EVOLUÇÃO ESTRUTURAL E TERMOCRONOLÓGICA MESO …
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UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTECENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRAPROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
EVOLUÇÃO ESTRUTURAL E TERMOCRONOLÓGICAMESO-CENOZÓICA DA ZONA DE CISALHAMENTO
PORTALEGRE, NORDESTE DO BRASIL
Autora:MIRNIS ARAÚJO DA NÓBREGA
Orientador:PROF. DR. FRANCISCO HILÁRIO REGO BEZERRA
Departamento de Geologia-UFRN
Co-orientador:PROF. DR. JAZIEL MARTINS SÁ
Departamento de Geologia-UFRN
Dissertação no 38/PPGG
Natal (RN), Fevereiro de 2004.
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTECENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRAPROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
EVOLUÇÃO ESTRUTURAL E TERMOCRONOLÓGICA MESO-CENOZÓICA DA ZONA DE CISALHAMENTO PORTALEGRE,
NORDESTE DO BRASIL
Autora:MIRNIS ARAÚJO DA NÓBREGA
Dissertação de Mestrado apresentada em16/02/2004, para obtenção do título deMestre em Geodinâmica pelo Programa dePesquisa e Pós-Graduação emGeodinâmica e Geofísica da UFRN.
Comissão Examinadora:
PROF. DR. FRANCISCO HILÁRIO REGO BEZERRA (ORIENTADOR)DG/UFRN
PROF. DR. JAZIEL MARTINS SÁ (CO-ORIENTADOR)DG/UFRN
PROF. DR. JÚLIO CÉSAR HADLER NETO
DRCC/IFGW/UNICAMP
Dissertação no 38/PPGG
Natal (RN), Fevereiro de 2004.
“Um homem encontra um tesouro escondido num campo, mas o esconde
de novo, e cheio de alegria, vai e vende tudo o que tem para comprar
aquele terreno... Porque onde está o teu tesouro, lá também está o teu
coração...” Mt 13 e 6.
Dedico este trabalho aos meus pais, que desde cedo me indicaram o caminho do amor, do
bem, da verdade e da justiça.
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Gostaria de expressar minha gratidão a todas as pessoas que contribuíram
direta e indiretamente para a conclusão deste mestrado. Contudo, em especial,
gostaria de externar meus sinceros agradecimentos:
À Francisco Hilário pela orientação desta dissertação, à Jaziel pela atenção,
orientação, e por tornar o convívio tão agradável.
Ao Prof. Júlio César Hadler Neto sou particularmente grata pelo apoio e
consideração depositada em mim. Ao Dr. Pedro José Iunes pela confiança e
ensinamentos transmitidos. Ao Dr. Sandro Guedes pela orientação e discussões. À
Dra. Rossane Palissari, pelo acompanhamento na etapa de laboratório.
Ao Projeto “Perfuração de Poço em U”, pelo financiamento da pesquisa, na
pessoa do Prof. Dr Francisco Pinheiro Lima Filho, e o Projeto CNPq/CTPETRO nº
461450/01-1. Á CAPES pela concessão da bolsa de Mestrado.
Aos meus pais, Luiz e Lourdes, que sempre se “esforçaram” para serem os
melhores pais do mundo, pelo amor e carinho demonstradas a mim, por tudo sou
muita grata à vocês. À minha irmã Mirlis e a Luiz Netto, que sempre me defendeu e
protegeu á quem tenho muita admiração.
Aos meus amigos, Liliane Cristina, Wellington, Alexandre e Soraia, pelas
alegrias, partilhas, discussões, brigas, demonstrações de companheirismo e de
carinho que nos acompanharam durante todo o curso.
Aos novos amigos, Rose, Débora, Ítalo, Neide e Rosane, que adquiri nesta
etapa de minha vida, que apesar de breve, foram tão intensos.
Também gostaria de agradecer à Dra. Neide pela grande ajuda na fase final de
editoração desta dissertação. Aos bolsistas de iniciação científica, Alexandre,
Elissandra e Milena, pela ajuda na elaboração das figuras.
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Aos professores da UFRN pelos conhecimentos transmitidos durante o curso,
aos funcionários do Departamento de Geologia (DG) e Centro de Ciências Exatas e
da Terra (CCET). Em especial, gostaria de agradecer a funcionária Nilda Araújo,
secretária do PPGG, pela eficiência e competência no desenvolver de suas
atividades.
Á Deus, que em Seu infinito amor, quis escolher..........
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A Zona de Cisalhamento Portalegre (ZCPa), localizada no oeste dos Estadosdo Rio Grande do Norte e Paraíba (Nordeste do Brasil), representa um importantelineamento de direção NNE, de caráter transcorrente dextral instalado durante oCiclo Brasiliano (650-500 milhões de anos - Ma). A ZCPa, foi submetida a umaimportante história tectônica rúptil durante o Mesozóico e o Cenozóico (200 Ma atéo presente), que cujos indícios de reativações, propiciaram a formação das baciassedimentares interiores de Gangorra, Pau dos Ferros, Coronel João Pessoa, Icozinhoe Rio do Peixe. A ZCPa/Falha Portalegre, cuja projeção para norte denomina-seFalha de Carnaubais, esteve atuante na abertura do Gráben Potiguar que culminouna instalação da Bacia Potiguar.
Observa-se na região ao longo da ZCPa, o desenvolvimento de diferentespadrões de fraturas: (i) zonas de cataclasitos sobrepostos aos milonitos, (ii) falhas deborda das bacias de direção preferencial NE/SW, colocando em contato rochasgraníticas pré-cambrianas (> 500 Ma) e rochas sedimentares cretáceas (< 140 Ma),(iii) falhas normais que deslocam o acamamento sedimentar das rochas das bacias, e(v) sets de juntas ortogonais sem preenchimento.
As amostras foram coletadas em uma área de aproximadamente 18000 Km2,acompanhando o traço estrutural da zona de cisalhamento/falha. As idades de AFTobtidas das amostras ficaram em um intervalo entre 86±13 e 376±57 Ma, e intervalode tamanho médio de comprimento do traço de 10.9±0.8 e 12.9±1.5 µm. Todas asamostras foram coletadas em granitos neoproterozóicos (~550 Ma), que estão emcontato com a ZCPa/Falha Portalegre.
Para amostras da porção Leste, tem-se a concentração de idades de 103 Ma,comprimento médio de traços de 12,1µm, e altitudes médias de 250m. Para asamostras da porção Oeste, tem-se as idades de traços de fissão em 150 Ma,localmente com idades mais antigas de 345 Ma na região da bacia de Pau dos Ferrose 220 Ma na Bacia de Coronel João Pessoa.
Os modelos de história térmica separados para os dois grupos de amostras. Asamostras do bloco Oeste registram uma história térmica que se inicia no períodoCarbonífero (~325 Ma) ao Permiano (~225 Ma), apontando para um soerguimentogradual deste bloco com baixa taxa de resfriamento até o início do Cretáceo (ca. 140Ma) quando há consistentes registros de um colapso do bloco sugerindo subsidênciae alçamento das isotermas até cerca de 90ºC no Terciário (a 45 Ma). No final doTerciário, até a época recente, foi registrado um soerguimento rápido com erosãoacentuada, possivelmente em resposta a processos tectônicos e denudacionais.
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As amostras do bloco Leste, embora apresentem algumas similaridades comrelação a processos de resfriamento/aquecimento do bloco Oeste, mostram registrosque começam no Cretáceo (ca. 140 Ma). O bloco Leste registra processo deresfriamento, no final do Mesozóico (ca. 75 Ma). Ambos os blocos mostram,contudo, uma história evolutiva similar no Terciário, com soerguimento e erosão,embora a taxa de denudação/resfriamento no bloco Leste seja mais acentuada,justificada como resposta ao ajustamento da tectônica destes blocos.
Estes dados indicam que um importante evento tectônico, em 140 Ma, ocorriana região, gerando compartimentação dos blocos, com o bloco Oeste “descendo” e oLeste “subindo”, gerando um ambiente propício para formação de calhas estruturaisque evoluiriam para as então bacias interiores a sul, e instalação do Grabén Potiguar,na porção norte. Este evento, interpretado com um processo de rifteamento(processo de rompimento e abertura da crosta terrestre) resulta da atuação deesforços distensionais E-W, o que seria um resultado compatível com os modelos deevolução de Matos (1987, 1992) e Szatmari & Françolin (1987). Já no Terciário,tem-se registro de aquecimento comum nos blocos, que pode ser atribuido aosefeitos de alçamento das isotermas, provocados pelo Vulcanismo Macau na região.
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The Portalegre shear zone (ZCPa), which is located in the Rio Grande doNorte and Paraíba states (Northeastern Brazil), is na important right-lateral,northeast-trending lineament formed during the Brazilian Orogenic Cicle ~ 650-500Ma). The ZCPa experienced na important brittle reactivation from the Mesozoic(~200 Ma) until the present. This reactivation led to the formation of the Gangorra,Pau dos Ferros, Coronel João Pessoa, Icozinho and Rio do Peixe basins. Thereactivation northern parto f the ZCPa that marks the boundary of the Potiguar Basinis denominated Carnaubais Fault.
Several fracture patterns were mapped along the ZCPa: (i) cataclastic zonessuperimposed on a mylonitis fabric, (ii) Northeast-trending, normal faults that markthe limit between Precambrian granitic ocks and Cretaceous basins (< 140 Ma), (iii)normal faults that affect the sedimentary bedding within the basin, and (iv)orthogonal unfilled joint sets.
Samples were collected in a ~18000 km2 area in Neoproterozoic (~500 Ma)granite outcrops, along the ZCPa. These samples yielded AFT ages from 86±13 to376±57 Ma, and the mean track length from 10.9±0.8 to 12.9±1.5 µm. Samples fromthe East block yielded mean ages of 103 Ma, mean track lengtn 12,1µm, and meanaltitude 250m, whereas samples from West block yielded mean ages of 150 Ma,which reach 345 Ma and 220 Ma in the Pau dos Ferros and Coronel João Pessoabasins, respectively.
Thermal history models were sorted out for each crustal block. Samples fromWest block recorded a thermal history from Carboniferous Period (~325 Ma) untilthe Permiano (~225 Ma), when the block experienced gradual uplift until theCretáceous (~140 Ma), when it underwent downfaulting and heating until theTertiary (~ 45 Ma), and it eventually experienced a rapid uplift movement untilrecent times. Samples from the East block presented the same cooling and heatingevents, but at they occurred different times. The East block thermal record started~140 Ma, when this block experienced cooling until ~75 Ma. Both blocks show adenundacion/erosional history more similar in the Tertiary.
The AFT data indicate na important tectonic event ~140 Ma, when the Westblock experienced downfaulting and the East block experienced uplift. This tectonicprocess led to the generation of several sedimentary basins in the region, includingthe Potiguar basin. This tectonic event is also interpreted as a rift process caused byan E-W-trending extension. It the Tertiary, some heating events can be tentativelyattributed to the macau volcanic event.
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������������������������Agradecimentos ............................................................................................................................. iiResumo ......................................................................................................................................... ivAbstract ......................................................................................................................................... vi
I – Introdução1. Introdução ........................................................................................................................ 012. Proposição do Tema e Objetivos ..................................................................................... 023. Localização da Área de Estudos ...................................................................................... 034. Métodos e Trabalhos Realizados ..................................................................................... 04
II – Contexto Geológico1. Introdução ........................................................................................................................ 062. Embasamento Cristalino .................................................................................................. 06
Faixa Óros-Jaguaribe .......................................................................................... 06Faixa Seridó ......................................................................................................... 08Zona de Cisalhamento Portalegre ....................................................................... 09
3. As Bacias Sedimentares ................................................................................................... 10Bacias Interiores do Nordeste Brasileiro ............................................................ 10
Bacia Gangorra ......................................................................................... 10Bacia Pau dos Ferros ................................................................................ 11Bacia Coronel João Pessoa ....................................................................... 11Bacia Rio do Peixe ................................................................................... 12
Bacia Potiguar ..................................................................................................... 13Tectonismo Mesozóico ......................................................................................... 13Tectonismo Cenozóico .......................................................................................... 16
4. Discussões ........................................................................................................................ 17
III – Reativação de Estruturas Pré-Existentes .............................................................................. 201. Introdução ........................................................................................................................ 202. Fundamentos Teóricos ..................................................................................................... 20
Aspectos sobre Zonas de Cisalhamento e a Transição Dúctil-Rúptil .................. 20Condições para Reativação.................................................................................. 22Critérios de Reconhecimento ............................................................................... 24
3. Resultados ........................................................................................................................ 25Zona de Cisalhamento Portalegre ....................................................................... 25Falha Portalegre .................................................................................................. 27Bacias Sedimentares Interiores ............................................................................ 36
IV – Análise de Traço de Fissão em Apatitas .............................................................................. 441. Introdução ........................................................................................................................ 442. Fundamentos teóricos ...................................................................................................... 44
Fissão Espontânea do Urânio .............................................................................. 44Estrutura e Formação dos Traços ........................................................................45Equação da Idade ................................................................................................. 48Annealing dos Traços de Fissão .......................................................................... 50História Térmica .................................................................................................. 52
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3. Procedimentos adotados .................................................................................................. 524. Resultados ........................................................................................................................ 545. Discussões ........................................................................................................................ 61
V – Discussões e Considerações Finais ....................................................................................... 64
VI – Referências .......................................................................................................................... 70
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Figura I.1 – Mapa estrutural com os principais lineamentos...................................................... 03
Figura I.2 – Síntese dos trabalhos efetuados durante o desenvolvimento da dissertação .......... 04
Figura II.1 – Mapa Geológico Simplificado da Província Borborema, Nordeste do Brasil(modificado de Jardim de Sá, 1994) ............................................................................................ 07
Figura II.2 – Esquema da evolução tectônica fanerozóica para a Província Borborema, propostapor Françolin & Szatmari (1987), que resultou na separação dos continentes Sul-Americano eAfricano ....................................................................................................................................... 15
Figura II.3 – Esquema da evolução tectônica fanerozóica da Província Borborema, proposta porMatos (1992) ................................................................................................................................ 16
Figura II.4 – Mapa Geológico simplificado da área da Zona de Cisalhamento Portalegre e suasadjacências (Modificado de Cavalcante, 1999) ........................................................................... 19
Figura III.1 – Bloco Diagrama de um perfil vertical na crosta terrestre de uma zona de falha esua evolução para um zona de cisalhamento dúctil em profundidade. Neste perfil observa-se asregiões de atuação de deformação rúptil, rúptil-dúctil e dúctil, que conhecidem com aclassificação proposta por Ramsay (1980), denominando de zonas de cisalhamento dúcteis,rúpteis e rúpteis-dúcteis. As rochas formadas nestas faixas são as brechas e cataclasitos, geradosem regiões de até 10 Km e milonitos, gerados em regiões com profundidades superiores à de 15Km. Modificado de Twiss & Moores (1997) ............................................................................... 21
Figura III.2 – Configuração de uma zona de cisalhamento, com elementos de primeira esegunda ordem, lineamento principal e suas ramificações, respectivamente.......................................................................................................................................................23
Figura III.3 - Relação entre a razão de tensão (σ1’/σ3’) com ângulo de reativação, θr, necessáriapara se reativar um plano pré-existente, considerando a média do coeficiente de fricção µs = 0.75(retirado de Sibson, 1989).......................................................................................................................................................24
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Figura III.4 – Sistema de Zonas de Cisalhamento Portalegre (ZCPa), que compreende uma zonaprincipal, denominada Zona de Cisalhamento Portalegre, e suas terminações, sendo a NEdenominada Zona de Cisalhamento Olho D’ Água do Milho e Caraúbas, e à SW denominadasZona de Cisalhamento Rafael Fernandes e Icozinho ................................................................... 26
Figura III.5 – Estereogramas de igual área, pólo de projeção inferior destacando: a) pólos dafoliação S3, de trend geral NE-SW das rochas da área; b) disposição suborizontal das lineaçõesLx
3, evidenciando o caráter transcorrente do cisalhamento na região da bacia Gangorra (retiradode Nóbrega, 2002); N=número de medidas ................................................................................. 27
Figura III.6 – Fotos dos granitóides sincrônicos à instalação da Zona de CisalhamentoPortalegre. A) Aspecto milonítico de campo, e B) Aspecto de lâminas delgadas exibindo critérioscinemáticos de movimentação dextral evidenciado pela rotação dos cristais e foliação.......................................................................................................................................................28
Figura III.7 – Sistema de Falhas Portalegre, tendo como estrutura principal o segmento quesecciona a Bacia Rio do Peixe e limita a borda SE da Bacia de Gangorra. Compreende umconjunto de falhas normais com direção NE, e encontra-se instaladas ao longo de seu traçopequenas bacias sedimentares de idade cretáceas ....................................................................... 29
Figura III.8 – Imagem de Satélite do sistema de Falhas Portalegre, tendo como estruturaprincipal o segmento que secciona a Bacia Rio do Peixe e limita a borda SE da Bacia deGangorra. Composição colorida RGB 432 .................................................................................. 30
Figura III.9 – O grupo de fraturas dúcteis-rúpteis. A) Veio de quartzo-feldspático desenvolvidoao longo do plano de falha. Nota-se o arrasto da foliação indicando movimento (localizado a sulda Bacia Gangorra); e B) veio de quartzo cortando rocha pouco deformada .............................. 31
Figura III.10 – Sistema de falhas que agrupa as falhas de borda das bacias sedimentaresestudadas. Corresponde às falhas normais com direção principal NE e direções secundárias paraNW e NE: A) Roseta representando as direções dessas falhas; B) Foto de campo da falhaprincipal de borda NW da Bacia Cel. João Pessoa, com desenvolvimento de uma zona decataclasitos sobrepondo os milonitos da encaixante; e C) Foto de campo na borda SE da BaciaCel. João Pessoa, apresentando contato de falha entre o embasamento e a bacia ...................... 32
Figura III.11 – Sistemas de fraturas caracterizados por falhas transcorrentes de movimentaçãodextral, de padrão ortogonal de direções NE e NW: A) Roseta representando as principaisdireções deste sistema; B) fraturas com preenchimento de hidróxidos de ferro e argilominerais; Ce D) Fotos de campo com falhas deslocando marcadores antigos, em uma cinemática dextral; eE) Esquema de disposição das fraturas conforme modelo de Riedel individualizando as juntas deextensão (T), falhas sintéticas (R), antitéticas (R’) e falhas principais (P).......................................................................................................................................................34
Figura III.12 – Sistemas de fraturas de juntas, com representação das duas direções principaisque constitui um par conjugado, ocorrendo em conjuntos verticais, e o aspecto de campo destegrupo ............................................................................................................................................ 35
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Figura III.13 – Sistemas de fraturas mais jovem identificado na área. A roseta demonstra asdireções de ocorrência deste grupo. A foto apresenta o aspecto de campo, com uma falha dedireção NW-SE deslocando camadas sedimentares; F= falha ..................................................... 35
Figura III.14 – Perfil geológico da Bacia Gangorra. Ressalta-se que a falha de borda (borda SE)possui mergulho sub-vertical, enquanto que o lado NW desenvolve uma borda flexural ........... 36
Figura III.15 – Aspectos da Bacia Coronel João Pessoa. Esta bacia fica bem marcada naimagem de Satélite (composição colorida RGB 432(A) e 471(B)), com contrates em relação aoembasamento encaixado. A topografia expressiva é ressaltada pelos Modelos Digitais deTerrenos (MDT) com visão em 2D (C) e 3D (D), mostrando a expressão topográfica da borda dabacia ..............................................................................................................................................38
Figura III.16 – Perfil (B-B´) ressaltando a falha de borda. Fotografias de campo da borda daBacia Coronel João Pessoa .......................................................................................................... 39
Figura III.17 – Aspectos de terreno da Bacia Icozinho. Contrates da bacia com o embasamentoem imagens de Satélite (composição colorida RGB 432 (A) e 541 (B)) A topografia ressaltadapelos Modelos Digitais de Terrenos (MDT) com visão em 2D (C) e 3D (D), mostrando aexpressão topográfica da borda da bacia...................................................................................... 40
Figura III.18 – Perfil (C-C´)da bacia, ressaltando a falha de borda e a calha estrutural.Fotografias de campo da borda da bacia, com variações topográficas com a sua borda ............. 41
Figura III.19 – (A) Aspectos da Bacia Rio do Peixe. Marcação da bacia com o embasamento emimagem de Satélite (composição colorida RGB 532) A topografia é mais arrasada em relação asdemais bacias, mostrada pelos Modelos Digitais de Terrenos (MDT) com visão em 2D e 3D (B).Perfil (D-D´) da bacia, ressaltando a falha de borda e a subdivisão em sub-bacias de Brejo dasFreiras e Sousa (C) ................................................................................................................. 42
Figura IV.1 – Esquema da fissão do Urânio, que quando bombardeado por um feixe de nêutrons,fissiona, gerando elementos de massa intermediária (La e Ba), emissão de 2 a 3 nêutrons e raiogama, sendo aproximadamente 170 MeV como energia cinética dos dois fragmentos de fissão.....................................................................................................................45
Figura IV.2 – Modelo esquemático de formação de traços de fissão proposto por Fleischer et al.(1965): 1) tem-se a passagem dos fragmentos de fissão no volume cristalino; 2) movimentaçãointersticial na superfície, gerando uma zona de vazios; e 3) o ajuste para o novo campo de stressoriginando o traço latente ............................................................................................................ 46
Figura IV.3 – Modelo esquemático de tipos de traços de fissão na superfície e interior do grão.......................................................................................................................................................46
Figura IV.4 – Processo de ataque em traços perpendiculares à superfície, com VT e VGconstantes e VT > VG................................................................................................................... 47
Figura IV.5 – O comprimento do traço de fissão (l) após o ataque químico (modificado deWagner & Van Der Haute, 1992) ................................................................................................ 48
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Figura IV.6 – Zonas de temperaturas para o mineral apatita. Tem-se a região de zona deapagamento parcial entre 60-120° C, a zona de apagamento total em temperaturas maiores que120ºC, e a zona de estabilidade total em temperaturas inferiores a 60ºC (modificado de Wagner& Van Der Haute, 1992). Os histogramas são representações da população de traços em ummineral, compostos por traços encurtados e traços produzidos em temperaturas menores ........ 51
Figura IV.7 – Disposição das amostras coletadas para Análise de traços de Fissão .................. 57
Figura IV.8 – Distribuição dos comprimentos de traços de fissão em apatitas nas amostrascoletadas; s.e.=desvio padrão e n= número de traços .................................................................. 58
Figura IV.9 – Relações entre idades de traços de fissão com elevação (a) e comprimento médiode traços (b). A região hachurada representa uma faixa de transição de idades de traços de fissãodo bloco oeste para o bloco leste; ITF= idade de traços de Fissão .............................................. 59
Figura IV.10 – Modelos de histórias térmicas construídos a partir de grupos de amostras doBloco Oeste (a) e Leste (b) .......................................................................................................... 61
Figura IV.11 – Evolução dos blocos oeste e leste da ZCPa, proposta baseada na Análises deTraços de Fissão ........................................................................................................................... 63
Figura V.1 – Modelo esquemático da evolução das bacias interiores e Bacia Potiguar. A)configuração dúctil no Pré-Cambriano, em 600-550 Ma, com movimentação de blocostranscorrente dextral; B) Compartimentação de blocos pela Falha Portalegre, entre 140 e 135 Ma,com movimentação normal, propiciando a formação das bacias e abertura do Rift Potiguar; C),Configuração no Terciário, a partir de 45 Ma, com presença de rochas vulcânicas (as distânciasentre os diques do Vulcanismo Macau e a Falha Portalegre foi diminuída para fins deentendimento da figura); e D) configuração atual da área, com a evolução da Bacia Potiguar edeposição das demais camadas sedimentares da sequencia pós-rift e disposição das baciasinteriores....................................................................................................................................... 66
Figura V.2 – Perfil topográfico da Bacia Potiguar (retirado de DNPM, 1998) .......................... 67
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Tabela III.1 – Informações sobre extensão, largura, área e profundidades das bacias estudadas(retirado de imagem de satélite e modelo digital de terreno). A profundidade da Bacia Gangorrafoi retirada de Nóbrega (2002), enquanto a do rio do Peixe de Nogueira et al. (2003) .............. 43
Tabela IV.1 – Resultados da Análise de Traços de Fissão em Apatitas provenientes da região daZona de Cisalhamento Portalegre (RN-CE-PB). As análises foram realizadas no laboratório doGrupo de Cronologia IFGW/UNICAMP. Tem-se o número da amostra com número de traçosconfinados medidos, localização em UTM, com Datum Córrego Alegre 24S, e altitudes médiasda amostragem. A densidade de traços fósseis (ρS) foi medidas na superfície dos grãos e adensidade de traços induzidos (ρI) foi medido nos detectores externos (placas de micas). Ns e NI
representam o número de traços fósseis e induzidos contados respectivamente. P(χ2) representa o
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teste de compatibilidade dos dados. TMT é o tamanho médio dos traços de fissão confinados.......................................................................................................................................................55
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I.1 – Apresentação
Este trabalho representa a etapa final do curso de Mestrado no Programa de Pós-
Graduação em Geodinâmica e Geofísica da Universidade Federal do Rio Grande do
Norte – PPGG/UFRN. A sua realização contou com o apoio financeiro dos projetos Poço
em U (ANP/CTPETRO) e CNPq/CTPETRO nº 461450/01-1, apoio logístico do
Departamento de Geologia - DG/UFRN e Centro de Ciências Exatas e da Terra - CCET,
e concessão de bolsa de mestrado da CAPES. Esta dissertação resulta da integração de
dados e interpretações obtidas pelo emprego das metodologias de Análise de Traços de
Fissão em Apatita (ATFA), Modelamento Digital de Terreno, sensoriamento remoto e
análise estrutural de dados de falhas.
Esta dissertação conta com a orientação dos professores Dr. Francisco Hilário
Rêgo Bezerra e Dr. Jaziel Martins Sá, lotados no Departamento de Geologia desta
universidade, e Dr. Júlio César Hadler Neto do Grupo de Cronologia do Instituto de
Física da Universidade Estadual de Campinas – IFGW/UNICAMP.
O interesse em desenvolver a dissertação empregando a metodologia de ATFA foi
fundamentado no desejo de ampliar o nível de conhecimento dos pesquisadores em
técnicas de termocronologia e criação de linha de pesquisa na UFRN, além da formação
de recursos humanos nesta área. Para tanto, houve um convênio firmado entre
pesquisadores da PPGG/UFRN e pesquisadores do Grupo de Cronologia do
IFGW/UNICAMP. Esta integração deu-se por intermédio dos professores orientadores, e
Dr. Pedro José Iunes da Unicamp, e o Dr. Peter. C. Hackspacher, do Departamento de
Petrologia e Metalogenia do Instituto de Geociências e Ciências Exatas da UNESP
(Campus Rio Claro/SP).
Esta dissertação focalizou o lineamento denominado Zona de Cisalhamento
Portalegre, que representa a continuação do Sistema de Falha Carnaubais no
embasamento cristalino.
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 2
I.2 – Proposição do Tema e Objetivos
Na Província Borborema (PB), extremo Nordeste do Brasil, ocorrem importantes
zonas de cisalhamento pré-cambrianas, sendo a grande maioria de direção E-W ou NE-
SW. Dentre estas, destaca-se a Zona de Cisalhamento Portalegre (ZCPa), geologicamente
bem marcada como um segmento contínuo por várias dezenas de quilômetros de direção
NE-SW, desde o Sul da Bacia Potiguar (BP) no Estado do Rio Grande do Norte, até as
proximidades da cidade se Sousa no Estado da Paraíba. A ZCPa, desenvolvida no
Neoproterozóico (~600 Ma) sob os efeitos do Ciclo Brasiliano, teve o seu caráter dúctil
devidamente estudado por vários autores, tais como Hackspacher & Oliveira (1984),
Morais Neto (1987), Hackspacher & Legrand (1989), entre outros.
Sobrepostos aos milonitos gerados na ZCPa, desenvolveu-se vários sistemas de
falhas relacionados aos pulsos de reativações deste lineamento. Esta zona de
cisalhamento chegou a participar ativamente da compartimentação de bacias fanerozóicas
interiores, tais como a de Gangorra, Pau dos Ferros, Coronel João Pessoa, Icozinho e Rio
do Peixe, bem como da abertura dos riftes mesozóicos na margem passiva, dando origem
à Bacia Potiguar (Figura I.1).
Baseado neste contexto, a presente dissertação teve como principal objetivo
estudar a história estrutural e térmica da ZCPa utilizando o estudo geológico-estrutural e a
ferramenta Análise de Traços de Fissão em Apatita (ATFA). Os principais objetivos da
pesquisa foram: a) estudar a evolução fanerozóica (meso-cenozóica) que ocorreu ao longo
da ZCPa e adjacências, b) determinação da época de reativação da zona de cisalhamento,
c) estudar a evolução termotectônica desta parte da PB, enfatizando as diferenças do lado
oriental e ocidental da ZCPa, bem como sua variação geográfica desde a borda da Bacia
Potiguar, a norte, até a Bacia do Rio do Peixe, a sul, e d) fornecer informações
morfotectônicas que ajudarão no estudo das bacias sedimentares da região.
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 3
FIGURA I.1 – Mapa estrutural com os principais lineamentos. Nota-se a expressão do traço da ZCPa e a
associações de pequenas bacias interiores (modificado de Schobbenhous, 1984).
I.3 – Localização da Área de Estudo
A área de trabalho está localizada ao sul da Bacia Potiguar, nas porções Oeste do
Estado do Rio Grande do Norte, Sudeste do Estado do Ceará e Noroeste do Estado da
Paraíba. Compreende toda a área ao longo da ZCPa, com dimensões de aproximadamente
18.000 km2, englobando as pequenas bacias sedimentares interiores supracitadas (Figura
I.1). As cidades referências para o trabalho são: Umarizal, Martins, Pau dos Ferros,
Coronel João Pessoa (RN), Icozinho (CE), Souza, Uiraúna e Brejo das Freiras (PB).
O acesso é feito, a partir de Natal (RN), através da rodovia federal BR-304,
rodovias estaduais, e estradas secundárias não-asfaltadas.
I.4 – Métodos e Trabalhos Realizados
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 4
Os métodos e procedimentos adotados estão sintetizados na Figura I.2.
FIGURA I.2 – Síntese dos trabalhos efetuados durante o desenvolvimento da dissertação.
A etapa preliminar teve início com um levantamento bibliográfico a respeito da
geologia da região e aperfeiçoamento no manuseio do software ArcGis 8.1, utilizado para
elaboração dos mapas e geração dos modelos digitais de terreno. Ainda nesta etapa foi
realizada uma viagem de campo na região, com o intuito de reconhecimento da estrutura
regional e coleta de amostras.
Na etapa de laboratório, as amostras coletadas em campo foram selecionadas
segundo sua localização (proximidade com a ZCPa) e litologia. As mesmas passaram por
processos de separação mineral convencionais (densidade e magnética). As amostras
foram encaminhadas para o laboratório do Departamento de Raios Cósmicos e
Cronologia, do Instituto de Física da Universidade Estadual de Campinas
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 5
(DRCC/IFGW/UNICAMP), para medidas de traços de fissão. Os procedimentos adotados
e particularidades do método de datação, por Traços de Fissão em Apatita, estão
apresentados no capítulo IV.
A etapa seguinte consistiu no desenvolvimento de trabalhos de manipulação no
Sistema de Informações Geográficas (SIG) e Procedimentos Digitais de Imagens (PDI).
Nos trabalhos de SIG foram utilizados o Sistema ArcGis 8.1, que é a última geração de
ArcView desenvolvido pela ESRI (Environmental Systems research Institute),
compreendendo as aplicações ArcCatalog, ArcMap e ArcToolbox. Os trabalhos foram
inicializados com a estruturação do SIG Portalegre, subdividido em três subprojetos (Data
Frames): Topográfico, Geológico e Toponímia.
Posteriormente iniciou-se a pré análise dos documentos cartográficos existentes na
área, seguidos de scanerização de cartas topográficas, georreferenciamento, digitalização
de dados topográficos e edição dos modelos. A geração de um modelo TIN (Triangular
Irregular Network) para representação do terreno (Modelamento Digital de Terreno –
MDT), cujo objetivo é de melhor visualizar o relevo em 3D, foi construído a partir de
dados da altimetria (pontos cotados e curvas de níveis) extraídos de cartas topográficas na
escala 1:100.000 da SUDENE.
Os trabalhos de PDI, consistiu na geração de imagens coloridas RGB, onde foram
efetuadas várias sobreposições de combinações coloridas da imagem Landsat 7 ETM+,
cena 215-064, ao MDT gerado, obtendo-se resultados satisfatórios na extração de
informações.
Como etapa final deste trabalho, após o tratamento dos dados, efetuou-se a
organização e a interpretação dos dados obtidos, visando a compreensão da evolução da
área e confecção da presente dissertação.
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II.1 – Introdução
A área de trabalho está inserida na Província Borborema (PB) (Almeida et al.,
1977), que compreende uma região com aproximadamente 400.000 km2 no Nordeste do
Brasil. A PB é constituída por terrenos gnáissico-migmatíticos e seqüências
metavulcanossedimentares, que foram deformadas, metamorfisadas e intrudidas por
corpos graníticos durante o Ciclo Brasiliano (0,45-0,70 Ga) (Jardim de Sá, 1994).
Sobrepostos a estes terrenos ocorrem bacias sedimentares fanerozóicas interiores e
marginais (Figura II.1).
Ressalta-se na PB uma complexa estruturação a qual foi submetida ao longo de
sua história geológica, definida principalmente por zonas de cisalhamento com trends E-
W (e.g. lineamentos Patos e Pernambuco) ou NE-SW (e.g. Portalegre, Picuí-João
Câmara, Jaguaribe, Orós, Santa Mônica), que representam extensas zonas de mobilidade
crustal, ativas principalmente durante o Ciclo Brasiliano (Jardim de Sá, 1994).
A região estudada encontra-se em um contexto de reativação de lineamentos pré-
cambrianos. Neste caso, a Zona de Cisalhamento Portalegre, funcionou no Pré-
Cambriano, como um divisor de terrenos da PB, Faixa Orós-Jaguaribe e Faixa Seridó,
dispostos a oeste e leste, respectivamente, deste lineamento (Sá et al., 1995; Jardim de
Sá, 1994). Durante o Fanerozóico, esta zona de cisalhamento tem sido submetida à
deformação rúptil, que culminou na instalação do Rift Potiguar, bacias sedimentares de
pequeno a médio porte, e compartimentação da Bacia Rio do Peixe (Françolin &
Szatmari, 1987; Matos, 1992).
II.2 – Embasamento Cristalino
Faixa Orós-Jaguaribe
A Faixa Orós-Jaguaribe é delimitada ao norte pelas rochas sedimentares
fanerozóicas da Bacia Potiguar, a leste pela Faixa Seridó, a sul pela Faixa Salgueiro-
Cachoeirinha, e a oeste pelo Domínio Ceará Central (Cavalcante, 1999).
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 7
Figura II.1 – Mapa Geológico Simplificado da Província Borborema, Nordeste do Brasil (modificado de Jardim de
Sá, 1994).
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 8
Este terreno é constituído pelas seqüências supracrustais meso-neoproterozóicas
que sobrepõem as rochas arqueanas e paleoproterozóicas dos Complexos Jaguaretama e
Iracema (Cavalcante, 1999). A Faixa Orós é composta por rochas metassedimentares e
metavulcanoclásticas, denominado de Grupo Orós por Sá (1991), seguido da unidade de
augen gnaisses da Suíte Magmática Serra do Deserto, sobreposto ao Complexo
Jaguaretama. A Faixa Jaguaribe corresponde a uma estreita faixa de rochas
metavulcanossedimentares associadas a augen gnaisses e biotita ortoganisses, formando
um conjunto que inclui fatias de um embasamento gnáissico-migmatítico do Complexo
Iracema e granitóides intrusivos relacionados às suítes magmáticas neoproterozóica (e.g.
complexos granitóides Pereiro, Senador Pompeu, Saboeiro, Mel, São Paulo e Catarina)
(Cavalcante, 1999).
As rochas metassedimentares desta faixa apresentam uma idade de 1800 Ma, no
final do Paleoproterozóico, com início do processo de sedimentação associada a efeitos
de distensão crustal, após cessarem os efeitos compressivos do Ciclo Transamazônico
(2,0-1,9 Ga). Com o desenvolvimento deste processo, colapso de terrenos ocorreu
simultaneamente à formação de falhas, as quais controlaram a forma alongada dos
granitos anorogênicos, que intrudiram 100 Ma depois do inicio da formação da Bacia
Orós. Os granitóides foram arranjados, geralmente, segundo suítes magmáticas pré a pós-
tectônicas, com idades distribuídas entre 800 e 500 Ma. Todas estas rochas foram
aglutinadas, amalgamadas e deformadas durante o Ciclo Brasiliano (Sá, 1995).
Faixa Seridó
A Faixa Seridó é delimitada ao norte e a leste pela rochas sedimentares
fanerozóicas das bacias Potiguar e Pernambuco-Paraíba, respectivamente, a sul pela Zona
de Cisalhamento Patos, marcando o limite com a Faixa Salgueiro-Cachoeirinha, e a oeste
pela Zona de Cisalhamento Portalegre, definindo seu limite com a Faixa Orós-Jaguaribe
(Jardim de Sá, 1994).
Quatro unidades tectono-estratigráficas constituem a Faixa Seridó: (i)
embasamento gnaíssico-migmatítico paleoproterozóico, denominado de Complexo
Caicó; (ii) rochas supracrustais proterozóicas representadas por metassedimentos e
metavulcânicas, denominadas de Grupo Seridó; (iii) rochas graníticas paleoproterozóicas,
representadas por augen gnaisses granodioríticos a graníticos e metapegmatitos, que
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 9
intrudem as rochas do embasamento e a formação basal do Grupo Seridó, denominadas
de "granitóides G2" (Jardim de Sá et al., 1987); e (iv) rochas formadas durante Ciclo
Brasiliano, denominadas de suíte de "granitóides G3", intrudindo as unidades anteriores.
A Faixa Seridó pode ser caracterizada estruturalmente por uma seqüência de
eventos tectono-metamórficos dúcteis, individualizados por Jardim de Sá (1994) em três
eventos deformacionais (D1, D2 e D3). O evento D3, é caracterizado por dobramentos
abertos e instalações de zonas de cisalhamento, compondo estruturas em flor positiva,
além de duplexes transcorrentes/contracionais e espessamento crustal.
Concomitantemente a este evento ocorreu intensa atividade plutônica, representada pelos
"granitóides G3".
A Zona de Cisalhamento Portalegre
A Zona de Cisalhamento Portalegre (ZCPa) representa uma descontinuidade
crustal que ocorre no Oeste do Estado do Rio Grande do Norte, e noroeste da Paraíba,
fazendo parte de um Sistema de Zonas de Cisalhamento transcorrentes dextrais,
localizado ao norte do Lineamento Patos (Figura I.1).
Hackspacher & Oliveira (1984), estudando zonas de cisalhamento de trend NE,
incluindo a ZCPa, reconheceram uma evolução polifásica destas zonas, evolução essa
que culminou em uma intensa milonitização nos granitóides brasilianos. Este caráter
polifásico foi proposto a partir da observação de foliações regionais dobradas e
milonitizadas, e milonitos dobrados, gerados por uma sucessão de reativações brasilianas
ao longo daquelas zonas de cisalhamento. Estruturas de caráter rúptil, superimpostas às
rochas milonitizadas, foram também reconhecidas e analisadas por Hackspacher et al.
(1985), que identificaram estruturas escalonadas com direção NW-SE, e relacionaram-
nas a uma direção de tensão NE atuante no Mesozóico.
Estas reativações de caráter frágil são apontadas como responsáveis pela geração
de pequenas bacias interiores (do tipo semi graben - e.g. Bacia de Gangorra e Pau dos
Ferros), abertura do Rift Potiguar e da Bacia Rio do Peixe, dada a partir de uma extensão
NW-SE durante a fase Syn rift II de Matos (1992). Para este mesmo autor, a ZCPa estaria
associada ao grande trend Carirí-Potiguar, sendo truncada ora pelo lineamento E-W, ora
seccionada pelos sistemas de falhas NW-SE. Neste período a ZCPa teve um
comportamento rúptil. Na região do embasamento ela é denominada Falha Portalegre e
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 10
na região da Bacia Potiguar, de Falha Carnaubais (Kinzel, 1988).
Kinzel (1988) em trabalhos na região propôs que, na porção norte da ZCPa, a
ramificação NE (que o mesmo denominou de Zona de cisalhamento Olho D’ Água do
Milho) foi a principal atuante no processo de rifteamento, e que sua continuidade para
norte seria então a Falha Carnaubais (ver detalhes no capítulo III).
III.3 – As Bacias Sedimentares
Bacias Interiores - Bacias do Rifts do Vale do Cariri
As Bacias Rifts do Vale do Cariri são representadas pelas seguintes bacias:
Araripe, Rio do Peixe, Iguatu, Malhada Vermelha, Lima Campos, Icó, Gangorra, Pau dos
Ferros, Icozinho e Coronel João Pessoa, distribuídas entre os estados do Ceará,
Pernambuco, Paraíba e Rio Grande do Norte. Este agrupamento de bacias de pequeno e
médio porte representa, segundo Ponte (1991), os resquícios de uma única bacia
mesozóica pretérita de dimensões regionais, que sofreu uma intensa ação erosiva.
Uma característica peculiar destas bacias é que as mesmas ocorrem associadas aos
grandes lineamentos pré-cambrianos. Além disso, as bacias guardam entre si
similaridades quanto sua origem e evolução. Com o intuito de propor uma normalização
das seqüências estratigráficas, Ponte (1992) identificou três seqüências tectono-
estratigráficas mesozóicas: Seqüência Pré-Rift, Rift e Pós-Rift, que documentam os
respectivos estágios de evolução tectônica.
Na área de trabalho desta dissertação, no âmbito da ZCPa, encontram-se inseridas
as bacias de Gangorra, Pau dos Ferros, Coronel João Pessoa, Icozinho e Rio do Peixe.
Com exceção da Bacia Icozinho, devido à falta de informações na literatura acessível, as
demais serão descritas adiante.
Bacia de Gangorra
A Bacia de Gangorra encontra-se inserida neste contexto de pequenas bacias
interiores no Nordeste brasileiro, localizada no Médio Oeste Potiguar, a 20 km a norte da
cidade de Umarizal. Ela está associada à ZCPa.
Esta bacia foi descrita por Corsino & Tiriba (1985), Silva (1987), Moraes Neto
(1987) e Nóbrega (2002). Corsino & Tiriba (1985) propuseram que esta bacia estaria
encaixada num sistema de falhamentos do embasamento cristalino.
Levantamentos geofísicos realizados na área por Silva (1987), por métodos de
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 11
eletroresistividade, propiciaram a delimitação do embasamento cristalino da Bacia de
Gangorra. Os perfis de resistividade forneceram informações sobre a espessura mínima
do capeamento sedimentar da Bacia, gradando de 28m na porção sudoeste, para 209m na
nordeste, com presença de valores anômalos na parte central da bacia.
Nóbrega (2002), baseada em descrições de afloramentos da bacia, juntamente com
dados de perfis de poços tubulares e microscopia, propôs a separação de quatro unidades,
da base para o topo: conglomerados com estratificações cruzadas acanaladas, arenitos
conglomeráticos com estratificações acanaladas à cruzadas tabulares, arenitos grossos
maçiços e arenitos argilosos. Estas unidades estão relacionadas a depósitos de leque
aluvial e fluvial entrelaçado e exibem um acamamento sedimentar 40ºAz/10ºNW e
direções médias de paleocorrentes para SW.
Bacia Pau dos Ferros
Localizada á sudeste da cidade de Pau dos Ferros e a noroeste de Rafael Fernandes
(RN), no Oeste do Estado do Ro Grande do Norte, encontra-se a Bacia Pau dos Ferros.
Pereira (1988) agrupou as rochas desta bacia em três seqüências litoestratigráficas. A
primeira seqüência reúne os arenitos grossos a conglomeráticos, depositados por um
sistema de leques aluviais, e arenitos grossos com intercalações de siltitos, depositados
pelo sistema fluvial entrelaçado, considerados com o de idade cretácea. A segunda
seqüência seria constituída por cascalheiras de idade terciária/quaternária. A terceira
seqüência reúne aluviões e colúvios recentes.
Bacia de Coronel João Pessoa
Inicialmente denominada por Bacia do Rio Nazaré por Medeiros Neto (1981), esta
bacia corresponde a uma calha de 20 km², localizada entre as Serras de São Miguel e São
José (RN), no vale do Rio Nazaré.
Martins (1987) subdividiu as rochas sedimentares em três seqüências
litoestratigráficas. A primeira seqüência composta por rochas cretáceas, constituídas por
pacotes de arenitos finos a médio, micáceos (sistema fluvial de baixa sinuosidade, com
planícies de inundações laterais, confinados em Valleys), arenitos médios a grossos
(sistema fluvial entrelaçado), arenitos grossos a conglomeráticos (sistemas de leques
aluviais), e calcários travertino e calcimicritos silicificados (precipitados em pequenos
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 12
lagos ou nos solos salinos, em clima semi-árido). Uma segunda seqüência seria
constituída por cascalheiras de idade terciária/quaternária. Uma terceira seqüência
reuniria aluviões e colúvios recentes.
Bacia do Rio do Peixe
A Bacia do Rio do Peixe, localizada no Oeste do Estado da Paraíba, apresenta uma
geometria interna formada por um conjunto de meios grabens assimétricos (Françolin et
al., 1994). O controle do arcabouço estrutural desta bacia foi exercido pelo arranjo dos
elementos tectônicos preexistentes, tais como as falhas de Malta (E-W) e Portalegre (NE-
SW), que a seccionam em três sub-bacias distintas: Brejo das Freiras, Sousa e Pombal.
Trabalhos geofísicos realizados por Castro & Castelo Branco (1999) e Nogueira et al.
(2003) constataram que as sub-bacias Brejo das Freiras e Sousa possuem 1.900m e
1.700m, respectivamente, de espessura sedimentar.
Esta bacia é composta predominantemente por depósitos terrígenos continentais do
sistema flúvio-deltáico de idade eocretácica do Grupo Rio do Peixe, depositados em uma
fase rift. A seqüência sedimentar da bacia está subdividida em três Formações: Antenor
Navarro, Sousa e Rio Piranha, cujos contatos são gradacionais e a sedimentação
sintectônica (Lima Filho, 2002).
A Formação Antenor Navarro é composta predominantemente por conglomerados
e arenitos grossos feldspáticos, associado com arenitos médios a finos, e intercalações de
siltitos e argilitos avermelhados. Esta formação foi depositada em um sistema do tipo
fluvial braided e leques aluviais.
A Formação Sousa é caracterizada pela predominância de folhelhos e siltitos
avermelhados e delgadas lentes de calcários, margas e corpos intercalados de arenitos
finos a grossos. As características litofaciológicas desta formação sugerem uma
sedimentação em águas calmas, em ambiente lacustre raso/planície de inundação, com
influência fluvial.
A Formação Rio Piranhas é composta por arenitos grossos conglomeráticos,
intercalações de siltitos e argilitos avermelhados. Constitui uma fase de reativação dos
falhamentos no final do período de calma tectônica, sinalizando uma volta do sistema de
leques aluviais e fluviais braided como resposta ao soerguimento relativo do
embasamento e a deposição de sedimentos sintectônicos (Lima Filho, 2002).
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 13
A Bacia Potiguar
A Bacia Potiguar ocupa uma área total de 48.000 km². Seu arcabouço estrutural
compõe-se de uma calha de direção geral NE-SW, margeada por duas plataformas rasas
(Aracati e Touros) segmentada por quatro meios-grabén e altos relativos entre eles.
Atualmente, as rochas da Bacia Potiguar estão divididas em três grupos: Areia
Branca, Apodi e Agulha (Araripe e Feijó, 1994). O Grupo Areia Branca, cujas rochas são
geradoras de petróleo, representa a base da coluna estratigráfica da bacia e reúne as
formações Pendências, Pescada e Alagamar, de conteúdo predominantente clástico. O
Grupo Apodi, constituído pelas formações Açu e Jandaíra, teve seu sentido ampliado
para conter também as formações Ponta do Mel e Quebradas. O Grupo Agulha é
constituído pelas Formações Ubarana, Guamaré, Tibau e Macau, formadas por rochas
carbonáticas.
Três principais estágios tectônicos podem ser distinguidos no registro
estratigráfico da Bacia Potiguar: rifte, transicional e drifte. Durante o primeiro estágio, a
subsidência e a sedimentação foram controladas por um mecanismo de extensão e
afinamento crustal, enquanto nos dois últimos os controles foram, basicamente,
resfriamento da crosta e balanço isostático (Souza, 1982).
Tectonismo Mesozóico
Após o período de instalações das zonas de cisalhamentos na região (atribuídas ao
Ciclo Brasiliano), há registro de um importante período de tectonismo, ocorrido no
Mesozóico, onde a crosta litosférica foi atingida por tectonismo tafrogênico, denominado
de Reativação Gondwânica (Almeida, 1977). Este evento propiciou a instalação de bacias
sedimentares mesozóicas, resultante do processo de desestabilização tectônica e
fragmentação continental (abertura do Atlântico Sul), que foi inicialmente marcado pela
implantação do Sistema de Rifts Cretáceos do NE Brasileiro (Matos, 1987), e
posteriormente, pelo processo de ruptura litosférica final, com a implantação de um
sistema de rifts transtracionais ao longo da Margem Equatorial Afro-Brasileira.
Durante o início destes processos, o extremo nordeste da América do Sul foi
submetido a uma variação de esforços, entre o final do Jurássico e o Cretáceo Superior.
Segundo Françolin & Szatmari (1987), a atuação de esforços divergentes E-W no
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 14
Jurássico Superior (Figura II.2.a) imprimiu as primeiras manifestações da separação entre
os continentes sul-americano e africano, evoluindo para a formação de uma fratura no
Cretáceo Inferior, iniciado no sul do então continente Gondwana e alastrando em direção
ao norte, moldando-se assim às linhas de fraquezas pré-existentes no substrato. Portanto,
este movimento divergente promoveu uma rotação de sentido horário na placa sul-
americana em relação à africana. Durante o Cretáceo Inferior, o pólo dessa rotação esteve
localizado no Nordeste brasileiro, e permanecido durante todo o Neocomiano, devido à
complexidade estrutural da área (Figura II.2.b).
No Neocomiano, a província pré-cambriana do extremo nordeste do Brasil,
denominada Província Borborema, sofreu uma compressão de direção E-W e uma
distensão N-S, ocasionando a formação e/ou reativação de numerosas falhas na região.
As falhas de direção NE-SW preexistentes foram reativadas por movimentos
transcorrentes dextrais com comportamento transtensional em seu extremo nordeste e
transpressional nas porções sudoeste. O limite entre estes regimes é marcado por uma
linha de diques básicos E-W, denominados Magmatismo Rio Ceará Mirim em 140 a 120
Ma, por Gomes et al. (1981).
As falhas de direção NW-SE foram pouco representativas no Neocomiano. As
falhas de direção NE-SW foram as mais importantes neste período, pois condicionam a
abertura do Rift Potiguar. Elas têm como representante principal a Falha de Portalegre-
Carnaubais, e influiram na formação da Bacia do Rio do Peixe. Neste momento da
evolução da Bacia Potiguar, foram depositadas as seqüências Rifts composta pela
Formação Pendências, não aflorantes na região.
No Aptiano, a Província Borborema foi submetida a uma distensão N-S (Figura
II.2.c), gerada pelo alívio das tensões intraplaca, interrompendo as movimentações
transtracionais e transpressionais nas falhas NE-SW, a sedimentação na Bacia Rio do
Peixe e na porção onshore da Bacia Potiguar. No Albiano, os movimentos
transcorrentes/transformantes ocorreram ao longo da margem equatorial brasileira,
associados a movimentos divergentes E-W entre as placas, propiciando a entrada do mar,
causando uma transgressão marinha (Figura II.2.d). No Maastrichtiano, a compressão N-
S pós-campaniana afetou as Bacias Ceará e Barreirinhas, localizadas a W da Bacia
Potiguar (Figura II.2.e). Ainda segundo Françolin & Szatmari (1987) a Bacia Potiguar
sofreu reflexos desta compressão, evidenciada pelo soerguimento da plataforma
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 15
carbonática da Formação Jandaíra e pela reativação de inúmeras falhas na bacia. A
evolução descrita acima é sintetizada na Figura II.2.
Figura II.2 – Esquema da evolução tectônica fanerozóica para a Província Borborema, proposta por Françolin &
Szatmari (1987), que resultou na separação dos continentes Sul-Americano e Africano.
Matos (1987 e 1992) concluiu que a complexidade estrutural do embasamento foi
fator condicionante na formação das bacias sedimentares, onde as zonas de cisalhamentos
com direção E-W pré-existentes atuaram como zonas de transferências. Para este autor, a
cinemática da abertura é explicada por um modelo que assume provável campo de
tensões variando de NW, numa fase onde os continentes ainda compunham o mega-bloco
Gondwana, para E-W, na fase de rifteamento da margem equatorial (Figura II.3).
Matos (1992) discutiu a atuação de um principal episódio de rifteamento (Syn rift
II, posicionado entre o Neo-Barrisiano e o Neo-Barremiano), sendo o responsável pela
intensa deformação distensional com estiramento crustal de orientação WNW-ESE
(Figura II.3.b), que ocasionou a formação de uma seqüência de bacias sedimentares
intracratônicas, orientadas segundo a direção NE-SW, denominada Trend Cariri-Potiguar.
Tais bacias são caracterizadas por uma geometria de meio-graben, separadas por altos do
embasamento, falhas de transferências e/ou zonas de acomodação. O eixo principal do
Trend Cariri-Potiguar coincide com uma concentração de seqüências de faixas
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 16
supracrustais geradas e/ou retrabalhadas durante o Ciclo Brasiliano. Uma outra fase, onde
os esforços distensivos máximos atuantes assumem a direção aproximada E-W,
designada de Sin rift III (Neo-Barremiano e o Neo-Aptiano), foram responsáveis pelas
rupturas na porção imersa (Figura II.3.c). Neste período o Trend Cariri-Potiguar foi
abortado e houve a continuação da deposição dos Trends Recôncavo-Tucano-Jatobá e
Gabão-Sergipe-Alagoas, e no offshore da Bacia Potiguar.
Figura II.3 – Esquema da evolução tectônica fanerozóica para a Província Borborema, proposta por Matos (1992)
Tectonismo Cenozóico
Durante o Cenozóico, após a completa separação África-América do Sul, a Placa
Sul-Americana passou por uma série de reajustes internos. A transição Mesozóico-
Cenozóico da Bacia Potiguar deu-se com uma erosão generalizada atestada pela
discordância sobre as formações Jandaíra e Ubarana e posterior deposição da Seqüência
Marinha Regressiva. Cremonini & Karner (1995) propuseram que esta discordância foi
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 17
ocasionada por um soerguimento regional, resultante do influxo de calor proveniente da
crosta oceânica que se formava ao longo da margem equatorial. Este soerguimento teria
promovido reativações de falhas importantes, como a Falha de Afonso Bezerra
(Cremonini & Karner, 1995).
Durante o Mioceno, a formação de um amplo domo associado a vulcanismo básico
alcalino, Vulcanismo Macau (Meyer, 1974), ocorreu sob a forma de necks e plugs
dispostos segundo a orientação N-S, estando associado ao alívio de pressão das zonas
arqueadas no Mesozóico (Sial, 1976).
Atualmente o nordeste brasileiro encontra-se sob um regime de esforços
dominantemente compressivos de direção E-W, decorrentes da compressão na Cadeia
Andina, da expansão da Dorsal Meso-Atlântica e da força de arrasto da base da litosfera.
A reativação tectônica é observada a partir de abalos sísmicos em diversas regiões, como
em João Câmara (Assumpção, 1992), bem como pela deformação de marcadores dessa
idade e pelo controle estrutural da paisagem. Como atuação de tensões mais recentes,
observam-se registros que afetam os beachrocks na linha de praia (Caldas, 1998),
controlam os vales estruturais de alguns rios (Bezerra et al., 2001) e padrões de
afloramentos da Formação Barreiras (Lima et al., 1990) na região litorânea.
III.4 – Discussões
A região estudada constitui esta situação limite entre os terrenos Orós-Jaguaribe e
Seridó, representado por um embasamento paleoproperozóico, supracrustais
metassedimentares e plutônicas intrusivas. Estas plutônicas neoproterozóicas foram bem
estudadas por Galindo (1993).
Com relação as bacias presentes na área, há uma uniformidade quanto a unidade
basal, constituídas em geral por sedimentos grossos a conglomeráticos, que podem ser
correlacionados com as rochas geradas na fase rift segundo classificação de Ponte (1992)
para as bacias interiores. E estas mesmas bacias são correlacionadas à fase rift da Bacia
Potiguar (Formação Pendências) pelos autores supracitados.
A representação da área é apresentada na Figura II.3, compilado de Cavalcante
(1999), adicionada de informações de dados de sensoriamento remoto. Ainda foram
retiradas dados dos mapas de Galindo (1993), Nóbrega (2002), Pereira (1988) e Martins
(1987).
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 18
A litoestratigrafia da área (Figura II.4) é representada pelo empilhamento das
unidades descritas da base (mais antiga) para o topo (mais jovem):
(i) Embasamento Cristalino, pertencente ao Complexo Caicó composto por ortognaisses
de composição granítica à granodiorítica, na porção leste da Zona de Cisalhamento
Portalegre, e ortognaisses e paragnaisses migmatizados pertencentes ao Complexo
Iracema na porção oeste;
(ii) Rochas vulcanosedimentares da Formação Jucurutu e Grupo Orós, com biotita
gnaisses com intercalações de mármore e calciossilicáticas;
(iii) Augen gnaisse fortemente foliado, com xenólitos de biotita gnaisses;
(iv) Granitóides profiríticos, incluindo o granitóide Prado, Umarizal, Quixaba e Pereiro;
(v) Rochas sedimentares cretáceas e sedimentos cenozóicos.
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 19
Figura II.4 – Mapa Geológico simplificado da área da Zona de Cisalhamento Portalegre e suas adjacências
(Modificado de Cavalcante, 1999).
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III.1 – Introdução
O presente capítulo tem, por objetivo, apresentar as análises de sensoriamento
remoto, topografia e de campo da reativação rúptil da Zona de Cisalhamento Portalegre.
Com a finalidade principal de distinguir e quantificar os eventos de reativações,
procurou-se utilizar metodologias integradas de análise estrutural, sensoriamento remoto
e modelagem da superfície de terreno. A análise estrutural baseou-se na coleta de dados
de campos, em nível regional, de estruturas e o agrupamento de sistemas de fraturas
(carater rúptil) em uma cronologia relativa durante a história geológica da região.
Quanto ao uso dos produtos de sensoriamento remoto, procurou-se fazer
combinações coloridas RGB da imagem Landsat 7 ETM+, cena 215-064, para obter
padrões de diferenciação das litologias e delimitação das bacias sedimentares.
Outra metodologia consistiu na elaboração de Modelo Digital de Terreno (MDT)
tendo como principal objetivo detectar expressões topográficas geradas pela atividade
tectônica, que mostram boa correlação entre a geomorfologia e as principais direções das
estruturas. O tratamento computacional de dados geológicos e topográficos, e a
visualização simultânea desses dados sobre um MDT, constituiu uma poderosa
ferramenta de investigações geológicas e geomorfológicas, pois além de aprimorar
substancialmente a representação integrada dos dados e a sua interpretação, permitiu
entender os padrões da imagem e como eles se relacionam.
III.2 – Fundamentação Teórica
Aspectos sobre zonas de cisalhamento e a transição dúctil-rúptil
Zonas de cisalhamento são zonas planares relativamente estreitas de alto strain e
de caráter dúctil, entre rochas encaixantes menos deformadas, ao longo das quais os
marcadores são deslocados. O contato dessas zonas com suas encaixantes é uma transição
de trama gradual (Passchier et al., 1993).
Ramsay (1980), classificou as diferentes porções de uma zona de cisalhamento
com relação ao nível crustal, dividindo-as em: dúcteis, rúpteis e rúpteis-dúcteis (Figura
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 21
III.1). Uma zona de cisalhamento gerada em profundidades maiores que ~15 km é
caracterizada como dúctil. As zonas de cisalhamento com desenvolvimento em níveis
mais superficias (<10 km) são classificadas como rúpteis ou zonas de falhas e
caracterizadas pelas evidentes descontinuidades entre os blocos da zona deformada. Em
zonas de falhas, os processos de deformação são controlados pelos limites das
propriedades elásticas das rochas e o contato com as suas encaixantes é brusco. Em uma
situação intermediária entre os tipos anteriores, ocorrem as zonas de cisalhamento
rúpteis-dúcteis, nas quais as feições deformacionais dos tipos anteriores, estão associadas
(Passchier et al., 1993).
Figura III.1 – Bloco Diagrama de um perfil vertical na crosta terrestre de uma zona de falha e sua evolução para um
zona de cisalhamento dúctil em profundidade. Neste perfil observa-se as regiões de atuação de deformação rúptil,
rúptil-dúctil e dúctil, que conhecidem com a classificação proposta por Ramsay (1980), denominando de zonas de
cisalhamento dúcteis, rúpteis e rúpteis-dúcteis. As rochas formadas nestas faixas são as brechas e cataclasitos,
gerados em regiões de até 10 Km e milonitos, gerados em regiões com profundidades superiores à de 15 Km.
Modificado de Twiss & Moores (1997).
Para classificação das rochas de falha, foi adotada a classificação de Sibson
(1977), que individualiza as séries dos milonitos e cataclasitos. A primeira é gerada em
níveis crustais profundos e reconhecida por serem rochas altamente deformadas com
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 22
foliação bem desenvolvida, predominando processos de recristalização e
neomineralizações. A série dos cataclasitos, gerada em níveis crustais <10 km é
caracterizada por uma trama aleatória, em que predominam os processos de quebramento
e rotação dos grãos. Consequentemente, em um perfil vertical de uma zona de
cisalhamento, encontra-se milonitos em um nível crustal profundo, gradando para
cataclasitos, em porções superiores da crosta terrestre. Na superfície, passa-se para o
domínio das rochas incoesas denominadas de brechas de falha e gouge.
Neste caso, pode-se encontrar milonitos e cataclasitos formados em uma mesma
zona de cisalhamento de grande escala, se tal zona estender-se através de uma seção
considerável da crosta (Figura III.1). Outro caso seria se um soerguimento e erosão
graduais acompanhasse o desenvolvimento de uma zona de cisalhamento dúctil. Em um
tempo geológico mais recente, esta zona seria submetida a novas condições de esforços
tectônicos que propiciasse sua reativação, agora em caráter rúptil, gerando então
cataclasitos sobrepostos aos milonitos.
Comumente, a representação de zonas de cisalhamento é simplificada para um
traço estrutural único e uniforme. Para uma zona de cisalhamento instalada em um
ambiente transcorrente (caso da Zona de Cisalhamento Portalegre), pode ser
individualizada estrutura de primeira ordem (zona principal de cisalhamento) e segunda
ordem (e.g. terminações do tipo “rabo de cavalo”) em ambas extremidades da zona
principal (Figura III.2). Esta disposição configura um sistema de zonas de cisalhamento,
de padrão heterogêneo, além de indicar o sentido da atuação da deformação (Price &
Cosgrove, 1994; Twiss & Moores, 1997).
Condições para Reativação de falha
Uma rocha isotrópica e homogênia, quando submetida a um campo de esforços
triaxiais (condições em que os eixos de tensões σ1 > σ2 > σ3), as falhas se desenvolvem
segundo o critério simples proposto por Coulomb:
ττττ = C + µµµµs (σσσσn – Pf)
Onde τ e σn são, respectivamente, tensões cisalhante e normal, C é uma constante de
coesão da rocha, µs é o coeficiente de fricção e Pf é a pressão de fluido.
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 23
Figura III.2 – Configuração de uma zona de cisalhamento com elementos de primeira e segunda ordem, lineamento
principal e suas ramificações, respectivamente.
No caso da existência de planos de fraquezas durante a deformação, tais como
zonas de cisalhamentos e falhas antigas, a facilidade ou não de reativá-los obedece ao
critério proposto por Sibson (1985), onde a constante de coesão da rocha tende para
valores nulos (C�0), resultando em:
ττττ = µµµµs (σσσσn – Pf)
Em termos gerais, o falhamento ocorre quando a coesão interna das rochas é
rompida, propiciando a movimentação dos blocos adjacentes à esta zona. Sobre algumas
circunstâncias, as condições de reativação são favorecidas mediante a atuação de
elevadas pressões de fluidos com σ3’ → 0; caso contrário o diferencial de stress
necessário para reativar superaria aquelas condições requeridas para formação de um
novo grupo de falhas (Sibson, 1985). Porém outros critérios devem ser considerados,
como o ângulo θθθθr, formado entre o plano de fraqueza e a componente de tensão máxima
(σσσσ1). Na Figura III.3, observa-se a relação entre a razão de tensão com ângulo de
reativação, θr necessária para reativar um plano pré-existente, considerando a média de
µs = 0.75.
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 24
Figura III.3 - Relação entre a razão de tensão (σ1’/σ3’) com ângulo de reativação, θr, necessária para reativar um
plano pré-existente, considerando a média do coeficiente de fricção µs = 0.75 (retirado de Sibson, 1985).
As falhas, mediante o seu posicionamento em relação ao sistema de esforços,
podem ser classificada como atitudes Andersonianas e atitudes não Andersonianas. No
primeiro caso, as falhas onde o ângulo θθθθr está entre 22º e 32º apresentam-se em
condições favoráveis para reativação.
Critérios de reconhecimento de reativação
Os critérios padrões para reconhecer à reativação de falhas preexistentes são
basicamente estratigráficos, estruturais, geocronológicos e neotectônicos
Os critérios estratigráficos são observados quando há mudanças repetidas na
espessura de pacotes de sedimentos cortados por falhas, repetição de soerguimento de
discordâncias basais, geometria de inversão de bacias, repetição de episódios de
deformação sin-sedimentares, reativação de fraturas do embasamento cortadas por
discordâncias e evidências estratigráficas indiretas.
Os critérios estruturais são mudanças de critérios cinemáticos indicados por
estruturas superpostas, mudanças bruscas da natureza e feições dos produtos de
deformação dentro de uma falha ou zona de cisalhamento e coexistências de sistemas de
fraturas distintas de níveis crustais distintos.
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 25
Os critérios geocronológicos são datação direta de produtos de deformação e
evidências indiretas baseadas em datações realizadas em unidades intrusivas. Também
podem ser incluídos neste item, os termocronômetros que, apesar de não ser em um
método geocronológico, fornecem informações sobre idade que a rocha foi submetida a
esforços geradores de calor, correlacionados as idades de reativações. Os critérios
neotectônicos são sismicidade histórica e moderna de falhas antigas, e conjunto de
feições geomorfológicas e antropogênicas cortadas por falhamentos preexistentes.
III.3 – Resultados
Zona de Cisalhamento Portalegre
Na região estudada são comuns os lineamentos pré-cambrianos correspondentes às
zonas de cisalhamentos. Estes tipos de lineamentos, por representarem importantes
descontinuidades crustais, quando submetidos a esforços tectônicos ficam propícios a
reativações, assumindo então o caráter de falha.
A Zona de Cisalhamento Portalegre representa um desses lineamentos de caráter
dúctil, formado em regime transcorrente durante a atuação do Ciclo Brasiliano no
Neoproterozóico (~ 600-550 Ma). Ela é formada por zona principal de cisalhamento, e
lineamentos secundários em ambas extremidades da zona principal (Figura III.4).
O traço da ZCPa foi identificado através da análise da imagem Landsat 7 ETM+ e
de modelo de elevação digital do terreno. Combinado com este trabalho, foram
adicionados os resultados apresentados por Kinzel (1988) e Cavalcante (1999).
Na região tem-se o desenvolvimento de uma zona principal de cisalhamento,
denominada Zona de Cisalhamento Portalegre e suas terminações. A terminação NE é
denominada Zona de Cisalhamento Olho D’ Água do Milho e Caraúbas (Kinzel, 1988); a
SW, denominadas Zona de Cisalhamento Rafael Fernandes e Icozinho (Cavalcante,
1999). Neste trabalho denomina-se este conjunto de lineamentos de Sistema de Zonas de
Cisalhamento Portalegre (ZCPa) (Figura III.4). Este lineamento representa uma estrutura
que separa terrenos pré-cambrianos, que gerou uma intensa milonitização em
ortognaisses (embasamento), rochas metassedimentares (supracrustais) e graníticas
alojadas concominantemente (Hackspacher & Legrand, 1989).
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 26
Figura III.4 – Sistema de Zonas de Cisalhamento Portalegre (ZCPa), que compreende uma zona principal,
denominada Zona de Cisalhamento Portalegre, e suas terminações, sendo a NE denominada Zona de Cisalhamento
Olho D’ Água do Milho e Caraúbas, e à SW denominadas Zonas de Cisalhamento Rafael Fernandes e Icozinho.
Esta deformação, porém, retrabalha os fabrics anteriores, S1 e S2, dando origem a
superfície S3, que apresenta um trend NE-SW com mergulhos moderados a fortes para
NW e SE (Nóbrega, 2002) (Figura III.5). Próxima à zona de cisalhamento, a trama S1+S2
nas rochas do embasamento é paralelizada a S3 e promove uma acentuação no
bandamento destas rochas. Nas rochas supracrustais esta deformação imprimiu um fabric
intenso, milonitizando estas rochas e reduzindo a granulometria. Os granitóides exibem
aspecto milonítico, indicando o caráter sintectônico com a instalação da zona de
cisalhamento (Nóbrega, 2002) (Figura III.6).
Observa-se, em campo, as lineações minerais e de estiramento LX3 que também
exibem orientação na direção NE-SW, mergulhando em baixo ângulo para NE e SW
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 27
(Figura III.5). Estas lineações são marcadas por alinhamento de minerais de biotitas e
anfibólios (Nóbrega, 2002).
Figura III.5 – Estereogramas de igual área, pólo de projeção inferior destacando: a) pólos da foliação S3, de
trend geral NE-SW das rochas da área; b) disposição suborizontal das lineações Lx3, evidenciando o caráter
transcorrente do cisalhamento na região da bacia Gangorra (retirado de Nóbrega, 2002); N=número de medidas.
No campo da deformação dúctil, a movimentação deste lineamento é identificada
a partir dos critérios cinemáticos (rotação dos cristais) encontrados nos granitóides
(Figura III.6) e pela configuração em mapa da zona, que evidencia uma movimentação
dextral para a mesma.
Falha Portalegre
Esta estrutura compreende um sistema de falhas geradas a partir de reativações da
ZCPa, que geograficamente coincide com o traço da ZCPa. Ao longo deste lineamento
encontra-se a instalação de bacias sedimentares cretáceas (Figura III.7). Em estudos
realizados por Kinzel (1988) na porção norte da área, foi constatado que, no Mesozóico, a
ramificação à NE (Zona de Cisalhamento Olho D’ Água do Milho) do lineamento
principal da ZCPa foi a que melhor respondeu aos processos tectônicos neste período.
Neste trabalho considera-se, então, como o traço principal da Falha Portalegre, a
estrutura que, a sul da área, secciona a Bacia Rio do Peixe e a norte, limita a borda SE da
Bacia de Gangorra (Figura III.7 e III.8).
O detalhamento da área possibilitou o estabelecimento de uma seqüência de
eventos de deformações dúctil-rúptil e fraturas de regime estritamente rúptil. A
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 28
observação da cinemática, orientação, estilo e preenchimento das fraturas, em rochas do
embasamento, foi utilizada para posicionar, em uma cronologia relativa, os eventos de
reativação.
Figura III.6 – Fotos dos granitóides sincrônicos à instalação da Zona de Cisalhamento Portalegre. A) Aspecto
milonítico de campo, e B) Aspecto de lâminas delgadas exibindo critérios cinemáticos de movimentação dextral
evidenciado pela rotação dos cristais e foliação.
Em campo, observa-se que ao longo desta falha há o desenvolvimento de
diferentes padrões de fraturas, que foram geradas em diferentes tempos e/ou diferentes
atuações de esforços. Os grupos de fraturas diferenciados foram: fraturas dúctil-rúpteis e
fraturas de caráter exclusivamente rúptil.
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 29
Figura III.7 – Sistema de Falhas Portalegre, tendo como estrutura principal o segmento que secciona a Bacia Rio do
Peixe e limita a borda SE da Bacia de Gangorra. Compreende um conjunto de falhas normais com direção NE, e
encontra-se instaladas ao longo de seu traço pequenas bacias sedimentares de idade cretáceas.
Um primeiro padrão agrupa as falhas de caráter dúctil com remobilização do
material quartzo-feldspático da encaixante. Estas podem ser caracterizadas como fraturas
de cisalhamento, com orientações principais de direções NE, e movimentação dextral,
como mostram as feições de arrasto impressas na foliação (Figura III.9.A) na porção
norte da área de estudo, próximo à Bacia de Gangorra. As falhas de direções 24ºAz são as
mais facilmente reconhecidas desta família, por apresentar uma regularidade em sua
distribuição. Observa-se ainda a associação com fraturas do tipo R na direção 54ºAz.
O grupo de fraturas dúcteis-rúpteis destacou-se por ocorrer nas rochas do
embasamento - ortognaisses, biotita gnaisses, mármores e nos granitóides - sendo
distinguidos dois padrões na porção norte da área de estudo: juntas de direções NS, 60º-
40º Az e 330º- 310ºAz (Figura III.9.B), individualizadas pelo preenchimento de quartzo,
indicando assim condições de maior temperatura, ou seja, níveis crustais mais profundos
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 30
em relação às fraturas de regime puramente rúptil, que comumente encontram-se
deslocadas por sistemas de fraturas mais jovens (ver Figura III.11.C e D).
Figura III.8 – Imagem de Satélite do Sistema de Falhas Portalegre, tendo como estrutura principal o segmento que
secciona a Bacia Rio do Peixe e limita a borda SE da Bacia Gangorra. Composição colorida RGB 432.
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 31
Figura III.9 – O grupo de fraturas dúcteis-rúpteis. A) Veio de quartzo-feldspático desenvolvido ao longo do plano
de falha. Nota-se o arrasto da foliação indicando movimento (localizado a sul da Bacia Gangorra); e B) veio de
quartzo cortando rocha pouco deformada.
As estruturas de caráter estritamente rúptil apresentam várias gerações e quatro
sistemas de estruturas foram identificadas. Estes sistemas foram separados a partir de
imagens de satélites, modelos digitais de terrenos, afloramentos e seus respectivos
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 32
mergulhos foram interpretados a partir de dados geofísicos e/ou estimados (ver
respectivos perfis adiante). O primeiro sistema agrupa as falhas de borda das bacias
sedimentares estudadas. Estas são falhas normais com direção principal NE (40-50º Az) e
mergulho vertical a forte, e direções secundárias para NW e NE (Figura III.10.A). Neste
conjunto tem-se o desenvolvimento de zonas de cataclasitos sobrepostos aos milonitos
gerados em condições de temperatura e pressão superiores (Figura III.10.B). Nas regiões
das bacias Gangorra, Rio do Peixe e Icozinho, as falhas mergulham para NW, e nas
regiões das bacias Pau dos Ferros e Coronel João Pessoa, as mesmas mergulham para SE
(Figura III.10.B). No caso da Bacia Icozinho observa-se uma inflexão na estrutura
quando a mesma une-se aos lineamentos E-W.
Figura III.10 – Sistema de falhas que agrupa as falhas de borda das bacias sedimentares estudadas. Corresponde às
falhas normais com direção principal NE e direções secundárias para NW e NE: A) Roseta representando as
direções dessas falhas; B) Foto de campo da falha principal de borda NW da Bacia Cel. João Pessoa, com
desenvolvimento de uma zona de cataclasitos sobrepondo os milonitos da encaixante; e C) Foto de campo na borda
SE da Bacia Cel. João Pessoa, apresentando contato de falha entre o embasamento e a bacia.
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 33
Ao longo do plano principal da falha, na porção sul da área de estudo ocorre um
relevo arrasado, e ressalta-se a compartimentação da Bacia Rio do Peixe em duas sub-
bacias: Brejo das Freiras e Sousa. Nas ramificações SW da falha, tem-se o
desenvolvimento expressivo do relevo, marcando o contato das bacias sedimentares
cretáceas com o embasamento cristalino pré-cambriano.
Os outros três sistemas restantes foram identificados na porção norte da área de
estudo, próximo à Bacia de Gangorra. O segundo sistema de fraturas mapeado é
caracterizado por falhas transcorrentes de movimentação dextral, restritas às rochas do
embasamento, tratando-se de um sistema de padrão ortogonal de direções NE e NW
(Figura III.11.A). Este grupo tem como característica principal a presença de
preenchimento de hidróxidos de ferro e argilominerais, de textura homogênea e fina, com
espessuras variando entre 1-3 cm (Figura III.11.B). Estas falhas são facilmente
identificáveis em escala de afloramento e deslocam marcadores antigos (Figura III.11.C e
D). Identificado o movimento principal dextral na direção 70ºAz, individualiza-se as
juntas de extensão (T) de direção 300ºAz, falhas sintéticas (R) de direção 275º-280ºAz,
antitéticas (R’) de 330ºAz e falhas principais (P) com direção 030ºAz (Figura III.11.E).
Em uma cronologia relativa, o terceiro é constituído por juntas mais jovem,
concentradas preferencialmente em duas direções principais, 60º-70ºAz e 300º-310ºAz,
ocorrendo em conjuntos verticais, constituindo um par conjugado (Figura III.12). As
mesmas restringem-se às rochas do embasamento e não apresentam preenchimento.
O quarto sistema identificado consiste em fraturas marcadas no embasamento
cristalino e nas rochas sedimentares, com direções predominantemente NE e
secundariamente NW (Figura III.13). No embasamento este grupo mostra-se fracamente
desenvolvido, geralmente se bifurca ao interceptar fraturas mais antigas e mostram
mergulhos verticais/subverticais. Nas rochas sedimentares são bem marcadas e de fácil
reconhecimento em escala de afloramento e em fotografias aéreas. Podem apresentar
mergulhos subverticais e/ou em planos mergulhando em média 50º para SE, basculando
as camadas sedimentares por falhas inversas.
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 34
Figura III.11 – Sistemas de fraturas caracterizados por falhas transcorrentes de movimentação dextral, de padrão
ortogonal de direções NE e NW: A) Roseta representando as principais direções deste sistema; B) fraturas com
preenchimento de hidróxidos de ferro e argilominerais; C e D) Fotos de campo com falhas deslocando marcadores
antigos, em uma cinemática dextral; e E) Esquema de disposição das fraturas conforme modelo de Riedel
individualizando as juntas de extensão (T), falhas sintéticas (R), antitéticas (R’) e falhas principais (P).
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 35
Figura III.12 – Sistemas de fraturas de juntas, com representação das duas direções principais que constitui um par
conjugado, ocorrendo em conjuntos verticais, e o aspecto de campo deste grupo.
Figura III.13 – Sistemas de fraturas mais jovem identificado na área. A roseta demonstra as direções de ocorrência
deste grupo. A foto apresenta o aspecto de campo, com uma falha de direção NW-SE deslocando camadas
sedimentares; F= falha.
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 36
As bacias sedimentares interiores
As bacias sedimentares interiores instaladas ao longo do sistema de falhas
Portalegre são consideradas de pequeno e médio porte. Estas bacias encontram-se em
bifurcações do sistema da zona de cisalhamento (Gangorra, Pau dos Ferros, Cel. João
Pessoa e Icozinho) e/ou seccionada pela zona de falha principal (Rio do Peixe).
A Bacia Gangorra ocorre em uma zona de bifurcação da falha principal com uma
ramificação à NE. Sua falha de borda, que controla a calha estrutural tem direção NE e
mergulho para NW. Esta pequena bacia é classificada como de semi-graben (expressões
rasas dos rifts que mostram assimetria acentuada), onde a borda SE é limitada por uma
falha principal de mergulho subvertical, enquanto que o lado NW desenvolve uma borda
flexural (Figura III.14) (Silva, 1987). Esta bacia possui uma área de cobertura sedimentar
aflorante de 52,78 km2 (ver tabela III.1) e profundidade de 210m, baseada em dados de
poços perfurados na área. O eixo maior de extensão é de direção NE. A borda desta bacia
não se encontra bem marcada, devido à rocha encaixante ter alto grau de alteração, sendo
muito vulnerável ao intemperismo. O acamamento sedimentar é de 40ºAz/10ºNW e
direções médias de paleocorrentes para SW.
Figura III.14 – Perfil geológico da Bacia Gangorra. Ressalta-se que a falha de borda (borda SE) possui mergulho
sub-vertical, enquanto que o lado NW desenvolve uma borda flexural.
A Bacia Pau dos Ferros é uma bacia de tipo semi-graben, com área de
aproximadamente 67,08 km2, alongada na direção NE e com maior extensão de 21,5 km.
A sua profundidade não foi definida. A falha de borda responsável pelo desenvolvimento
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 37
da calha estrutural e que provavelmente evoluiu para instalação desta bacia, posiciona-se
no extremo NW da mesma. A falha possui direção NE e mergulhos vertical. Em
superfície não se observa expressão da falha no relevo, constituindo uma região
aplainada.
A Bacia Coronel João Pessoa é a menor bacia estudada nesta região, compreende
uma área de 21,97 km², com extensão máxima para NE de 9,9 km, com principal falha de
borda posicionada na porção NW da mesma. A falha possui direção NE e mergulho
vertical. Em superfície, observa-se uma expressiva marcação do relevo nesta região. A
bacia encontra-se instalada entre as Serras de São Miguel e São José, no vale do Rio
Nazaré (Figura III.15 e III.16).
A Bacia Icozinho ocorre na região de flexura da ramificação SW da zona de falha
principal com lineamentos E-W. Apresenta uma área de 74,03 km2 com extensões
máximas de 26,16 km e profundidade não definida. Sua falha de borda ocorre na porção
SE e apresenta mergulho para NW. A borda desta bacia encontra-se bem marcada na
topografia, com diferenças de até 300m entre a borda da zona de falha e a bacia
sedimentar (Figura III.17 e III.18).
A Bacia Rio do Peixe apresenta uma geometria interna formada por um conjunto
de meios grabéns assimétricos. Tal configuração resultou de processos conjuntos da
falhas Portalegre (NE-SW) e Malta (E-W). Um aspecto importante nesta bacia é a sua
compartimentação pela falha Portalegre, dividindo-a em duas sub-bacias: a Brejo das
Freiras e Sousa, dispostas à oeste e leste da Falha Portalegre, respectivamente (Figura
III.19). A Sub-bacia Brejo das Freiras possui área em torno de 690,42 km2, com extensão
máxima de 44,92 km na direção NE, cuja profundidade máxima chega a 1900m. A sub-
bacia Sousa possui área de 1026,88 km2, com extensão máxima de 57,40 km na direção
E-W e profundidade de 1100m (Nogueira et al., 2003).
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 38
Figura III.15 – Aspectos da Bacia Coronel João Pessoa. Esta bacia fica bem marcada na imagem de Satélite
(composição colorida RGB 432(A) e 471(B)), com contrates em relação ao embasamento encaixado. A topografia
expressiva é ressaltada pelos Modelos Digitais de Terrenos (MDT) com visão em 2D (C) e 3D (D), mostrando a
expressão topográfica da borda da bacia.
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 39
Figura III.16 – Perfil (B-B´) ressaltando a falha de borda. Fotografias de campo da borda da Bacia Coronel João
Pessoa.
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 40
Figura III.17 – Aspectos de terreno da Bacia Icozinho. Contrates da bacia com o embasamento em imagens de
Satélite (composição colorida RGB 432 (A) e 541 (B)) A topografia ressaltada pelos Modelos Digitais de Terrenos
(MDT) com visão em 2D (C) e 3D (D), mostrando a expressão topográfica da borda da bacia.
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 41
Figura III.18 – Perfil (C-C´)da bacia, ressaltando a falha de borda e a calha estrutural. Fotografias de campo da
borda da bacia, com variações topográficas com a sua borda.
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 42
Figura III.19 – (A) Aspectos da Bacia Rio do Peixe. Marcação da bacia com o embasamento em imagem de
Satélite (composição colorida RGB 532) A topografia mais é arrasada em relação as demais bacias, mostrada pelos
Modelos Digitais de Terrenos (MDT) com visão em 2D e 3D (B). Perfil (D-D´) da bacia, ressaltando a falha de
borda e a subdivisão em sub-bacias de Brejo das Freiras e Sousa (C).
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 43
BACIA EXTENSÃO LARGURA ÁREA PROFUNDIDADE
Gangorra 14,15 Km 3,73 Km 52,78 Km2 ~210 m
Pau dos Ferros 21,5 Km 3,12 Km 67,08 Km2 -
João Pessoa 9,9 Km 2,22 Km 21,97 Km2 -
Icozinho 26,16 Km 2,83 Km 74,03 km2 -
Brejo Freiras 44,92 Km 15,37 km 690,42 Km2 1900 mRio do
Peixe Sousa 57,40 Km 17,89 Km 1026,88 km2 1100 m
Tabela III.1 – Informações sobre extensão, largura, área e profundidades das bacias estudadas (retirado de imagem
de satélite e modelo digital de terreno). A profundidade da Bacia Gangorra foi retirada de Nóbrega (2002), enquanto
a do rio do Peixe de Nogueira et al. (2003).
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IV.1 – Introdução
A datação através do método de Traços de Fissão está baseada na observação
microcóspica e contagem de traços atacados quimicamente, proveniente da fissão
espontânea do urânio nos minerais. Desde o seu desenvolvimento em 1963, o método de
traços de fissão vem atraindo o interesse de físicos, geólogos e outros pesquisadores pelas
respostas e empregos que o método pode proporcionar.
Para o estudo de traços de fissão, comumente utilizam-se os minerais apatita,
zircão e epídoto. Dentre estes, até o momento, a apatita tem sido mais utilizada devido às
facilidades de se obter resultados experimentais, contribuindo para definição dos
parâmetros relacionados à estabilidade e temperatura de formação e retenção dos traços
de fissão.
Estes minerais podem gerar informações sobre idade de traços de fissão e história
térmica de uma determinada região. A historia térmica é um parâmetro importante em
alguns estudos geológicos como, por exemplo, na prospecção de petróleo (Gleadow et
al., 1983) e na prospecção mineral (Naesser, 1984; Etniman et al., 1984 apud Marshak,
1989).
IV.2 – Fundamentos Teóricos
Fissão Espontânea do Urânio
Na natureza observa-se que os núcleos atômicos de elementos muitos pesados
(maior que 92) estão sujeitos a fissão espontânea, ou seja, divide-se em 2 outros núcleos,
mesmo quando não estando sujeitos a perturbações externas. A fissão do Urânio foi
inicialmente estudada por Hahn & Strassman (1939), observando que no
bombardeamento do Urânio (U) por nêutrons, formava elementos de massa intermediária
como o Lantânio (La) e o Bário (Ba) (Figura IV.1). Quando o 235U captura um nêutron, o 236U resultante sofre fissão em 85% dos casos e desexcitação emitindo um raio gama em
15% dos casos. Uma reação de fissão típica é: 235U + n = 236U = 141La + 92Ba + 3n
45
Figura IV.1 – Esquema da fissão do Urânio, que quando bombardeado por um feixe de nêutrons, fissiona, gerando
elementos de massa intermediária (La e Ba), emissão de 2 a 3 nêutrons e raio gama, sendo aproximadamente 170
MeV como energia cinética dos dois fragmentos de fissão.
Estrutura e Formação dos Traços
Existe na natureza ocorrência de vários isótopos que se fissionam
espontaneamente, e.g. 234U, 235U, 238U, 227Th, 228Th, 230Th, 231Th, 232Th e 234Th. Contudo,
apenas o 238U contribui significativamente com a formação dos traços de fissão nos
minerais, porque eles possuem uma meia vida, de fissão espontânea, menor
(aproximadamente 106 anos), e é o mais abundante isótopo de U na natureza.
A passagem dos fragmentos de fissão (Ba, La) através de um material cristalino
produz uma seqüência de defeitos, resultantes do deslocamento de átomos e espaços,
formando uma estrutura linear, comumente referida como traços fósseis, primários ou
latentes. O mecanismo de formação dos traços de fissão proposto inicialmente por
Fleischer et al. (1965 e 1975, apud Marshak, 1989) é o mais aceito pela comunidade
científica (Figura IV.2). Em linhas gerais, pode ser descrito como: 1) A passagem dos
fragmentos de fissão ionizados através do volume cristalino, deslocando os átomos e
elétrons; 2) A movimentação intersticial na superfície, formando uma zona de vazios,
gerados pela força de repulsão de Coulomb entre os núcleos dos átomos deslocados; e 3)
O ajuste do novo campo de stress, constituído por vazios e interstícios gerados (traços
fósseis ou induzidos).
Os traços fósseis, produzidos cumulativamente no mineral apatita, possuem um
comprimento inicial na ordem de 16,3±1µm (Gleadow, 1986), e um diâmetro da ordem
de alguns Ângstroms. Se a superfície do mineral é então polida e submetida a um ataque
químico adequado, os traços que se estenderam até a superfície ficam amplificados
(revelados) com um diâmetro de algumas micras, e podem ser observados ao microscópio
óptico comum.
46
Figura IV.2 – Modelo esquemático de formação de traços de fissão proposto por Fleischer et al. (1965): 1) tem-se a
passagem dos fragmentos de fissão no volume cristalino; 2) movimentação intersticial na superfície, gerando uma
zona de vazios; e 3) o ajuste para o novo campo de stress originando o traço latente.
Dois tipos de traços revelados podem ser observados na superfície do grão. Um
primeiro tipo engloba os traços que cortam a superfície polida (traços superficiais) e são
contados para determinação da idade. O outro tipo compreende os traços confinados
encontrados no interior do cristal, os mesmos são atacados devido à intercessão com um
traço superficial ou com uma fratura no grão, respectivamente classificados como TINTs
(Track IN Track) ou TINCLEs (Tracks IN CLEavage) (Brandari et al., 1971 apud
Wagner & Van Der Haute, 1992) (Figura IV.3).
Figura IV.3 – Modelo esquemático de tipos de traços de fissão na superfície e interior do grão.
No ataque químico, o solvente reage preferencialmente em regiões de elevada
energia livre encontrada ao longo dos traços fósseis. O traço então revelado, resulta da
ação simultânea do ataque ao longo do traço e na superfície polida. Com base nisto,
47
alguns parâmetros são distinguidos (em função da composição do mineral e, a
composição, concentração e temperatura do reagente): VT - velocidade do ataque ao
longo do traço, e VG - velocidade do ataque na superfície polida.
Considerando o ataque de traços perpendiculares à superfície, onde VT e VG são
constantes e VT > VG (condição necessária para o traço ser revelado), o traço é então
dissolvido a uma profundidade VT t (t é o tempo de ataque químico) e a espessura da
superfície dissolvida é VG t (Figura IV.4). O comprimento do traço (l) é dado pela
seguinte relação (Fleischer et al., 1975 apud Marshak, 1989):
l = ( VT - VG ) t
e o ângulo formado entre a borda dissolvida e o traço é definido como:
θ = arc sen ( VG / VT )
Figura IV.4 – Processo de ataque em traços perpendiculares à superfície, com VT e VG constantes e VT > VG. A
profundidade de dissolução do traço é expressa por VT t, e a espessura da superfície dissolvida é VG t (Modificado
de Marshak, 1989).
48
Para traços inclinados à superfície do grão (Figura IV.5), o ângulo formado entre o
traço e a superfície é denominado φ. Quando o φ é menor que o θ, o traço tende a
desaparecer na zona de dissolução da superfície do grão.
Estes conceitos são considerados em casos simples onde VT e VG são constantes.
Mas, em geral, VT está relacionado com a taxa de ionização (Fleischer et al., 1975 apud
Marshak, 1989) provocada pelos fragmentos de fissão do urânio. A taxa de ionização
decresce do ponto de fissão para o fim do percurso do fragmento. Isto implica que,
quando os traços são atacados, a velocidade da dissolução do traço diminui, mas a taxa de
ataque da superfície não é alterada. Isso pode também gerar o desaparecimento do traço,
mas é gerenciado pelo tempo de ataque químico ao qual o traço é submetido.
Figura IV.5 – O comprimento do traço de fissão (l) após o ataque químico (modificado de Wagner & Van Der
Haute, 1992).
A evolução da revelação do traço evolui com o tempo de ataque, e podem ser
individualizados em três principais fases: 1) Inicial, onde os traços estão no nível dos não
visíveis, 2) fase de aumento na velocidade de ataque e início da revelação dos traços
superficiais, e 3) fase final, onde há diminuição na velocidade do ataque e se revelam os
traços confinados; com o progresso inicia-se o processo de remoção da superfície do
cristal.
Equação da Idade
O Método de Traço de Fissão (MTF) é um dos diferentes métodos que leva em
consideração o decaimento radioativo do urânio (U238). Convencionalmente, a idade
isotópica é uma função da razão da quantidade de isótopos filhos (radiogênicos) e pais
49
(radioativos) encontrado na rocha ou mineral (no decorrer do tempo os isótopos pais vão
gerando isótopos filhos) por decaimento espontâneo. No MTF, os filhos são zonas
cilíndricas denominadas traços de fissão e a idade é baseada no número de traços
acumulados ao longo do tempo e na quantidade de urânio presente na amostra.
No MTF o processo para datação está baseado na relação da quantidade de traços
espontâneos e induzido encontrado na amostra analisada. Os procedimentos para a
determinação de densidade de traços foram primeiramente sugeridos por Prince &
Walker (1963) e Fleicher & Prince (1964). Para o cálculo de Idade de Traço de Fissão
(FTA – Fission Tracks Age), nesta dissertação seguiu-se o modelo proposto por Iunes
(1999) e Bigazzi et al. (2000), que é a utilização de dosímetros (vidros enriquecidos em
U, que ficam previamente calibrados) e filmes finos de Th.
Os traços induzidos são obtidos irradiando-se a amostra em um reator com
nêutrons térmicos. Faz-se a termalização dos nêutrons para que eles fiquem “lentos”,
contudo, ainda há influencia desprezível dos nêutrons epitérmicos, rápidos e Th. Estes
traços podem ser registrados em um detector externo e revelados por ataque químico.
Obtém-se assim a densidade de traços induzidos (ρi) que interceptam a superfície do
detector (Bigazzi et al., 1999, Iunes et al., 2002), pela seguinte relação:
ρi = NU C235 σo φo ε235 = ε NU RM (1)
Onde, Nu é a concentração de átomos de U por volume de amostra, C235 é a concentração
isotópica do 235U no urânio natural, σo é secção de choque do 235U para fissão por
nêutrons térmicos, φo é a fluência dos nêutrons térmicos (n/cm2), ε235 é o fator de
eficiência associado aos traços de fissão do U, ε é a eficiência de contagem (capacidade
que uma pessoa tem em repetir as medidas de traços) e RM é o número da razão de
eventos de fissão durante a irradiação (Iunes, 1999). O valor de RM pode ser obtido da
seguinte relação:
RM = RU + ( NTh / NU ) RTh
Onde, RU é a razão entre o número de eventos de fissão por nuclídeos de urânio durante a
irradiação, NTh a concentração de átomos de 232Th por volume de amostra e RTh é a razão
de eventos de fissão por nuclídeos de tório durante a irradiação. O valor de RU é obtido
pela seguinte relação, mediante medidas do dosímetro de vidro:
ρV = εV NUV RU
50
Onde, ρV é a densidade de traços induzidos no dosímetro, εV é a eficiência de contagem
dos traços e NUV a concentração de átomos de urânio no dosímetro.
E como analogia tem-se a densidade de traços espontâneos (ρs) que interceptam a
superfície do grão polida, é dada pela seguinte relação:
ρs = ε238 Nu θ238 λf ( e (λt ) – 1) (2)
λ
Onde, ε238 é o fator de eficiência associado aos traços de fissão do 238U, θ238 é a
concentração isotópica do U238, λf é a constante de decaimento por fissão espontânea do 238U, e λ é a constante de decaimento do 238U.
Das equações (1) e (2) pode-se escrever a equação da idade:
Onde, � = 1.551x10-10 a-1 segundo Jaffey et al. (1971)
ε238/ ε é a razão de eficiência de contagem de traços fósseis e induzidos,
λf = 8.37x10-17 a-1, segundo Guedes (2001).
Por estar utilizando o método de detector externo (ver adiante), deve-se considerar
o fator geométrico (g), para o cálculo da idade. Assim:
onde, g = 0.55 segundo Jonckheere (2003), é um fator de correção a ser considerado
quando utiliza-se o método detector externo (mica/apatita).
Annealing de Traços de Fissão
Desde do início da aplicação deste método, alguns estudos demonstraram que os
traços de fissão eram sensíveis a variações de temperaturas (Bigazzi, 1967). Nesta
ocasião, os átomos, que foram deslocados durante a formação dos traços, retornam ao
lugar de origem, depois da amostra sofrer um determinado tratamento.
Para cada mineral existe um intervalo de temperatura denominado zona de
51
apagamento parcial (ZAP) ou zona de retenção parcial dos traços de fissão, na qual os
traços são acumulados, ou apagados progressivamente. Para temperaturas acima deste
intervalo, na chamada zona de apagamento total (ZAT) ou zona de não retenção, todos
os traços formados são apagados rapidamente, enquanto que para temperaturas inferiores
as da ZAP, todos os traços ficarão preservados no seu comprimento maior, na chamada
zona de estabilidade total (ZET) (Gleadow et al., 1986; Green et al., 1989). Para o
mineral apatita, tem-se a região de ZAP entre 60-120° C e a ZAT na região de
temperatura maior que 120ºC, e a ZET em temperaturas inferiores a 60ºC (Figura IV.6).
Figura IV.6 – Zonas de temperaturas para o mineral apatita. Tem-se a região de zona de apagamento parcial entre 60-120° C, a zona de apagamento total em temperaturas maiores que 120ºC, e a zona de estabilidade total em temperaturas inferiores a 60ºC (modificado de Wagner & Van Der Haute, 1992). Os histogramas são representações da população de traços em um mineral, compostos por traços encurtados e traços produzidos em temperaturas menores.
Este processo, função da temperatura é denominado de annealing, que gera então
um encurtamento do comprimento e/ou apagamento dos traços. Alguns fatores podem
influenciar neste processo de annealing dos traços de fissão (Green et al., 1986). Fatores
como orientação em relação ao eixo cristalográfico C e composição química (relação da
razão de CL e F nas amostras) (Green et al., 1986), encontram-se melhor discutidos na
52
literatura, enquanto fatores como pressão, defeitos e strain também podem influenciar
neste processo, embora não sejam tão estudados quanto os primeiros fatores.
Conseqüentemente, a população de traços em um mineral é composta por traços
encurtados e traços produzidos em temperaturas menores (Figura IV.6). Todos eles são
usados no cálculo da idade, que é uma idade aparente e que pode ser corrigida mediante o
comportamento dos comprimentos de traços medidos (Bigazzi, 1967; Green, 1988). Uma
curva experimental de L/Lo vs �/�o (Tello, 1998) fornece subsídios para correção da idade
(Tcorr).
O comprimento final de cada traço fóssil é função da ação do binômio (T,t) a que
foi submetido após a formação, pela máxima temperatura à qual o traço esteve
submetido, e é através da observação e contagem dos traços que sofreram ou não o efeito
de annealing, que o método se baseia. Os traços recém-formados na apatita têm
comprimento médio de 16,3±1µm, sendo que os traços fósseis são invariavelmente mais
curtos do que os traços recém-formados (Gleadow et al., 1986).
História Térmica
Segundo Gleadow et al. (1986), a distribuição dos comprimentos dos traços
fornece importantes informações sobre a história térmica porque cada traço forma-se em
um tempo diferente. Novos traços são continuamente produzidos através da história da
amostra e todos têm aproximadamente o mesmo comprimento inicial, sendo que o
comprimento de cada traço individual registra a máxima temperatura experimentada
durante a evolução térmica da amostra. Grupos diferentes de traços experimentaram
diferentes proporções da história térmica total e o grau de encurtamento mostrado por
diferentes traços reflete as condições de temperatura e o tempo às quais os mesmos
estiveram submetidos.
Desse modo, a distribuição dos comprimentos dos traços de uma determinada
amostra irá conter o registro integrado da história térmica completa da mesma e pode ser
usada para distinguir os diversos episódios de aquecimento e resfriamento.
IV.3 – Procedimentos Adotados
Na etapa de laboratório, as amostras coletadas em campo foram selecionadas,
mediante localização (proximidade com a ZCPa) e litologia. As mesmas foram britadas,
53
moídas, bateadas e secas. Com o objetivo de separar o mineral apatita, as amostras
passaram por processos de separação convencionais, tanto por densidade (passagem por
um líquido denso -Bromofórmio – CHBr3 – d=2.83), quanto por propriedades magnéticas
(submetido ao separador magnético tipo Frantz e dividido em várias frações magnéticas).
Com o pré-concentrado obtido, iniciou-se a separação em uma lupa e contagem dos grãos
de apatita. As amostras foram levadas para o laboratório do Departamento de Raios
Cósmicos e Cronologia, do Instituto de Física da Universidade Estadual de Campinas
(DRCC/IFGW/UNICAMP), para as medidas de traços de fissão.
Para fazer as medidas de traços, utilizou-se o método de detector externo, por ser
este utilizado no laboratório acima citado. Este método consiste em acoplar uma placa de
mica (detector externo) nas amostras antes da irradiação. Isso permite a contagem de
traços espontâneos e induzidos em igual área, no grão analisado e no seu correspondente
no detector, respectivamente.
No laboratório de Cronologia, os três primeiros estágios fizeram-se necessário
para preparar as amostras e para observar os traços de fissão ao microscópio óptico:
montagem dos grãos em molde e preenchimento por resina líquida (epóxi), polimento dos
grãos até alcançar a geometria 4π do cristal, e ataque químico em solução de HNO3 a 5%
por 60 segundos em uma temperatura de 20oC.
Terminados estes estágios, foram adicionados detectores externos (placas de
muscovita) às amostras e montagem de pastilha, mantendo vidros dopados em urânio
(dosímetros - CN2) nas extremidades e no centro (a fim de calibração da quantidade de
urânio usada na irradiação) e um filme fino de tório (Th – calibração da razão Th/U na
amostra). As amostras foram encaminhadas para irradiação, com nêutrons térmicos, no
Reator do IPEN/CNEN em São Paulo. O conjunto de amostras foi separado em dois
lotes, onde o primeiro corresponde às amostras TF 01-11 e o segundo corresponde as
amostras TF 12-18, irradiados com fluência de (2.38 ± 0.11) x 1015 n/cm2.
As amostras foram separadas e os detectores atacados quimicamente. A amostra,
juntamente com o detector externo correspondente, foram montados em uma lâmina e
preparados para as medidas em microscópio acoplado ao computador. O programa
utilizado foié o Auto Scan Trackscan, que auxilia no mapeamento de grãos (localizando-
os) e correspondência na mica. O microscópio utilizado é dotado de um sistema de eixos
54
(x,y) que possibilita o mapeamento dos grãos de apatita contidos na montagem. As
medidas de densidade foram efetuadas com o auxílio de uma malha quadriculada (10 x
10), acoplada à ocular do microscópio. As medidas de comprimento dos traços
confinados foram efetuadas com o auxílio de uma régua graduada acoplada á outra
ocular, que na objetiva de 100x, possui menor divisão de 1µm.
Na etapa de Gabinete, os dados obtidos de ATFA foram primeiramente
confirmados por cálculos e testes estatísticos. Para os resultados de cada grão, calculou-
se a média e o erro da medida, e para cada amostra, calcula-se a média ponderada, que
leva em consideração o erro de cada grão.
O teste de χχχχ2 foi então utilizado para verificar a qualidade do ajuste das medidas
realizadas. Para a avaliação da qualidade de um ajuste com v graus de liberdade,
estabelece um intervalo de confiança P para valores de χχχχ2v, que é a probabilidade de que
esta afirmativa esteja correta. Os valores de P são comumente tabelados, e aceitam-se
valores de 0.95 a 0.025 (95 a 2.5%). As definições acima podem ser facilmente
encontradas em Bevington & Robinson, (1992) e Vuolo (1992).
Partindo deste estágio, inicia-se a etapa de cálculo das Idades de Traços de Fissão
(FTA – Fission Tracks Age) segundo o modelo proposto por Iunes (1999) e Bigazzi et
al., (2000). Estas idades foram corrigidas segundo modelo proposto por Guedes et al.
(2003), baseando-se na curva experimental de L/Lo vs �/�o de Tello (1998).
As histórias térmicas foram geradas utilizando o programa HTA_D (Hadler et al.,
2001). Estas histórias são construídas segundo o Modelo Inverso proposto por Lutz &
Omar (1991), e geradas aleatoriamente por técnicas estatísticas de MonteCarlo, que
baseia-se nas informações de FTA e padrão de distribuição de comprimento dos traços.
As possíveis histórias aceitas são aquelas que fornecerem dados estatisticamente
compatíveis com as medidas.
IV.5 – Resultados
A partir da delimitação do traço da falha Portalegre e suas ramificações principais,
procedeu-se a amostragem com intuito de caracterizar o contexto de reativação da
estrutura. As amostras forma coletadas em uma área de aproximadamente 18000 km2,
55
acompanhando o traço estrutural da Zona de Cisalhamento Portalegre (ZCPa). A
amostragem foi realizada selecionando amostras à oeste e leste da ZCPa, em altitudes
similares e em granitos neoproterozóicos alojados durante o Ciclo Brasiliano. Estas
condições foram adotadas para que fosse possível realizar comparações e agrupamentos
de amostras.
As informações sobre a análise das amostras estão apresentadas na Tabela IV.1.
Nesta tabela tem-se informações sobre a localização dos pontos coletados, sendo as TF-
01 a 12 distribuídas na região á oeste da ZCPa, e as TF-13 a 18 á leste (Figura IV.7).
Têm-se dados de altitudes médias variando de 100 a 650m, com as maiores altitudes na
porção central (SE de Portalegre) e na ramificação SW (Bacias de Cel. João Pessoa e
Icozinho) da ZC. As informações de altitudes foram retiradas de cartas topográficas da
SUDENE, com variação de cotas de 50m.
A tabela IV.1 ainda apresenta informações sobre números de traços fósseis e
induzidos contados (Ns e Ni), com seus respectivos valores de densidades (�s e �i), e
cálculos estatísticos (P(χ2)) mostrando a compatibilidade dos dados, indicando que há
uma pequena dispersão dos dados refletindo a boa qualidade dos dados. As idades
aparentes e corrigidas calculadas e o tamanho médio dos traços confinados (µm) estão
representados na Figura IV.8.
As idades corrigidas de AFT obtidas das amostras ficaram em um intervalo entre
86±13 e 376±57 Ma. O intervalo de tamanho médio de comprimento dos traços situa-se
entre 10.9±0.8 e 12.9±1.5 µm. Nestes resultados, observa-se alguma heterogeneidade de
distribuição das idades, quando se comparam as amostras em perfis transversais E-W
(diferenças de idades entre rochas localizadas às margens da falha). Pode-se observar a
diferença de idades de traços de fissão nas amostras TF-03 e TF-17, distando cerca de 5
km a oeste e leste, respectivamente, da ZCPa (Figura IV.7). Tais amostras apresentam
diferença de idade de 312 Ma e 105 Ma, respectivamente. Devido a estas diferenças,
reuniram-se as amostras em dois grupos: Oeste e Leste.
56
Latit
ude
Long
itude
Idad
e(M
a)T
MT
Am
ostr
am
Nor
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iP(
χ2 )%A
pare
nte
Cor
rigid
a(µ
m)
1(1
0)93
6328
265
3061
100
2312
.119
274
14.6
433
13.
254
.213
9.9
10.9
2(0
4)93
5657
664
0118
100
1018
.413
181
10.9
8710
871
.34
109.
415
2.4
12.0
3(5
6)93
3354
360
8286
550
112
20.5
2257
7.81
186
016
.22
170.
431
2.3
11.1
4(3
2)93
1809
758
7407
200
4125
.333
1016
6.83
227
46.
9623
5.6
375.
611
.45
(33)
9316
470
5865
5620
068
19.7
0313
178.
123
543
14.4
515
5.1
323.
310
.96
(00)
9312
651
5846
5725
08
12.7
1610
02.
925
2310
.37
280
--
7(0
5)93
1101
355
6391
650
198.
368
153
4.97
791
93.5
109.
713
9.9
12.8
8(2
2)93
0939
755
9588
550
718.
794
606
4.71
632
543
.71
121.
623
6.8
11.0
9(3
1)93
0737
556
1586
450
407.
375
290
3.30
613
090
.57
145.
221
3.0
11.7
10(2
4)92
7798
653
7513
400
7010
.929
752
5.66
839
067
.61
125.
718
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11(2
1)92
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756
4103
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3519
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620
12.3
3939
34.
4510
315
1.4
11.7
12(2
0)93
0765
559
0869
250
996.
741
656
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366
529
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63.5
86.2
12.2
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9)93
6113
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8369
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88.1
124.
511
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(23)
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10.8
9570
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22.4
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118.
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57
Figura IV.7 – Disposição das amostras coletadas para análise de traços de Fissão.
58
Figura IV.8 – Distribuição dos comprimentos de traços de fissão em apatitas nas amostras coletadas;
s.e.=desvio padrão e n= número de traços.
59
Para as amostras do bloco oeste, observa-se as idades de traços de fissão em
torno de 150 Ma, localmente com idades mais antigas de 376 Ma na região da Bacia
de Pau dos Ferros e 220 Ma na Bacia de Coronel João Pessoa. O tamanho médio dos
traços é de 11,7 µm, indicando que estas amostras sofreram maior ou igual
annealing comparando com as do bloco leste. As altitudes, em média, do bloco oeste
são de 330m. Contudo, observam-se também amostras em altitudes entre 450 e
650m, localizadas nas regiões de Coronel João Pessoa e Icozinho. Estes resultados
encontram-se representados na figura IV.9.
Figura IV.9 – Relações entre idades de traços de fissão com elevação (a) e comprimento médio de traços (b).
A região hachurada representa uma faixa de transição de idades de traços de fissão do bloco oeste para o
bloco leste; ITF= idade de traços de Fissão.
60
Para amostras do bloco Leste, observa-se a concentração de idades de 103
Ma, comprimento médio de traços de 12,1µm, e altitudes médias de 250m, podendo
chegar a 600m, localizado na Serra de Portalegre, porção central da área.
Para melhor visualização dos dados foram construídos gráficos de altitudes vs
idade corrigida e tamanho médio dos traços vs idade corrigidas, representados na
Figura IV.9.A e B. Observa-se uma faixa de transição de idades corrigidas do bloco
Oeste para o bloco Leste, que se dá em torno de 140-135 Ma. indicando que os
blocos estão registrando um evento que interrompe a história de soerguimento dos
blocos.
Com relação aos modelos de histórias térmicas, foram construídos
separadamente para os grupos de amostras dos blocos Oeste e Leste, relacionando o
encurtamento dos traços de fissão com tempo geológico e temperatura (Figura
IV.10. A e B).
A história térmica para o bloco Oeste sugere um resfriamento linear a partir
de 230 Ma, com taxa de soerguimento relativa de 21 m/Ma, considerando um
gradiente geotérmico de 20ºC/km. Este processo foi interrompido, em 140 ma, por
um período de estabilidade com aquecimento, com pico em 45 Ma, e seguido de um
resfriamento linear até o presente com taxa de soerguimento relativa de 61 m/Ma
(Figura IV.10.A)
As história térmicas obtidas para o bloco Leste, sugerem um resfriamento
linear a 105 Ma com taxa de soerguimento relativa de 42 m/Ma, considerando um
gradiente geotérmico de 20ºC/km. Este movimento foi interrompido por um período
de aquecimento, iniciando por volta de 60 Ma com pico de aquecimento em 25 Ma.
Este processo foi seguido de um resfriamento linear até o presente com taxa de
soerguimento relativa de 137 m/Ma (taxa de resfriamento maior que o primeiro)
(Figura IV.10.B)
61
Figura IV.10 – Modelos de histórias térmicas construídos a partir de grupos de amostras do Bloco Oeste (a) e
Leste (b).
IV.5 – Discussões
Numa primeira análise, a partir dos dados obtidos e gerados pelas histórias
térmicas, pode-se pensar numa evolução para a região com compartimentação de
blocos.
Em um primeiro dado temos a diferença de idades entre os blocos, idades
mais antigas no bloco Oeste e mais jovem no bloco Leste. Esta idade traduz a idade
da apatita que começou a reter traços, ou seja, os blocos em processo de
resfriamento passam pela isoterma de 120° C. Vê-se também os tamanhos médio de
traços que são praticamente iguais, significando que os blocos sofreram histórias
térmicas similares.
O bloco Oeste registra uma história térmica que se inicia no final do
Paleozóico, apontando para um soerguimento gradual deste bloco com baixa taxa de
resfriamento até o início do Cretáceo quando há registros de um colapso do bloco
sugerindo subsidência e alçamento das isotermas até cerca de 90ºC no Terciário.
As amostras do bloco Leste, embora apresentem algumas similaridades com
relação a processos de resfriamento/aquecimento do bloco Oeste, mostram registros
que começam no Cretáceo. Observa-se que enquanto o bloco Oeste, neste período,
estava em processo de aquecimento, o bloco Leste registrava processo de
A B
62
resfriamento, evidenciando uma compartimentação tectônica de blocos nesta região,
no final do Mesozóico.
O evento de compartimentação foi registrado pelas idades de traços das
amostras, representado pela faixa de transição de dados, em 140-135 Ma, ocorria na
região, gerando compartimentação dos blocos, com o bloco Oeste “descendo” e o
Leste “subindo”, gerando um ambiente propício para formação de calhas estruturais
que evoluiriam para as então bacias interiores a sul, e instalação do Bacia Potiguar,
na porção norte.
Ambos os blocos mostram, contudo, uma história evolutiva menos
heterogênea no Terciário, com registro de aquecimento comum aos blocos, atribuído
aos efeitos de alçamento das isotermas, provocados pelo Vulcanismo Macau na
região, que gerou domeamento na região, acelerando os processos de erosão. Estes
processos de soerguimento e erosão resultaram do ajustamento da tectônica destes
blocos.
63
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A integração dos resultados de Análise de Traços de Fissão e morfo-estrutural
da área propiciaram o entendimento da evolução fanerozóica da Zona de
Cisalhamento Portalegre (ZCPa).
Os dados de traços de fissão apresentam uma variação de idades tanto em
perfis perpendiculares quanto ao longo da zona da Zona de Cisalhamento Portalegre
(ZCPa). Ressaltou-se a primeira vista uma diferença marcante e consistente entre os
resultados da região a oeste e leste da ZCPa. O bloco Oeste apresenta
sistematicamente idades mais antigas que o bloco Leste. Algumas idades com
valores mais jovens e que são mais próximas à Falha Portalegre podem ser
explicadas por variações de temperaturas provenientes da reativação/movimentação
desta falha, afetando um pouco a estabilidade do sistema.
Nos diagramas onde estão representadas espacialmente as idades, identifica-
se uma faixa situada temporalmente em 135-140 Ma, onde são identificados que
todas as amostras com idades TF maiores que este marcador temporal estão no bloco
oeste e as idades mais jovens estão no bloco oposto. Este dado por si só já sugere
fortemente que a história destes blocos podem ser diferente entre si, com a idade
citada sendo um marcador temporalmente importante na compartimentação destes.
Não por acaso, a instalação da Bacia Potiguar e a compartimentação do Continente
Gondwana nesta parte do Atlântico é atribuída a esta época por vários autores, com
base em outras ferramentas cronológicas. Neste período, com a compartimentação
destes blocos por uma tectônica rúptil provocada pela reativação sobre uma antiga
zona de cisalhamento precambriana, foi gerado um ambiente propício para formação
de calhas estruturais que evoluiriam para as bacias interiores da região e instalação
da Bacia Potiguar, na porção norte (Figura V.1) ressaltando a ligação, quanto ao
início do processo de formação, destas bacias com a Bacia Potiguar.
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 65
Este evento, interpretado aqui como um processo de rifteamento, é
consistente com os modelos de evolução de Matos (1987, 1992) e Françolin &
Szatmari (1987) para a Bacia Potiguar. Esta idade é também compatível com o
início de deposição da Formação Pendências entre 138-140 Ma.
Neste contexto, têm-se as pequenas bacias interiores como grabens instalados
durante o cretáceo, cuja evolução formaria bacias maiores, como no caso da Bacia
Potiguar. Com base nisto, pôde-se correlacionar as rochas sedimentares basais destas
bacias com a Formação Pendências (sequência depositada durante o estágio rift da
Bacia Potiguar).
As bacias interiores, formadas/controladas na/pela reativação cretácea da
ZCPa, começaram com a formação das calhas estruturais e subsequente início dos
processos de sedimentação de grandes volumes de detritos, favorecendo a instalação
de leques aluviais, gradando para fluvial entrelaçado. Estes sedimentos seriam
oriundos da própria movimentação da falha e de áreas adjacentes devido ao processo
de erosão na região.
Contudo, durante suas histórias geológicas, foram identificados e
caracterizados outros sistemas de falhas mais jovens, que podem ser resultantes dos
processos de ajustes tectônicos dos blocos. Procurou-se ilustrar esta história
geológica na figura IV.10 que esquematiza a movimentação dos blocos ao longo de
sua evolução geológica desde o Paleozóico. Com relação à falha de borda destas
bacias há indicativos que as mesmas tiveram uma história de evolução mais recente,
como pode ser observado pelas expressões dos relevos nas bordas das bacias e o
basculamentos das rochas sedimentares.
No Terciário, observa-se o registro de aquecimento comum nos blocos,
atribuído aos efeitos de alçamento das isotermas, provocados pelo Vulcanismo
Macau na região, gerando domeamento e aceleração nos processos de erosão. A
idade deste vulcanismo já é amplamente conhecida na região, sendo aqui ratificado
pelos dados de traços de fissão, demonstrando mais uma vez que este
termocronômetro é uma ferramenta importante e que poderá ser usado para registrar
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 66
alçamento de isotermas ou corpos magmáticos não aflorantes ou conhecidos em
determinada região, inclusive datando a época de sua formação.
Após o evento no Terciário, tem-se início o processo de resfriamento dos
blocos devido a atuação da erosão (e o abaixamento natural das isotermas),
originando a atual configuração da área estudada. Tendo a exposição das bacias
interiores e evolução da Bacia Potiguar, sintetizados na Figura V.1.
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Figura V.2 –.Perfil topográfico da Bacia Potiguar (retirado de DNPM, 1998). Observa-se a
compartimentação de blocos para o alojamento da bacia e controle desta pela Falha Portalegre, e provável
nível de atual exposição das bacias interiores.
Conforme discutido acima e apresentados nesta dissertação, foram obtidos
utilizado-se uma metodologia ainda pouco conhecida e aplicada em pesquisas em
geociências, principalmente no Nordeste do Brasil. A aplicação específica da
metodologia de Análise de Traços de Fissão ao longo de uma zona de cisalhamento,
como apresentada neste trabalho, é um estudo pioneiro no Nordeste do Brasil.
Contudo, apesar do caráter inicial do mesmo, este trabalho apresenta, a nosso ver,
dados relevantes para o conhecimento da evolução geodinâmica da região, bem
como deverá auxiliar para o desenvolvimento e aplicação desta metodologia em
estudos futuros no Nordeste do Brasil.
É verdade que algumas destas conclusões obtidas pelo Método de Traços de
Fissão, tais como a compartimentação das bacias e atuação de vulcanismos, já são
conhecidas na região por outros dados geológicos. Contudo, ressalta-se que todos
esses dados são extremamente coerentes com os processos geológicos atuantes na
região. Esta indentificação serve para comprovar a funcionabilidade neste tipo de
Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 69
terreno e situação geológica, fornecendo detalhes adicionais, inclusive da história
térmica, credenciando-o para aplicação em outros terrenos geológicos menos
conhecidos. Adianta-se ainda que é um método com resultados relativamente
rápidos e de baixo custo sem necessitar de investimento elevados para montagem de
um laboratório para tais análises. A sua aplicação, conjugado com outras
ferramentas, e ainda usado em terrenos que envolvem pequenas bacias, pode levar a
uma análise crítica bem apurada da capacidade e utilização destas diversas
metodologias acopladas principalmente a geologia estrutural, traços de fissão e Ar-
Ar.
Esperamos de alguma maneira ter contribuído com este trabalho para a
evolução do conhecimento geológico e para o desenvolvimento de novas etapas da
pesquisa pura e aplicada na área das geociências e da pesquisa científica como um
todo.
Referências
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