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Universidade Federal do Rio Grande do Norte
Centro de Ciências Exatas e da Terra
Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
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Autora:
Camila de Almeida
Orientador:
Prof. Dr. Alex Francisco Antunes (PPGG – UFRN)
Dissertação nº 88/PPGG
Natal-RN, Fevereiro de 2010
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UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE
CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
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Autora:
Camila de Almeida
Dissertação apresentada à Universidade
Federal do Rio Grande do Norte como
requisito à obtenção do grau de
MESTRE em Geodinâmica.
Comissão Examinadora:
Prof. Dr. Alex Francisco Antunes (PPGG/UFRN-Orientador)
Profa. Dra. Valéria Córdoba (PPGG/UFRN)
Prof.Dr. Roberto Vizeu Lima Pinheiro (UFPA)
Natal-RN, Fevereiro de 2010
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i
A meus pais/tios Antônio Jorge
E Clara Maria e aos meus irmãos
Alex, Alessandra e Arlesson.
ii
Eu olho vesgo assim a vida
E vendo ela assim à toa
Sinto ela assim vivida...
Vesgamente boa.
(Emanuel de Brito, Seu manu).
Se não puder voar, corra. Se não puder correr, ande. Se não puder andar,
rasteje, mas continue em frente de qualquer jeito.
(Martin Luther King).
iii
Agradecimentos
Essa dissertação, de certa forma, marca o fim de um ciclo em minha vida de
muito aprendizado pessoal e profissional. Ficam aqui registrados os meus sinceros
agradecimentos a todos aqueles que contribuíram para fazer desses anos um período
tão proveitoso.
Desde Já, agradeço ao Programa de Pós Graduação da Universidade Federal
do Rio Grande do Norte, ao Programa de Formação de Recursos Humanos em
Geologia da Agência Nacional do Petróleo (PRH-22/ANP), pela concessão da bolsa e
ao Projeto Bacias Interiores (PPGG/PETROBRAS) pelo apoio financeiro.
Obrigada ao meu orientador Prof. Dr. Alex Francisco Antunes, pela orientação,
paciência e confiança nesses anos de trabalho.
Agradeço ao Prof. Dr. Emanuel Jardim de Sá por seus ensinamentos em sala de
aula e em campo e ao Prof.Dr. Fernando César por sua grande ajuda e companhia em
campo.
Ao Prof. Cordeiro por está sempre disposto a ajudar. Meu muito Obrigada a Prof.
Dra.
Valéria Córdoba e a Prof. Dra. Débora por sempre estarem disponíveis pra
qualquer tipo de ajuda e por serem pessoas tão gentis e educadas. Meu muito obrigada
ao Prof. Dr. Claiton Scherer por me fazer entender que arenitos vão muito além de grão
litificados e que sempre devemos está abertos a novos horizontes.
À Nilda (meu anjo), muito obrigada pela ajuda e conselhos. Ao meu amigo, poeta
e desenhista Emanuel de Brito (seu manu), pelas conversas, conselhos, caronas e
livros emprestados. Obrigada também a Ana e Marconi por colocarem em ordens o
LGGP.
Principalmente, agradeço a minha linda família, a qual sempre será meu porto
seguro em noites de tempestades (amo vocês família). Agradeço aos meus amigos de
Belém, principalmente a Danny, Elson, Rafael, Ivan e Cris pela preocupação e apoio,
mesmo que a distância. Aos meus amigos do GES - Grupo de Geologia Estrutural- pelo
incentivo (“no have conditions!”) e apoio, em especial ao Luis Gustavo Viegas
(Gugaearth), Geane Carolina e ao meu querido amigo Prof. Dr. Roberto Vizeu por me
lembrar a “sempre olhar o lado bom da vida” (Valeu Big Boss!!).
Aos meus colegas de mestrado, seja pelo convívio diário, pelas discussões e
pelas idéias, qualquer agradecimento aqui ficará muito aquém do justo. Em especial
agradeço a Fátima Cardoso e ao Diogo Gaspar pela ajuda e apoio no inicio do
iv
Mestrado e a minha irmã de coração Filipa Maria por sempre me confortar com suas
lindas palavras.
Ao Ajosenildo por ser essa pessoa maravilhosa, sempre paciente e com um
sorriso para oferecer. Ao João Marculino pelas discussões e por seu carisma
contagiante e os meus amigos de “dúvidas e soluções” Aureliano e Thiago. Obrigada a
Mayara Aquino pela ajuda e por suas vibrações sempre positivas e ao Dalton Valentim
por sua ajuda, companhia e seleção musical.
A minha família aqui em Natal, Danielle Cristina e Patrícia Reis, pelo convívio,
amizade e aprendizado que elas me proporcionaram, cada uma a sua maneira.
Agradeço ao meu sempre amigo, amado, amante Ítalo Fernandes por todo o
amor, compreensão e por sempre está segurando a minha mão quando eu mais
preciso.
v
Resumo
A Bacia do Araripe está inserida sobre os terrenos pré-cambrianos da Província
Borborema, fazendo parte das bacias interiores do Nordeste do Brasil. Sua origem está
relacionada à fragmentação do supercontinente Gondwana e consequente abertura do
Atlântico Sul durante o Cretáceo Inferior.
Possuindo um preenchimento sedimentar que abrange quatro estágios distintos
de sua evolução, compreendendo as tectonossequências de Sinéclise Paleozóica, Pré-
Rifte, Rifte e Pós-Rifte. O objeto de estudo deste trabalho, compreende a seção pós-
rifte da bacia, focando os estilos deformacionais que afetam os evaporitos do Membro
Ipubi da Formação Santana, constituída por camadas de gipsita e anidrita intercaladas
com folhelho, de ocorrência abrangente em toda a Bacia do Araripe
Na parte Norte da bacia, nas proximidades de Nova Olinda-Santana do Cariri os
evaporitos são afetados por uma deformação essencialmente frágil, tipificada por
fraturas preenchidas por gipsita fibrosa, recortando camadas de gipsita e anidrita
geralmente maciças. Na região são observados veios com orientações e mergulhos
bastante variados, distribuindo-se segundo três populações principais: (i) uma com
direção dominante NW-SE, com mergulhos suaves a moderados essencialmente para
NE, geralmente preenchidos por gipsita cujas fibras dispõem-se ortogonalmente às
paredes dos veios; (ii) veios NE-SW com mergulhos moderados para SE, contendo
fibras de crescimento suborizontais; e (iii) veios N-S, com mergulhos suaves para E-W,
cujas as fibras encontram-se obliquas às paredes desses veios.
Na região oeste da bacia, nas proximidades de Trindade-Ipubi-Araripina a
camadas de evaporitos são dominantemente constituídas por gipsita/anidrita finamente
estratificada, apresentando uma densidade menor de veios. Essas camadas são
afetadas por uma deformação peculiar, de caráter mais “dúctil”, tipificada por dobras
horizontais, de perfil suave a aberto, com comprimento de onda de várias dezenas de
metros, não raro apresentando charneiras com duplo caimento, com orientações NW-
SE ou NE-SW, constituindo feições dômicas.
Em detalhe, as lâminas de gipsita/anidrita também são afetadas por dobras de
escala métrica a decimétrica, em geral de perfil fechado a apertado, muitas vezes
apresentando estilo em kink (não é raro nestes casos ocorrer ruptura da charneira),
localmente constituindo dobras em caixa. Os veios (ocorrendo de forma mais rara)
apresentam direções principais NE-SW, com mergulhos suaves para SE, as fibras de
vi
crescimento dispõem-se paralelamente às paredes dos veios, funcionando como
slickenfibers. Está região é marcada pelas falhas que afetam as rochas da Formação
Araripina apresentando direções NW-SE, NE-SW e E-W.
De posse das análises dos estilos e da orientação geral das estruturas que
afetam a seção pós-rifte na Bacia do Araripe, através do método dos diedros retos,
foram obtidas informação importante quanto à análise cinemática da deformação,
possibilitando assim, definir os sentidos de transporte tectônico predominantes e a
inferência do estado de paleotensões que governou a instalação das estruturas
tectônicas presentes.
Sendo assim, foi possível definir um regime cinemático regional, a partir desta
análise, caracterizado a seção pós-rifte por um sistema de compressão NE-SW a ENE-
WSW, regime este condizente com o que vem atuando na Placa Sul-Americana desde,
pelo menos, o Albiano. Variações locais da pressão de fluidos somadas (ou não) a
variações da sobrecarga sedimentar definem regimes cinemáticos particulares. Assim,
na porção nordeste da bacia, a deformação pós-rifte foi governada por um regime em
que
1
é suborizontal e apresenta direção NE-SW, e
3
é subvertical, denotando um
regime de “falha inversa”. Já na porção sudoeste da Bacia do Araripe foi caracterizado
um regime de “falha transcorrente”, apresentando
1
na direção ENE-WSW e
3
orientado segundo NNW-SSE.
Palavras Chaves: Veios fibrosos, Estilos deformacionais, Método dos diedros retos.
vii
Abstract
The Araripe Basin is located over Precambrian terrains of the Borborema
Province, being part of Northeast Brazil inner basins. Its origin is related to the
fragmentation of the Gondwana supercontinent and consequently opening of South
Atlantic during early Cretaceous.
The basin has a sedimentary infill encompassing four distinct evolution stages,
comprising Paleozoic syneclisis, pre-rift, rift and post-rift. The target of this study
comprises the post-rift section of the basin focusing deformational styles which affect
evaporates from Ipubi Member of the Santana Formation, which is composed by
gypsum and anidrite layers interbedded with shales. These units occur widespread
across the basin.
In the central part of the basin, near Nova Olinda-Santana do Cariri, evaporites are
affected by an essentialy brittle deformation tipified by fibrous gypsum filled fractures,
cutting massive layers of gypsum and anidrite. Veins with variable orientations and dips
are observed in the region distributed over three main populations: i) a dominant NW-
SE with shallow to moderate NE dipping population, consisting of gypsum filled veins in
which fibers are normal to vein walls; i) NE-SW veins with moderate SE dips containing
subhorizontal growth fibers; and iii) N-S veins with shallow E-W dips with fibers oblique
to vein walls.
In the west portion of the basin, near Trindade-Ipubi-Araripina towns, evaporate
layers are dominantly constituted by gypsum/anidrite finely stratified, showing a minor
density of veins. These layers are affected by a unique style of deformation, more
ductile, typified by gentle to open horizontal normal folding with several tens of meters
length and with double plunging NW-SE or NE-SW hinges, configuring domic features.
In detail, gypsum/anidrite laminae are affected by metre to decimeter scale close
to tight folding, usually kinked, with broken hinges, locally turning into box folds. Veins
show NE-SW main directions with shallow NE dips, growth fibers are parallel to vein
walls, constituting slickenfibers. This region is marked by faults that affect Araripina
Formation with NW-SE, NE-SW and E-W directions.
The main structural styles and general orientations of structures which affected the
post-rift section of Araripe Basin yielded important kinematic information analysis which
viii
led us to infer a E-W to NE-SW extension direction to the northeastern part of the Basin,
whereas in the southeastern part, extension occurred in N-S direction.
Thus, it was possible to determine a regional kinematic setting, through this
analysis, characterizing a NE-SW to ENE-WSW system for the post-rift section, which is
compatible with the tension settings for the Sout American Plate since Albian. Local
variations at the fluid pressure linked (or not) to sedimentary overload variation define
local tension settings. This way, at the northeastern portion of the basin, the post-rift
deformation was governed by a setting which
1
is sub-horizontal trending NE-SW and,
3
is sub-vertical, emphasizing a reverse fault situation. At the southwestern portion
however there was characterized a strike slip fault setting, featuring
1
trending ENE-
WSW and
3
trending NNW-SSE.
Keywords: Fibrous veins, deformation styles, Method of dihedral angles.
ix
ÍNDICE
DEDICATÓRIA ......................................................................................................................... i
AGRADECIMENTO .................................................................................................................. iii
RESUMO ................................................................................................................................. v
ABSTRACT ............................................................................................................................... vii
Capítulo 1-Introdução .................................................................................................. 1
1.1. Apresentação.................................................................................................................. 2
1.2. Localização e vias de Acesso ........................................................................................ 3
1.3.Justificativa e Objetivos ................................................................................................... 5
1.4.Ferramentas e Métodos .................................................................................................. 5
Capítulo 2 – Arcabouço Geológico .................................................................................. 9
2.1. As Bacias Interiores do Nordeste Brasileiro ........................................................................ 10
2.2. Estruturas do Embasamento Adjacente .............................................................................. 12
2.3. Evolução Tectonoestrutural da Bacia do Araripe ................................................................. 14
2.4. Estratigrafia da Bacia do Araripe ........................................................................................ 17
2.5. Seções Colunares confeccionadas para os membros Ipubi e Romualdo .............................. 22
Capítulo 3 – Estilos Estruturas ..................................................................................... 28
3.1. Introdução ......................................................................................................................... 29
3.2. Métodos de Análise Cinemática de Deformação ................................................................. 29
3.3. Análise de Sensores Remotos ........................................................................................... 35
3.4. Estruturas Pós-Rifte da Porção Nordeste da Bacia do Araripe ............................................. 37
3.5. Estruturas Pós-Rifte da Porção Sudoeste da Bacia do Araripe ............................................ 46
3.6. Estruturas Pós-Rifte da Porção Noroeste da Bacia do Araripe ............................................. 65
Capítulo 4 – Análise Cinemática .................................................................................... 70
4.1. Apresentação .................................................................................................................... 71
4.2. A Deformação Pós-Rifte na Bacia do Araripe e a Relação com Campos de Tensões ........... 72
Capítulo 5 – Conclusões ................................................................................................ 79
5.3. Conclusões e Recomendações ......................................................................................... 80
Referências ................................................................................................................. 83
Anexos
x
ÍNDICE DE FIGURAS
Capítulo 1-Introdução
Figura 1.1: Mapa de localização destacando as principais vias de acesso e as minas
que foram estudadas (modificado do site: www.dnit.gov.br/menu/rodovias/mapas) .......... 3
Figura 1.2: Mapa de localização das principais minas estudadas, as quais se
encontram nas proximidades dos municípios de Nova Olinda-Santana do Cariri e nos
municípios de Trindade-Ouricuri e Bodocó .......................................................................... 4
Figura 1.3: Fluxograma das atividades realizadas ............................................................... 7
Capítulo 2 – Arcabouço, Geologia
Figura 2.1: Figura 2.1: Localização das bacias interiores do Nordeste, destacando os
principais lineamentos e o trend Cariri-Potiguar (Modificado de Jardim de Sá et al.,
2008) ...................................................................................................................................... 10
Figura 2.2: Imagem SRTM da Bacia do Araripe, destacando a Chapada do Araripe ........ 11
Figura 2.3: Distribuição dos domínios tectônicos da Província Borborema (Modificado
de Oliveira, 2008) ................................................................................................................. 12
Figura 2.4: Imagem SRTM mostrando a geologia simplificada da bacia (modificado de
Jardim et al., 2008) ................................................................................................................ 15
Figura 2.5: Estrutura interna da bacia constituída por horsts e grabens destacando os
principais alinhamentos e lineamentos estruturais (modificado de Ponte & Ponte Filho,
1996) ..................................................................................................................................... 16
Figura 2.6: Carta Estratigráfica da Bacia do Araripe (Assine, 2007) ................................... 20
Figura 2.7: Mapa geológico da Bacia do Araripe (modificado de Ponte, 1991) ................. 23
Figura 2.8: Seção colunar da Minha Pedra Branca ............................................................. 26
Figura 2.9: Seção colunar da Mina Conceição Preta ........................................................... 27
Capítulo 3 – Estruturas
Figura 3.1: Cisalhamento puro (a) e (c) e simples (b) e (d). X/σ
3
e Z/σ
1
são eixos
cinemáticos de estiramento e encurtamento máximos, respectivamente. E Y/σ
2
é
perpendicular a eles .............................................................................................................. 31
Figura 3.2: Diferentes tipos de classificação de veios de acordo com o crescimento das
fibras. O plano “S” indica o crescimento dos cristais no interior do veio o plano “G” é
onde o crescimento tem a posição atual. Em a) são veios ataxiais com cristais
alongados; b) veios sintaxiais simétricos, onde o crescimento ocorre a partir da rocha
xi
para o meio da parede com veios; em c) veios sintaxial assimétricos onde ocorre o
crescimento total de um lado da parede do veio e d) veios antitaxial onde as fibras
crescem para o exterior a partir do meio do veio (Montenari & Bons, 2005) ...................... 32
Figura 3.3: a) Esquema mostrando a variação na direção do crescimento das fibras. As
fotografias (b); (c) e (d) mostram com detalhe essa variação das fibras ocorrido na Mina
Pedra Branca localizada na Bacia do Araripe ...................................................................... 33
Figura 3.4: a) Desenho esquematizando a formação de slickenfibers. b) Fotografia
detalhando essas fibras......................................................................................................... 34
Figura 3.5: O método dos diedros retos (Angelier & Mechler (1977), para a
determinação do campo de tensões a partir de conjuntos de falhas cogenéticas,
considera a existência de um plano auxiliar que é perpendicular à falha e às suas
estrias, de modo que são definidas regiões de contração (em azul) e de distensão (em
branco). A união de vários estereogramas contendo estas informações define áreas de
maior probabilidade de ocorrência dos eixos σ
1
/Z (contração) e σ
3
/X (distensão).
Quanto maior for a quantidade de dados disponíveis, maior será a precisão da
estimativa da orientação dos eixos. Compilado de Leyshon & Lisle (1996) ....................... 35
Figura 3.6: Mapa de lineamentos regionais, destacando dois trends principais de
direção NE-SW e NW-SE ...................................................................................................... 36
Figura 3.7: Fotografia panorâmica da Mina Pedra Branca, destacando a sua porção
inferior constituída pelos evaporitos do Membro Ipubi e na sua porção superior
constituída pelos arenitos e pelitos do Membro Romualdo ................................................. 37
Figura 3.8: Desenho esquemático do movimento relativo das paredes dos veios e a
rotação em resposta a deformação incremental .................................................................. 39
Figura 3.9: As figuras a), b) e c) mostram a evolução do cisalhamento e abertura da
parede dos veios, a e a’ marcam esse deslocamento. Em d) e e) são apresentada as
fotografias dos veios observados na Bacia do Araripe ........................................................ 41
Figura 3.10 Círculos de Mohr nos mostram os estados de esforços os quais geram
fraturas de extensão e fraturas de cisalhamento. Em A se tem o campo onde ocorre a
formação das fraturas de tensão e A’ tem-se uma fotografia para exemplificar esse tipo
de fratura encontrado na região. Em B se tem o campo onde se formam as fraturas de
cisalhamento seguindo de um exemplo em B’ ..................................................................... 41
Figura 3.11: Estereogramas de Schmidt (hemisfério inferior) para os vários sistemas de
veios e suas respectivas fibras (pontos) na Mina Pedra Branca. Os estereogramas (1),
xii
(2), (3) e (4) mostram as suas principais direções e no estereograma (5) as principais
direções do acamamento ...................................................................................................... 42
Figura 3.12: Fotografia A mostra a dobra que ocorre na Mina Conceição Preta, os
traços vermelhos apresentado no estereograma destacam essa dobra com eixo 15/125
encontrada na região. O desenho esquemático em B destaca os veios encontrados nos
pelitos e seus respectivos estereogramas............................................................................ 43
Figura 3.13: Estereogramas de Schmidt (hemisfério inferior), mostrando os sistemas de
veios e suas respectivas fibras (pontos) que ocorrem na mina, os veios apresentam
direções principais para NNE-WSW e NE-SW..................................................................... 44
Figura 3.14: Aspecto do fraturamento encontrado nas rochas localizado na estrada
entre Arajara a Caldas. Em C o diagrama de roseta mostra as principais direções
dessas fraturas ...................................................................................................................... 45
Figura 3.15: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior), para os acamamentos
encontrados na região, localizada nas proximidades de Crato ........................................... 45
Figura 3.16: Fotografia panorâmica da Mina/Mineradora Serra Suposta e o
Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para os acamamentos com eixo da
dobra apresentando suave caimento para SE ..................................................................... 47
Figura 3.17: Fotografias a e b mostrando o aspecto da formação de domos e kinks. Em
c e d desenho esquemático e o estereograma para os acamamentos. O ponto em azul
destaca o eixo da dobra ....................................................................................................... 48
Figura 3.18: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para os planos de
acamamentos dos evaporitos na Mina/Mineradora Serra Suposta ..................................... 49
Figura 3.19: Vista panorâmica da Mina/Mineradora Lagoa dos Gregórios, destacando o
basculamento das camadas e o estereograma com as atitudes do acamamento ............. 50
Figura 3.20: Vista da Mina Ponta da Serra A, e um zoom (B) destacando as camadas
basculadas. No estereograma em C para os acamamentos da mina................................. 51
Figura 3.25: Vista panorâmica em A da Mina Campo Belo e o estereograma para os
acamamentos encontrados na mina. Em B temos um zoom de uma parte da mina para
destacar o basculamento ocorrido de forma homogênia por toda a mina. Em (c)
ocorrência de dobras e em (d) estereograma para os planos de acamamentos ............... 52
Figura 3.22: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para os veios e suas
respectivas fibras encontrados na mina ............................................................................... 53
xiii
Figura 3.23: Camadas de evaporitos observados na Mina Santana, em (A) tem-se uma
camada espessa de caráter maciço; Em (B) veios fibrosos cortam os evaporitos
maciços em (C) e (D) estruturas dômicas presentes na área ............................................. 54
Figura 3.24: Camada estratificada de evaporito e Estereograma de Schmidt (hemisfério
inferior) exibindo as dobras, em vermelho o ponto representa o eixo da dobra com
direção E-W ........................................................................................................................... 55
Figura 3.25: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para os veios e suas
respectivas fibras (pontos coloridos), presentes na Mina Santana ..................................... 55
Figura 3.26: Kink bands conjugadas desenvolvidas nas camadas de evaporitos das
Minas Alto Bonito e São Jorge .............................................................................................. 56
Figura 3.27: Nas fotografias A, C, D apresentam dobras nas camadas de evaporitos
que se encontram dobradas e formando pequenos domos. Em B estereograma de
Schmidt (hemisfério inferior) para a estrutura dômica em (E) Estereograma de Schmidt
(hemisfério inferior) para o acamamento geral da mina Alto Bonito ................................... 57
Figura 3.28: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para os veios e suas
respectivas fibras (pontos) das Minas Alto Bonito e São Jorge .......................................... 58
Figura 3.29: Estruturas dômicas e dobras ocorridos na Mina “Buracão”. No canto
inferior a direita da figura Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para as
dobras, a estrela em vermelho representa o eixo da dobra, com caimento de 25° para
SW .......................................................................................................................................... 59
Figura 3.30: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) das falhas encontradas na
Mina “Buracão” com direções E-W ....................................................................................... 59
Figura 3.31: Visão geral da Mina Puluca (A) e um zoom em (B e C) destacando o nível
médio de folhelho com veios de gipsita e em (D) desenho esquemático das feições
wing ........................................................................................................................................ 61
Figura 3.32: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para as atitudes das
camadas tendo direções preferenciais NE-SW .................................................................... 62
Figura 3.33: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para as fraturas,
apresentando direções preferenciais NE-SW ...................................................................... 62
Figura 3.34: Camadas arenosas da Formação Araripina, marcada por estratificação
cruzada de médio porte e camadas suborizontalizadas apresentando direções
preferenciais para NE-SW ..................................................................................................... 63
Figura 3.35: Nas fotografias (A), (B), (C) e (D) observa-se feições características
reconhecidas na Formação Araripina. Em (E) estereograma de Schmidt (hemisfério
xiv
inferior) para os acamamentos apresentando orientações para NNW-SSE e em (F)
estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para as fraturas encontradas na área,
apresentando orientações NE-SW e NW-SE ....................................................................... 64
Figura 3.36: Em (A) e (B) detalhe do plano de falha e das estrias observados na região
e (C) estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para as falhas de cinemática
inversa-sinistral e normal-dextral .......................................................................................... 65
Figura 3.37: Em (A),(B) e (C) detalhe do embasamento e em (D) estereograma de
Schmidt (hemisfério inferior) para as falhas com cinemática normal-dextral ...................... 66
Figura 3.38: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para os planos de
acamamento expostos na área de estudo............................................................................ 67
Figura 3.39: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para os acamamentos da
Formação Araripina no ponto Ar-07 ...................................................................................... 67
Figura 3.40: Nas fotografias A e B se podem observar as camadas basculadas. Em (C)
as formações das estruturas de sobrecarga, estrutura em chamas. E em (D) na base
aflora a Formação Araripina e no topo do afloramento a Formação Exu ........................... 68
Figura 3.41: Plano de falha observado nas proximidades de Simões, com direção
preferenciais E-W .................................................................................................................. 69
Capítulo 4 – Análise Cinemática
Figura 4.1: Método de plotagem na determinação dos diedros retos para os veios
analisados na Bacia do Araripe ............................................................................................ 73
Figura 4.2: Mapa regional da Bacia do Araripe, com ilustração dos principais
depocentros. As setas indicam os campos de tensões para a área de estudo. Em (A) e
(C) Estereograma de Schmitd (hemisfério inferior) com as regiões com maior
probabilidade de ocorrência de σ1 e σ3, determinados pelo método dos diedros retos e
em (B) e (D) blocos diagramas para as estruturas encontradas na região ........................ 76
Figura 4.3: Modelo conceitual de deformação seguida por três estágios de dissolução
(vide texto) proposto por Gustavson et al.,1994 .................................................................. 77
Figura 4.4: Exemplo de fraturas de tensão, fotografias (A) e (B), seguida por
cisalhamento. Na parte esquerda inferior da fotografia (A), esquema ilustrando essa
rotação e a direção de estiramento máximo ........................................................................ 78
Capítulo I
Introdução
I -
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO 2
Almeida, C.
1.1. Apresentação
Esta dissertação representa o requisito final para a obtenção do título de Mestre
em Geodinâmica pelo Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica
(PPGG) da Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN). O presente estudo
foi orientado pelo Professor Dr. Alex Francisco Antunes, com contribuições de campo
dos professores Dr. Emanuel Jardim de Sá (UFRN), Dr. Fernando César Alves da Silva
(UFRN) e Dr. Claiton Scherer ( UFRGS).
O trabaho encontra-se inserido no Projeto de Pesquisa “Arquitetura e Evolução
Tectonoestratigráfica das Bacias Interiores do Nordeste a Norte do Lineamento de
Pernambuco” (convênio PETROBRAS/UFRN/FUNPEC), o qual foi responsável pelo
suporte financeiro. Representado o estudo sob a ótica da Geologia Estrutural, das
rochas expostas na Bacia do Araripe, Nordeste do Brasil (Figura 1.1).
A Bacia do Araripe está inserida no contexto geológico da Província Borborema
(Almeida et al., 1977), fazendo parte das bacias interiores do Nordeste. Sua evolução,
como as demais bacias interiores, está relacionada à fragmentação do paleocontinente
Gondwana e abertura do Atlântico Sul (Brito Neves, 1990).
Apesar de existirem trabalhos anteriormente desenvolvidos nessa região,
principalmente pelo ponto de vista paleontológico em virtude dos seus afamados
fósseis, estudos estruturais ainda são escassos, tornando relevante esta pesquisa.
Em síntese, o estudo foi focado nas rochas que integram a seção pós-rifte da
bacia, especificamente o intervalo Aptiano-Albiano, muito importante para a
compreensão da evolução da margem continental do país ao final da fase rifte.
Estudos mais detalhados foram realizados nas minas a-céu-aberto de gipsita
localizadas nas porções nordeste e sudoeste da Bacia do Araripe (Figura 1.1 e Figura
1.2) visando à caracterização estrutural da deformação que afeta as camadas de
evaporitos destas regiões.
Vale lembrar que a Bacia do Araripe possui um sistema petrolífero especulativo
englobando os folhelhos lacustres da Formação Santana como rocha fonte, os arenitos
da base da Formação Romualdo como reservatórios, com os folhelhos desta mesma
formação funcionando como selantes e com todo o sistema estruturado em grabens e
horsts (Moura, 2005), elevando a importância de se estudar essa bacia.
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO 3
Almeida, C.
Figura 1.1: Mapa de localização destacando as principais vias de acesso e as minas que foram
estudadas. (modificado do site: www.dnit.gov.br/menu/rodovias/mapas).
1.2. Localização e vias de Acesso
A Bacia do Araripe (Figura 1.1) está localizada geograficamente no interior do
Nordeste do Brasil, entre as regiões limítrofes dos estados de Pernambuco, Ceará e
Piauí, recobrindo uma área de cerca de 9.000 km
2
e 1.700 m de profundidade. As
minas estudadas (Figura 1.1 e 1.2) localizam-se nas proximidades dos municípios de
Santana do Cariri-Nova Olinda, parte nordeste da bacia, e nas proximidades dos
municípios de Trindade-Ouricuri e Bodocó, parte oeste da bacia. Tendo-se como sede
para as etapas de campo o Município de Araripina, a principal via de acesso para o
município de Trindade-Ouricuri é pela BR-316; e tendo-se como sede o município de
Crato a principal via de acesso para os municípios de Nova Olinda-Santana do Cariri é
pelas rodovias CE- 494; CE-292 e CE-166 (Figura 1.1).
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO 4
Almeida, C.
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO 5
Almeida, C.
1.3. Justificativa e Objetivos
A Bacia do Araripe apresenta-se com uma baixíssima densidade de dados
exploratórios, compostos por dez linhas sísmicas, alguns poços perfurados e um mapa
gravimétrico. Embora não possua nenhum sistema petrolífero comprovado, é uma
bacia que pode vir a ter um interesse exploratório futuro. Assim mesmo, apesar da
bacia não apresentar nenhum indício de óleo ou gás – até o presente – seu estudo
contribui para analogia com outras bacias, petrolíferas (por exemplo, a Bacia Potiguar).
Contudo, vale frisar, que há uma recente menção de ocorrência de hidrocarbonetos na
bacia do Rio do Peixe, uma bacia próxima, mais restrita geograficamente, mas inserida
no mesmo contexto geotectônico e com preenchimento estratigráfico análogo ao da
Bacia do Araripe.
Este trabalho faz parte do projeto de reavaliação geológica das Bacias Interiores
do Nordeste, mencionado na seção precedente, visando à análise do seu arcabouço
estratigráfico e estrutural, utilizando diversas ferramentas geológicas e geofísicas.
O presente estudo foca técnicas de mapeamento para a caracterização do
arcabouço tectonoestratigráfico e evolução estrutural da seção pós-rifte da bacia.
De uma forma mais especifica, pretende-se elaborar uma análise geométrica e
cinemática da camada de evaporitos encontrados na região, com intuito de investigar
os regimes de deformação na qual elas foram submetidas. Pretende-se ainda levantar
questões quanto a sua gênese e sua eventual relação com campos de tensões
regionais.
1.4. Ferramentas e Métodos
Para alcançar os objetivos mencionados foram adotadas, durante a realização
deste trabalho, técnica básica de mapeamento geológico-estrutural em áreas
sedimentares.
A figura 1.3, mostra o fluxograma com as etapas de desenvolvimento das
atividades realizadas para a confecção final da dissertação.
1 – Etapa Preliminar:
Envolveu as seguintes atividades:
a) Levantamento bibliográfico e cartográfico referente à região. As referências
consultadas foram empregadas na elaboração de sínteses sobre a geologia
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO 6
Almeida, C.
regional da área, modelos tectônicos de bacias, tectônica de sal. Os mapas
consultados forneceram informações básicas, destacando-se informações sobre
a distribuição espacial das unidades litoestratigráficas expostas na região;
b) Tratamento e interpretação digital de imagens LANDSAT, SRTM, usando o
software Global Mapper V. 8.0 e ArcGIS 9.2. A partir do processamento das
imagens, foi criado um banco de dados, em ambiente de SIG. Compreendendo
arquivos em formatos de shapes e tabelas em formatos de arquivo tipo dbf4
para registro das estruturas observadas em campo, com auxílio do software
Microsoft Excel.
O mapa base para os trabalhos de campo foi confeccionado originalmente
na escala de 1:100.000, a partir da fusão das imagens Landsat (Banda 3, Banda
4 e Banda 5), tratadas digitalmente com o auxilio do software Global Mapper V
8.0, ArcGIS 9.2 e ErMapper V.7.1.
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO 7
Almeida, C.
Figura 1.3: Fluxograma das atividades realizadas.
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO 8
Almeida, C.
2 – Etapas de campo
Os dados de campo foram coletados durante as três campanhas de campo,
realizadas nos períodos de 05 a 08 de dezembro de 2008; 03 a 08 de março de 2009 e
13 a 22 de julho de 2009. Totalizando aproximadamente 20 dias de trabalho de campo.
Os estudos compreenderam: a) reconhecimento regional e litoestratigráfico das
principais unidades rochosas reconhecidas na região; b) mapeamento estrutural em
escala de detalhe da área e regiões adjacentes, com o auxílio de GPS, bússola e
mapa-base digital.
Utilizou-se a técnica de mapeamento por pontos para definição de
compartimentos estruturais, com coleta sistemática de informações quanto à geometria
e cinemática das estruturas impressas nas rochas aflorantes.
Foram também levantadas seções colunares, selecionadas em corte de frente de
lavra, por constituírem melhores exposições da Formação Santana, visando uma
caracterização detalhada da mesma. Esse estudo contou com o apóio do Prof. Dr.
Claiton Scherer (UFRGS).
3 – Etapas de escritório
Esta etapa envolveu o tratamento dos dados em laboratório e escritório. Os dados
de campo foram tratados em ambiente computacional. Dados de campo coletados e os
acessos utilizados para marcação dos pontos e trilhas obtidos por meio do GPS foram
tratados e descarregados para o computador com auxilio do software trackmakepro por
meio de cabo USB, sendo posteriormente tratados em ambiente de SIG.
O refinamento dos dados coletados foi realizado a partir da eliminação dos dados
desnecessários, e plotagem digital dos pontos amostrados, bem como dos dados
estruturais e litológicos coletados em campo.
Os dados estruturais planares e lineares obtidos em campo foram tratados em
software de projeção estereográfica (Stereonet 4.3 for Windows; Tectonics;
Geocalculator e Daisy 4. 1) para posterior análise.
Com o auxilio de software de editoração e desenho de imagens (CorelDraw X3),
foram confeccionados os mapas, figuras e fotografias.
Capítulo 2
Arcabouço Geológico Regional
e Geologia do Araripe
I -
CAPÍTULO 2–ARCABOUÇO, GEOLOGIA 10
Almeida, C.
2.1. As Bacias Interiores do Nordeste Brasileiro
As Bacias Interiores do Nordeste são áreas sedimentares eocretáceas, as quais
tiveram sua origem e evolução controlada por reativações dos lineamentos estruturais
das rochas do embasamento Pré-Cambriano. Os processos geológicos e tectônicos do
eocretáceo, diretamente ligados à abertura do oceano Atlântico (Matos, 1992),
ocasionaram um regime de transcorrência, onde esforços trativos levaram às falhas
normais com a abertura de grabens e semi-grabens na atual região central do Nordeste
brasileiro. Estas bacias situam-se no oeste dos Estados do Paraíba, Rio Grande do
Norte, Pernambuco e sul do Estado do Ceará, apresentando sequências sedimentares
distintas (Figura 2.1).
Figura 2.1: Localização das bacias interiores do Nordeste, destacando os principais
lineamentos e o trend Cariri-Potiguar (Modificado de Jardim de Sá et al., 2008).
CAPÍTULO 2–ARCABOUÇO, GEOLOGIA 11
Almeida, C.
Segundo Matos (1992, 1999, 2000) as bacias interiores fazem parte do
denominado trend Cariri-Potiguar (Figura 2.1), o qual demarca um eixo de rifteamento
de idade neocomiana a barremiana.
Segundo Matos (2000), o Lineamento Patos teria sua extremidade oeste
terminado em uma série de falhas curvadas formando geometrias sigmoidas, tendo
ocorrido durante o Neocomiano uma distensão geral de direção NW-SE invertendo as
falhas originalmente transpressionais para falhas normais, reativando pequenos
segmentos do Lineamento originando assim, as bacias interiores do Nordeste
brasileiro.
Dentre essas bacias, a Bacia do Araripe destaca-se geomorfologicamente pela
existência da Chapada do Araripe, uma feição tabular topograficamente elevada e
alongada na direção E-W (Figura 2.2), além de apresentar a coluna estratigráfica e
história geológica mais complexa, comparativamente a outras bacias, como as do Rio
do Peixe e de Iguatu.
Figura 2.2: Imagem SRTM da Bacia do Araripe, destacando a Chapada do Araripe.
CAPÍTULO 2–ARCABOUÇO, GEOLOGIA 12
Almeida, C.
2.2. Estruturas do Embasamento Adjacente
As Bacias Interiores estão encaixadas no embasamento Pré-Cambriano da
Província Borborema. Esta província possui um arcabouço estrutural complexo, com
expressivos conjuntos de zonas de cisalhamento que atravessam uma região de
intensos dobramentos e intrusões de batólitos ígneos (Ponte & Ponte Filho, 1996). O
embasamento da Província Borborema é composto por uma associação de gnaisses e
migmatitos arqueanos a paleoproterozoicos, afetados por metamorfismo de alto grau,
sobre os quais jazem faixas de coberturas metassedimentares (micaxistos,
paragnaisses, mármores, quartzitos etc.) de idade paleoproterozoica a neoproterozoica
e metamorfizadas em variados graus. Todo o conjunto é intrudido por suítes plutônicas
neproterozoicas a eocambrianas, dominantemente granitóides, cujo alojamento foi
controlado pela instalação de zonas de cisalhamento (Brito Neves, 1998).
A Província Borborema está dividida em cinco grandes domínios tectônicos: I)
Domínio Médio-Coreaú; II) Domínio Ceará; III) Domínio Rio Grande do Norte; IV)
Domínio da Zona Transversal ou Central e V) Domínio Externo ou Sul, sendo que, a
Bacia do Araripe está inserida dentro do Domínio tectônico Central (Figura 2.3).
CAPÍTULO 2–ARCABOUÇO, GEOLOGIA 13
Almeida, C.
Figura 2.3: Distribuição dos domínios tectônicos da Província Borborema (Modificado de
Oliveira, 2008).
CAPÍTULO 2–ARCABOUÇO, GEOLOGIA 14
Almeida, C.
O Domínio Tectônico Central ou Transversal é um segmento crustal que possui
direção principal leste-oeste, estendendo-se desde o litoral brasileiro até os estados da
Paraíba e Pernambuco. Esta zona é limitada ao sul pelo Lineamento Pernambuco e ao
norte pelo Lineamento Patos (zona de cisalhamento), que, por sua vez, são os limites
da bacia (Figura 2.2).
2.3. Evolução Tectonoestrutural da Bacia do Araripe
A Bacia do Araripe, juntamente com as outras bacias interiores, desenvolveu-se
em consequência de uma série de eventos geológicos relacionados à ruptura do
Gondwana e subsequente abertura do Atlântico Sul.
Sua evolução tectônica tem sido interpretada com base no registro geológico
preservado, que abrange rochas com idades que variam do Paleozoico ao Cretáceo.
Esse registro geológico na bacia reflete diferentes estágios de subsidência, os
quais podem ser identificados em quatro (Figura 2.4) fases principais (Ponte & Ponte
Filho, 1996): (i) fase Paleozoica, caracterizada por uma estabilidade tectônica no
interior do Cráton Brasileiro; (ii) fase Pré-Rifte, caracterizada por uma subsidência
mecânica regional produzida por estiramento litosférico visco-elástico que antecedeu o
seu rompimento, como resposta a esforços distensivos, implantou-se a (iii) fase Rifte,
com subsidência mecânica acentuada, configurando sistemas de grabens e semi-
grabens e; (iv) fase Pós-Rifte (ou transicional, adotada pelo Projeto o qual está
vinculado esta dissertação), caracterizada pelo domínio da subsidência termal,
propiciando um evento erosivo regional que se manifesta pela formação de uma
morfologia tabular nos depósitos que representam este estágio na história deposicional
da bacia. Cada uma destas fases de subsidência corresponde a uma sequência
estratigráfica (Ponte & Appi, 1990; Mattos, 1992; Ponte & Ponte Filho, 1996) ou
recentemente adotada por (Assine, 2007) como supersequência, limitadas por
discordâncias regionais e acumuladas em contextos paleogeográficos distintos.
CAPÍTULO 2–ARCABOUÇO, GEOLOGIA 15
Almeida, C.
Figura 2.4: Imagem SRTM mostrando a geologia simplificada da bacia (modificado de Jardim et
al., 2008).
A Bacia do Araripe é composta por horsts e grabens, produzidos pelo evento de
rifteamento eocretáceo (neocomiano). Dois modelos principais propõem-se a explicar a
evolução dos riftes eocretáceos existentes na bacia: um modelo de distensão NW
(Matos, 1992, 1999), e um modelo um pouco mais complexo, o qual envolve uma
reativação transcorrente dos lineamentos sinistrais E-W e dos lineamentos dextrais NE
(Françolin et al., 1994). Internamente, a bacia é constituída por duas sub-bacias,
denominadas de Cariri (a leste) e Feira Nova ou Feitoria (a oeste), separadas pelo
horst estrutural de Dom Leme (Figura 2.5). Estas feições foram descobertas pelos
trabalhos gravimétricos de Rand & Manso (1984). Publicações subsequentes de Castro
& Castelo Branco (1999) confirmaram a estruturação já proposta e definiram
profundidades de até 1600 m para o topo de embasamento.
Essas sub-bacias possuem orientação principal NE-SW, contendo falhas que
apresentam três orientações principais: NE-SW, E-W e NW-SE a NNW-SSE. O
CAPÍTULO 2–ARCABOUÇO, GEOLOGIA 16
Almeida, C.
primeiro conjunto de falhas (NE-SW) segue as estruturas do embasamento e limita as
sub-bacias e seus blocos estruturais internos (horsts e grabens), e atuaram com uma
cinemática preferencialmente normal; o conjunto E-W também concorda com as
estruturas do embasamento, seguindo os lineamentos regionais Patos e Pernambuco,
delimitando as bordas norte e sul da bacia; o conjunto de falhas NW apresenta uma
movimentação dominantemente de rejeito direcional, as quais atuaram como falhas de
transferência durante o rifteamento (Figura 2.5).
Figura 2.5: Estrutura interna da bacia constituída por horsts e grabens destacando os principais
alinhamentos e lineamentos estruturais (modificado de Ponte & Ponte Filho, 1996).
CAPÍTULO 2–ARCABOUÇO, GEOLOGIA 17
Almeida, C.
2.4. Estratigrafia da Bacia do Araripe
Segundo os trabalhos de Ponte & Appi (1990), Assine (1992, 1992a), e Ponte &
Ponte Filho (1996) a Bacia do Araripe pode ser subdividida em sequências limitadas
por discordância regionais que refletem distintos estágios tectônicos da Bacia.
Para este capítulo, as discussões que envolvem a estratigrafia da bacia estão
concentradas nos trabalhos de Assine (2007), Valença et al. (2003) e Ponte & Ponte
Filho (1996).
Segundo Assine (2007) identifica-se quatro grandes unidades limitadas por
discordâncias, denominadas de: (i) Sequência Paleozoica, representada pela
sedimentação aluvial da Formação Cariri ou Mauriti de Gaspary & Anjos (1964),
interpretado como depósitos residuais de uma ampla bacia intracratônica; (ii)
Sequência Pré-rifte, de idade jurássica superior, constituída pelas formações Brejo
Santo e Missão Velha; (iii) Sequência Rifte, de idade neocomiana, correspondente à
Formação Abaiara e (iv) Sequência Pós-Rifte. Esta última pode ser subdividida em
duas sequências de mais alta ordem: (a) Sequência Pós-Rifte I, de idade aptiana-
albiana, correspondente às Formações Barbalha ou Rio da Batateira e Santana e (b)
Sequência Pós-Rifte II, equivalente às Formações Araripina e Exu (Figura 2.6).
Ressalta-se que o intervalo de interesse neste trabalho abrange a seção pós-rifte da
bacia.
A Formação Cariri ou Mauriti compõe-se basicamente por arenitos quartzosos
ou feldspáticos, com coloração variando desde branca a amarela. Estes arenitos
afossilíferos têm sua idade estimada como siluro-ordoviciana, tendo como base
correlações litoestratigráficas com bacias vizinhas (Recôncavo, Tucano e Parnaíba).
Carvalho & Carvalho (1995) defendem uma idade neojurássica ou eocretácica
para essas rochas, baseada no registro de uma icnofauna dinossauriana que ocorre
em outras rochas cretácicas de bacias adjacentes e em afloramentos na borda Leste
da bacia.
Por correlação com o Grupo Serra Grande da Bacia do Parnaíba e com a
Formação Tacaratu da Bacia do Jatobá, a unidade foi posicionada no intervalo
Ordoviciano superior/Devoniano inferior (Assine, 2007).
CAPÍTULO 2–ARCABOUÇO, GEOLOGIA 18
Almeida, C.
As rochas dessa formação são interpretadas como originadas em sistemas
fluviais entrelaçados, com escassez acentuada de finos de planície de inundação e
paleocorrentes para N-NW (Assine, 2007).
A Formação Brejo Santo constitui a unidade basal da sequência juro-
neocomiana possuindo espessura máxima de 450 m, composta basicamente por
folhelhos avermelhados ou arroxeados, estratificados, siltitos intercalados com
camadas decimétricas de arenitos finos com a presença de ostrácodes (Assine, 2007).
Segundo Assine (1990) esta unidade pode ser correlata à Formação Aliança da
Bacia do Recôncavo e Bananeiras da Bacia Sergipe-Alagoas, rica em ostrácodes e
conchostráceos, podendo ser atribuída ao Andar Dom João (Braun, 1966).
A Formação Missão Velha sobrepõe-se de forma concordante à Formação Brejo
Santo. Compõe-se basicamente por arenitos com intercalações de argilito cinza-
esverdeado, lentes conglomeráticas e contendo troncos silicificados de madeira,
atribuída à conífera Dadoxilon benderi (Beurlen, 1963).
Esta formação apresenta estruturas sedimentares do tipo estratificação cruzada
acanalada, marcas onduladas, laminação cruzada, lenticular ondulada, gretas de
contração e bioturbações. Esta unidade é correlata à Formação Sergi da Bacia do
Recôncavo (Braun, 1966) e estima-se sua espessura em aproximadamente 200 m.
Atribui-se a estes arenitos origem fluvial, cujo registro assina-la diversos ciclos fluviais
(Assine, 1992a, 2007).
Alguns trabalhos existentes na literatura, como Assine (2007), consideram que a
seção rifte seria representada unicamente pelos litótipos da Formação Abaiara.
Contudo, trabalhos vinculados ao projeto Bacias Interiores, como Aquino (2009),
propõem a divisão para esta formação em Missão Velha Superior e Missão Velha
Inferior, geneticamente distintas, separadas por uma significativa discordância,
posicionadas respectivamente na fase rifte e pré-rifte. Garcia (2009) e Cardoso (2010)
Posicionam esta discordância entre a Formação Brejo santo e a Formação Missão
Velha Inferior iniciando a fase rifte da bacia. Portanto, os intervalos mencionados acima
são agora correlacionados à Tectonossequência Rifte, compondo o Trato de Sistemas
Tectônico de Início de Rifte, seção inferior da Formação Missão Velha, e o Trato de
Sistemas Tectônico de Clímax de Rifte, seção superior da Formação Missão Velha, e
toda a Formação Abaiara (Cardoso, 2010).
CAPÍTULO 2–ARCABOUÇO, GEOLOGIA 19
Almeida, C.
A Formação Abaiara apresenta significativa variação faciológica lateral e vertical
(Assine, 2007), composta por folhelhos e siltitos vermelhos na base e por intercalações
de camadas decimétricas de arenitos finos com lâminas de carbonatos argilosos. Os
arenitos apresentam coloração bege a cinza, de granulométria variando de finos a
médios, bem-selecionados, apresentando estratificação cruzada tangencial, onde o
padrão de paleocorrentes indica transporte para sudoeste (Assine, 2007).
Esta unidade possui ostrácodes típicos do Andar Rio da Serra/Aratu (Ponte &
Appi, 1990). Apresenta uma espessura de aproximadamente 130 m e atribui-se a este
intervalo origem continental em sistemas de lagos rasos associados a sistemas fluviais
(Assine, 1992a, 2007).
A Formação Barbalha de Assine (2007) ou Rio da Batateira de Ponte & Appi
(1990) compõe-se predominantemente por arenitos finos a médios, com intercalações
de lamitos avermelhados e amarelados, siltitos e folhelhos cinza e níveis delgados de
conglomerados. Nos folhelhos ocorre uma fauna monoespecífica de conchostráceos da
espécie Cyzicus codoensis, presente também na Formação Codó da Bacia do
Parnaíba (Carvalho & Carvalho, 2001). A porção superior da Formação Rio da
Batateira apresenta um segundo ciclo granodecrescente ascendente, partindo de
conglomerados e arenitos médios, culminando para folhelhos cinza escuros, calcíferos,
laminados, chegando à transição para o Membro Crato da Formação Santana
sobreposta (Assine, 2007). Este intervalo pode ser correlacionado com as camadas
Ponta do Tubarão da Bacia Potiguar e Traíri da Bacia do Ceará (Ponte, 1992).
Tendo como base o conteúdo palinológico, Lima e Perinotto (1984) atribuíram
idade neoaptiana para o intervalo, o que foi confirmado posteriormente por Hashimoto
et al. (1987), que formalizaram a denominação “Camadas Batateira” para o intervalo
em questão, posicionando-o na biozona P-270 (Assine,2007).
CAPÍTULO 2–ARCABOUÇO, GEOLOGIA 20
Almeida, C.
Figura 2.6: Carta Estratigráfica da Bacia do Araripe (Assine, 2007).
CAPÍTULO 2–ARCABOUÇO, GEOLOGIA 21
Almeida, C.
Apresenta uma espessura de aproximadamente 200 m e atribui-se a este
intervalo origem continental em sistema flúvio-lacustre com paleocorrentes para leste-
sudeste (Assine, 1992a, 2007).
A Formação Santana classificada por Assine (2007) como uma seqüência
neoaptiana-eoalbiana registrando o advento do estágio pós-rifte na Bacia do Araripe,
juntamente com a Formação Barbalha. Sendo o intervalo litologicamente mais
complexo desta bacia, apresentando maior riqueza fossilífera, tanto em quantidade
quanto em diversidade, tendo sido dividida em três membros por Beurlen (1971) -
membros Crato, Ipubi e Romualdo.
Neste trabalho, esta formação será detalhada por meio de seção colunares
(Figuras 2.8 e 2.9) selecionadas por apresentarem melhores exposições da formação,
especificamente dos membros Ipubi e Romualdo.
O Membro Crato (inferior) constituído por folhelhos verdes calcíferos,
interestratificados com arenitos, estratos horizontalizados de calcários laminados e
ritmitos argilo-carbonáticos, o qual está bem detalhado por Neumann et al. (2002). Os
folhelhos são frequentemente calcíferos devido à abundância de carapaças de
ostracodes (Ponte & Ponte Filho, 1996). Possuem uma grande variedade fossilífera,
contendo conchostráceos, fragmentos vegetais lenhosos carbonizados e pequenos
peixes e insetos (Mabesoone & Tinoco, 1973). Neumann et al. (2002) interpretaram
que esta unidade possui uma continuidade lateral com os arenitos da Formação Rio da
Batateira e atribui-se uma origem continental com ampliação do sistema flúvio-lacustre
para a mesma.
O Membro Ipubi (intermediário) constituído por lentes de evaporitos
(basicamente gipsita) intercalados com folhelhos cinza esverdeados, carbonatos e
arenitos. As lentes possuem espessura máxima de 30 m e possuem um contato lateral
com folhelhos cinza-esverdeados, carbonatos e arenitos. Silva (1983) atribui a
formação desses evaporitos a paleoambientes de planícies do tipo sabkha continental.
Para Assine (2007) as gipsitas que formam o Membro Ipubi são difíceis de
identificarem devido a sua descontinuidade das camadas e devido a dificuldade em se
estabelecer os seus limites quando os evaporitos não estão presentes, foi
reclassificadas como “camadas Ipubi” posicionadas estratigraficamente no topo do
Membro Crato.
CAPÍTULO 2–ARCABOUÇO, GEOLOGIA 22
Almeida, C.
O Membro Romualdo (superior) composto por um pacote de arenitos
intercalados com siltitos e argilitos na base e folhelhos calcíferos esverdeados, com
concreções carbonáticas, para o topo e com fósseis de moluscos marinhos (Beurlen,
1963), dinoflagelados e foraminíferos (Arai & Coimbra 1990) e equinóides (Beurlen,
1966). A base desta unidade é marcada por uma camada de microconglomerado ou
arenito conglomerático, esbranquiçado e imaturo, com seixos de argila (Vianna &
Cavalcanti, 1990). A reconstrução paleogeográfica desta formação possui grandes
controvérsias, tendo sido já proposto três sentidos para a ingressão marinha: a partir da
Bacia de Sergipe-Alagoas (Beurlen, 1971; Mabesoone, 1975), a partir da Bacia
Potiguar (Lima, 1978; Petri, 1987) e a partir da Bacia do Parnaíba (Beurlen &
Mabesoone, 1969; Medeiros, 1990).
A Formação Araripina constituída por ritmito composto por arenitos
avermelhados e lamitos, siltitos e argilitos com marcas de ondulação, apresentando
estrutura de sobrecarga, como dobras convolutas e estruturas em chamas (Assine,
2007). É datada do Albiano por estudos palinológicos (Lima, 1978) e estima-se sua
espessura em aproximadamente 100 m. Atribui-se uma origem continental em sistemas
lacustres rasos assoreados.
A Formação Exu é constituída por arenitos fluviais vermelhos médios a grossos,
bastantes friáveis intercalados com lentes de arenitos muito grossos a conglomerados.
Tem-se atribuído tentativamente idade albiana–cenomaniana para estas rochas, com
registro paleontológico praticamente ausente. Estima-se sua espessura em
aproximadamente 200 m.
Os arenitos desta formação recobrem em uma discordância erosiva a Formação
Araripina em alguns locais com pequena angularidade, representando um novo evento
tectonosedimentar na bacia (Assine, 2007).
2.5. Seções Colunares confeccionadas para os membros Ipubi e Romualdo
Como visto, a Formação Santana é parte integrada da sequência sedimentar da
Bacia do Araripe, suas melhores exposições ocorrem a norte na região de Crato, Nova
Olinda e Santana do Cariri; a sudoeste, no Piauí, nas proximidades de Simões e em
Pernambuco, na região de Araripina e Ipubi (Figura 2.7).
CAPÍTULO 2–ARCABOUÇO, GEOLOGIA 23
Almeida, C.
Para uma melhor caracterização desta formação, foram confeccionadas duas
seções colunares, uma delas na Mina Pedra Branca (Figura 2.8) e a outra, localizada
na Mina Conceição Preta (Figura 2.9). Essas duas minas foram selecionadas por
apresentarem uma melhor exposição das rochas estudadas neste trabalho.
Figura 2.7: Mapa geológico da Bacia do Araripe (modificado de Ponte, 1991).
Seção Mina Pedra Branca
Esta mina localiza-se no município de Nova Olinda, Estado do Ceará (vide Figura
1.2 e 2.7). A seção é marcada por uma base composta por gipsita branca, maciça e
fibrosa, com espessura média de 10 m. Acima dos evaporitos segue uma sequência de
pelitos laminados, intercalados com níveis de arenito fino contendo lentes de gipsita,
seguido por um siltito maciço, apresentando uma superfície erosional no seu topo,
marcando a passagem do Membro Ipubi para o Membro Romualdo.
CAPÍTULO 2–ARCABOUÇO, GEOLOGIA 24
Almeida, C.
Segundo Cavalcanti & Viana (1990) essa superfície erosional é também verificada
na Mina Lagoa de Dentro, localizada a sudoeste de Araripina e na Mina Matarazzo,
localizada a nordeste de Abaiara, marcando assim, o seu caráter regional. Assim, a
base do Membro Romualdo é marcada por conglomerados e arenitos que truncam as
camadas de evaporitos. Segundo Silva (1986), esses conglomerados retrabalhados
podem ser identificados em áreas onde não se encontram as camadas de evaporitos,
sendo reconhecido pela presença de um nível de paleocaliche sobreposto aos
folhelhos do Membro Crato.
Moraes et al., (1976) relataram a ocorrência de um pacote de aproximadamente
30 m de arenitos entre os evaporitos e os folhelhos calcíferos do Membro Romualdo, o
que reforçaria a idéia de que as litologias do Membro Romualdo não se restringem a
argilitos, folhelhos e siltitos. Sendo assim, os pelitos atribuídos por alguns autores a um
membro inferior da Formação Exu podem ser uma variação lateral de fácies desses
arenitos e consequentemente pertencerem ao Membro Romualdo.
De modo geral, os arenitos apresentam coloração esbranquiçada, dispostos de
forma tabular, com granulometria variando de fina a média. Apresentam laminação
ondulada, plano-paralela e estratificação cruzada tabular e de baixo ângulo.
A seção segue com arenitos e pelitos intercalados. Os arenitos são maciços e
tabulares de coloração clara com granulometria de areia fina a média, formando
pacotes de cerca de 1 metro de espessura. Os pelitos apresentam-se maciços,
adquirindo, progressivamente, uma coloração esverdeada para o topo da seção, com
espessura variando 1 a 3 m.
Seção Mina Conceição Preta
Esta mina localiza-se no Município de Santana do Cariri, no Estado do Ceará
(vide Figura 1.2 e 2.7). Esta mina apresenta a melhor exposição do Membro Ipubi.
Na base desta seção encontra-se camadas de gipsita maciça de cor marrom, com
espessura média de 6 m, seguido por uma intercalação de pelitos laminados e maciços
com calcilutitos, apresentando uma espessura média de 1 m.
CAPÍTULO 2–ARCABOUÇO, GEOLOGIA 25
Almeida, C.
Acima dos pelitos laminados ocorrem camadas de calcilutitos, com 4 m de
espessura, apresentando coloração esbranquiçada e geometria tabular, com
fragmentos de conchas e intercalados por folhelhos com nódulos carbonáticos.
Seguido a seção têm-se folhelhos laminados esverdeados com níveis
carbonáticos e intercalações de calcilutito. Acima dos folhelhos encontra-se
calcarenitos, com espessura média de 2 m, apresentando-se de forma tabular com
coloração esbranquiçada.
A seção termina com uma camada de evaporitos com uma espessura de
aproximadamente 4 m, maciça de cor marrom esbranquiçada. Acima dos evaporitos
ocorre um folhelho laminado esverdeado.
Segundo Cavalcante & Viana (1990), o Membro Ipubi corresponde a uma
sequência deposicional evaporitica de águas rasas, como visto, essas camadas de
evaporitos estão associada somente a carbonatos e folhelhos, indicando um ambiente
lagunar com alimentação periódica de nível do mar (Cavalcante & Viana, 1990).
CAPÍTULO 2–ARCABOUÇO, GEOLOGIA 2 6
Almeida, C.
CAPÍTULO 2–ARCABOUÇO, GEOLOGIA 27
Almeida, C.
Figura 2.9: Seção colunar da Mina Conceição Preta.
Capítulo 3
Estilos Estruturais
I -
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 29
Almeida, C.
3.1. Introdução
Neste capitulo serão apresentados os dados de análise estrutural da área
estudada, compreendendo a interpretação de produtos de sensores remotos, imagens
de radar SRTM e imagens multiespectrais do satélite artificial Landsat ETM+, para a
obtenção da extração dos lineamentos regionais, seguida da apresentação dos dados
de campo para uma melhor caracterização do comportamento deformacional ocorrido
na região.
Inicialmente, visando ao melhor entendimento por parte do leitor das técnicas
abordadas neste capítulo, é apresentada uma sinopse dos métodos de análise
cinemática de dados estruturais.
3.2. Métodos de Análise Cinemática de Deformação
O estudo das estruturas deformacionais aqui apresentados foi realizado a partir
do reconhecimento das características espaciais, geométricas e cinemáticas nas
rochas impressas da área estudada. Desta forma, foram coletadas atitudes de planos
de falhas, de estrias, dobras, veios, fibras e fraturas para o posterior detalhamento
cinemático.
Relação Entre Tensão e Deformação
Uma vez que a deformação (strain) resulta da ação de um campo de tensões
(stress) pode-se definir uma relação geométrica direta entre ambos que, a depender do
regime de cisalhamento (simples, puro ou geral), pode ser razoavelmente complexa.
Assim, é de fundamental importância se ter o conhecimento do conceito de elipsóide de
strain que é utilizado para quantificar e representar a deformação e as respectivas
estruturas originadas.
A deformação não ocorre de forma instantânea, mas sim englobando processos
incrementais, progressivos. Cada incremento caracteriza a deformação infinitesimal (ou
incremental). O somatório de vários incrementos sucessivos para um dado intervalo
temporal caracteriza a deformação finita que, via de regra, é o estágio que se pode
inferir a partir da observação das estruturas em campo.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 30
Almeida, C.
Ademais, analogamente ao campo de tensões, a deformação também pode ser
definida por um sistema de três eixos principais mutuamente ortogonais (X, Y e Z;
sendo que X representa o eixo de maior distensão/estiramento ou menor
encurtamento, Y é o eixo intermediário e Z é o eixo de maior encurtamento ou menor
distensão/estiramento).
As tensões não são observadas diretamente no campo, sendo necessária sua
inferência a partir do regime cinemático e strain, sendo referenciadas em termos de um
sistema de três eixos de esforços principais denominados σ
1,
σ
2
e σ
3
sendo, σ
1
≥
σ
2
≥
σ
3,
representando uma ordem decrescente da magnitude das tensões. Em uma
comparação aproximada temos σ
1
↔ Z / σ
2
↔
Y / σ
3
↔X (no caso da deformação por
cisalhamento puro).
A depender da magnitude dos eixos de esforços principais, podem ser
reconhecidas três situações gerais: (i) regime uniaxial, em que duas das três direções
principais de tensões são iguais a zero; (ii) regime biaxial, onde apenas uma das
tensões principais apresenta valor nulo; e (iii) regime triaxial, onde as três tensões
principais diferem de zero. Nos sistemas uniaxiais e biaxiais os eixos de tensões (σ
1
≥
σ
2
≥
σ
3)
e de deformação (X>Y>Z) guardam uma relação angular relativamente simples
com relação as fraturas. Já nos sistemas triaxiais essa relação se torna muito mais
complexa.
Em função das tensões e consequente deformação pode ser distinguidos os
seguintes regimes: (i) cisalhamento puro ou coaxial, o qual envolve a aplicação de um
esforço colinear em um corpo (Figura 3.1.a). Este, ao se deformar, induz modificações
tanto no comprimento como no ângulo entre linhas antes existentes no corpo não-
deformado. Linhas originalmente paralelas aos eixos X, Y e Z sofrem mudanças de
comprimento, mas não sofrem rotação, produzindo sistemas de fraturas de distensão,
tração (Figura 3.1b) e de pares conjugados (cisalhantes); (ii) cisalhamento simples
(Figura 3.1c e d), não-coaxial, que envolve uma mudança de orientação e rotação dos
eixos, produzindo sistema de fraturas assimétricas, como juntas de distensão T e
fraturas cisalhantes como as sintéticas (fraturas R e P) tendo o mesmo movimento da
falha principal, antitéticas (fraturas R’) tendo o movimento contrário à falha principal; e
(iii) cisalhamento geral, não-coaxial, que compreende a combinação dos dois regimes
anteriores.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 31
Almeida, C.
Figura 3.1: Cisalhamento puro (a) e (c) e simples (b) e (d). X/σ
3
e Z/σ
1
são eixos cinemáticos
de estiramento e encurtamento máximos, respectivamente. E Y/σ
2
é perpendicular a eles.
Análise de Crescimento de Fibras
Na literatura o termo “veio fibroso” refere-se a qualquer fratura que apresenta
preenchimento por cristais distintamente alongados.
Um método bastante útil na definição da “história” de deformação é a análise da
orientação das fibras de crescimentos formadas nos fraturamentos de tensão (veios),
que podem apresentar informações sobre a cinemática de deformação em rochas,
funcionando como ótimos indicadores de paleo-strain (Ramsay & Huber, 1983; Urai et
al.,1991; Means & Li, 2001; Oliver & Bons, 2000). Em especial, os veios fibrosos podem
gravar a trajetória incremental de abertura em grande detalhe (Spencer, 1991).
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 32
Almeida, C.
Os veios podem ser classificados de acordo com o sentido de crescimento dessas
fibras. As três classes principais são:
- Veios Ataxiais (Passchier & Trouw, 1996): São cristais estirados formados a
partir do processo de “selamento de fraturas” ocorrido durante o crescimento dos veios
(Figura 3.2A).
- Veios Sintaxiais: O preenchimento é feito por um mineral existente na rocha,
mobilizado por dissolução por pressão. O crescimento das fibras é feito da parede do
veio para o seu interior (Figura 3.2B e C).
- Veios Antitaxiais: Normalmente são veios preenchidos por minerais
remobilizados e o crescimento das fibras ocorre da parte central da fratura para a sua
parede (Figura 3.2D).
Figura 3.2: Diferentes tipos de classificação de veios de acordo com o crescimento das fibras.
O plano “S” indica o crescimento dos cristais no interior do veio o plano “G” é onde o
crescimento tem a posição atual. Em a) são veios ataxiais com cristais alongados; b) veios
sintaxiais simétricos, onde o crescimento ocorre a partir da rocha para o meio da parede com
veios; em c) veios sintaxial assimétricos onde ocorre o crescimento total de um lado da parede
do veio e d) veios antitaxial onde as fibras crescem para o exterior a partir do meio do veio
(Montenari & Bons, 2005).
A definição de sintaxial e antitaxial está baseada no sentido do crescimento das
fibras relativo à parede do veio. Para evitar ambiguidade entre esses termos, Boss
(2000) sugeriu que as fibras dos veios sintaxial possuem um único plano de
crescimento, tendo uma posição consistente dentro do veio. Portanto, este cresce com
as fibras sempre perpendiculares a parede de abertura. Os veios antitaxiais possuiriam
dois planos simultâneos de crescimento, a fibra irá curvar de acordo com o movimento
de abertura da parede.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 33
Almeida, C.
É importante frisar que, tipicamente, as fibras tendem a crescer com ângulos retos
em relação à parede do veio no caso de juntas puramente distensionais, cujas paredes
se formam perpendicularmente ao máximo estiramento (σ
3
/X). As fibras são
encurvadas no momento em que há um estiramento na direção do veio e elas mudam
também as direções (Figura 3.3) de seu crescimento funcionando como fraturas
cisalhantes (Montenari & Bons, 2005).
Figura 3.3: a) Esquema mostrando a variação na direção do crescimento das fibras. As fotografias
(b); (c) e (d) mostram com detalhe essa variação das fibras ocorrido na Mina Pedra Branca
localizada na Bacia do Araripe.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 34
Almeida, C.
Alguns casos bastantes incomuns observados em veios na área de estudo
mostram fibras dispostas paralelamente às paredes do veio, funcionando como
slickenfibers, podendo ter sido formadas por reativação de planos fracos suborizontais,
os quais atuaram como microfalhas ligando fraturas distensionais subverticais geradas
paralelas a X/σ
3
(Figura 3.4).
Figura 3.4: a) Desenho esquematizando a formação de slickenfibers. b) Fotografia
detalhando essas fibras.
Método de Análise
Para se obter uma análise cinemática do campo de tensão que envolve a região
estudada, lançou-se mão do método dos diedros retos de Angelier & Mechler (1977).
No método é admitido, para cada falha, um plano auxiliar que é perpendicular ao seu
plano e às suas estrias mutuamente. Tal disposição permite delimitar quatro regiões ou
diedros retos, que podem ser agrupados dois a dois de maneira diametralmente
oposta, de modo tal que dois deles conteriam o eixo Z/σ
1
(diedros de contração ou
distensão mínima) e os outros dois, o eixo X/σ
3
(diedros de distensão – Figura 3.5).
Para determinar se um diedro é compressivo ou distensivo, é necessário
conhecer a cinemática da falha, segundo mostrado na Figura 3.5. O eixo Y/σ
2
é
definido pela linha de interseção entre a falha e o plano auxiliar (Figura 3.5). Deve ser
entendido que os diedros são regiões de probabilidade de ocorrência dos eixos Z/σ
1
e
X/σ
3
, de vez que o plano auxiliar não deve ser confundido com uma falha, no caso em
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 35
Almeida, C.
que os eixos bissectariam os diedros. Quanto maior for à quantidade de dados
coletados, mais restritas serão as regiões de ocorrência dos eixos, melhorando a
precisão do resultado final (Figura 3.5).
Figura 3.5: O método dos diedros retos (Angelier & Mechler (1977), para a determinação do
campo de tensões a partir de conjuntos de falhas cogenéticas, considera a existência de um
plano auxiliar que é perpendicular à falha e às suas estrias, de modo que são definidas regiões
de contração (em azul) e de distensão (em branco). A união de vários estereogramas contendo
estas informações define áreas de maior probabilidade de ocorrência dos eixos σ
1
/Z
(contração) e σ
3
/X (distensão). Quanto maior for a quantidade de dados disponíveis, maior será
a precisão da estimativa da orientação dos eixos. Compilado de Leyshon & Lisle (1996).
3.3. Análise de Sensores Remotos
O estudo caracterizou-se pela identificação de lineamentos (ou alinhamentos)
regionais, utilizando em uma primeira etapa, imagens de radar e satélite em escalas de
1:75000, em conjunto com o mapa de curvas de nível em intervalos de 100 m
(extraídas através do programa GlobalMapper).
A definição de lineamentos segue o conceito de O’Leary et. al. (1976) que
consideraram estes como “qualquer feição linear mapeável da superfície,
provavelmente refletindo uma estruturação em subsuperfície”.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 36
Almeida, C.
Amaro & Strieder (1994) denominaram lineamentos como estruturas
regionalmente penetrativas de tipo 1 e estruturas rúpteis de tipo 2. Aos lineamentos do
tipo 1 associaram feições geomorfológicas (ou quebras) positivas e negativas, com um
arranjo retilíneo ou curvilíneo, considerando principalmente a homogeneidade da
ocorrência, densidade e distribuição geométrica, que permitem caracterizar as foliações
ou lineações. Ao tipo 2 associaram predominantemente as feições geomorfológicas
negativas, representando falhas ou fraturas.
Por meio dessas análises e levando em consideração os critérios de classificação
de Soares & Fiori (1976) e Amaro & Strieder (1994) quanto ao significado geológico
destas estruturas, observou-se na área dois trends principais: (i) NE-SW e (ii) NW-SE
(Figura 3.6). Reforçando o modelo de distensão NW, em que os lineamentos
brasilianos de orientação NE-SW foram reativados como falhas normais, e os
lineamentos de orientação NW-SE e E-W, foram reativados como falhas de
transferência, acomodando as diferentes taxas de distensão (Matos 1992).
Figura 3.6: Mapa de lineamentos regionais, destacando dois trends principais de direção NE-
SW e NW-SE.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 37
Almeida, C.
3.4. Estruturas Pós-Rifte da Porção Nordeste da Bacia do Araripe
Os dados aqui apresentados detalham as principais estruturas impressas nas
rochas da porção Nordeste da Bacia do Araripe (vide anexo I). Nesta porção, afloram
rochas das formações Araripina/Arajara, Santana e Rio da Batateira/Barbalha (vide
anexo I).
O estudo priorizou os elementos tectônicos planares e lineares e seus respectivos
indicadores cinemáticos por meio da análise geométrica e cinemática das estruturas.
As principais feições observadas denotam a existência de elementos de trama
rúptil (predominante) e elementos de apresentam estilos estruturais que mimetizam
aqueles desenvolvidos no regime de deformação de alta temperatura. Assim, para
ressaltar esta similaridade, será aplicado o termo “dúctil” para caracterizar estas
estruturas.
Mina Pedra Branca e Conceição Preta
Na Mina Pedra Branca, como visto na seção colunar (Figura 2.8, Capítulo 2),
afloram os membros Ipubi e Romualdo da Formação Santana. A base da mina constitui
o Membro Ipubi (Figura 3.7), onde se observa um sistema complexo de veios maciços
e fibrosos preenchidos principalmente por gipsita, regindo um regime rúptil-“dúctil”,
formado quando as rochas têm um comportamento semifrágil, resultando de uma
deformação progressiva, isto é, formadas por somatório de sucessivos incrementos de
cisalhamento simples. A abertura deste veios é está sendo controlada pela orientação
das fraturas em um volume de rochas, mas outros parâmetros, como fluidos, são
também importantes.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 38
Almeida, C.
Figura 3.7: Fotografia panorâmica da Mina Pedra Branca, destacando a sua porção inferior
constituída pelos evaporitos do Membro Ipubi e na sua porção superior constituída pelos
arenitos e pelitos do Membro Romualdo.
Como tal, os veios podem ser utilizados na interpretação da cinemática do fluxo
em massa, sendo importantes fontes de informação sobre a história da deformação da
rocha hospedeira, especialmente se associado com fibras.
Como visto no item 3.2 do presente capítulo, as fibras crescem na direção da
máxima distensão, ou seja, eixo X
i
, via de regra, orientada perpendicularmente à
parede dos veios. Contudo, em alguns locais da mina podem-se encontrar as fibras
dispostas de forma oblíquas à parede do veio, indicando que o movimento relativo de
abertura das paredes desses veios não foi sempre na mesma direção, havendo uma
variação incremental na sua abertura (Figura 3.8), atuando um regime de transtensão
(transcorrência + distensão). Portanto, os veios vão se expandindo, em abertura e
distensão no decorrer do cisalhamento e vão sendo preenchidos pelo gesso e ao
mesmo tempo as fibras já existentes rotacionando progressivamente. O crescimento
desses veios dá-se por meio do seu prolongamento nas extremidades (onde as
tensões são maiores), para cada incremento da deformação.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 39
Almeida, C.
Figura 3.8: Desenho esquemático do movimento relativo das paredes dos veios e a rotação
em resposta a deformação incremental.
Em alguns casos observou-se um sistema de veios, onde as fibras crescem
paralelamente à sua parede, sugerindo que esses veios se formaram de duas maneiras
principais: (1) pela superposição de um sistema de deformação e rochas contendo
fraturas pré-existentes ou fraquezas não-relacionadas mecânica e geometricamente às
novas deformações, ou (2) eles podem se formar a partir de sistemas de cisalhamento
durante nova deformação e inclinados de forma obliqua às principais direções de strain
(Ramsey & Huber, 1983).
Durante os deslocamentos cisalhantes predominantes ocorrendo ao longo da
superfície existem, em geral, componentes dilatacionais. Essas dilatações podem
resultar da presença de irregularidades na superfície ao longo das paredes de fratura,
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 40
Almeida, C.
ou porque existe uma componente de dilatação natural no sistema agindo em direção
perpendicular às paredes. A evolução do movimento de deslizamento ao longo de tais
superfícies, onde os deslocamentos são predominantemente cisalhantes, pode produzir
um tipo de crescimento cristalino fibroso (Figura 3.9). Onde as fibras irão formar uma
série de “camadas” imbricadas ligeiramente obliquas à orientação geral das paredes do
cisalhamento.
Como o deslocamento ao longo das paredes não é grande, a superfície de
cisalhamento mostra uma série de pequenos traços fibrosos em forma de “degrau”.
O desenvolvimento progressivo de fibras de crescimento, geralmente acontece
pelo mecanismo de “selamento de fraturas” (crack-seal), e as trilhas de inclusões
podem ser preservadas dentro das fibras antitaxiais marcando sucessivos
descolamentos da fibra e suas paredes (Cox & Etheridge, 1983; Renard et. al., 2004).
Como visto, por intermédio da análise geométrica das fibras e de suas rochas
hospedeiras, pode-se distinguir os dois tipos principais de fraturas de acordo com seu
movimento relativo atuando na região. Sendo, (i) fratura de extensão e (ii) fraturas
cisalhantes. Os círculos de Mohr (Figura 3.10) são a expressão gráfica para a
determinação das tensões normal (σ) e cisalhante ( ) e representam as condições
necessárias para a origem desses tipos de fraturamento envolvendo diferentes
sistemas de tensões.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 41
Almeida, C.
Figura 3.9: As figuras a), b) e c) mostram a evolução do cisalhamento e abertura da parede dos
veios, a e a’ marcam esse deslocamento. Em d) e e) são apresentada as fotografias dos veios
observados na Bacia do Araripe.
Figura 3.10 Círculos de Mohr nos mostram os estados de esforços os quais geram fraturas de
extensão e fraturas de cisalhamento. Em A se tem o campo onde ocorre a formação das
fraturas de tensão e A’ tem-se uma fotografia para exemplificar esse tipo de fratura encontrado
na região. Em B se tem o campo onde se formam as fraturas de cisalhamento seguindo de um
exemplo em B’.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 42
Almeida, C.
Os vários sistemas de veios e suas respectivas fibras estudadas na Mina Pedra
Branca foram devidamente separados de acordo com suas principais direções e
orientação das fibras, sendo disposta de forma oblíqua ou perpendicular a parede do
veio.
Os veios apresentam direções preferenciais NNE-SSW, ENE-WSW, SE-SW,
apresentando mergulhos baixos e altos para SE, NW e SW (Figura 3.11,
estereogramas 1,2,3 e 4).
Os planos de acamamentos estão dispostos em posição suborizontal
apresentando direção preferencial para NNW - SSW e WNW - SSE, com mergulho
suave para WSW e SSW (Figura 3.11, estereograma 5).
Figura 3.11: Estereogramas de Schmidt (hemisfério inferior) para os vários sistemas de veios e
suas respectivas fibras (pontos) na Mina Pedra Branca. Os estereogramas (1), (2), (3) e (4)
mostram as suas principais direções e no estereograma (5) as principais direções do
acamamento.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 43
Almeida, C.
Na Mina Conceição Preta, como visto no Capitulo 2 (Figura 2.8) aflora o Membro
Ipubi caracterizado basicamente pelos evaporitos, folhelhos e carbonatos. Na base
encontra-se um pacote de gipsita mais maciço e no topo um pacote de pelitos de
coloração esverdeada que se encontram basculadas, havendo a presença de poucos
veios fibrosos, e apresentando-se nesta camada mais tabulares. Localmente foi
observada a ocorrência de uma dobra classificada como aberta com caimento suave
para SE (Figura 3.12).
No geral as camadas apresentam mergulho suave a moderado (5° a 20°) com
caimento variando para WNW e NE. O sistema de veios observados são menos
complexos, em comparação com a Mina Pedra Branca, apresentando direções
preferenciais para NNE-WSW, com mergulho para NNW e direção NE-SW, com
mergulho para SE (Figura 3.13).
Figura 3.12: Fotografia A mostra a dobra que ocorre na Mina Conceição Preta, os traços
vermelhos apresentado no estereograma destacam essa dobra com eixo 15/125 encontrada na
região. O desenho esquemático em B destaca os veios encontrados nos pelitos e seus
respectivos estereogramas.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 44
Almeida, C.
Figura 3.13: Estereogramas de Schmidt (hemisfério inferior), mostrando os sistemas de veios e
suas respectivas fibras (pontos) que ocorrem na mina, os veios apresentam direções principais
para NNE-WSW e NE-SW.
Nos afloramentos estudados, localizados nas proximidades de Crato e Barbalha,
onde afloram as formações Araripina e Rio da Batateira, como se pode observar no
ponto Ar 15 e Ar 18 (vide anexo I), por exemplo, encontram-se rochas pertencentes à
Formação Araripina, bastante fraturadas (Figura 3.14). Essas fraturas apresentam
direções preferenciais para NNE-SSW e ENE-WSW (Figura 3.14). Os planos de
acamamento apresentam-se suborizontal, no caso com ângulo retos, apresentado
direções preferenciais para NNW-SSE e NE-SW com mergulho suave para NW e E
(Figura 3.15).
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 45
Almeida, C.
Figura 3.14: Aspecto do fraturamento encontrado nas rochas localizado na estrada entre
Arajara a Caldas. Em C o diagrama de roseta mostra as principais direções dessas fraturas.
Figura 3.15: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior), para os acamamentos encontrados
na região, localizada nas proximidades de Crato.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 46
Almeida, C.
3.5. Estruturas Pós-Rifte da Porção Sudoeste da Bacia do Araripe
Os dados aqui apresentados detalham as principais estruturas impressas nas
rochas da porção sudoeste da Bacia do Araripe.
As principais feições observadas denotam a existência de elementos de trama
“dúctil” (predominante) e rúptil. Por uma questão didática, vamos primeiramente frisar
as estruturas das minas e dos afloramentos localizados nas proximidades de Araripina,
Marcolândia e Caldeirão Grande (vide anexo II). Nesta região foram visitadas quatro
minas, as quais serão detalhadas a seguir.
A Mina/Mineradora Serra Suposta está localizada a sul de Araripina. Sua frente
principal de lavra apresenta um pacote espesso de evaporito finamente estratificado
com as camadas apresentando-se basculadas no seu topo, com mergulho baixo e
direção preferencial para WNW-ESE e WSW-ENE (Figura 3.16).
É bastante comum nas minas desta porção da bacia encontrarmos as camadas
de evaporitos finamente estratificadas e dobradas formando pequenos domos e
algumas vezes verticalizadas formando kink bands com eixo apresentando caimento
para SW e SE (Figura 3.17)
No geral, as camadas desta mina apresentam uma direção preferencial para NE-
SW com mergulho para SE, e direção para E-W com mergulho para S (Figura 3.18).
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 47
Almeida, C.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 48
Almeida, C.
Figura 3.17: Fotografias a e b mostrando o aspecto da formação de domos e kinks. Em c e d
desenho esquemático e o estereograma para os acamamentos. O ponto em azul destaca o
eixo da dobra.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 49
Almeida, C.
Figura 3.18: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para os planos de acamamentos
dos evaporitos na Mina/Mineradora Serra Suposta.
Na Mina/Mineradora Lagoa dos Gregórios, localizada a leste da Mina/Mineradora
Serra Suposta (vide anexo I), observa-se as camadas de evaporitos de maciços, com
uma laminação incipiente, e bastante basculadas, tendo veios suborizontais.
As camadas apresentam direções preferências para WNW-ESSE com mergulhos
moderados para SW (Figura 3.19).
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 50
Almeida, C.
Figura 3.19: Vista panorâmica da Mina/Mineradora Lagoa dos Gregórios, destacando o
basculamento das camadas e o estereograma com as atitudes do acamamento.
A Mina Fazenda Ponta da Serra/Mineração Rancharia apresenta uma camada
espessa de evaporito maciço, as quais se encontram basculadas em múltiplas
direções, localmente formando pequenos domos. As camadas de evaporitos
estratificados esta mina é bastante incipiente, não havendo a ocorrência de veios.
As camadas apresentam direções principais para NNE-SSW com mergulho baixo
e caimento para ESE (Figura 3.20).
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 51
Almeida, C.
Figura 3.20: Vista da Mina Ponta da Serra A, e um zoom (B) destacando as camadas
basculadas. No estereograma em C para os acamamentos da mina.
A mina de gesso a céu-aberto Campo Belo, localizada a oeste de Trindade,
apresenta as camadas de evaporitos com cerca de 10 m de espessura, as quais se
encontram-se basculadas e em alguns pontos ocorre à formação de dobras (Figura
3.21 C).
Essas camadas apresentam direções preferenciais para NNW – SSE; N-S e NE-
SW com mergulhos altos (Figura 3.21).
Em algumas partes desta mina encontramos a presença de poucos veios com
direções preferenciais para NW-SE com mergulhos altos para SW (Figura 3.22).
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 52
Almeida, C.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 53
Almeida, C.
Figura 3.22: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para os veios e suas respectivas
fibras encontrados na mina.
Na Mina Santana, localizada nas proximidades de Tridade-Ipubi, encontra-se uma
camada espessa de evaporito mais maciço (Figura 3.23A). Estas camadas formam
pequenos domos (Figura 3.23C e D), com veios fibrosos cortando a mesma (Figura
3.23B), havendo também a ocorrência de uma camada bastante estratificada, cortada
por veios maciços e fibrosos.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 54
Almeida, C.
Figura 3.23: Camadas de evaporitos observados na Mina Santana, em (A) tem-se uma camada
espessa de caráter maciço; Em (B) veios fibrosos cortam os evaporitos maciços em (C) e (D)
estruturas dômicas presentes na área.
Nas camadas estratificadas se encontram a formação de dobras (Figura 3.24)
abertas (120 - 70°), segundo a classificação de Fleuty (1964), apresentando o eixo da
dobra com orientação E-W com caimento variando para N-S.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 55
Almeida, C.
Figura 3.24: Camada estratificada de evaporito e Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior)
exibindo as dobras, em vermelho o ponto representa o eixo da dobra com direção E-W.
Nesta mina, os veios fibrosos são raros, apresentando direções preferenciais para
E-W com mergulho para norte e direções NE-SW com mergulho para SE (Figura 3.25).
Figura 3.25: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para os veios e suas respectivas
fibras (pontos coloridos), presentes na Mina Santana.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 56
Almeida, C.
Nas Minas Alto Bonito e São Jorge, localizadas nas proximidades da rodovia
estadual PE-630 que liga as cidades de Trindade e Ipubi, ocorrem dobras forçadas do
tipo kink. Tratam-se de estruturas de ocorrência relativamente frequente, apresentando
escalas centimétrica a métrica, sendo caracteristicamente reconhecidos em locais onde
os evaporitos encontram bem estratificados. Por vezes, os kinks podem arranjar-se em
pares conjugados (Figura. 3.26), desenhando dobras-em-caixa nas camadas de
evaporitos.
Figura 3.26: Kink bands conjugadas desenvolvidas nas camadas de evaporitos das Minas Alto
Bonito e São Jorge.
As camadas de evaporitos encontram-se basculadas apresentando direções
preferenciais para NW-SE e NE-SW com a formação de dobras e pequenos domos
(Figura 3.27). As dobras apresentam charneiras suaves ou angulosas (estas
constituindo as dobras em kink).
Nestas minas os veios são bastante raros, apresentando direções preferenciais
NE-SW com fibras paralelas à parede de abertura (Figura 3.28).
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 57
Almeida, C.
Figura 3.27: Nas fotografias A, C, D apresentam dobras nas camadas de evaporitos que se
encontram dobradas e formando pequenos domos. Em B estereograma de Schmidt (hemisfério
inferior) para a estrutura dômica em (E) Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para o
acamamento geral da mina Alto Bonito.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 58
Almeida, C.
Figura 3.28: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para os veios e suas respectivas
fibras (pontos) das Minas Alto Bonito e São Jorge.
Na Mina “Buracão” (vide anexo II) ocorre feições semelhantes às encontradas nas
outras minas descritas anteriormente, apresentando uma camada espessa de
evaporitos, cerca de 10 a 12 m, sotoposto aos arenitos da Formação Romualdo.
As camadas encontram-se dobradas apresentando flancos com mergulhos
moderados (entre 40° e 60°) para NW e SE. O eixo das dobras possui caimento em
torno de 20° para SW (Figura 3.29). Nesta mina a presença de veios fibrosos é
bastante rara.
Em algumas porções da mina se encontra falhas transcorrentes sinistrais
apresentando direções E-W (Figura 3.30).
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 59
Almeida, C.
Figura 3.29: Estruturas dômicas e dobras ocorridos na Mina “Buracão”. No canto inferior a
direita da figura Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para as dobras, a estrela em
vermelho representa o eixo da dobra, com caimento de 25° para SW.
Figura 3.30: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) das falhas encontradas na Mina
“Buracão” com direções E-W.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 60
Almeida, C.
A Mina Puluca (Figura 3.31A), localizada na porção nordeste de Ipubi (vide anexo
II), apresenta um pacote espesso de evaporito, com cerca de 10-15 m. Apresentando
um nível de folhelho contendo veios de gipsita (Figura 3.31B e D), apresentando
escalonamento para o topo da camada, na direção leste (Figura 3.31C). Essas feições
são similares às reconhecidas na literatura como fraturas wing (Coelho et. al,. 2006),
ocorrendo como resultado de deslizamento em uma falha principal, não se
desenvolvendo na região central da falha, onde a energia é mais bem acomodada por
propagação de caminhos de deslizamento.
As camadas apresentam direções preferenciais NE-SW com mergulho para SE
(Figura 3.32).
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 61
Almeida, C.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 62
Almeida, C.
Figura 3.32: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para as atitudes das camadas tendo
direções preferenciais NE-SW.
Nas proximidades de Araripina (vide anexo II), encontra-se exposto no
afloramento corte de estrada (ponto Ar 06), a Formação Araripina, constituída por
ritmito composto por arenitos avermelhados e lamitos e argilitos alaranjados finamente
acamadados, com fraturas subverticais com direções preferenciais NE-SW (Figura
3.33) na sua parte inferior.
Figura 3.33: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para as fraturas, apresentando
direções preferenciais NE-SW.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 63
Almeida, C.
A sua parte superior é definida por uma alternância de camadas arenosas com
estratificação cruzada de pequeno porte indicando paleocorrente para oeste (Figura
3.34A). As camadas apresentam-se horizontalizadas com direções preferenciais NE-
SW (Figura 3.34C, D).
Figura 3.34: Camadas arenosas da Formação Araripina, marcada por estratificação cruzada de
médio porte e camadas suborizontalizadas apresentando direções preferenciais para NE-SW.
A melhor exposição desta formação (Ar-01) encontra-se na BR-316, nas escarpas
da chapada nas proximidades de Marcolândia, divisa entre Pernambuco e Piauí (vide
Figura 1.1 e anexo II).
Como visto, esta formação é marcada por ritmito composto por arenitos finos e
lamitos, apresentando uma coloração arroxeada e amarelada.
Neste ponto encontramos uma estrutura bastante marcante nesta formação que é
o truncamento da estratigrafia (Figura 3.35A) e dobras convolutas geradas por
deformação penecontemporânia (Figura 3.35B, C e D).
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 64
Almeida, C.
As camadas apresentam direções preferenciais NNW-SSE com mergulho para E
(Figura 3.35E), e fraturas apresentando direções preferenciais NE-SW e NW-SE
(Figura 3.35F).
Figura 3.35: Nas fotografias (A), (B), (C) e (D) observa-se feições características
reconhecidas na Formação Araripina. Em (E) estereograma de Schmidt (hemisfério
inferior) para os acamamentos apresentando orientações para NNW-SSE e em (F)
estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para as fraturas encontradas na área,
apresentando orientações NE-SW e NW-SE.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 65
Almeida, C.
3.6. Estruturas Pós-Rifte da Porção Noroeste da Bacia do Araripe
Nesta porção da bacia serão detalhados os afloramentos encontrados nas
proximidades de Caldeirão Grande e Simões (vide anexo III).
Na região que liga Marcolândia a Caldeirão Grande (ponto Ar-02), está exposto o
contato entre o embasamento e a Formação Araripina, definido por um nível
conglomerático contendo seixos de quartzo de tamanhos centiméntricos a
decimétricos. Neste nível tem-se a ocorrência de falhas (Figura 3.36A e B) de direções
preferenciais NE-SW e WNW-ESE com cinemática inversa-sinistral e normal dextral
(Figura 3.36C).
Figura 3.36: Em (A) e (B) detalhe do plano de falha e das estrias observados na região e (C)
estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para as falhas de cinemática inversa-sinistral e
normal-dextral.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 66
Almeida, C.
O embasamento nesta região ocorre abaixo do nível conglomerático
representando por um corpo máfico (Figura 3.37A, B), tendo falhas com direções NE e
WNW – ESE com cinemática inversa-sinistral (Figura 37 C).
As camadas apresentam direções preferenciais NE-SW com mergulhos
moderados a altos (Figura 3.38).
Figura 3.37: Em (A),(B) e (C) detalhe do embasamento e em (D) estereograma de Schmidt
(hemisfério inferior) para as falhas com cinemática normal-dextral.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 67
Almeida, C.
Figura 3.38: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para os planos de acamamento
expostos na área de estudo.
Nas escarpas da chapada, a noroeste de Marcolândia, as camadas da Formação
Araripina (Ar-07) encontram-se basculadas apresentando direções para NE-SW com
ângulos altos a moderados e mergulho para SE (Figura 3.39), havendo a formação de
estruturas de sobrecarga, como as estruturas-em-chama (Figura 3.40).
No topo desde afloramento ocorrem arenitos esbranquiçados da Formação Exu
(Figura 3.40).
Figura 3.39: Estereograma de Schmidt (hemisfério inferior) para os acamamentos da Formação
Araripina no ponto Ar-07.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 68
Almeida, C.
Figura 3.40: Nas fotografias A e B se podem observar as camadas basculadas. Em (C) as
formações das estruturas de sobrecarga, estrutura em chamas. E em (D) na base aflora a
Formação Araripina e no topo do afloramento a Formação Exu.
Nas proximidades de Simões (vide anexo III), a Formação Araripina encontra-se
basculada, apresentando uma zona de falhas com direções E-W (Figura 3.41A e B),
tendo em sua base um caráter mais argiloso seguido por um arenito maciço e no topo
do afloramento, marcado por uma discordância com atitude de 65°/130°Az, com a
Formação Exu.
CAPÍTULO 3 – ESTUTURAS 69
Almeida, C.
Figura 3.41: Plano de falha observado nas proximidades de Simões, com direção preferencial
E-W.
Capítulo 4
Análise Cinemática
I -
CAPÍTULO 4 – ANÁLISE CINEMÁTICA 71
Almeida, C.
4.1. Apresentação
A seção pós-rifte da Bacia do Araripe apresenta uma relativa estabilidade
tectônica, tendo sido originada pela implantação de uma subsidência flexural
termomecânica que segue o final do rift. Esse processo de subsidência exerceu o
controle sobre a deposição de um espesso pacote sedimentar na bacia,
compreendendo as formações Barbalha (Rio da Batateira), Santana e Araripina. No
final deste estágio ocorreu um importante pulso tectônico conhecido como “reativação
Albiana”, dando origem a uma nova discordância na bacia.
Após este pulso a bacia passou por um estágio de relativa quiescência tectônica,
caracterizado por soerguimentos epirogênicos, que provavelmente foi o mecanismo
responsável pela origem de áreas-fonte dos sedimentos que viriam a formar as rochas
sedimentares pertencentes à Formação Exu (Assine, 2007).
Muitos trabalhos foram realizados na Bacia do Araripe, enfocando principalmente
seus aspectos estratigráficos. Comparativamente, pouco se conhece com respeito aos
eventos deformacionais que afetam e controlaram a deposição das unidades
sedimentares da bacia, especialmente no tocante à deformação pós-rifte.
A partir do exposto no capítulo 3 é possível concluir que a deformação pós-rifte é
razoavelmente importante na bacia, sendo caracterizada por estilos, orientação e
cinemática peculiares e distintos das estruturas relacionadas ao evento de rifteamento
que deu origem à Bacia do Araripe.
De posse do estudo dos estilos e da orientação geral das estruturas pós-rifte na
Bacia do Araripe, é possível se elaborar a análise cinemática da deformação
apresentado nas rochas desde intervalo, possibilitando a definição do transporte
tectônico predominante e a inferência do estado de paleotensões que governou a
instalação das estruturas tectônicas indicadas.
Assim, o objetivo deste capítulo é abordar a análise cinemática da deformação
para a seção pós-rifte da bacia, a partir da análise integrada das estruturas (veios,
fibras, falhas, estrias, fraturas e dobramentos) encontradas na área de estudo, por meio
do método dos diedros retos, para poder assim, determinar o sistema de paleotensões
ocorrido na área e procurar definir um modelo tectonoestrutural evolutivo para a
mesma.
CAPÍTULO 4 – ANÁLISE CINEMÁTICA 72
Almeida, C.
4.2. A Deformação Pós-Rifte na Bacia do Araripe e a Relação com seus Campos de Tensões.
Os estilos de desenvolvimentos dos conjuntos de fraturas de distensão e de
cisalhamento que afetam as camadas de gesso na Bacia do Araripe podem ser usadas
como evidências da atuação de tensões responsáveis pela deformação observada na
área .
Para a análise desses campos de tensões (ver Figura 3.5, capítulo 3), lançou-se
mão do método dos diedros retos de Angelier & Mechler (1977). O procedimento
adotado envolveu a integração dos dados de orientação dos veios e de fibras oblíquas
(somente foram utilizados os dados de veios que apresentassem fibras dispostas a
ângulos menores que 75° em relação às paredes dos veios), uma vez que nestes
casos a obliquidade das fibras indica também que os seus veios hospedeiros
apresentariam uma componente (maior ou menor) de movimento direcional associada
à componente distensional.
Na análise, assume-se o modelo clássico de interpretação de veios fibrosos, isto
é, do que as fibras indicariam a direção de abertura dos veios, consequentemente,
definindo a direção dos eixos σ
3
, do elipsóide de tensões infinitesimal, ou X
i
do
elipsóide incremental da deformação. Nesse caso, veios com fibras perpendiculares às
suas paredes foram tratados puramente como juntas distensionais.
Assim sendo, foi realizada a aproximação de projetar-se as fibras na parede dos
veios (por meio de estereogramas), utilizando um plano auxiliar (que contém σ
1
/Z
i
e
σ
3
/X
i
) como plano projetor (Figura 4.1). Na interseção do plano de movimento com o
plano do veio infere-se a posição de uma provável “estria” (caso fisicamente existisse)
com a indicação de movimento (Figura 4.1). O sentido de deslocamento da junta de
cisalhamento, necessário para a análise, pode ser inferido pela obliquidade das fibras.
Esta aproximação serviu de base para a análise cinemática por meio do método dos
diedros retos.
CAPÍTULO 4 – ANÁLISE CINEMÁTICA 73
Almeida, C.
Figura 4.1: Método de plotagem na determinação dos diedros retos para os veios analisados
na Bacia do Araripe.
Portanto, com a projeção das “estrias” no plano de falha (Figura 4.1), foi possível
a caracterização dos regimes cinemáticos atuantes nas áreas estudadas da Bacia do
Araripe.
Para as minas de gesso localizadas na porção nordeste da Bacia do Araripe
(Figura 4.2) a análise cinemática dos veios permitiu definir um estado de tensões no
qual o eixo de tensões principal σ
3
encontra-se subvertical, que caracterizaria um
regime cinemático do tipo “falha inversa” (Figura 4.2B), em que σ
1
apresenta direção
NE-SW (Figura 4.2A).
As dobras observadas na Mina Conceição Preta apresentam planos axiais vertical
com direção NW-SE e charneira com suave caimento para SE (ver capítulo 3 e Figura
3.12). Se tais dobras forem interpretadas como estruturas compressionais, sua
orientação indicaria a atuação de um regime com compressão NE-SW, portanto
condizente com o definido a partir da análise dos veios da região.
No caso das minas de gesso posicionadas na porção sudoeste da bacia (Figura
4.2) o estado de tensões definido é composto por σ
1
e σ
3
suborizontais,
respectivamente com direções ENE-WSW e NNW-SSE (Figura 4.2D), que caracteriza
um regime do tipo “falha transcorrente”.
Na porção noroeste da bacia, a Formação Araripina repousa sobre terrenos pré-
cambrianos cortadas por falhas de direção NE-SW relacionadas às terminações
CAPÍTULO 4 – ANÁLISE CINEMÁTICA 74
Almeida, C.
ocidentais do Lineamento da Paraíba. As falhas que afetam as rochas da Formação
Araripina apresentam direções NW-SE, NE-SW e E-W, permitindo a inferência de uma
direção de distensão aproximadamente N-S, similarmente ao identificado a partir da
análise das fraturas nas minas de gesso da porção sudoeste.
A análise cinemática das estruturas identificadas apontou a existência de dois
regimes cinemáticos distintos para as porções nordeste, onde teria atuado um regime
de compressão NE-SW (σ
3
subvertical), e oeste da Bacia do Araripe, caracterizado por
um regime de compressão ENE-WSW e distensão N-S. Uma característica importante
que deve ser notada em ambos os regimes é posição suborizontal de σ
1
. Assim, ainda
que os regimes cinemáticos em ambas as regiões sejam aparentemente distintos,
ambos poderiam ser explicados por um contexto deformacional regional dominado por
uma compressão com direção geral NE-SW a ENE-WSW.
A variação de posição de σ
3
poderia ser explicada por mudanças locais na
pressão de fluidos e/ou da sobrecarga sedimentar. Pressões de fluidos mais elevadas
(somadas ou não a uma sobrecarga menor) pode explicar a posição vertical de σ
3
na
porção nordeste da bacia. De fato, a densidade de veios é caracteristicamente maior
nesta região do que nas demais (isto é claramente notado quando se efetua uma
comparação entre a quantidade de medidas de atitudes de veios de cada uma das
regiões (ver capítulo 3), indicando que a deformação foi mais intensa e que houve uma
disponibilidade maior de fluido mineralizado para a construção dos veios. O oposto é
válido para as minas da região sudoeste da bacia.
Alguns autores, a exemplo de Gustavson et al., (1994) atribuem que a formação
de veios fibrosos estaria essencialmente relacionada a processos atectônicos
relacionados à precipitação, litificação e dissolução do gesso (Figura 4.3). Para aqueles
autores, a formação e evolução dos veios e falhas associadas ocorreria em três
estágios: (i) no primeiro estágio, pré-dissolução do sal, o contínuo soterramento das
camadas de gesso levam ao aumento gradativo das tensões verticais, induzindo o
fraturamento da rocha (Figura 4.3); (ii) o início do segundo estágio seria definido pelo
início da dissolução do sal, promovida pelo aumento do soterramento. O maior
soterramento leva ao aumento ainda maior da intensidade das tensões verticais, até o
ponto em que elas sobrepujam as tensões horizontais, dando origem a veios verticais
com fibras horizontais (Figura 4.3); (iii) o início do terceiro estágio é caracterizado pela
formação de falhas normais (raramente falhas inversas), e pela formação de veios
CAPÍTULO 4 – ANÁLISE CINEMÁTICA 75
Almeida, C.
paralelos ao acamamento e preenchendo as falhas pré-existentes (Figura 4.3). A
ocorrência de veios horizontais (apresentando fibras verticais) resultaria do alívio de
carga induzido pelo soerguimento seguido de processos erosivos, que levariam à
diminuição da intensidade das tensões verticais.
A partir desse modelo evolutivo, devido à ausência de uma tensão dirigida, seria
esperado que as estruturas originadas apresentassem orientações bastante diversas.
Também deste modelo deveria ser esperada a alternância entre o regime de falha
normal que definiria o segundo estágio, e o regime de falha inversa que caracterizaria o
terceiro estágio. Ademais, no primeiro caso, a tensão horizontal mínima apresentaria
disposição radial, enquanto que no segundo caso, a tensão horizontal máxima seria
radial.
Este parece não ser o caso das rochas nas minas de gesso da Bacia do Araripe.
A sistemática da orientação dos veios e demais estruturas e a presença de veios e
fibras sigmoidas (que implicam a atuação de regimes cisalhantes com sentido
constante de transporte tectônico constante (Figura 4.4) possibilitaram o
reconhecimento de regimes cinemáticos bem definidos na região, tratando-se de
evidência inequívoca da presença de um evento tectonoestrutural distinto relacionado à
defomação pós-rifte na Bacia do Araripe.
Resta então especular sobre o mecanismo que teria fornecido as tensões para a
implantação deste regime cinemático. Um regime de compressão E-W atuante na
Placa Sul-Americana é bem característicos do Cenozoico (Assumpção 1992; Coblentz
& Richardson 1996; Ferreira et al. 1998), tendo sua origem relacionada à expansão da
Dorsal Mesoatlântica, a leste, somada à compressão na Cadeia Andina, a oeste.
Embora, como referido, este seja o principal mecanismo responsável pela geração de
tensões no Cenozoico, é possível que sua atuação (ainda que em menor intensidade)
remonte, pelo menos, ao Albiano, idade à qual atribui-se a origem da crosta oceânica
no entorno do Nordeste brasileiro (Matos, 2000).
Não por coincidência, a Formação Santana à qual pertence o Membro Ipubi
também apresenta idade Albiana (Assine, 2007). Sendo assim, é razoavelmente
possível que o início da compressão E-W relacionada à instalação das protodorsais
oceânicas (e conseqüente crosta oceânica) e a compressão da Cadeia Andina seja o
mecanismo responsável pela geração das tensões que deram origem às estruturas
mapeadas nas áreas estudadas na Bacia do Araripe.
CAPÍTULO 4 – ANÁLISE CINEMÁTICA 76
Almeida, C.
CAPÍTULO 4 – ANÁLISE CINEMÁTICA 77
Almeida, C.
CAPÍTULO 4 – ANÁLISE CINEMÁTICA 78
Almeida, C.
Capítulo 5
Conclusões
I -
CAPÍTULO 5 - CONCLUSÕES 80
Almeida, C.
5.1. Conclusões e Recomendações
A presente dissertação envolveu a aquisição e integração de dados de
campo e a análise de produtos de sensores remotos para uma posterior
integração dos dados.
O objetivo central da pesquisa foi avaliar os aspectos deformacionais que
afetam as unidades pós-rifte na Bacia do Araripe, especialmente das camadas
de evaporitos da Formação Santana, e sua eventual relação com os campos
de tensores regionais.
O dado apresentado das principais minas estudadas se refere
principalmente às fraturas preenchidas por gipsita, mineral este, dominante nos
sistemas de fraturas mais rasas. Na Mina Pedra Branca, veios sendo
preenchidos por gipsita fibrosa. Na maior parte dos casos, as fibras dispõem-se
perpendicularmente às paredes dos veios o que, segundo o modelo clássico de
mecanismo de preenchimentos fibrosos, denota que tais estruturas tratam-se
essencialmente de juntas distensionais. No entanto, não é rara a ocorrência de
veios contendo fibras dispostas obliquamente às paredes dos veios, ou mesmo
apresentando geometria sigmoidal, sendo estes tipos de veios foram utilizados
como limites para a tensão de cisalhamento e parâmetros de fluxo na rocha.
Nestes casos, é possível interpretar que os veios apresentam, de fato,
sentido de abertura oblíqua. Localmente, foram reconhecidos até mesmo veios
contendo fibras paralelas às paredes, o que os classificam como juntas de
cisalhamento.
Na literatura, é comum atribuir-se a origem destes veios a processos
atectônicos (p.ex. Beutner & Diegel, 1985; Ellis, 1986; Gustavson et al.,1994),
relacionados simplesmente ao processo de precipitação e dissolução do sal.
Entretanto, os resultados alcançados a partir do estudo destas estruturas
na Bacia do Araripe apontam para uma origem relacionada a processos
tectônicos.
Sendo assim, foi possível definir um regime cinemático regional a partir da
análise dos veios, fibras e demais estruturas na área estudada, que é
caracterizado por compressão NE-SW a ENE-WSW, regime este condizente
com o que vem atuando na Placa Sul-Americana desde, pelo menos, o
CAPÍTULO 5 - CONCLUSÕES 81
Almeida, C.
Albiano. Variações locais da pressão de fluidos somadas (ou não) a variações
da sobrecarga sedimentar definem regimes cinemáticos particulares
localizados, a depender da área estudada. Assim, na porção nordeste da bacia,
a deformação pós-rifte foi governada por um regime em que
1
é suborizontal e
apresenta direção NE-SW, e
3
é subvertical, denotando um regime do tipo
“falha inversa”. Já na porção sudoeste da Bacia do Araripe foi caracterizado um
regime do tipo “falha transcorrente”, apresentando
1
na direção ENE-WSW e
3
orientado segundo NNW-SSE.
A determinação do regime cinemático foi baseada na aplicação do
método dos diedros retos de Angelier & Mechler (1977), que se mostrou
bastante eficaz. Na abordagem foi considerado que as fibras dispostas
obliquamente às paredes dos veios definiram a componente cisalhante para os
mesmos, podendo, assim, serem tomadas como indicadoras para a inferência
de eventuais estrias presentes nos veios, elementos necessários para a
utilização do método dos diedros retos.
De um modo geral, a análise preliminar pelo método dos diedros retos,
usando as fibras para calcular o plano de movimento dos veios, foi uma
ferramenta válida na análise da deformação pós-rifte. Contudo, para uma
análise mais eficaz recomenda-se fazer uma petrografia dos evaporitos e uma
análise de microscopia óptica juntamente com a microscópica eletrônica de
varedurra (MEV) para reconhecer detalhes relacionados à origem das fibras,
observar quantos graus essa fibra rotacionou em relação à camada e tentar
reconstituir a parede do veio, calculando o seu cisalhamento angular. Precisa-
se também entender qual o grau de interferência das inclusões fluidas sobre as
fibras.
Referências
I -
REFERÊNCIAS 83
Almeida, C.
Aquino M.M. 2009. A Formação Abaiara e o Arcabouço Tectonoestratigráfico da
Região de Abaiara-Brejo Santo, Bacia do Araripe, NE do Brasil. Monografia de
Graduação, Centro de Ciências Exatas e da Terra, Universidade Federal do
Rio Grande do Norte, p.113.
Almeida F.F.M., Hasui Y., Brito Neves B.B., Fuck R. 1977. Províncias Estruturais
Brasileiras. In: SBG/Núcleo Nordeste, Simp. Geol. NE, 7, Atas, p. 363-391.
Angelier J. & Mechler P. 1977. Sur une methode graphique de recherché dês
contraintes principales egalment utilizable en tectonique et sen seismologie: la
methode des diedres droits. Bull. Soc. Geól. France., 19:1309-1318.
Arai M. & Coimbra J.C. 1990. Análise Paleoecológica do Registro das Primeiras
Ingressões Marinhas na Formação Santana (Cretáceo Inferior da Chapada do
Araripe). In: DNPM, Simp. Bacia do Araripe e Bacias Interiores do Nordeste, 1,
Atas, p.225-240.
Assine M.L. 1992a. Análise estratigráfica da Bacia do Araripe, Nordeste do Brasil.
Revista Brasileira de Geociências, 22(3):289-300.
Assine M.L. 1992b. Paleocorrentes na Bacia do Araripe, Nordeste do Brasil. In:
UNESP/IGCE, Simp. Bacias Cretácicas Bras., 2, p.59-60.
Assine M.L. 1994. Paleocorrentes e Paleogeografia na Bacia do Araripe, Nordeste
do Brasil. Revista Brasileira de Geociências, 24(4):223-232.
Assine M.L. 2007. Bacia do Araripe. Boletim de Geociências da Petrobras, 15:
371-389.
Assumpção M. 1992. The regional intraplate stress field in South America. J.
Geophys. Res., 138(97):11889-11903.
Beurlen K. 1971. As condições ecológicas e faciológicas da Formação Santana na
Chapada do Araripe (Nordeste do Brasil). Anais da Academia Brasileira de
Ciências, Rio de Janeiro, v. 43,p. 411-415,.
Beurlen K. 1963. Geologia e estratigrafia da Chapada do Araripe. In: SBG/
SUDENE, Congr. Bras. Geol., 17, Anais..., 47 p. (suplemento).
Beurlen K. 1966. Novos equinóides no Cretáceo do Nordeste do Brasil. An. Acad.
Bras. Ciênc., 389(3/4):455-464.
REFERÊNCIAS 84
Almeida, C.
Beutner, E. C. & Diegel, F. A. 1985. Determination of fold kinematics from
syntectonic fibers in pressure shadows, Martinsburg slate, New Jersey.
American Journal of Science 285, 16-50.
Bons P.D. 2000. The formation of veins and their micostructures. Journal of the
Virtual Explorer, 2:865-872
Braun O.P.G. 1966. Estratigrafia dos sedimentos da parte inferior da região
nordeste do Brasil. (Bacias de Tucano-Jatobá, Miranda e Araripe). Rio de
Janeiro, DNPM/DGM, Boletim 236, 75 p.
Brito Neves B.B. 1990. A Bacia do Araripe no Contexto Geotectônico Regional. In:
DNPM, Simp. Cretáceo do Brasil, 1, Atas, p. 43-51.
Brito Neves B.B. 1998. The Cambro-Ordovincian of the Borborema Province.
Boletim do Instituto de Geociências-USP, Série Científica, 29:175-193.
Carvalho I.S. & Carvalho M.G.P.1995. Os icnofósseis de dinossauros da bacia do
Araripe (Cretáceo inferior, Ceará-Brasil). Anais da Academia Brasileira de
Ciências, 67 (4):433-442.
Carvalho I.S. & Carvalho M.G.P. 2001. Conchostráceos da Formação Rio da
Batateira (Cretáceo Inferior), Bacia do Araripe – Nordeste do Brasil. In: SBG,
Congresso Brasileiro de Paleontologia, 17, Boletim de Resumos, p. 91.
Cavalcanti, V. M. M., & Viana, M. S. S., 1990, Faciologia dos sedimentos não-
lacustres da formação Santana (Cretáceo Inferior da bacia do Araripe,
Nordeste do Brasil): 1st Simpósio sobre a Bacia do Araripe e Bacias Interiores
do Nordeste. Atas, pp. 193-207.
Castro D.L. & Castelo Branco R.M.G. 1999. Caracterização da arquitetura interna
das bacias rifte do Vale do Cariri (NE do Brasil), com base em modelagem
gravimétrica 3-D. Revista Brasileira de Geofísica, 17:129-144.
Coblentz, D. D. & Richardson, R. M. 1996. Analysis of South America intraplate
stress field. J. Geophys. Res.,101(B4):8643-8657.
REFERÊNCIAS 85
Almeida, C.
Cox S.F. & Etheridge M.A. 1983. Crack-seal fibre growth mechanisms and their
significance in the development of oriented layer silicate microstructures.
Tectonophysics, 92:147-170.
Ellis, M. 1986. The determination of progressive deformation histories from
antitaxial syntectonic crystal fibers. Journal of Structural Geology 8, 701-709.
Durney D.W. & Ramsay J.G. 1973. Incremental strains measured by syntectonic
crystal growth. In: K.A. de Jong & R. Scholten (eds.), Gravity and Tectonics.
Wiley, New York, p.: 67-96.
Ferreira, J. M.; Oliveira, R. T.; Takeya, M. K.; Assumpção, M. 1998. Superposition
of local and regional stress in NE Brazil: evidence from mechanisms around
the Potiguar marginal basin. In: SBGf, Congr. Int. Geof., 4, Rio de Janeiro/RJ,
Resumos Expandidos, 2:1025-1028.
Françolin J.B.L., Cobbold P.R., Szatmari P. 1994. Faulting in the Early Cretaceous
Rio do Peixe Basin (NE Brazil) and its significance for the opening of the
Atlantic. Jour. Struct. Geol., 16: 647-661.
Garcia H.R.C. 2009. Arquitetura deposicional e evolução tectonoestratigráfica das
sequências Pré-Rifte e Rifte, na porção central do Vale do Cariri, Bacia do
Araripe, NE do Brasil, Dissertação de Mestrado, Centro de Ciências Exatas e
da Terra, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Natal, p. 122.
Gaspary J. & Anjos N.F.R. 1964. Estudo hidrogeológicode Juazeiro do Norte,
Ceará. Recife, SUDENE/DRN, Série Hidrogeologia 3, 25 p.
Gustavson T.C., Hovorka S.D., Dutton A.R. 1994. Origin of Satim Spar Vein in
Evaporito Basins. Journal of Sedimentary Research, Sections A: Sedimentary
Petrology and Processes. V. 64, p 88-94.
Hashimoto, A. T.; Appi, C. J.; Soldan, A. L.;Cerqueira, J. R. 1987. O neo-Alagoas
nas bacias do Ceará, Araripe e Potiguar (Brasil): caracterização estratigráficae
paleoambiental. Revista Brasileira de Geociências, São Paulo, v. 17, n. 2, p.
118-122,
REFERÊNCIAS 86
Almeida, C.
Jardim de Sá E.F., Roos S., Alves A.C., Silva J.G. 2008. Bacia do Rio do Peixe e
Bacia do Araripe. Roteiro de Campo. PETROBRAS–UN–RNCE, UFRN–DG e
PPGG/LGGP, 102 p.
Lima M.R. 1978. Considerações palinológicas a respeito de correlação
estratigráfica entre as formações cretáceas do Nordeste do Brasil. In: Cong.
Bras. Paleont., Bioestrat. e Congr. Latino-Americano Paleont., 5(2), Atas...,
p.227-233.
Lima M.R & Perinotto J.A.J. 1984. Palinologia de sedimentos da parte inferior da
Formação Missão Velha, Bacia do Araripe. Geociências, 3:67-76.
Mabesoone J.M. & Tinoco I.M. 1973. Paleoecology of the Apitan Santana
Formation (Northeast Brazil). Paleogeography, Paleoclimatology,
Paleoecology,14: 97-118.
Matos R.M.D. 1992. The Northest Brasilian rift system. Tectonics, 11(4):776-791.
Matos R.M.D. 1999. History of the Northeast Brazilian rift system: kinematic
implications for the break-up between Brazil and West Africa. In: N.R.
Cameron, R.H. Bate, V.S. Clure (eds.) The Oil and Gas Habitats of the South
Atlantic. Geol. Soc., London, Spec. Publ., 153:55-73.
Matos R.M.D. 2000. Tectonic evolution of the Equatorial South Atlantic. In: W.
Mohriak & M. Talwani (eds.) Atlantic Rifts and Continental Margins.
Geophysical Monograph, 115 :331-354.
Means W.D. & Li T. 2001. A laboratory simulation of fibrous veins: some first
observations. Journal of Structural Geology, 23:857–863.
Medeiros R.A. 1990. Estratigrafia da Chapada do Araripe: o estado da arte. In:
DNPM, Seminário sobre a bacia do araripe e bacias interiores do nordeste, 1,
Atas..., p. 43-51.
Moura M.V. 2005. Análise das fácies siliciclásticas do intervalo superior da
Formação Santana (Bacia do Araripe): caracterização de potenciais rochas
reservatório. Monografia de Graduação, Instituto de Geociências, UFRJ, 57p.
Neumann V.H., Cabrera L., Mabesoone J.M., Valença L.M.M., Silva A.L. 2002.
Ambiente sedimentar e fácies da seqüência lacustre Aptiana-Albiana da bacia
REFERÊNCIAS 87
Almeida, C.
do Araripe, NE do Brasil. In: Simpósio sobre o Cretáceo do Brasil, 6, Boletim,
p. 37-41.
Oliveira R.G. 2008. Arcabouço Geofísico, Isostasia e causas do Magmatismo
Cenozóico da Província Borborema e de sua Margem Continental (Nordeste
do Brasil). Tese de Doutorado, Centro de Ciências Exatas e da Terra,
Universidade Federal do Rio Grande do Norte, 415 p.
O’Leary D.W., Friedman J.D., Pohn H.A. 1976. Lineament, linear and lineation:
some proposed new standarts for old terms. Geol. Soc. Am. Bull., 87:1463-
1469.
Passchier C.W. & Trouw R.A.J. 1996. Microtectonics, 289 p.
Ponte F.C. & Appi C.J. 1990. Proposta de revisão da coluna litoestratigráfica da
Bacia do Araripe. In: SBG, Congr. Bras. Geol., 36, Anais, 1, p.211-226.
Ponte F.C. 1991. Sistemas Deposicionais na Bacia do Araripe, Nordeste do Brasil.
In: F.C. Ponte, A.T. Hashimoto, R. Dino (coord.). Geologia das Bacias
Sedimentares Mesozóicas do Interior do Nordeste do Brasil. PETROBRAS,
CENPES, DIVEX, SEBIPE.
Ponte Filho F. C. 1992. Análise Geohistórica do poço 2Ap-1-CE. Bacia do Araripe.
In: UNESP/IGCE, 2°Simpósio Sobre as Bacias Cretácicas Brasileiras,
Resumos Expandidos, p. 85-89.
Ponte F.C. & Ponte Filho F.C. 1996. Estrutura geológica e evolução tectônica da
Bacia do Araripe. Recife, DNPM, 68 p.
Ramsay J.G. & Huber M.I. 1983. Techniques in Modern Structural Geology.
Volume 1: Strain Analysis. Academic Press, London.
Rand H.M. & Manso V.A.V. 1984. Levantamento gravimétrico e magnetométrico
da Bacia do Araripe. In: SBG, Congr. Bras. Geol. 4, Anais, p.2011-2016.
Renard F. Andréani M, Boullier M.A.,Caboune P. 2004. Crack-seal patterns:
records of uncorrelated stress release variations in crustal rocks.
Tectonophysics, 170:1-31.
REFERÊNCIAS 88
Almeida, C.
Silva M.A.M. 1983. The Araripe Basin, Northesast Brazil. Regional geology and
facies analysis of a Lower Cretaceous evaporitic deposicional complex. Ph.D.
Thesis, Graduate School of Arts and Sciences, Columbia University, 287p.
Spencer, S., 1991. The use of syntectonic fibres to determine strain estimates and
deformation paths: an appraisal. Tectonophysics, 194:3-34.
Strieder A.J. & Amaro V.E. 1997. Estruturas de Lineamentos Extraídos de
Imagens de Sensores Remotos. Revista da Escola de Engenharia,
25(4):109-117
Urai J.L., Williams P.F., Van Roermund H.L.M. 1991. Kinematics of crystal growth
in syntectonic fibrous veins. Journal of Structural Geology, 13(7):823–836.
Valença, L. M. M., Neumann, V. H. e Mabesoone, J.M. 2003. An overviewon
Callovian-Cenomanian intracratonic basins of Northeast Brazil: Onshore
stratrigraphic Record of the opening of the southern Atlantic, Geologica
Acta,1 (3): 261- 275.
Viana M.S.S. & Cavalcanti V.M.M. 1990. Localidade e conteúdo fossilífero da
bacia do Araripe, nordeste do Brasil. In: Congresso Brasileiro de Geologia,
36, Anais, p.476-489.
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