UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
ALEXANDRE DE OLIVEIRA MOITINHO
ANÁLISE ESTRUTURAL GEOMÉTRICA E CINEMÁTICA DAS FORMAÇÕES AÇURUÁ, TOMBADOR E CABOCLO NO ENTORNO DA CIDADE DE ANDARAÍ, REGIÃO DA CHAPADA
DIAMANTINA - BA
Salvador 2011
ANÁLISE ESTRUTURAL GEOMÉTRICA E CINEMÁTICA DAS FORMAÇÕES AÇURUÁ, TOMBADOR E CABOCLO NO ENTORNO DA CIDADE DE ANDARAÍ, REGIÃO DA
CHAPADA DIAMANTINA - BA
Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia.
Orientador: Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite
Co-orientador: Prof. Msc. Antonio Jorge Campos Magalhães
Salvador 2011
ALEXANDRE DE OLIVEIRA MOITINHO
Salvador, 1 de dezembro de 2011
ANÁLISE ESTRUTURAL GEOMÉTRICA E CINEMÁTICA DAS FORMAÇÕES AÇURUÁ, TOMBADOR E CABOCLO NO ENTORNO DA CIDADE DE ANDARAÍ, REGIÃO DA
CHAPADA DIAMANTINA - BA
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite - Orientador Instituto de Geociências – UFBA/ Petrobrás
Profª. Drª. Simone Cerqueira Pereira Cruz Instituto de Geociências - UFBA
Msc. Idney Cavalcanti da Silva
Agradeço aos meus amados pais, Adelmo e Rosiléa, meus maiores incentivadores que mesmo com todas as dificuldades, sempre estiveram ao meu lado em todos os momentos da minha vida. Durante os anos da vida acadêmica, nunca deixaram de acreditar em mim e nunca me faltaram com amor, carinho e palavras de motivação. Muito obrigado pela dedicação, conselhos, orações e ensinamentos! Ao meu irmão, Marlon, por toda amizade, companheirismo e apoio incondicional em todos os momentos. A minha querida namorada Ítala por ter tornado estes anos da minha vida ainda mais especiais e por ter me suportado nos meus momentos mais difíceis, sempre com um sorriso amável. EU AMO VOCÊS!!! Aos meus familiares, inclusive os que moram distantes, por todas as mensagens positivas me incentivando a alcançar sucesso na minha jornada.
Aos meus orientadores e professores por compartilharem seus conhecimentos tornando a minha passagem por esta universidade, em uma fase de grandes descobertas. Aos professores Cícero e Sato e ao PRH-ANP 08 por providenciarem toda a logística necessária para a execução deste trabalho. Aos companheiros com quem vivi importantes momentos durante longas campanhas de campo, Valter, Acácio, Jaime, Paulo, Asafe, Caio e especialmente a Josafá por sua generosidade durante o desenvolvimento deste trabalho me ofertando ajuda sempre que se fez necessário.
Aos amigos, Mário, M.V, Substância e Cipri pelos grandes momentos vividos, pelas farras, histórias e “resenhas” que guardarei sempre comigo e pela preciosa amizade. Ao amigo Paulo Lopes por toda a ajuda prestada e sem a qual as coisas teriam se tornado mais difíceis para mim. Por fim agradeço aos demais colegas com quem convivi durante este período da minha vida e que eu prefiro não citar nomes para não cometer a indelicadeza de esquecer alguém.
“Não é o mais forte quem sobrevive, nem o mais inteligente, mas o que melhor se adapta às mudanças.”
Charles Darwin
RESUMO
A região de Andaraí, localizada no domínio da Chapada Diamantina, centro do Estado da Bahia é caracterizada por um relevo modelado por uma alternância de sinclinais e anticlinais dos quais se destaca a Serra do Sincorá onde repousam os litotipos do Supergrupo Espinhaço que sofreram intensas deformações durante o Ciclo Brasiliano no Neoproterozoico. A evolução dessas deformações resultaram em um conjunto de estruturas das quais predominam aquelas orientadas na direção NNW-SSE incluindo- se neste grupo o Anticlinal do Sincorá cujos flancos abrigam diferentes classes de estruturas como Dobras kink, Falhas Inversas e Falhas transcorrentes com padrão Riedel geradas por duas fases distintas de deformação: Fase Deformacional D1 e Fase Deformacional D2. A primeira fase (D1), com características compressionais, foi responsável pela nucleação de sistemas de dobramentos e empurrões com orientação geral NNW-SSE a N-S que abrigam, em seus flancos, estruturas dúcteis-rúpteis a rúpteis tais como dobras subsidiárias do tipo kink, geradas pelo mecanismo de fault propagation fold, associadas a falhas de empurrão. A segunda fase (D2), interpretado como reflexo do desenvolvimento das Faixas Rio Preto e Riacho do Pontal, possui caráter transcorrente e transpressivo que nucleou um sistema de fraturas, falhas e zonas de cisalhamento que evoluíram segundo o sistema de cisalhamento Riedel chamado de Falha de São João. Este sistema é formado por um conjunto principal de falhas, sintéticas à falha principal, com orientação NNW-SSE e cinemática sinistral, além de um sistema de fraturas antitéticas em relação ao conjunto principal, com cinemática dextral, orientado segundo WNW-ESE.
Palavras-Chave: Serra do Sincorá, Andaraí, Fault propagation fold, Rampas de Empurrão, Riedel.
ABSTRACT
The Andaraí region, located in the area of the Chapada Diamantina, center of the state of Bahia is characterized by alternating anticlines and synclines where lie the litotypes of Supergrupo Espinhaço deformed during Neoproterozoic in the Brasiliano Cycle. The main structure in the study area is the Serra do Sincorá Anticline that bears in the limbs three different classes of structures as kink folding, strike-slip falting with tectonic Riedel shear generated by two distinct phases of deformation: Deformation Phase D1 and Deformation Phase D2. The first event (D1), was responsible for the nucleation of folding and thrusting systems with general direction NNW-SSE, developed by the mechanism of fault propagation fold associated with thrust faults and faults-fracture systems with a pattern NNW-SSE almost parallel to the N-S axis of the anticline. The second event (D2), resultant of the development of the Rio Preto e Riacho do Pontal folds and thrust faults, bears transcurrent and transpressive structures in a system of fractures, faults and shear zones that have developed according to the Riedel Shear System. This system is part of a main regional structure named Falha de São João. This system consists of an association of NNW-SSE faults with sinistral kinematics and a system of faults with dextral kinematics in the WNW-ESE trend.
Keywords: Andaraí, Sincora Range, Fault propagation fold, Thrust faults, Riedel
SUMÁRIO
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO ...12
1.1 Considerações Iniciais ...12
1.2 Localização...13
1.3 Objetivos...14
1.3.1 Objetivo Geral ...14
1.3.2 Objetivos Específicos ...14
1.4 Problema...15
1.5 Hipótese ...15
1.6 Justificativa...16
1.7 Método De Trabalho...16
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL ...18
2.1 Introdução...18
2.2 Unidades Litológicas ...22
2.2.1 O Embasamento Pré-Espinhaço ...22
2.2.2 O Supergrupo Espinhaço ...22
2.2.2.1 Formação Serra da Gameleira ...23
2.2.2.2 Grupo Rio dos Remédios...23
a) Formação Novo Horizonte ...23
b) Formação Lagoa de Dentro ...24
c) Formação Ouricurí do Ouro ...24
2.2.2.3 Grupo Paraguaçu ...24
a) Formação Mangabeira ...24
b) Formação Açuruá ...25
2.2.2.4 Grupo Chapada Diamantina ...25
a) Formação Tombador ...25
b) Formação Caboclo...25
c) Formação Morro do Chapéu...26
2.2.3. As Rochas Intrusivas Máficas ...26
CAPÍTULO 3 – GEOLOGIA LOCAL ...27
3.1 Introdução...27
3.2 Formação Açuruá ...27
3.3 Formação Tombador...29
3.4 Formação Caboclo...34
CAPÍTULO 4 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA...37
CAPÍTULO 5 – GEOLOGIA ESTRUTURAL DA ÁREA DE ESTUDO ...53
5.1 Considerações Iniciais ...53
5.2 Análise Geométrica e Cinemática ...54
5.2.1 Estrutúras Dúctil - Rúpteis ...54
5.2.2 Estruturas Rúpteis...62
5.3 Evolução Deformacional da Área de Estudo...69
5.3.1 Fase Deformacional D1 ...69
5.3.2 Fase Deformacional D2 ...70
CAPÍTULO 6 – CONCLUSÕES ...71
CAPÍTULO 7 - REFERÊNCIAS ...72 ANEXO I...79 ANEXO II ...80
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1: Mapas de Situação e Localização. Modificado de Pedreira, 2002...13 Figura 2: Mapa mostrando o melhor acesso à área de estudo. ...14 Figura 3: O Cráton do São Francisco, suas faixas móveis marginais e os limites propostos por Almeida (1977) e Cruz (2004). Modificado de Cruz, 2004. ...18 Figura 4: Mapa geológico Geológico Regional da Chapada Diamantina. BG - Bloco Gavião, BJ – Bloco Jequié, SRP – Saliência do Rio Prado, ES – Espinhaço Setentrional, CD – Chapada Diamantina. Modificado de Cruz, 2004. ...19 Figura 5: Mapa da região oriental do Brasil mostrando a separação entre os domínios da Chapada Diamantina Oriental e Ocidental e o lineamento Barra do Mendes-João Correia, em Vermelho, separando os dois domínios (Pedreira et al., 1989). Modificado de Pedreira, 1994.
...20 Figura 6: Coluna Estratigráfica e aspectos deposicionais dos Supergrupos Espinhaço e São Francisco na Região da Chapada Diamantina.. Fonte: Silva, 2009 apud Guimarães et al., 2005. ...21 Figura 7: Elementos geométricos de uma dobra. Modificado de Pluijm & Marshak, 1997. ...37 Figura 8: Esquema de dobras Anticlinal e Sinclinal. Fonte: (Machado & Silva, 2009). ...38 Figura 9: Esquema de dobras a) horizontais, b) verticais e c) inclinadas. Fonte: (Richard, 1971)...39 Figura 10: Classificação de dobras em relação ao ângulo intra-flancos. Fonte: Machado &
Silva, 2009. ...40 Figura 11: Retas tangentes passando pelo ponto de inflexão. Fonte: (Machado & Silva, 2009).
...41 Figura 12: Características da vergência de dobras parasíticas associadas a um grande antiforme simétrico. Modificado de Pluijm & Marshak (1997); Hobbs et al (1976)...41 Figura 13: Esquema tridimensional de dobra em kink, mostrando seus eixos. Modificado de Pluijm & Marshak (1997)...42 Figura 14: Esquema simples de uma dobra em Kink vista em perfil, mostrando seus respectivos planos. Modificado de Davis & Reynolds (1996). ...43 Figura 15: Modelo de evolução de estrutura do tipo Fault Propagation Fold. Modificado de Pluijm & Marshak (1997)...44 Figura 16: Esquema de evolução das tension gashes mostrando seu eixo principal evoluindo paralelamente à tensão principal. Modificado de Passchier e Trouw (1996)...45 Figura 17: Desenvolvimento de tension gashes relacionadas à evolução de estruturas do tipo fault propagation fold. (a) desenvolvimento de suaves anticlinais e sinclinais; (b) tension gashes nucleiam cortando as dobras; (c) falha corta o conjunto de dobras e tension gashes.
Modificado de Pluijm & Marshak (1997). ...45 Figura 18: Distribuição da deformação em dobras geradas por mecanismo de deformação tangencial longitudinal. Modificado de Drucker (1967). ...45 Figura 19: Bloco diagrama mostrando diferentes tipos de estruturas rúpptis. Modificado de Cloos (1922) apud Price & Cosgrove (1990)...46 Figura 20: Elementos geométricos de uma dobra. Modificado de Pluijm & Marshak (1997).47 Figura 21: Classificação de falhas de Anderson (1942), de acordo com sua geometria. a) Falha Normal; b) Falha Reversa; c)Falha Transcorrente; d) Falha Oblíqua. Modificado de Price &
Cosgrove (1990). ...48 Figura 22: Bloco diagrama mostrando movimentação relativa dos blocos com a) cinemática sinistral e b) cinemática dextral. ...49
Figura 23: Deformação dúctil (a), rúptil-dúctil (b), rúptil-dúctil (c), dúctil (d). Modificado de Pluijm & Marshak (1997)...49 Figura 24: Relação entre os tipos de rocha de falha e as variações de profundidade e temperatura segundo, Sibson (1977). Modificado de Pluijm & Marshak (1997). ...50 Figura 25: Modelo esquemático de cisalhamento tipo Riedel. R – Fratura Sintética; R’ – Fratura Antitética; T – Fratura de Tração; P – Fratura de cisalhamento Sintética Secundária; X – Fratura de cisalhamento Sintética Secundária Y ou D – Fraturas de cisalhamento sintéticas
subparalelas ás fraturas principais. Fonte:
www.geologia.ufpr.br/graduacao/estrutural2010/aula8.pdf...52 Figura 26: Mapa Geológico-Estrutural Simplificado da Chapada Diamantina com a área de estudo assinalada. Modificado de Danderfer et al., 1993...54 Figura 27: a) Diagramas de planos para o acamamento (S0) da Serra do Sincorá. b) Diagrama de Isodensidade Polar para o acamamento (S0) da Serra do Sincorá mostrando o valor máximo 78ºp/ 261, plano máximo 351/12ºNE e o Lb, representado pela estrela verde, mostrando o valor de 1ºp/349. ...55 Figura 28: Diagramas para os flancos da dobra nos metarenitos fluviais da Fm. Tombador na Trilha do Paty. a) Diagrama de planos. b) Diagrama de Isodensidade polar mostrando o valor máximo de 69ºp/249, plano máximo de 339/21º NE e Lb de 15ºp/17. ...56 Figura 29: Diagrama de roseta com tratamento estatístico para os veios e tension gashes mostrando dois trends para as estruturas dúcteis-rúpteis. ...61 Figura 30: Diagramas de tratamento estatístico para as fraturas cisalhantes dextrais. a) Diagrama de rosetas; b)Diagrama de isodensidade polar...64 Figura 31: Diagramas de tratamento estatístico para as falhas sinistrais. a) Diagrama de rosetas; b)Diagrama de isodensidade polar. ...64 Figura 32: Diagrama de roseta para as falhas dextrais e sinistrais, mostrando o padrão de cisalhamento Riedel...65 Figura 33: Modelo do padrão de cisalhamento Riedel. ...65 Figura 34: Diagramas de tratamento estatístico para as zonas de cisalhamento. a) Diagrama de rosetas; b)Diagrama de isodensidade polar. ...68
ÍNDICE DE FOTOS
Foto 1: Arenito fino da Formação Açuruá com coloração esbranquiçada visto na trilha Paty- Andaraí. Ponto AM-012. ...28 Foto 2: Arenito médio da Formação Açuruá mostrando estratificação plano-paralela (retângulo vermelho) e estratificação cruzada acanalada (retângulo azul) visto na trilha Paty- Andaraí. GPS sobre a So. Ponto AM-018. ...29 Foto 3: Rochas metassedimentares da Formação Tombador aflorando no leito do Rio Paraguaçu, próximo à cidade de Andaraí. Ponto AM-166. ...30 Foto 4: Arenito fluvial com marcas onduladas bidirecionais no topo (Imagem em planta).
Afloramento na cidade de Andaraí, no leito do Rio Baiano. Setas apontando na direção dos fluxos. Ponto AM-158. ...31 Foto 5: Arenito eólico com estratificação tangencial de grande porte no leito do Rio Piaba, próximo à cidade de Andaraí. Ponto: AM-225. ...31 Foto 6: Arenito eólico (lençol de areia) com estratificação plano-paralela no leito do Rio Paraguaçu, próximo a cidade de Andaraí. AM- 166. ...32 Foto 7: Intercalação de arenito e conglomerado polimítico suportado por grãos, da Formação Tombador (Imagem em perfil). Trilha Paty-Andaraí. Ponto AM-134. ...33 Foto 8: Conglomerados suportado por matriz, da Formação Tombador, visto na trilha Paty- Andaraí (Imagem em planta). Pont AM-134...33 Foto 9: Afloramento da Formação Caboclo em corte de estrada na rodovia BA-142 em Andaraí. Ponto AM-159. ...34 Foto 10: Lentes de carbonato da Formação Caboclo apresentando alto grau de silicificação visto em afloramento de corte de estrada na rodovia BA- 142, próximo à cidade de Andaraí (Imagem em perfil). Ponto AM-AM194. ...35 Foto 11: Intercalação de areia fina e silte da Formação Caboclo mostrando estruturas do tipo wavy (Imagem em perfil). Afloramento do tipo corte de estrada na rodovia BA-142 próximo à cidade de Andaraí. Ponto AM-180. ...36 Foto 12: Dobra suave nos metarenitos fluviais da Formação Tombador, na Trilha do Paty.
Ponto AM-138. ...56 Foto 13: Fault Propagation Fold associado à falha reversa e vergência para WSW. Em preto estão destacados os planos de acamamento e em vermelho está destacado o plano de falha.
Afloramento na BA-142. Ponto AM-180. ...57 Foto 14: Dobra de arrastodesenvolvida pelo mecanismo de fault propagation fold associado à falha de empurrão, com cinemática reversa e vergência para WSW. Em preto estão destacados os planos de acamamentos e em vermelho está destacado o plano de falha. Afloramento na BA-142. Ponto AM181. ...58 Foto 15: Dobra com geometria assimétrica em “Z”, apertada. Metassiltitos da Formação Caboclo. Afloramento do tipo corte de estrada na rodovia BA-142. Ponto AM-181. ...58 Foto 16: Tension gashes e pequena dobra com geometria kinknos metarenitos eólicos da Formação Tombador associado por falhas de com movimento aparente de cinemática sinistra com orientação N160/30º SW. Ponto AM-166. ...59 Foto 17: Tenshion gashes com atitude N250º/40NW nos metarenitos fluviais da Formação Tombador associadas à zona de cisalhamento com cinemática aparente sinistral. Ponto AM- 174. ...60 Foto 18: Veio de quartzo com estrias nos metarenitos fluviais da Formação Tombador na Vila de Igatú. Ponta da caneta aponta para a direção do deslocamento. Ponto AM-191. ...61 Foto 19: Shear bands com cinemática sinistral nos metarenito da Formação Tombador. Ponto AM-170. ...62
Foto 20: Plano de falha nos metarenitos da Formação Tombador mostrando estrias de baixo reike associadas a slickensides indicando cinemática sinistral. Ponto AM-172...63 Foto 21: Zona de falha do Rio Paraguaçu com a presença de cataclasitos. Escala no circulo em vermelho. Ponto AM-166. ...66 Foto 22: Falha Reversa com atitude N325º/65º NE nos metarenitos da Formação Tombador.
Ponto AM-171. ...67 Foto 23: Veio de quartzo com estrias e slickensides com cinamática reversa. Ponto AM-171.
...67 Foto 24: Zona de cisalhamento rúptil com intenso grau de fraturamento, na Trilha do Paty com geração de tectonitos rúpteis. Ponto AM-125...68
ÍNDICE DE TABELAS
Tabela 1: Classificação das rochas de falha segundo Sibson (1977). ...51
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO
1.1 Considerações Iniciais
Em termos geológicos a Chapada Diamantina pode ser dividida em dois distintos domínios: Chapada Diamantina Ocidental e a Chapada Diamantina Oriental (Inda & Barbosa, 1978), sendo que a Serra do Sincorá se encontra nesse último domínio. A Serra do Sincorá é um sistema orográfico caracterizado por vales profundos e encostas íngremes (Pedreira, 2002).
Segundo Pedreira (2002), a Formação Tombador, sobreposta pela Formação Caboclo, do Grupo Chapada Diamantina, está depositada sobre a Formação Açuruá, (denominada pelo mesmo autor como Formação Guiné), pertencente ao Grupo Paraguaçú. O contato da Formação Tombador com a Formação Açuruá é marcada por uma discordância angular e pela transição entre ambientes marinho e continental (Santana, 2009). A mudança de direção das paleocorrentes é um indicador da passagem entre as Formações Açuruá e Tombador, visto que na primeira as paleocorrentes estão orientadas para leste e na última para oeste. As Formações Açuruá e Tombador e Caboclo representam as fases pós-rifte e sinéclise da Bacia do Espinhaço Oriental, respectivamente (Santos, 2009).
A Serra do Sincorá é cortada por lineamentos recorrentes por toda sua extensão seguindo orientação preferencial NW-SE que, segundo Silva (2009), estão associados ao flanco de megadobramentos gerados durante o evento compressional Brasiliano. Danderfer (1990) descreve a presença de dois padrões estruturais distintos, sendo o primeiro relativo a um sistema de falhas reversas e dobras de empurrão com orientação preferencial NNW-SSE a N-S (Danderfer & Dardenne, 2002). Segundo Danderfer (1990) esse padrão é de abrangência regional sendo o mais expressivo na Chapada Diamantina. O segundo, de ocorrência restrita (Danderfer, 1990), relaciona-se a um sistema de falhas de empurrão de orientação preferencial E-W. O primeiro padrão de deformações seria gerado por esforços compressivos de orientação WSW-ENE, sendo o segundo padrão estrutural resultado de esforços com orientação N-S.
Esta monografia do Trabalho Final de Graduação (Geo – A76) apresenta os resultados decorrentes das análises geométrica e cinemática da deformação superposta às rochas metassedimentares das formações Açuruá, Tombador e Caboclo na região de Andaraí, Chapada Diamantina.
1.2 Localização
A Chapada Diamantina está localizada na região central do estado da Bahia (Figura 1).
A área de estudo localiza-se na porção central da Serra do Sincorá, inserida no Parque Nacional da Chapada Diamantina, no entorno da cidade de Andaraí, abrangendo o Vale do Paty e a Vila de Igatú, distrito de Andaraí. A região está incluída na Bacia hidrográfica do Rio Paraguaçu e é cortado pelo rio que dá o nome à Bacia.
Figura 1: Mapas de Situação e Localização. Modificado de Pedreira, 2002.
O melhor acesso à região, saindo de Salvador se dá pela BR-324 até Feira de Santana.
A partir daí, toma-se a BR-116, seguindo até o entroncamento com a BR-242. Percorre-se a BR-242 no sentido de Lençóis, até o entroncamento com a BA-142. Depois se percorre esta rodovia estadual te chegar à cidade de Andaraí (Figura 2). A distância total deste percurso é de 419 km em um tempo total de aproximadamente 5 horas e 36 minutos.
Figura 2: Mapa mostrando o melhor acesso à área de estudo.
1.3 Objetivos
1.3.1 Objetivo Geral
O principal objetivo deste Trabalho Final de Graduação é realizar o levantamento do arcabouço estrutural da Serra do Sincorá, no Anticlinal do Pai Inácio, e desenvolver um modelo cinemático para esta região.
1.3.2 Objetivos Específicos
1. Realizar análise descritiva e cinemática das estruturas primárias e secundárias presentes nas rochas metassedimentares das Formações Açuruá, Tombador e Caboclo;
2. Posicionar o campo remoto de tensões atuantes na área de estudo;
3. Confeccionar um mapa geológico e estrutural na escala 1:60.000 para a Serra do Sincorá no entorno da Cidade de Andaraí;
4. Elaborar um modelo evolutivo, simplificado, de evolução deformacional, relacionando as fases deformacionais às estruturas identificadas na etapa de campo.
1.4 Problema
A região da Chapada Diamantina, na Bahia, possui belas exposições de rochas metassediementares com estruturas primárias muito bem preservadas, sendo alvo de diversos estudos de caracterização sedimentar e estratigráfica. Há inúmeros trabalhos realizados que descrevem as características faciologicas das formações presentes na Chapada Diamantina, entretanto poucos foram os trabalhos de análise estrutural que caracterizaram esta região.
A Serra do Sincorá é uma feição orogenética, entalhada no Anticlinal do Pai Inácio, de destaque na região, porém pouco se sabe sobe a sua gênese e resultado dos esforços atuantes durante o evento orogenético sobre as fácies sedimentares.
Tendo isso em vista, surgem tais questionamentos: Qual o arcabouço estrutural e o significado das deformações presentes na Serra do Sincorá? Qual o campo remoto de tensão resposáveis por estas deformaçãoes? Quais as transformações metamórficas (cristalização/recristalização) experimentadas pelas fácies sedimentares durante a evolução do evento orogenético?
1.5 Hipótese
As rochas metassedimentares que compõem o Supergrupo Espinhaço na região fisiográfica da Chapada diamantina sofreram esforços compressivos relacionados com a Orogênese Brasiliana (Almeida, 1977). Danderfer (1990); Lagoeiro, (1990); Danderfer et al.(1993) e Pedreira (1994) discorreram a existência de dois eventos deformacionais para os litotipos que compõem o Supergrupo Espinhaço na região da Chapada Diamantina. Estes esforços são chamados de E1 e E2 pelos autores citados e representam eventos compressivo e transcorrente, respectivamente sendo o primeiro de orientação E-W e o segundo de orientação NNW-SSE quase N-S.
Para a área de estudo, acredita-se que os esforços referentes ao evento E1 sejam responsáveis por um sistema de dobramentos suaves e de escala regional e falhas de empurrão com orientação NNW-SSE, enquanto o E2 tenha gerado um importante sistema de falhas transcorrentes e zonas de cisalhamento paralelos aos eixos das grandes dobras. Estas deformações seriam responsáveis pelo baixo grau de metamorfismo a que foram submetidos os metassedimentos das Formações Açuruá, do grupo Paraguaçu e das formações Tombador e Caboclo do Grupo Chapada Diamantina.
1.6 Justificativa
O referido trabalho assume relevância por se tratar de um tema novo e pouco desenvolvido nas rochas metassedimentares desse setor da Chapada Diamantina no Estado da Bahia. Objetiva explicar os efeitos das tensões atuantes durante o evento orogenético que ocorreu na Serra do Sincorá e causadores das deformações das rochas metassedimentares constituintes das formações Açuruá, Tombador e Caboclo, presentes na região.
Esse entendimento permitirá o levantamento de novos dados e de interpretações a respeito da evolução estrutural dessas formações, não só contribuindo para maior conhecimento geológico da região, mas também para compreensão da influência das estruturas primárias deposicionais na nucleação e evolução das estruturas tectônicas.
1.7 Método De Trabalho
Para a confecção desta monografia foram realizadas as seguintes etapas:
Etapa I – Ao longo desta fase de trabalho foi desenvolvido o levantamento e pesquisa bibliográfica, tendo sido consultadas trabalhos como livros didáticos, artigos, resumos, teses e dissertações. Nesta etapa, foi realizada uma campanha de campo na região de Lençóis para o reconhecimento das ambientes deposicionais, elementos arquiteturais, geometria externa dos pacotes sedimentares, e das feições estruturais presentes na região da Chapada Diamantina.
Ainda nesta etapa foram realizadas interpretações de imagens de satélite e fotografias aéreas (CBPM, 1976) na escala 1: 60.000, para traçar os lineamentos estruturais utilizando o Software ArcGis® 9.3.
Etapa II – Na segunda fase de trabalho foram realizadas campanhas de campo na região, entre os dias 16 a 22 de outubro de 2010 e entre os dias 03 a 15 de janeiro de 2011.
Foram visitados um total de 229 pontos de Afloramentos (ANEXO II). Nessa campanha foram coletados uma série de dados estruturais, tais como azimute e mergulho de estruturas primárias e secundárias. Nesta etapa foram utilizados equipamentos com GPS, bússola, martelo geológico, cadernetas de campo e máquina fotográfica. Os dados obtidos foram organizados em uma planilha Excel onde foram anotados dados como Identificação do Afloramento, Data, Coordenadas do Ponto, Estrutura, Direção, Mergulho, Estruturas Associadas, Rocha, Descrição da Rocha, Número da Foto.
Etapa III – Nessa etapa foi realizada a interpretação dos dados obtidos, durante a Etapa II. Os dados sobre estas estruturas foram separados em arquvivos com a extensão “.txt”
para serem utilizados no software Stereonet® 3.2. Em seguida, foi realizada a confecção de diagramas utilizando o software SteroNet® 3.2.
Etapa IV – Nesta última fase, foi feita a junção de todos os dados obtidos nas etapas anteriormente descritas para a redação do Trabalho Final de Graduação.
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL 2.1 Introdução
O Cráton do São Francisco (Figura 3) representa uma entidade tectônica bastante representativa do embasamento da plataforma sul-americana, que se estende por quase todo o Estado da Bahia e parte do Estado de Minas Gerais (Almeida, 1977), (Barbosa et al, 2003) e é limitada pelas faixas móveis Neoproterozoicas Rio Preto, Riacho do Pontal e Sergipana a norte, Brasília a oeste e Araçuaí a sul-sudeste (Figura 3). Almeida (1977) descreve o Cráton como um segmento crustal consolidado no paleoproterozoico.
No Cráton do São Francisco podem ser distinguido o embasamento mais antigo do que 1,8 Ga, coberturas fanerozoicas que serão descritas neste capítulo.
Cruz (2004) e Cruz & Alkimin (2005), propuseram uma nova delimitação para o Cráton do São Francisco no seu contato com a Faixa Araçuaí, em função dos seus estudos que demonstram a deformação do embasamento Arqueano-Paleoproterozoico durante a orogenia Brasiliana (Figura 3).
Figura 3: O Cráton do São Francisco, suas faixas móveis marginais e os limites propostos por Almeida (1977) e Cruz (2004). Modificado de Cruz, 2004.
Alkimin et al. (1993) propuseram a existência do Corredor de Deformação do Paramirim (Figura 4), gerado no Brasiliano, e caracterizado como uma megaflor positiva cortando o Cráton na direção NNW-SSE. Este corredor é limitado pelas faixas brasilianas Faixa Araçuaí a sul-sudeste, e Rio Preto e Riacho do Pontal a norte-noroeste.
Figura 4: Mapa geológico Geológico Regional da Chapada Diamantina. BG - Bloco Gavião, BJ – Bloco Jequié, SRP – Saliência do Rio Prado, ES – Espinhaço Setentrional, CD – Chapada Diamantina. Modificado de Cruz, 2004.
O Supergrupo Espinhaço consiste em uma megassequência implantada sobre riftes estaterianos (1,8-1,6 Ga) (Dussin & Dussin, 1995), que resultou na segmentação do Espinhaço Setentrional e Chapada Diamantina (Guimarães et al., 2008) O Espinhaço Setentrional é composto pelo Grupo Oliveira dos Brejinhos (Paleoproterozoico), intrudidos por corpos máficos representados por diques e sills (Guimarães et al. 2005, Guimarães et al.
2008, Loureiro et al. 2009) e pelo Grupo Santo Onofre de idade Neoproterozoica.
A Chapada Diamantina é dividida em dois ramos: Chapada Diamantina Ocidental e Chapada Diamantina Oriental (Inda & Barbosa, 1978) separados pelo lineamento Barra do Mendes-João Correia (Jardim de Sá et al., 1976), uma estrutura com orientação NNW-ESSE (Figura 5).
Figura 5: Mapa da região oriental do Brasil mostrando a separação entre os domínios da Chapada Diamantina Oriental e Ocidental e o lineamento Barra do Mendes-João Correia, em Vermelho, separando os dois domínios (Pedreira et al., 1989). Modificado de Pedreira, 1994.
O Supergrupo Espinhaço é representado pelo Grupo Rio dos Remédios composto pelas formações Novo Horizonte, Lagoa de Dentro e Ouricurí do Ouro, pelo Grupo Paraguaçu que compartimenta as formações Mangabeira e Açuruá, sobrepostas pelas formações Tombador e Caboclo do Grupo Chapada Diamantina. O Supergrupo São Francisco é representado pelo Grupo Uno constituído pelas formações Bebedouro e Salitre (Figura 6).
A área de estudo está citada no ramo Oriental da Chapada Diamantina (Inda &
Barbosa, 1978) onde se instalaram dobras suaves e magmatismo restrito às intrusões básicas
(Pedreira, 1994). Nesta região, as unidades presentes são àquelas relacionadas ao Supergupo Epinhaço.
Figura 6: Coluna Estratigráfica e aspectos deposicionais dos Supergrupos Espinhaço e São Francisco na Região da Chapada Diamantina.. Fonte: Silva, 2009 apud Guimarães et al., 2005.
2.2 Unidades Litológicas
2.2.1 O Embasamento Pré-Espinhaço
O Bloco Gavião representa o embasamento cristalino da região. Segundo Souza et al.
(2003), suas rochas são constituídas essencialmente por ortognaisses migmatíticos de composição tonalítico-trondhjemítico-granodiorítico com idades arqueanas (3,2-3,6 Ga), intrudidas por granitoides paleoproterozóicos, e que mostram comumente feições com predomínio de estruturas bandadas, enclaves máficos de granulação média a grossa.
Os ortognaisses migmatiticos do Complexo Gavião guardam registros de eventos tectônicos pré-brasilianos, denunciados pela mudança das atitudes do bandamento gnáissico e pelo padrão de dobras menores, retrabalhados pela deformação superimposta, de idade brasiliana. As foliações geradas neste evento giram em torno da direção NS, com inclinações subverticais; relaciona-se, também, lineação de estiramento tipo mergulho abaixo, marcada por palhetas de biotita e cristais de quartzo (Guimarães, et al., 2008).
O embasamento do Bloco Gavião abriga uma série de Seqüências Vulcanossedimentares, sendo algumas delas com características de Greenstone Belts. Entre esses destacam-se as seqüências de Urandi, Boquira, Ibitira-Brumado, Guajeru, Riacho de Santana-Urandi, Contentas Mirante, Umburanas e Mundo Novo, todas de idade arqueana a arqueana-paleoproterozóica (Silva & Cunha, 1999), e estão agrupadas no Complexo Licínio de Almeida (Bastos-Leal , 1998; Silva & Cunha, 1999; Barbosa et al., 2003).
Nas rochas do Bloco Gavião estão registrados os efeitos dos eventos tectônicos mais antigos que são observados nas atitudes dos bandamentos gnáissicos e no padrão das dobras de menor porte (Guimarães et al., 2008) retrabalhados pela deformação superposta, de idade brasiliana (Martins et al., 2008).
2.2.2 O Supergrupo Espinhaço
As rochas que compõem as unidades desse supergrupo foram depositados em uma bacia do tipo Rifte-Sag e sinéclise, intracratônica, de idade paleo-mesoproterozoicio (Guimarães, et al., 2005), cuja geração iniciou-se no estateriano devido a uma tafrogênese que gerou sistema de rifte. Essa bacia foi previamente preenchida por rochas magmáticas e sedimentares que originaram o Supergrupo Espinhaço.
Na Bahia, o sistema de riftes Espinhaço é constituído de dois ramos: Rifte Espinhaço Oriental (região fisiográfica da Chapada Diamantina), e o Rifte Espinhaço Ocidental (serra do Espinhaço Setentrional).
O Supergrupo Espinhaço (Figura 6) abriga sedimentos terrígenos e vulcânicas ácidas a intermediarias. Guimarães, et al., (2008) e Loureiro et. al. (2009), propuseram uma divisão litoestratigráfica para a Serra do Espinhaço, composta pela Formação Algodão e os grupos Oliveira dos Brejinhos, São Marcos e Santo Onofre e na região da Chapada Diamantina, as unidades cronocorrelatas são a Formação Serra da Gameleira e os grupos Rio dos Remédios, Paraguaçu, Chapada Diamantina e Morro do Chapéu.
A evolução da Bacia do Espinhaço Oriental, onde esta localizada a área de estudo, sucedeu-se através de três etapas evolutivas (fases pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte), onde seu início se deu há cerca de 1,75 Ga (Schobbenhaus, 1996). A fase pré-rifte é marcada por depósitos sedimentares siliciclásticos eólicos da Formação Serra da Gameleira (Guimarães et al., 2008). A fase sin-rifte engloba as rochas vulcânicas/subvulcânicas da Formação Novo Horizonte e os depósitos continentais daTectonosequência Lagoa de Dentro/Ouricuri do Ouro enquanto a fase pós-rifte é caracterizada pelos depósitos marinhos rasos da supersequência Mangabeira/Açuruá (Guimarães et al., 2008 , Loureiro et al,. 2009).
2.2.2.1 Formação Serra da Gameleira
Sequência deposicional formada por sedimentos siliciclásticos de origem eólica acumulados em um espaço bacinal raso, derivado de flexura litosférica (Guimarães et al., 2008). Suas rochas metassedimentares estão depositadas sobre o embasamento apresentando discordância erosiva e ângular. Em relação à sequência superior (Formação Novo Horizonte do Grupo Rio dos Remédios) apresenta discordância regional.
2.2.2.2 Grupo Rio dos Remédios
a) Formação Novo Horizonte
Schobbenhaus & Kaul (1971) definem esta unidade como uma associação de litofácies vulcânicas, subvulcânicas piroclásticas e epiclásticas de derivação vulcânica. Estas rochas
apresentam-se bastante deformadas, por ação de inúmeras zonas de cisalhamento que associadas à ação de fluidos. São responsáveis por importantes mineralizações de ouro, barita, cassiterita e quartzo rutilado (Guimarães et al., 2008).
b) Formação Lagoa de Dentro
Compreende os depósitos pertencentes ao Membro Lagoa de Dentro descritos por Schobbenhaus & Kaul (1971). A sedimentação dessa formação ocorreu em ambiente lacustre, sendo composta essencialmente por metarritimitos (grauvaca e pelito), metassiltitos, metargilitos, níveis subordinados de metaconglomerados e metarenito (Guimarães et al., 2008). Esta unidade é sotoposta à Formação Ouricurí do Ouro, apresentando contatos gradacionais interdigitados, o que denota uma afinidade deposicional entre as unidades.
c) Formação Ouricurí do Ouro
Esta unidade é formada por depósitos relacionados a sistemas aluviais e eólicos.
Guimarães et al.(2008) descrevem esta formação dividindo-a em cinco diferentes associações de litofácies, depositados em sistemas distintos que são: eólico, fluvial, fluvio-deltaico- lacustre, leques aluviais subaéreos a subaquosos e fluvio-deltaico ás vezes retrabalhados pelo vento e por correntes de turbidez.
2.2.2.3 Grupo Paraguaçu
a) Formação Mangabeira
Os sedimentos que compõem esta unidade são provenientes de um ambiente costeiro desértico contendo depósitos fluviais. É compota por quartzitos e metarenitos finos, bem selecionados, sericíticos, com estratos cruzados acanalados, onde as paleocorrentes indicam o fluxo para SW (Schobbenhaus & Kaul, 1971). A feição mais marcante e diagnóstica deste depósito é a estratificação cruzada de grande porte além da bimodalidade textural (Guimarães et al., 2008).
b) Formação Açuruá
Esta formação é definida por Montes (1977) como Formação Guiné. Os sedimentos que compõem esta formação caracterizam um ambiente litorâneo a marinho raso. A deposição desta unidade apresta um ordenamento granocrescente ascendente, iniciando com os metargilitos, passando a metarritimito, encerrando em metarenito (Guimarães et al., 2008). As estruturas presentes nas rochas que compõem a Formação Açuruá são as estratificações plano- paralelas, cruzadas de pequeno porte e marcas onduladas de pequeno porte. Por vezes, estas rochas metassedimentares apresentam minerais micáceos nos planos intra-estratais e fendas de ressecamento preenchidas por arenito.
2.2.2.4 Grupo Chapada Diamantina
a) Formação Tombador
É constituída essencialmente por metaarenitos médios a grossos com níveis conglomeráticos (Guimarães et al., 2008). Os metaarenitos apresentam granulometria variável com caráter bimodal na base, intercalados por níveis de metaconglomerados. As estruturas mais frequentes nestes metaarenitos são estratificação cruzada acanalada e tabular. Os metaconglomerados são formados por seixos arredondados e de outras rochas metassedimentares. São em geral sustentados por uma matriz cujo granulometria varia entre areia fina a grossa. Os prováveis ambientes desta formação são estuários, fluvial entrelaçado, eólico e leques aluviais (Pedreira, 1994).
b) Formação Caboclo
É interpretada por Pedreira (1994) como um depósito, em parte, oriundo de um sistema de inter- a supramaré de ambiente lagunar e outra parte desta formação sendo depositada em ambiente litorâneo de sub-maré. Essa unidade é composta por metaarenitos finos bem selecionados, gradando para metassiltitos e metaargilitos (pelitos), metacarbonatos com conglomerados subordinados. Observa-se a presença de estruturas do tipo wavy, lisen e hummockies (Pedreira, 1994).
c) Formação Morro do Chapéu
Pedreira (1994) descreve essa formação como resultado de uma deposição em ambiente continental de sistemas fluviais, leques aluviais e eólicos. É composto por metaarenitos e metaconglomerados com estratificação cruzada sigmoidal, acanalada e tabular.
2.2.3. As Rochas Intrusivas Máficas
As Rochas Máficas Intrusivas, segundo Guimarães et. al.(2008), ocorrem como diques e sills com ampla distribuição regional. Estas intrudem todo o conjunto metavulcanossedimentar do Supergrupo Espinhaço (Sequência Serra da Gameleira e Tectonossequências Rio dos Remédios), na Chapada Diamantina e no Espinhaço Setentrional.
Tratam-se de corpos verticalizados, com orientação preferencial NNW e dimensões variadas (Figura 6).
Guimarães et al., (2008) propuseram duas gerações para essas rochas. A primeira delas, representada por leucogabro, fino, foliado, deformado, cinza-escuro e cinza- esverdeado, são intrusivos nas unidades inferiores do Supergrupo Espinhaço, com idades 0,934 Ga (método U-Pb em zircão). A segunda geração é constituída por gabro isotrópico, cinza escuro e verde, de granulação média a grossa com idades de ate 1,5 Ga que alcançam até as formações Tombador e Caboclo do Grupo Chapada Diamantina.
CAPÍTULO 3 – GEOLOGIA LOCAL 3.1 Introdução
A área de estudo abrange três diferentes unidades litoestratigráficas (Anexo I). Estas unidades são representadas pelas rochas metassedimentares da Formação Açuruá, representante de Grupo Paraguaçu e pelas formações Tombador e Caboclo do Grupo Chapada Diamantina. Segundo Guimarães et al. (2008), a Formação Açuruá, topo do Grupo Paraguaçu, marca a passagem da fase pós-rifte da Bacia do Espinhaço para a Sinéclise Chapada Diamantina, onde se depositaram a Supersequência Tombador/Caboclo.
O contato entre as formações Açuruá e Tombador é marcado por discordância angular (Pedreira,1994 e Dominguez, 1993). Na cidade de Andaraí afloram as formações Caboclo e Tombador do Grupo Chapada Diamantina. Observa-se na porção oeste da cidade, a Formação Tombador e na porção leste, a Formação Caboclo. O contato entre estas unidades não pode ser observado, pois a sede do município de Andaraí está pavimentada sobre este. A Formação Açuruá aflora apenas no Vale do Paty.
3.2 Formação Açuruá
Foi inicialmente definida por Montes (1977) como Formação Guiné e posteriormente descrita por Inda & Barbosa (1978) como Formação Açuruá. Esta unidade representa o fim da fase pós-rifte da Bacia do Espinhaço Oriental e representa uma transgressão marinha, sobre os depósitos continentais da Formação Mangabeira, sendo a transição entre estas unidades definida como gradacional (Guimarães et al., 2008).
O produto do intemperismo sobre as rochas dessa unidade geram solos argilosos espessos e bem desenvolvidos e são observados na seção basal do Vale do Paty.
A Formação Açuruá é encontrada no Vale do Paty e na porção basal da trilha Vale do Paty-Andaraí, sopé da Serra do Sincorá, apresentando ampla distribuição espacial e espessura de aproximadamente 300 metros com paleocorrentes que indicam sentido do fluxo predominante para ENE.
As rochas que compõem esta unidade são metargilitos siltosos com planos intraestratais preenchidos por micas brancas passando pra metasiltitos arenososde coloração clara variando de tons esbranquiçados a rosa (Foto 1). As principais estruturas encontradas nesta unidade são estratificações cruzadas acanaladas de pequeno a médio porte, estratificação plano-paralela (Foto 2) e ripples. Estas unidades encontram-se metamorfisadas na fácies xisto verde baixo. Na trilha Paty-Andaraí afloram metarenitos finos bem selecionados chegando a médio no topo.
A Formação Açuruá é resultado da deposição de sedimentos em um sistema marinho raso, ocasionalmente submetidos à eventos de alta energia em zonas de maré, praia e frentes deltaicas relacionados a um trato de sistema transgressivo (Loureiro et al. 2009, Guimarães et al. 2008).
Foto 1: Arenito fino da Formação Açuruá com coloração esbranquiçada visto na trilha Paty-Andaraí. Ponto AM- 012.
Foto 2: Arenito médio da Formação Açuruá mostrando estratificação plano-paralela (retângulo vermelho) e estratificação cruzada acanalada (retângulo azul) visto na trilha Paty-Andaraí. GPS sobre a So. Ponto AM-018.
3.3 Formação Tombador
A Formação Tombador foi definida por Branner (1910). Segundo Guimarães et al.
(2008) e Guimarães et al. (2005), esta unidade representa a fase inicial da Sinéclise Chapada Diamantina que aflora em maior proporção em relação às demais, nas porções mais altas da Serra do Sincorá. Compreende um conjunto de rochas siliciclásticas que configuram um relevo de serras alongadas.
Os solos referentes aos depósitos desta unidade são bastante arenosos a cascalhosos, pouco profundos e pouco evoluidos.
As rochas metassedimentares que compõem a Formação Tombador afloram por toda porção da trilha Paty-Andaraí, em toda cidade de Andaraí, na maior parte da estrada que liga Andaraí a Mucugê, em toda vila de Igatú e apresenta uma bela exposição no leito do Rio Paraguaçu (Foto 3).
As paleocorrentes medidas nessa unidade indicam que o sentido do fluxo de corrente segue direção preferencial para W. Essa direção preferencial da paleocorrente é um dos argumentos usados por Pedreira (1990) e Pedreira (1994), para defender a idéia de que o Grupo Chapada Diamantina representaria uma bacia de foreland, sendo a Faixa Jacobina/Contendas Mirante, fonte dos sedimentos.
Foto 3: Rochas metassedimentares da Formação Tombador aflorando no leito do Rio Paraguaçu, próximo à cidade de Andaraí. Ponto AM-166.
A sedimentação na base dessa formação é marcada pela deposição de areia fina intercalada com siltes e o topo é marcado por conglomerados sustentados por seixos e por matriz. Pedreira (1990) divide a Formação Tombador em três sistemas: Flúvio-Eólico, Eólico e Leques Aluviais.
As fácies fluviais são caracterizadas por metarenitos finos a muito grossosque apresentam mal selecionamento, em barras fluviais de geometria lenticular com estratificações cruzada acanalada ou tangencial, que podem variar de pequeno a grande porte.
O topo desses depósitos fluviais é marcado por marcas onduladas que podem apresentar fluxo bidirecional (Foto 4), indicando a existência de um sistema fluvial entrelaçado.
O sistema eólico é caracterizado por sedimentos arenosos finos bem selecionados, topo com marcas onduladas, apresentando estratificação cruzadas acanalada, tabular ou tangencial de grande porte (Foto 5) no caso de dunas, ou ainda estratificação plano-paralela, no caso dos lençóis de areia (Foto 6).
Foto 4: Arenito fluvial com marcas onduladas bidirecionais no topo (Imagem em planta). Afloramento na cidade de Andaraí, no leito do Rio Baiano. Setas apontando na direção dos fluxos. Ponto AM-158.
Foto 5: Arenito eólico com estratificação tangencial de grande porte no leito do Rio Piaba, próximo à cidade de Andaraí. Ponto: AM-225.
Foto 6: Arenito eólico (lençol de areia) com estratificação plano-paralela no leito do Rio Paraguaçu, próximo a cidade de Andaraí. AM- 166.
O sistema de leques aluviais é representado por metarenitos com granulometria grossa, intercalados por metaconglomerados suportados por grãos (Foto 7) ou por matriz. A espessura desses conglomerados pode variar de dezenas de centímetros a vários metros.
Os sistemas de leques aluviais são encontrados exclusivamente na trilha que liga o Vale do Paty à cidade de Andaraí, se estendendo por centenas de metros.
Os metaconglomerados suportados por grãos (Foto 7) são polimíticos contendo seixos de metaarenito e quartzito de cores verde, marrom e rosa, com tamanhos variados de grânulos até matacões em uma matriz com arenito médio a grosso. Os metaconglomerados suportados por matriz apresentam seixos semelhantes aos anteriores (Foto 8).
Foto 7: Intercalação de arenito e conglomerado polimítico suportado por grãos, da Formação Tombador (Imagem em perfil). Trilha Paty-Andaraí. Ponto AM-134.
Foto 8: Conglomerados suportado por matriz, da Formação Tombador, visto na trilha Paty-Andaraí (Imagem em planta). Pont AM-134.
3.4 Formação Caboclo
A Formação Caboclo foi pioneiramente caracterizada por Branner (1910). Esta unidade é descrita como o retrabalhamento do topo da Formação Tombador pela ação marinha como resultado de um trato de sistema transgressivo (Guimarães et al. 2008;
Loureiro et al. 2009). Durante a trangressão marinha instalou-se um ambiente de planície de maré dominado por tempestade (Silveira 1991, Guimarães 1996) sobre a planície fluvial (Guimarães et al., 2008), descreve a Formação Caboclo como o final da Sinéclise Chapada Diamantina.
O contato dessa unidade com a Formação Tombador é transicional e acontece de forma gradual (Misi & Silva, 1996). Na área de estudo a passagem entre estas formações não pôde ser observada, porém, ambas afloram na cidade de Andaraí (Foto 9)..
Foto 9: Afloramento da Formação Caboclo em corte de estrada na rodovia BA-142 em Andaraí. Ponto AM-159.
Os afloramentos visitados, desta unidade, apresentavam médio a alto grau de alteração intempérica e coloração que varia de branco a avermelhado, passando por tons rosado a
amarelados. Os solos relacionados aos depósitos da Formação Caboclo apresentam-se bastante argilosos, evoluídos e profundos.
Na área de estudo, a Formação Caboclo é caracterizada por intercalações de metassiltitos, metaargilitos e metarenitos finos, bem selecionados com presença de corpos lenticulares de carbonatos silicificados (Foto 10). Estas rochas apresentam estruturas primárias como estratificação cruzada acanalada de pequeno a médio porte, marcas onduladas no topo das camadas e estruturas do tipo linsen e wavy (Foto 11).
Foto 10: Lentes de carbonato da Formação Caboclo apresentando alto grau de silicificação visto em afloramento de corte de estrada na rodovia BA- 142, próximo à cidade de Andaraí (Imagem em perfil). Ponto AM-AM194.
Foto 11: Intercalação de areia fina e silte da Formação Caboclo mostrando estruturas do tipo wavy (Imagem em perfil). Afloramento do tipo corte de estrada na rodovia BA-142 próximo à cidade de Andaraí. Ponto AM-180.
CAPÍTULO 4 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
Este capítulo tem como objetivo, conceituar as estruturas que serão apresentadas ao longo deste trabalho.
As dobras, de maneira simplificada, são deformações que ocorrem a partir de superfícies planas, submetidas a um regime dúctil, onde estas são encurvas em resposta á uma tensão sobre elas aplicada (Pluijm & Marshak, 1997).
A Figura 7 apresenta os elementos geométricos de uma dobra.
Figura 7: Elementos geométricos de uma dobra. Modificado de Pluijm & Marshak, 1997.
Zona de Charneira é a zona de maior curvatura de uma dobra e que separa os dois flancos (Pluijm & Marshak, 1997).
Linha de Charneira é a linha que une os pontos de curvatura máxima da superfície da dobra (Machado & Silva, 2009).
Flancos são as superfícies menos deformas de uma dobra dividida pela zona e linha de charneira.
Ponto de Inflexão é o ponto onde a dobra é dividida em dois setores de diferente inflexão. Uma de convexidade voltada para cima e outra voltada para baixo.
Superfície Axial é a superfície que contém a linha de charneira e corta a zona de charneira. Pode ser curva ou plana sendo, neste caso, chamada de Plano Axial.
O Plano de Perfil é a superfície usada para descrever a forma da dobra. Este plano corta perpendicularmente a linha de charneira.
O sentido de fechamento de uma superfície dobrada fornece parâmetros para uma classificação, baseada na sua geometria, podendo desta forma a dobra ser classificada como anticlinal ou sinclinal (Figura 8).
Caso a zona de charneira esteja locada na parte superior da dobra, esta é classificada como anticlinal (Pluijm & Marshak, 1997). Neste caso os flancos se abrem em sentidos opostos (Machado & Silva, 2009) caracterizando um anticlinal. Anticlinais e sinclinais são também caracterizados a partir de critérios estratigráficos. Neste caso, os anticlinais são as dobras onde as camadas mais novas estão no exterior, enquanto as camadas mais antigas estão no núcleo. Nos sinclinais ocorre exatamente o oposto, as camadas mais jovens ficam no interior da dobra, e as mais antigas no exterior.
Figura 8: Esquema de dobras Anticlinal e Sinclinal. Fonte: (Machado & Silva, 2009).
No caso de um sinclinal a zona de charneira se localiza na parte inferior da dobra e os flancos mergulham seguindo o mesmo sentido.
As dobras podem ser classificadas com base na linha de charneira e superfície axial.
Desta forma elas são chamadas de horizontais, verticais, ou inclinadas. As dobras horizontais são àquelas onde o eixo tem caimento variando entre 0 a10º . Nas dobras verticais esse valor varia entre 80º e 90º, enquanto as inclinadas têm caimento entre 10º e 90º (Figura 9).
Figura 9: Esquema de dobras a) horizontais, b) verticais e c) inclinadas. Fonte: (Richard, 1971).
Em relação à superfície axial, as dobras podem ser classificadas de duas formas. A primeira tem relação com a simetria da dobra, podendo desta forma ser simétrica ou assimétrica. A segunda tem relação com a sua posição no espaço podendo ser normais reclinadas ou recumbentes.
Nas dobras normais, as superfícies axiais são verticais (entre 80º e 90º). Nas recumbentes, as superfícies axiais são sub-horizontais (entre 0º e 10º), enquanto que nas reclinadas, os flancos mergulham na mesma direção do plano axial.
Existe ainda outra forma de classificação que leva em consideração o ângulo entre os flancos (intra-flanco) (Rowland, 1994). Segundo este critério, as dobras podem ser suaves (180º -120º), abertas (120º - 70º), fechadas (70º - 30º), apertadas (30º - 0º) e isoclinais, quando os flancos são paralelos entre si (Figura 10). Este ângulo é determinado segundo duas retas tangentes que passam nos pontos de inflexão da superfície dobrada como no esquema mostrado na Figura 11.
Figura 10: Classificação de dobras em relação ao ângulo intra-flancos. Fonte: Machado & Silva, 2009.
Figura 11: Retas tangentes passando pelo ponto de inflexão. Fonte: (Machado & Silva, 2009).
Em estruturas dobradas, anticlinais ou sinclinais, é comum estarem associadas dobras de menor porte sendo conhecidas como dobras parasíticas (Figura 12). As dobras parasíticas possuem, geralmente, a linha de charneira e superfície axial orientadas da mesma forma que a dobra de proporções regionais a qual ela está associada.
Figura 12: Características da vergência de dobras parasíticas associadas a um grande antiforme simétrico.
Modificado de Pluijm & Marshak (1997); Hobbs et al (1976).
As dobras com estilo kink (Figuras 13 e 14) são dobras que não apresentam encurvamento nos flancos (flancos retos) e possuem zonas de charneiras apertadas e angulosas e que ocorrem geralmente em pacotes rochosos que apresentam estratificação (Davis & Reynolds, 1996).
As dobras em kink são formadas através do deslocamento entre as camadas por esforços tangenciais longitudinais que resultam na rotação parcial dos estratos que apresentam grande anisotropia (Pluijm & Marshak,1997).
Figura 13: Esquema tridimensional de dobra em kink, mostrando seus eixos. Modificado de Pluijm & Marshak (1997).
O deslocamento intraestratal aumenta à medida que se afasta da zona de charneira e atinge o máximo quando se atinge o ponto de inflexão, sendo que o descolamento é tanto maior quanto o mergulho dos flancos da dobra (Pluijm & Marshak,1997).
Figura 14: Esquema simples de uma dobra em Kink vista em perfil, mostrando seus respectivos planos.
Modificado de Davis & Reynolds (1996).
As estruturas do tipo fault propagation fold (Suppe & Medwedeff, 1990 ; Peacock et al, 2003) são dobras cujo desenvolvimento está intimamente relacionado com a evolução de falhas de empurrão em cinturões de dobramentos e cavalgamentos (Rolim & Alkmim, 2004).
É o resultado do avanço da terminação da falha (Figura 15). Neste processo os estratos do bloco acima do plano de falha (capa ou teto) evoluem para estruturas em kink com o avanço do descolamento, á medida que o “empurrão” se propaga. As Fault Propagation Folds são estruturas assimétricas e com vergência pro mesmo sentido do empurrão.
