UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA “JULIO DE MESQUITA FILHO” INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS E CIÊNCIAS EXATAS Trabalho de Conclusão de Curso Curso de Graduação em Geologia ANÁLISE ESTRATIGRÁFICA E PALEOMAGNÉTICA DA BACIA DE LAVRAS DA MANGABEIRA João Carlos Cerqueira Prof.Dr. Giancarlo Scardia Rio Claro (SP) 2021 UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA Instituto de Geociências e Ciências Exatas Câmpus de Rio Claro JOÃO CARLOS CERQUEIRA ANÁLISE ESTRATIGRÁFICA E PALEOMAGNÉTICA DA BACIA DE LAVRAS DA MANGABEIRA Trabalho de Conclusão de Curso apresentado ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas - Câmpus de Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista Júlio de Mesquita Filho, para obtenção do grau de Geólogo. Orientador: Prof. Dr. Giancarlo Scardia Rio Claro - SP 2021 C416a Cerqueira, João Carlos Análise Estratigráfica e Paleomagnética da Bacia de Lavras da Mangabeira / João Carlos Cerqueira. -- Rio Claro, 2021 107 p. : il., tabs., fotos, mapas Trabalho de conclusão de curso (Bacharelado - Geologia) - Universidade Estadual Paulista (Unesp), Instituto de Geociências e Ciências Exatas, Rio Claro Orientador: Giancarlo Scardia 1. Estratigrafia. 2. Paleomagnetismo. 3. Mesozoico. 4. Bacia de Lavras da Mangabeira. I. Título. Sistema de geração automática de fichas catalográficas da Unesp. Biblioteca do Instituto de Geociências e Ciências Exatas, Rio Claro. Dados fornecidos pelo autor(a). Essa ficha não pode ser modificada. JOÃO CARLOS CERQUEIRA ANÁLISE ESTRATIGRÁFICA E PALEOMAGNÉTICA DA BACIA DE LAVRAS DA MANGABEIRA Trabalho de Conclusão de Curso apresentado ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas - Câmpus de Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista Júlio de Mesquita Filho, para obtenção do grau de Geólogo. Comissão Examinadora Giancarlo Scardia (orientador) Norberto Morales Alessandro Batezeli APROVADO Rio Claro, 06 de Março de 2021. Assinatura do(a) aluno(a) assinatura do(a) orientador(a) Aos meus bons pais AGRADECIMENTOS Agradeço ao meu bom Pai Celestial pela dádiva de estudar nessa faculdade maravilhosa, foram anos de alegria, crescimento e acima de tudo milagres. Tudo foi realizado e concluído por sua graça e longanimidade. Creio que seria injusto dizer que sou capaz de mencionar cada funcionário, amigo, colega, membro da família ou até mesmo conhecidos que me sustentaram e apoiaram durante essa aventura, todos merecem um livro reconhecimentos. Cito, porém, esses: minha mãe, por me orientar a ter fé e determinação nessa faculdade; meu pai por investir em meus estudos durante a mocidade; meus irmãos por sempre alegrarem meus finais de semana; minha noiva por sempre me mostrar o lado positivo dos desafios na faculdade; e Vera e Walter que me alugaram um quarto desde o primeiro ano e sempre me auxiliaram com o melhor, verdadeiramente foram meus pais de Rio Claro. Cito também: minha maravilhosa turma, que sempre respeitou meus padrões cristãos, nunca zombaram ou ridicularizaram; meus amigos Davi, Gabriel Spohr e Venciguerra, por sempre me ajudarem a ter alegria nas viagens, “rolês” e durante todos esses anos, espero ter suas amizades para sempre; todos que trabalharam comigo na Lito Jr e que me apoiaram como presidente; e meu amigo/irmão Victor Hugo Hoffmann, que foi quem desde o primeiro ano fez relatórios, trabalhos, monitoria e basicamente tudo da graduação comigo, sua amizade é um dom precioso que me trouxe conhecimento, persistência e ânimo. Agradeço em especial os orientadores Fábio Reis e Giancarlo, ambos me ofereceram muito mais do que eu achava digno de receber, me elevaram a patamares intangíveis por meu mero esforço, foram fontes de prosperidade e abriram meus olhos para perspectivas excelsas. À Fapesp: não tenho palavras para agradecer por suas bolsas, me proporcionaram viagens e trabalhos que nem em meus sonhos poderia conceber. Processo nº 2019/15818-5, Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de São Paulo (FAPESP) - (Exigência cláusula 7ª Portaria CTA nº 03/2019 – FAPESP). “Trabalhe como se tudo dependesse de você, Ore como se tudo dependesse de Deus”. Autor desconhecido RESUMO A Bacia de Lavras da Mangabeira, localizada no Estado do Ceará, é um conjunto de pequenas bacias sedimentares desenvolvidas durante a evolução mesozoica do Gondwana. Ela pertence ao grupo de Bacias Interiores do Nordeste, as quais possuem crescente detalhamento para a compreensão do evento de rifteamento no Cretáceo. Apesar disso, a Bacia de Lavras da Mangabeira possui sua estratigrafia e evolução tectonossedimentar pouco investigada, resultante da escassez de literaturas e publicações focadas nela. O presente trabalho de conclusão de curso tem como objetivo suprir a falta conhecimentos estratigráficos e da evolução tectonossedimentar da bacia, através da análise estratigráfica e paleomagnética, além de uma breve discussão sobre sua geologia estrutural. A análise estratigráfica se baseou em trabalhos de campo, descrição e correlação de fácies, levantamento de seções colunares, medidas de paleocorrente e mensuração da espessura dos pacotes sedimentares. Já a análise paleomagnética realizou a comparação dos paleopolos magnéticos e polos geomagnéticos virtuais das unidades da bacia com o caminho aparente do polo paleomagnético do Cráton Amazônico. Os levantamentos estratigráficos colaboraram na revisão da Formação Iborepi, Formação Serrote do Limoeiro, Diabásio Lavras da Mangabeira e estabelecimento de uma nova, nomeada de Formação Mescla. A Formação Iborepi é a unidade basal, se encontra sobre uma discordância litológica com o embasamento, possui caráter arenoconglomerático de rio entrelaçado e possui vetor médio de paleocorrente para NNW. A Formação Serrote do Limoeiro possui camadas de fácies finas lacustres na base, com intercalação entre estas e fácies arenosas de rio meandrante para o topo, além de alguns arenitos eólicos, apresentando paleocorrentes muito dispersas. A Formação Mescla está em contato erosivo na base e é composta por arenitos e arenitos conglomeráticos de rio entrelaçado, com paleocorrente indicando um fluxo para NW e intensa deformação no topo. O Diabásio Lavras da Mangabeira foi interpretado como de caráter intrusivo, devido sua colocação nos pacotes sedimentares. As formações são muito mais espessas do que a literatura propõe, chegando a ser até cinco vezes maiores. A bacia foi também recompartimentada em setores, termo que indica que anteriormente eram uma única bacia, por apresentarem a mesma evolução e empilhamento vertical. O paleomagnetismo resultou em idades das formações Iborepi (Permiano-Triássico), Serrote do Limoeiro (Jurássico-Cretáceo) e Mescla (Jurássico-Cretáceo), além de identificar, através do paleopolo magnético do diabásio, uma rotação horária de 20º da bacia, mais nova que 200 Ma (idade radiométrica do diabásio) e mais velha que o Cretáceo. A evolução tectonossedimentar da bacia teve uma primeira fase de sedimentação atrelada à Depressão Afro-Brasileira local e com a abertura do Atlântico Central neotriássica-eojurássica. A segunda fase sedimentação está atrelada às fases pré-rifte da quebra do Gondwana, com o basculamento das camadas e desmembramento da bacia no pós-rifte. Palavras-Chave: estratigrafia; paleomagnetismo; mesozoico; Bacia de Lavras da Mangabeira ABSTRACT The Lavras da Mangabeira Basin, located in the State of Ceará, is a set of small sedimentary basins developed during the Gondwana mesozoic evolution. It belongs to the group of Interior Basins in the Northeast, which have increased detailing to understand the rifting event in the Cretaceous. Despite this, the Lavras da Mangabeira Basin has its stratigraphy and tectonic-sedimentary evolution little investigated, resulting from the scarcity of literature and publications focused on it. The present work of completion of course aims to supply the lack of stratigraphic knowledge and of the tectonic-sedimentary evolution of the basin, through stratigraphic and paleomagnetic analysis, in addition to a brief discussion on its structural geology. The stratigraphic analysis was based on fieldwork, facies description and association, columnar surveys, paleocurrent measurements and measurement of the thickness of the sedimentary packages. The paleomagnetic analysis made a comparison between paleomagnetic poles and virtual geomagnetic poles of the basin units with the apparent path of the paleomagnetic pole of the Amazonian Craton. The stratigraphic surveys collaborated in the revision of the Iborepi Formation, Serrote do Limoeiro Formation, diabase Lavras da Mangabeira and the establishment of a new one, named Mescla Formation. The Iborepi Formation is the basal unit, it is found on a lithological discordance with the basement, it has an sand conglomeratic character of an interlaced river and it has an average paleocurrent vector for NNW. The Serrote do Limoeiro Formation has layers of fine lake facies at the base, with intercalation between these and sandy facies from meandering river to the top, in addition to some eolic sandstone, presenting very scattered paleocurrents. The Mescla Formation is in erosive contact at the base and is composed of conglomeratic sandstones and interglomerate river sandstones, with paleocurrent indicating a flow to the NW and intense deformation at the top. Diabase Lavras da Mangabeira was reinterpreted as intrusive, due to its placement in sedimentary packages. The formations are much thicker than the literature studies, reaching up to five times greater. The basin was also divided into sectors, term indicating that they were previously a single basin, as it presented the same evolution and vertical stacking. The paleomagnetism resulted in ages of the Iborepi (Permian- Triassic), Serrote do Limoeiro (Jurassic-Cretaceous) and Mescla (Jurassic- Cretaceous) formations, in addition, through the diabase's paleomagnetic pole, to identifying a clockwise rotation of 20º of the basin, younger than 200 Ma (diabase radiometric age) and older than the Cretaceous. The tectonic-sedimentary evolution of the basin had a first phase of sedimentation linked to the local Afro-Brazilian Depression and with the opening of the neo-Triassic-Atlantic Jurassic Central Atlantic. A second phase of sedimentation is linked to the pre-rift phases of the Gondwana break up, with the tilting of the layers and dismemberment of the basin in the post-rift. Key words: stratigraphy; paleomagnetism; mesozoic; Lavras da Mangabeira Basin LISTA DE FIGURAS Figura 1 – Localização da Bacia de Lavras de Mangabeira. .................................... 17 Figura 2 – Bacias Fanerozoicas e do interior do Nordeste brasileiro. A: Araripe; PA: Parnaíba; I: Iguatu; RP: Rio do Peixe; LM: Lavras da Mangabeira; C: Cedro; SJB: São José do Belmonte; B: Betânia; AI: Afogados da Ingazeira ou Fátima; J: Jatobá́; T: Tucano; P: Potiguar; PB: Paraíba; PE: Pernambuco; AL: Alagoas; SE: Sergipe. ..... 20 Figura 3 – História da tectônica do Nordeste do Brasil e Oeste da África. A) Sin-Rifte I – desenvolvimento da Depressão Afro-Brasileira; B) Sin-Rifte IIa – faturamento dos trends Recôncavo, Tucano e Jatobá e Gabão-Sergipe-Alagoas; C) Sin-Rifte IIb – desenvolvimento do trend Cariri-Potiguar; e D) Sin-Rifte III – deformação na Província Borborema e na Plataforma da Nigéria (África), com maior taxa de subsidência no eixo Sergipe e Alagoas. .................................................................................................... 23 Figura 4 – Figura esquemática da Bacia de Lavras de Mangabeira e suas formações. .................................................................................................................................. 25 Figura 5 – Resultados geofísicos dos estudos da CPRM na Bacia de Lavras da Mangabeira. Em A e B os resultados de sondagem elétrica vertical nas sub-bacias Riacho do Meio (SEV 01) e Riacho do Rosário (SEV 02). Em C a localização das SEV’s 01 e 02 e o resultado da gravimetria. ............................................................. 27 Figura 6 – Localização das formações Mosquito, Sardinha, Bacia Lavras da Mangabeira e da Província Magmática Rio Ceará-Mirim. ......................................... 29 Figura 7 – Localização dos afloramentos estudados. Imagem de satélite do Google Earth Pro 7.3. ............................................................................................................ 33 Figura 8 – Cortes da Nova Ferrovia Transnordestina na bacia de Lavras da Mangabeira. .............................................................................................................. 33 Figura 9 – Localização das estações de paleocorrentes. Imagem de satélite do Google Earth Pro 7.3. ................................................................................................ 38 Figura 10 – Representação dos componentes dos vetores magnéticos. inclinação (I), declinação (D), intensidade (B), componente vertical da intensidade (Bv) e componente horizontal da intensidade (Bh). .............................................................. 40 Figura 11 – Perspectiva paleomagnética da posição de uma placa ao longo do tempo, onde (a) demonstra o movimento da placa com o polo geomagnético como referência e (b) o movimento do polo geomagnético com a placa como referência, o que é efetivamente utilizado. ............................................................................................... 41 Figura 12 – Caminho aparente do polo paleomagnético (CMAP) da placa sul- americana (cráton da Amazônia) do Carbonífero até o atual (TORSVIK et al., 2012). Cada ponto do CMAP representa 10 Ma. Também representados alguns polos das unidades estratigráficas da Bacia do Paraná (ERNESTO et al., 1999; BRANDT et al., 2009; FRANCO et al., 2012) e Iguatu (SILVA, 2018). It = Grupo Itararé; T = Formação Teresina; SG = Formação Serra Geral; Ig = Grupo Iguatu. ....................................... 44 Figura 13 – Mapa geológico com localização das seções colunares levantadas e foto mosaico do levantamento estratigráfico das colunas NT-I e NT-SL. ......................... 47 Figura 14 – Foto A do contato erosivo (tracejado azul) da Formação Iborepi sobre o embasamento do ponto 6167. Em B contato entre a camada de siltito acima da Formação Iborepi e o Diabásio Lavras da Mangabeira do ponto 6084. .................... 49 Figura 15 – Seção colunar da Formação Iborepi levantada ao sul da Ferrovia Nova Transnordestina no Setor Riacho do Rosário (NT-I). ................................................ 50 Figura 16 – Contato erosivo do topo da Formação Serrote do Limoeiro com arenito conglomerático observado no ponto 6149. ............................................................... 51 Figura 17 – Seção colunar da Formação Serrote do Limoeiro levantada ao norte da Ferrovia Nova Transnordestina no Setor Riacho do Rosário (NT-SL). .................... 53 Figura 18 – Seção colunar da Formação Serrote do Limoeiro levantada no Setor Riacho do Meio (CSL), os arenitos laranjas são interpretados como eólicos. ........... 54 Figura 19 – Fotos mostrando em A veios de quartzo preenchendo fraturas e clivagens (Sn) representados pelo traçado vermelho e o bandamento original(S0) representado pelo traçado verde, no ponto 6187. Em B veios de quartzo estruturados, também no ponto 6187. Em C dobras convolutas presentes num afloramento de 4 m de altura de arenitos St(c), no ponto 6188,. .................................................................................. 56 Figura 20 – Seção colunar da Formação Mescla levantada no Setor Riacho do Meio (CM). ......................................................................................................................... 57 Figura 21 – Mapa geológico da bacia com as estações de medidas de paleocorrentes e seus produtos. ........................................................................................................ 58 Figura 22 – Modelo digital de terreno (Hillshade) sem sobrelevação sobreposto pelo mapa geológico da bacia com 50% de transparência. Os números em vermelho indicam a nomenclatura escolhida para as falhas principais. .................................... 60 Figura 23 – Foto mostrando camadas verticalizadas (traço em vermelho) próximas ao embasamento ao norte do Setor Riacho do Rosário no ponto 6203. ........................ 61 Figura 24 – Foto do ponto 6169 com fraturas de direção entre E-W a NE-SW indicados pelos tracejados. ....................................................................................................... 63 Figura 25 – Fotos dos afloramentos do Diabásio de Lavras da Mangabeira. Em A blocos e matacões de diabásio no ponto 6135. Em B afloramento no corte na estrada de terra onde é possível observar a concordância entre o mergulho da camada de diabásio (acima da linha tracejada) e da Formação Serrote do Limoeiro (abaixo da linha tracejada), no ponto 6110. ................................................................................ 65 Figura 26 – Fotomicrografia da lâmina petrográfica da unidade Diabásio Lavras da Mangabeira do afloramento 6089. Em A têm-se a visão geral da rocha onde os polarizadores estão descruzados, círculos vermelhos indicam as vesículas com celadonita (verde escuro) e zeólitas (incolor de relevo baixo), e em B, com polarizadores cruzados, vê-se os plagioclásios que tem baixa cor de interferência (cinza) e os piroxênios de cor de interferência laranja, azul e verde de primeira a segunda ordem. Ambas fotografadas com lente de aumento 2,5x e zoom da câmera de 4x. Com polarizadores cruzados em C vê-se vesículas preenchidas por calcita (Cal) e celadonita (Cd) e em D preenchidas por zeólita (zeo) e celadonita. Ambas fotografadas com lente de aumento 5x e zoom da câmera de 4x. ............................ 66 Figura 27 – Histogramas das granulações dos piroxênios e plagioclásios das lâminas petrográficas dos afloramentos, com a moda entre 0,4 e 0,6 mm (granulação fina). Em A 6089 e B 6110. ....................................................................................................... 66 Figura 28 – Fotomicrografia da lâmina petrográfica da unidade Diabásio Lavras da Mangabeira do afloramento 6110. Em A com os polarizadores descruzados indica-se o vidro intersticial (vid), além da visualização da textura das vesículas (com releveo baixo) e em B com polarizadores cruzados vê-se, além do vidro, plagioclásios que tem baixa cor de interferência (cinza) e os piroxênios de cor de interferência laranja, azul e verde de primeira a segunda ordem. Ambas fotografadas com lente de aumento 2,5x e zoom da câmera de 4x. .......................................................................................... 67 Figura 29 – Produtos das análises paleomagnéticas no laboratório UNESPMag plotados com correção estrutural no diagrama de Zijderveld (esquerda), estereograma (centro) e momento magnético pelas etapas (direita), produzidos no Paleomac 6,5. Em A amostra 6139A que possui apenas o vetor primário. Em B amostra 6146G e seu vetor secundário das primeiras etapas e vetor primário subsequente, onde no estereograma se pode observar o círculo de remagnetização excluindo a etapa 80 mT. ............................................................................................................................ 69 Figura 30 – Produtos das análises paleomagnéticas no laboratório USPMag plotados com correção estrutural no diagrama de Zijderveld (esquerda), estereograma (centro) e momento magnético pelas etapas (direita). Em A amostra 6111AB que possui apenas o vetor primário. Em B a amostra 6083B e seu vetor secundário das primeiras etapas e vetor primário subsequente. Em C a amostra 6081B semelhante ao B, mas no estereograma se pode observar o círculo de remagnetização excluindo as etapas 675 e 650ºC. ............................................................................................................. 70 Figura 31 – Estereogramas com direções de magnetização e as médias de cada sítio. Em A temos a correção geográfica, em B a correção com o mergulho das camadas. .................................................................................................................................. 71 Figura 32 – Paleopolos magnéticos das unidades da bacia e polos geomagnético virtual (PGV) das amostras 6081 e 6083. O caminho aparente do polo paleomagnético (CMAP) do Cráton Amazônico é dividido de 10 em 10 milhões de anos para cada nó, que possuem idades que remontam de 320 Ma atrás ao recente (escala com os períodos geológicos). Em A sem rotação e em B com 20º de rotação...................... 72 Figura 33 – Evolução da Bacia de Lavras da Mangabeira. ...................................... 75 Figura 34 – Rotação horária da Bacia de Lavras da Mangabeira dentre as zonas de cisalhamento da Província Borborema, com a indicação do esforço de maior intensidade (σ1). ....................................................................................................... 79 Figura 35 – Esquema do padrão escalonado dos blocos em decorrência do movimento das falhas com componente normal de trend NE, formando blocos altos e baixos, basculando e alçando as camadas, o que proporcionou erosão nas porções mais elevadas até o embasamento, separando a bacia em setores. ........................ 83 LISTA DE TABELAS Tabela 1 – Pontos de amostragem paleomagnética resultantes do trabalho de campo. .................................................................................................................................. 34 LISTA DE QUADROS Quadro 1 – Quadro estratigráfico da Bacia de Lavras de Mangabeira. .................... 25 Quadro 2 – Classificação de litofácies de sistemas fluviais. ..................................... 36 Quadro 3 – Quadro estratigráfico da Bacia de Lavras da Mangabeira atualizado e com novas possibilidades, realizado a partir Ponte e Ponte e Filho (1994). A linha tracejada indica a incerteza da idade da porção média da Formação Serrote do Limoeiro. As linhas sinuosas indicam discordâncias. ..................................................................... 74 SUMÁRIO CAPÍTULO I – CONSIDERAÇÕES INICIAIS ........................................................... 17 1.1 Introdução .......................................................................................................... 17 1.2 Objetivos ............................................................................................................ 19 1.3 Justificativa ........................................................................................................ 19 CAPÍTULO II – CONTEXTO GEOLÓGICO .............................................................. 20 2.1 Bacias Interiores do Nordeste .......................................................................... 20 2.2 Geologia da Bacia de Lavras da Mangabeira .................................................. 24 CAPÍTULO III – LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDOS, MATERIAL E MÉTODOS .................................................................................................................................. 30 3.1 Localização da área de estudos ....................................................................... 30 3.2 Material ............................................................................................................... 30 3.3 Métodos .............................................................................................................. 31 3.3.1 Levantamento Bibliográfico .............................................................................. 31 3.3.2 Preparação das bases cartográficas ................................................................ 31 3.3.3 Trabalhos de campo ......................................................................................... 32 3.3.4 Análise estratigráfica ........................................................................................ 35 3.3.4.1 Descrição e associação de fácies sedimentares ........................................... 35 3.3.4.2 Levantamento de seções colunares .............................................................. 37 3.3.4.3 Mensuração da espessura das unidades ...................................................... 37 3.3.4.4 Petrografia magmática .................................................................................. 37 3.3.4.5 Análise de paleocorrentes ............................................................................. 37 3.3.5 Análise paleomagnética ................................................................................... 38 3.3.5.1 Princípios do paleomagnetismo .................................................................... 39 3.3.5.2 Preparação e análise de amostras ................................................................ 42 3.3.5.3 Interpretação e análise dos dados paleomagnéticos .................................... 43 CAPÍTULO IV – ANÁLISE ESTRATIGRÁFICA ....................................................... 45 4.1 Levantamento estratigráfico ............................................................................ 45 4.1.1 Formação Iborepi ............................................................................................. 48 4.1.2 Formação Serrote do Limoeiro ......................................................................... 50 4.1.3 Formação Mescla ............................................................................................. 55 4.2 Paleocorrentes .................................................................................................. 58 4.3 Geologia Estrutural ........................................................................................... 59 4.3.1 Setor Riacho do Rosário .................................................................................. 60 4.3.2 Setor Riacho do Meio ....................................................................................... 62 4.3.3 Setor Iborepi ..................................................................................................... 63 4.3.4 Setor Sítio Palmeira ......................................................................................... 63 4.4 Diabásio Lavras da Mangabeira ....................................................................... 64 4.4.1 Discussão de sua ocorrência ........................................................................... 67 CAPÍTULO V – ANÁLISE PALEOMAGNÉTICA ...................................................... 69 5.1 – Resultados ...................................................................................................... 69 5.2 – Discussão dos dados..................................................................................... 72 CAPÍTULO VI – EVOLUÇÃO TECTONOSSEDIMENTAR DA BACIA .................... 74 6.1 Permiano superior-Triássico ............................................................................ 76 6.2 Jurássico Inferior-médio ................................................................................... 77 6.3 Jurássico Superior-Cretáceo ........................................................................... 79 CAPÍTULO VII – CONCLUSÕES ............................................................................. 84 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ......................................................................... 88 ANEXO I ....................................................................................................................95 ANEXO II ...................................................................................................................97 17 CAPÍTULO I – CONSIDERAÇÕES INICIAIS 1.1 Introdução O Mesozoico Brasileiro é caracterizado por possuir várias bacias no Nordeste, como as bacias de Araripe, Recôncavo/Tucano, Iguatu e Lavras de Mangabeira dentre outros. Esse conjunto de bacias é denominado como Bacias Interiores do Nordeste Brasileiro e sua evolução está tradicionalmente associada aos eventos tectônicos eocretássicos do rompimento do Gondwana. A Bacia de Lavras da Mangabeira é um conjunto de sub-bacias separadas pelo embasamento neoproterozóico da Província Borborema, no sudoeste do Estado do Ceará (Figura 1). A unidade sedimentar basal é a Formação Iborepí, de caráter arenoconglomerático, e a superior a Formação Serrote do Limoeiro, constituído majoritariamente por sedimentos finos intercalados por arenitos. Esses dois pacotes sedimentares são separados por uma camada de basalto. Figura 1 – Localização da Bacia de Lavras de Mangabeira. O corpo de rocha básica entre as duas formações terrígenas faz da bacia um destaque entre as Bacias Interiores do Nordeste Brasileiro, pois as datações pelos métodos K/Ar (PRIEM et al., 1978; MIZUSAKI et al., 2002) e 40Ar/39Ar (MARZOLI et al., 1999) do basalto apresentam idades que estão perto do limite Triássico–Jurássico, precedendo assim a separação entre a América do Sul e a África associada às bacias nordestinas. 18 Somado a isso, unidades das Bacias Interiores do Nordeste pertencentes ao Andar Dom João, que representa o começo de uma nova fase de sedimentação no Neojurássico por efeito da ruptura do Gondwana (VIANA et al., 1971), obtiveram datações pelo método Rb/Sr em argilitos, siltitos e folhelhos indicaram idades do Triássico superior (SILVA et al., 2006; SILVA et al., 2012), revelando processos tectônico-sedimentares atuantes no Nordeste nesse período. As idades triássicas das datações geram novas possibilidades da evolução tectônica regional para as bacias nordestinas, e, mais especificamente, para a Bacia Lavras da Mangabeira, que, além do mais, apresenta unidades cronologicamente precedentes e posteriores ao basalto Triássico-Jurássico, mas que não são posicionadas cronoestratigraficamente de modo claro. Apesar desses dados intrigantes, não há muitos estudos detalhados de relevância científica para a bacia, se resumindo a relatórios internos da Petrobrás (MISUZAKI, 1987; PONTE et al., 1990), alguns estudos geológicos regionais (PONTE e APPI, 1990; MARZOLI et al., 1999; MISUZAKI et al., 2002; ERNESTO et al., 2003; BATISTA, 2015) e poucos trabalhos focados na bacia (PRIEM et al., 1978; VERÍSSIMO e AGUIAR, 2005; BRANCO et al., 2006; CASTRO et al., 2006; GRANJEIRO et al., 2007). Isso resulta numa baixa densidade de informações da descrição, estratigrafia, evolução e idades de suas unidades. Essa escassa bibliografia caracteriza a unidade magmática como um basalto sem levar em consideração a sua ocorrência entre os pacotes sedimentares, o que esse trabalho contempla e consequentemente a qualifica como uma intrusão de diabásio. O presente trabalho visa preencher essa lacuna de conhecimentos estratigráficos e da evolução das unidades sedimentares da Bacia de Lavras da Mangabeira, através do mapeamento, descrição de fácies, levantamento de seções colunares, petrografia e medição de paleocorrentes. Também foi utilizado o método de paleomagnetismo para a datação das formações e da camada de rocha básica, com o intuito de correlacionar os processos tectônicos regionais e os processos sedimentares, magmáticos e estruturais que moldaram a bacia. 19 1.2 Objetivos O objetivo principal desse trabalho de conclusão de curso é realizar a análise estratigráfica das formações e do diabásio pertencentes à Bacia de Lavras da Mangabeira para o aprimoramento do entendimento dos processos geradores e revisar suas descrições. Além disso, através da aplicação do paleomagnetismo a pesquisa tem como finalidade aprimorar o posicionamento cronoestratigráfico das unidades e propor a evolução da bacia, levando em conta processos tectônicos regionais e locais. 1.3 Justificativa O conhecimento de bacias sedimentares tem uma grande relevância tanto econômica quanto científica. Através de um melhor entendimento da tectônica e ambiente, responsáveis pelo desenvolvimento de suas unidades litoestratigráficas, é possível definir áreas com os processos formadores depósitos de hidrocarboneto, água, placers, caulim, areia e tantos outros. Ademais, as bacias, pequenas e grandes, contribuem com o esclarecimento da evolução geológica de todo um contexto regional. A Bacia de Lavras da Mangabeira está inserida entre as Bacias Sedimentares do Interior Nordestino e possui poucos trabalhos focados em sua evolução e descrição, mesmo dispondo de uma camada de diabásio entre seus pacotes sedimentares com idades próximas ao limite Triássico-Jurássico. Essa rocha básica é um registro importante de atividades tectônico-sedimentar no interior nordestino, além de indicar que as formações acima e abaixo do magmatismo tem informações valiosas sobre a evolução mesozoica da região. Para melhor entender o desenvolvimento da Bacia de Lavras de Mangabeira e sua correlação com os processos evolutivos do Gondwana no interior nordestino, propõe-se uma revisão estratigráfica das unidades pertencentes à bacia e a aplicação da datação paleomagnética. 20 CAPÍTULO II – CONTEXTO GEOLÓGICO 2.1 Bacias Interiores do Nordeste As bacias interiores do Nordeste são áreas sedimentares formadas a partir da tectônica eocretácica responsável pela quebra do Supercontinente Gondwana e abertura do Oceano Atlântico (MATOS, 1992). Esse conjunto de bacias é localizado entre as bacias Potiguar, do Parnaíba e do Tucano-Jatobá (Figura 2), do qual fazem parte as bacias de Cedro, Araripe, São José do Belmonte, Bom Nome, Mirandiba, Betânia, Pageú, Afogados da Ingazeira, Barro, Socorro/Santo Ignácio, Padre Marcos, Lavras da Mangabeira, Rio do Peixe (sub-bacias de Triunfo e Souza), Pombal, Rio Nazaré, Bastiões, Iguatu, Malhada Vermelha, Lima Campos e Icó. Figura 2 – Bacias Fanerozoicas e do interior do Nordeste brasileiro. A: Araripe; PA: Parnaíba; I: Iguatu; RP: Rio do Peixe; LM: Lavras da Mangabeira (indicado pela seta); C: Cedro; SJB: São José do Belmonte; B: Betânia; AI: Afogados da Ingazeira ou Fátima; J: Jatobá́; T: Tucano; P: Potiguar; PB: Paraíba; PE: Pernambuco; AL: Alagoas; SE: Sergipe. Fonte: Extraído de Fambrini et al. (2013). 21 Essas bacias possuem um forte controle das estruturas do embasamento précambriano da Província Borborema, as quais foram reativadas ao longo do Fanerozóico, principalmente durante os eventos de rifteamento do Eocretáceo relacionados à separação dos continentes Africano e Americano (CARDOSO, 2010). Consequentemente, as unidades que compõem as bacias são, por vezes, correlacionadas entre si por sua história de preenchimento sedimentar e semelhanças litológicas. A atribuição cronológica do preenchimento sedimentar das Bacias Interiores do Nordeste foi primariamente feita pela bioestratigrafia de ostracode (SCHALLER, 1969; VIANA et al., 1971), porém devido ao caráter endêmico desses fosseis foi necessário estabelecer uma cronoestratigrafia local (andares Dom João, Rio da Serra, Aratu, Buracica, Jiquiá e Alagoas, do mais antigo ao mais recente) e através da palinologia correlacioná-los aos andares internacionais padrão (ARAI et al., 1989; REGALI e VIANA, 1989; ARAI, 2006). As fases tectônicas da abertura do Atlântico do Sul são cronologicamente ligadas a esses andares locais e, nesse contexto, o Andar Dom João (VIANA et al., 1971) representa o começo de uma nova fase de sedimentação no Jurássico Superior por efeito da ruptura do Gondwana. Trabalhos recentes em formações pertencentes ao Andar Dom João obtiveram, através da aplicação do método Rb/Sr, idades de 227,1 ± 2,2 Ma na Formação Bananeiras da Bacia de Sergipe-Alagoas (ARAI, 2007) e 224 ± 32 Ma 226 ± 6 Ma na Bacia do Recôncavo (SILVA et al., 2012), sendo suficientes para levantar dúvidas quanto à idade jurássica do andar e indicar uma neotriássica. De acordo com Antunes et al. (2018) essa hipótese indica a possibilidade de uma fase de sedimentação triássica para as bacias interiores, além da existência de discordância erosiva no Jurássico, devido a idade cretácea dos demais andares. Registros paleozoicos ocorrem nas bacias interiores, sendo os mais notáveis na Bacia do Araripe, que ocorrem em um estágio denominado de Sequência Beta (PONTE e APPI, 1990; PONTE e PONTE FILHO, 1996; ASSINE, 2007). Esse estágio é correspondente a uma fase de sinéclise em condições de estabilidade tectônica do Gondwana, responsável por formar suaves depressões, proporcionando sedimentações continentais da Formação Cariri, no Siluriano e Ordoviciano. Da mesma forma, a Bacia do Parnaíba tem uma história tectônica relacionada a uma sinéclise paleozoica no Gondwana, marcada por tectônica extensional no Ordoviciano (COSTA et al., 1991). A sedimentação correspondente a essa fase é 22 corresponde aos depósitos terrígenos do Grupo Serra Grande, no Neo-Ordoviciano e o Eo-Siluriano (PONTE e PONTE FILHO, 1996). Araújo (2001) também associa a esse evento a reativação de zonas de fraqueza do embasamento, o que proporciou a formação de grabens e horsts, com a deposição de sedimentos até o Triássico. A clássica evolução tectonossedimentar das Bacias de Interior do Nordeste é dividida em etapas relacionadas ao desenvolvimento do rifte do Gondwana (CHANG, et al., 1988; MATOS, 1992, 1999; ASSINE, 2007) sendo elas estágios Sin-Rifte I, II e III (Figura 3): • O estágio Pré-Rifte é caracterizado pelo início do estiramento crustal anterior ao rompimento, com subsidência regional que favoreceu a acumulação de sedimentos de leques aluviais, fluviais e lacustres, além da presença de depósitos eólicos e evaporitos. As bacias que possuem tais pacotes sedimentares são Recôncavo, Tucano, Jatobá, Sergipe, Alagoas e do Araripe. Esse estágio é considerado do Jurássico Superior. • No estágio Sin-Rifte houve a geração e reativação das estruturas tectônicas da Província Borborema, com aberturas de riftes em três direções a Recôncavo- Tucano-Jatobá, Gabão-Sergipe-Alagoas e Cariri-Potiguar, que são bacias tipo rifte associadas a falhas normais de alto ângulo NE-SW. A intensa deformação nesse estágio também foi responsável pela origem dos semigrabens nordestinos, como das bacias de Iguatu, Rio do Peixe, Rio Bastiões, Lavras da Mangabeira e muitos mais. • O estágio Pós-Rifte é a fase de maior deposição no eixo Sergipe-Alagoas, com a presença de sedimentação continental e marinha. Além disso, é relacionado à instauração da tectônica que basculou as unidades das bacias. 23 Figura 3 – História da tectônica do Nordeste do Brasil e Oeste da África. A) Sin-Rifte I – desenvolvimento da Depressão Afro-Brasileira; B) Sin-Rifte IIa – faturamento dos trends Recôncavo, Tucano e Jatobá e Gabão-Sergipe-Alagoas; C) Sin-Rifte IIb – desenvolvimento do trend Cariri- Potiguar; e D) Sin-Rifte III – deformação na Província Borborema e na Plataforma da Nigéria (África), com maior taxa de subsidência no eixo Sergipe e Alagoas. Fonte: Modificado de Oliveira (2008). 24 2.2 Geologia da Bacia de Lavras da Mangabeira Muitos trabalhos foram realizados desde o começo do século passado sobre o mapeamento e descrição das Bacias Interiores do Nordeste, mas de acordo com Veríssimo e Aguiar (2005) poucos, até agora, focam no detalhamento da Bacia Lavras da Mangabeira, no interior cearense. De acordo com os autores sua descrição e evolução foram primeiramente correlacionadas como pertencentes às estratigrafias das bacias vizinhas, como por exemplo a Formação Cariri da Bacia Araripe, as formações da Bacia do Rio do Peixe e formações da Bacia do Iguatu. Essas afirmações se baseavam numa proposta de amplas bacias pretérita no Nordeste (BEURLEN, 1971; CORDANI et al. 1984; CREPANI, 1987), porém atualmente as bacias nordestinas são consideradas um conjunto de remanescentes sedimentares que tiveram origem a partir de depressões na separação dos continentes Africano e Sul-americano (PONTE et al., 1991). Trabalhos mais recentes na Bacia Lavras da Mangabeira a caracterizam como uma pequena bacia sedimentar que se encontra na porção setentrional da Zona de Cisalhamento Patos, na Província da Borborema, composta de 3 sub-bacias (Figura 4), a Bacia do Riacho do Rosário, Riacho do Meio, e do Iborepi, que somadas possuem uma área de aproximadamente 60 km² (BATISTA, 2015). De acordo com Ponte e Ponte Filho (1996) o conjunto de unidades litoestratigráficas dessa bacia é denominado como Grupo Lavras da Mangabeiras, no qual a formação basal é a Formação Iborepi, composta de arenitos brancos e conglomerados, e a superior é a Formação Serrote do Limoeiro, composta por arenitos avermelhados intercalados com sedimentos finos. Essas formações são separadas por um derrame de basalto (VERÍSSIMO e AGUIAR, 2005), classificado como toleítico (MARZOLI et al., 1999). A descrição mais aprofundada sobre a litologias e interpretações das formações é apresentada no Quadro 1. 25 Figura 4 – Figura esquemática da Bacia de Lavras de Mangabeira e suas formações. Fonte: Modificado de Granjeiro et al. (2007). Quadro 1 – Quadro estratigráfico da Bacia de Lavras de Mangabeira. Fonte: Modificado de Ponte e Ponte Filho (1996). 26 As sub-bacias são interpretadas como semigrabens, em que as camadas possuem mergulho para NW, com a sedimentação das formações em discordância litológica sobre o embasamento pré-cambriano, mais especificamente nas rochas metavulcanossedimentares do Terreno Rio Piranhas (Domínio Rio Grande do Norte), o qual também possui contato tectônico com as camadas sedimentares das sub- bacias, devido falhas normais de alto ângulo E-W e NE (BATISTA, 2015). A Bacia está inserida num contexto de inflexão estrutural, na qual estruturas da Província Borborema de direção E-W, tendem para NE a oeste do meridiano de 39° (VERÍSSIMO e AGUIAR, 2005). De acordo com Carvalho e Fernandes (1993), os lineamentos NE da bacia indicam que seu desenvolvimento está associado ao Alinhamento Portalegre (paralelo ao Lineamento Paraíba), desenvolvido por uma zona de cisalhamento NNE no Ciclo Brasiliano, sendo reativado na tectônica rúptil do Mesozoico/Cenozoico (NÓBREGA, 2004). A espessura da bacia foi estudada pelo Serviço Geológico do Brasil (CPRM) aplicando os métodos de resistividade (BRANCO et al., 2006) e gravimetria (CASTRO et al., 2006). Utilizando uma abertura máxima de 2.000 metros entre os eletrodos de corrente AB, a sondagem elétrica vertical (SEV) realizada no centro das sub-bacias Riacho do Meio e Riacho do Rosário apontou respectivamente 250 m e 240 m de profundidade dos estratos sedimentares, identificando o embasamento ao apresentar resistência maior que 500,0 Ohm.m (Figura 5.A e 5.B). A partir de 74 estações gravimétricas, foi identificado nas sub-bacias Riacho do Meio e Riacho do Rosário 700 m e 340 m de espessura máximas, balizando-se pelos dados obtidos pelas SEV’s, resultando no contraste de densidade da bacia com o embasamento de -0,27 g/cm3 (Figura 5.C). 27 Figura 5 – Resultados geofísicos dos estudos da CPRM na Bacia de Lavras da Mangabeira. Em A e B os resultados de sondagem elétrica vertical nas sub-bacias Riacho do Meio (SEV 01) e Riacho do Rosário (SEV 02). Em C a localização das SEV’s 01 e 02 e o resultado da gravimetria. Fonte: A e B extraído de Branco et al. (2006) e C modificado de Castro et al. (2006). 28 A Formação Iborepi faz parte de um estágio pré-rifte, onde uma subsidência mecânica regional causada pelo estiramento do Gondwana, formou falhas normais possibilitando a formação de bacias (PONTE e APPI, 1990). O Basalto Lavras da Mangabeirra é comumente associado a outros magmatismos toleíticos mesozoicos, disseminados em grande parte do Nordeste, como as formações Sardinha, Mosquito e a Província Magmática Rio Ceará Mirim. A Formação Mosquito e Formação Sardinha pertencem à Bacia do Parnaíba, possuem datação 40Ar/39Ar de 190-200 Ma e124-129 Ma respectivamente (BAKSI e ARCHIBALD, 1997) e estão localizados entre os estados do Maranhão, Piauí e Ceará. Já a Província Magmática Rio Ceará Mirim é um conjunto de diques entre os estados do Rio Grande do Norte e Ceará, com datação 40Ar/39Ar de 127 Ma (NGONGE et al., 2016). A datação do Basalto Lavras da Mangabeira pelos métodos K/Ar, resultou em 175 ± 4 Ma (Jurássico inferior; PRIEM et al., 1978) e 211 ± 0,9 Ma (Triássico superior; MIZUSAKI et al., 2002). A aplicação do método 40Ar/39Ar deu uma idade de 198,4 ± 1,4 Ma (MARZOLI et al., 1999), bem perto do limite Triássico–Jurássico. De Almeida et al. (2007) classifica o derrame basáltico da Bacia Lavras da Mangabeira como pertencente ao Magmatismo Rio Ceará-Mirim (160-180 Ma), que ocorreu na fase de maior intensidade do tectonismo de falhas sin-rifte no continente, pela reativação de falhas e zonas de cisalhamento do Lineamento de Patos do embasamento. Já Veríssimo e Aguiar (2005) propõem ao magmatismo na Bacia de Lavras a mesma fase do derrame toleítico na Bacia do Parnaíba, denominada Formação Mosquito (Neo-Triássica a Meso-Jurássica), resultante do rifteamento do Atlântico Central. Além disso, os autores deixam claro a falta de informações do possível contato concordante da Formação Iborepi e Serrote do Limoeiro, assim como a incerteza do contexto estrutural dessa última. Ernesto et al. (2003) analisou as similaridades geoquímicas e paleomagnéticas das formações Sardinha, Mosquito, do Basalto Lavras da Mangabeira e da Província Magmática Rio Ceará Mirim (Figura 6). Em suma, os autores observaram que as rochas básicas com baixos valores de titânio (Formação Mosquito e Basalto Lavras da Mangabeira) possuem características paleomagnéticas que apontam idade neojurássica, enquanto as com altos valores de titânio (Formação Sardinha e Subswarms I e III Província Magmática Rio Ceará Mirim) possuem através do mesmo método idade neocretácica. 29 Figura 6 – Localização das formações Mosquito, Sardinha, Bacia Lavras da Mangabeira e da Província Magmática Rio Ceará-Mirim. Fonte: Modificado de Ernesto et al. (2003). A idade das formações terrígenas da Bacia de Lavras da Mangabeira é muito pouco discutida, já que há a falta de mais estudos estratigráficos e paleontológicos na bacia (BATISTA, 2015). As datações no limite Triássico-Jurássico para o Basalto Lavras da Mangabeira implicam numa idade mais antiga que jurássica para a formação abaixo do derrame basáltico (Formação Iborepi) e mais nova (Jurássica ou Cretácea) para a formação acima (Formação Serrote do Limoeiro). Priem et al. (1978) classificaram o Basalto Lavras da Mangabeira como um derrame pela presença de vesículas e textura subofítica, entretanto Mizusaki (1987) o classifica como uma intrusão de “rocha de textura diabásica” pelo tamanho dos grãos (0,2-0,7 mm) e posição estratigráfica. O trabalho presente decidiu adotar a classificação de diabásio para a unidade, renomeando-a de Diabásio Lavras da Mangabeira, com o detalhamento no Tópico 4.4.1. Ademais, pela afirmação dos autores de as sub-bacias possuírem a mesma correlação das unidades e gênese (PONTE et al., 1990; PONTE e PONTE E FILHO, 1996; BATISTA, 2015) decidiu-se renomeá-las de setores Iborepi, Riacho do Meio, Riacho do Rosário e Sítio Palmeira, o que será abordado no Tópico 4.1. 30 CAPÍTULO III – LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDOS, MATERIAL E MÉTODOS 3.1 Localização da área de estudos A Bacia de Lavras da Mangabeira se encontra no sudeste do Estado do Ceará, na porção central do município homônimo, entre as coordenadas geográficas 6°46’ e 6°52’ de latitude sul, e 38°56’ e 39º09’ de longitude oeste. De Fortaleza para o município Lavras da Mangabeira utiliza-se a rodovia BR-116 até a BR-138 em Morada Nova, depois seguir para a CE-371, em Jaguaripe seguir para a BR-116, após isso segue-se para a Rod. Padre Cícero, chegando ao destino com um total de 418 km percorridos. De Juazeiro do Norte para Lavras da Mangabeira utiliza-se a Rodovia Padre Cícero para a BR-230, chegando ao destino com um total de 90 km percorridos. 3.2 Material Para desenvolvimento do estudo foram utilizados os seguintes materiais e equipamentos: cartas topográficas e mapa geológico de Lavras de Mangabeira, para o auxílio na confecção dos mapas temáticos; GPS Garmin E-Trex H para a marcação de amostras que foram coletados em campo, localização dos afloramentos e deslocamento em campo; utilização de programas computacionais (ArcGis 10.6) para a confecção de mapas temáticos; martelo e sacolas para a amostragem feita em campo; furadeira elétrica portátil Makita (18V-5Ah) e uma bússola Brunton, apropriadamente corrigida pela declinação magnética – Disponível na Unesp-Rio Claro; bússola Clar, também corrigida, para medição de estruturas, acamamentos e paleocorrentes; serra em material diamagnético da ASC Scientific para preparação das amostras; magnetômetro spinner (sensitividade máxima de 10-4 A/m) e desmagnetizador por campo alternado (campo máximo de 120 mT), ambos da Mag- Instruments UG para amostras com (titano) magnetita ou sulfetos de ferro – Disponível na Unesp-Rio Claro no laboratório UNESPMag do Departamento de Geologia; magnetômetro criogênico 2G-Enterprises, disponível no laboratório USPMag do Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas (IAG) da Universidade de São Paulo (USP) para amostras com ocorrência de hematita; e forno magneticamente blindado TD48 da ASC Scientific para desmagnetização térmica também disponível no IAG-USP. 31 3.3 Métodos 3.3.1 Levantamento Bibliográfico O levantamento bibliográfico incluiu a pesquisa de literaturas sobre os temas de interesse, a avaliação crítica do material encontrado e o treinamento necessário para a execução da análise estratigráfica e paleomagnética. Essa pesquisa proveu materiais de apoio para uma melhor análise da região e bacia estudada, coletando informações a partir de publicações encontradas no banco de dados bibliográficos ATHENA (UNESP), no banco de dados disponíveis na internet e indicações do orientador. A pesquisa por bibliografias foi realizada a partir de palavras-chave Bacia de Lavras da Mangabeira, paleomagnetismo a estratigrafia. O material encontrado sobre a bacia foi essencial para observar a escassez de artigos de relevância sobre ela, carecendo de descrições detalhadas das unidades que a compõem e sua evolução tectonossedimentar. Consequentemente, dirigiu-se atenção para a literatura referente a análises de fácies sedimentares, petrologia magmática e análise de paleocorrentes. 3.3.2 Preparação das bases cartográficas Foram analisados mapas geológicos, topográficos e imagens de satélite existentes da área de estudo, com a finalidade de preparar mapas temáticos para o auxílio do estudo. Foi preparada uma base cartográfica topográfica na escala 1:25.000, que serviu de apoio para plotagem dos dados e informações coletadas durante o desenvolvimento do estudo. Tanto a base cartográfica quanto os mapas desenvolvidos pelos resultados dos estudos foram confeccionados no ambiente ArcGis 10.6. A base cartográfica foi utilizada para o entendimento das condições do meio físico, do uso e ocupação do solo na área de estudo, da distribuição das formações da Bacia de Lavras da Mangabeira de acordo com a literatura, possíveis pontos de estudo e amostragem para a petrografia e paleomagnetismo. Os paleomeandros foram observados pelas imagens de satélite, como texturas lineares curvas e de cor escura, próximas aos rios e riachos da área de estudo. Seu 32 discernimento teve como objetivo a definição da distribuição espacial dos depósitos aluvionares quaternários que recobrem a bacia. Para melhor compreensão da geologia estrutural, foi utilizado o banco de dados da USGS, no qual obteve-se elevação da área (SRTM 1 Arc second global), possibilitando criar no software ArcGIS 10.6 modelos digitais de terreno com sobrelevações de 1, 3 e 10 vezes, pelo comando Hillshade. Desse modo, proporcionou-se a visualização de lineamentos tectônicos, macroestruturas, individualização de blocos da bacia, movimentação horizontal dos blocos e a expressão de acamamentos na superfície. No final do trabalho os dados geológicos, estruturais, topográficos e geomorfológicos obtidos durante todo estudo foram compilados em um mapa geológico na escala de 1:25.000 (Anexo I). 3.3.3 Trabalhos de campo Foram realizadas duas fases de trabalho de campo, a primeira ocorreu de 13 a 23 de novembro de 2019. Nesses dias foram realizadas as coletas de amostras da Bacia de Lavras da Mangabeira para a análise paleomagnética e confecção de lâminas polidas das rochas básicas, fora os estudos estruturais, estratigráficos e geológicos da bacia. Já a segunda, de 10 a 24 de junho de 2020, incluiu um trabalho mais concentrado de mapeamento, estratigrafia e de geologia estrutural da bacia, com a coleta de algumas amostras para o paleomagnetismo. No total o mapeamento deu- se em cerca de 350 afloramentos estudados (Anexo II). Para a descrição das unidades da bacia procurou-se por blocos de rocha, afloramentos e cortes de estradas. Isso ocorreu em grande parte nas rodovias Padre Cícero e Transamazônica, na Rua José Aleixo de Aquino, nas estradas para a instalação da Ferrovia Nova Transnordestina, em estreitas estradas de terra que permeiam todo o município e em propriedades privadas distante dos centros urbanos (Figura 7). A geologia estrutural dos afloramentos estudados foi realizada pela medição da atitude das camadas com a bússola Clar, descrição das estruturas tectônicas, como dobras e falhas, e delimitação dos contatos tectônicos entre as unidades da bacia e delas com o embasamento. 33 Figura 7 – Localização dos afloramentos estudados. Imagem de satélite do Google Earth Pro 7.3. Os locais de levantamento seções colunares e para coletas de amostras propícias para a análise paleomagnética foram escolhidos junto ao orientador, se aproveitando de seções chaves das formações de interesse expostas através da Nova Ferrovia Transnordestina na Bacia de Lavras da Mangabeira (Figura 8), no município do homônimo da bacia e arredores do Estado do Ceará. Figura 8 – Cortes da Nova Ferrovia Transnordestina na bacia de Lavras da Mangabeira. A amostragem para paleomagnetismo foi realizada nos setores Riacho do Rosário e Riacho do Meio, já que os setores Iborepi e Sítio Palmeira se mostraram muito arenosos ou intemperizados para a aplicação do método. No total foram escolhidos 16 sítios de amostragem (Tabela 1), focando principalmente em litologias 34 com fácies pelíticas e no diabásio. De acordo com Butler (1992), essas rochas preservam melhor a magnetização natural remanescente (MRN). Cada afloramento onde amostras foram coletadas foi nomeado de sítio, possuindo de uma a quatro amostras que ao serem tratadas resultavam em um ou dois espécimes. A coleta precisou ser feita em vários níveis dos afloramentos, com um total de 12 amostras de mão na Formação Iborepi, 44 testemunhos do Basalto Lavras da Mangabeira, 15 amostras de mão e 14 testemunhos da Formação Serrote do Limoeiro e 4 amostras de mão da Formação Mescla, a ser descrita mais adiante, com um total de 86 amostras, coletadas através da furadeira elétrica portátil e orientadas no campo com uma bússola Brunton. Tabela 1 – Pontos de amostragem paleomagnética resultantes do trabalho de campo. Sitio Unidade geológica Tipo Quantidade Longitude Latitude 6081 Formação Mescla Amostra de mão 4 -39.095855° -6.788581° 6083 Formação Serrote do Limoeiro Testemunho 6 -39.087493° -6.796574° 6084 Diabásio Lavras da Mangabeira Testemunho 5 -38.977867° -6.801012° 6110 Diabásio Lavras da Mangabeira Testemunho 6 -38.993028° -6.804204° 6111 Formação Iborepi Amostra de mão 3 -38.992768° -6.809172° 6139 Diabásio Lavras da Mangabeira Testemunho 6 -39.085105° -6.818820° 6140 Diabásio Lavras da Mangabeira Testemunho 4 -39.085359° -6.818223° 6141 Diabásio Lavras da Mangabeira Testemunho 4 -39.085148° -6.818025° 6142 Formação Serrote do Limoeiro Ambos 6 -38.993566° -6.776365° 6143 Formação Serrote do Limoeiro Amostra de mão 3 -38.993587° -6.776756° 6145 Diabásio Lavras da Mangabeira Testemunho 4 -38.965000° -6.795846° 6146 Diabásio Lavras da Mangabeira Testemunho 7 -39.016455° -6.798807° 6149 Formação Serrote do Limoeiro Amostra de mão 8 -39.102177° -6.800684° 6153 Diabásio Lavras da Mangabeira Testemunho 8 -38.953073° -6.781300° 6163 Formação Iborepi Amostra de mão 9 -39.035334° -6.816591° 6201 Formação Serrote do Limoeiro Amostra de mão 3 -38.953142° -6.781442° 35 3.3.4 Análise estratigráfica A análise estratigráfica foi realizada pela execução e correlação de um conjunto de métodos que individualizaram as unidades, seus processos genéticos e ambientes deposicionais. Esses métodos envolvem a descrição e associação de fácies sedimentares, levantamento de seções colunares, mensuração da espessura das unidades, petrologia magmática e análise de paleocorrentes. Além disso, serão consideradas alguns dados da geologia estrutural, obtidos no geoprocessamento e trabalho de campo, para sugerir estruturas deformacionais atuantes na bacia que levaram à criação dos setores. 3.3.4.1 Descrição e associação de fácies sedimentares As fácies sedimentares são definidas pelos aspectos, aparências e características de uma unidade rochosa, refletindo as condições de sua origem, distintos de unidades adjacentes (BATES e JACKSON, 1987). Walker (1992) acrescenta que fácies são a combinação particular de litotipos, estruturas e texturas que diferem os corpos rochosos, controladas pelos processos sedimentares que operam numa morfologia específica de um sistema deposicional, auxiliando na interpretação das propriedades sin-deposicionais. Um grupo de fácies geneticamente relacionadas e que possuem significados ambientais são classificados como associação de fácies. Seu entendimento é um elemento crucial para a definição de ambientes deposicionais atuais e do passado (COLLINSON, 1969). Assim, através dessas associações, pode-se entender a morfologia de corpos fluviais, variação climática, evolução geomorfológica e tectônica atuantes para a formação de um pacote sedimentar. Isso somente foi possível, pois, trabalhos estratigráficos da literatura realizaram a comparação das associações faciológicas dos depósitos sedimentares modernos e pretéritos, resultando na definição de diversos sistemas deposicionais (WALKER, 1992; READING, 1986). A determinação das fácies das rochas sedimentares da Bacia de Lavras da Mangabeira foi realizada para o entendimento dos processos físicos atuantes na geração de seus estratos. Para isso, foi utilizado as nomenclaturas de fácies de Miall (2006) na descrição e caracterização dos corpos rochosos (Quadro 2). 36 A individualização das formações foi realizada a partir da interpretação dos diferentes sistemas deposicionais, ao comparar as associações de fácies encontradas na bacia com literaturas disponíveis. Discordâncias erosivas presentes de modo contínuo entre os pacotes sedimentares também auxiliaram na distinção das unidades. Quadro 2 – Classificação de litofácies de sistemas fluviais. Código Fácies Estruturas Interpretação Gmm Conglomerado maciço, matriz- suportado Gradação incipiente Fluxo de detritos plástico (alta resistência, viscoso) Gcm Conglomerado maciço clasto- suportado - Fluxo de detritos pseudoplástico (carga de leito inercial, fluxo turbulento) Gt Conglomerado, estratificado Estratificação cruzada acanalada Preenchimento de pequenos canais Gp Conglomerado, estratificado Estratificação cruzada planar Formas de leito transversais, crescimento deltaico a partir de barras remanescentes St(c) Areia conglomerática Estratificação cruzada acanalada Preenchimento de pequenos canais St Areia fina a muito grossa, podendo ser cascalhosa Estratificação cruzada acanalada solitária ou agrupada Dunas 3D, cristas sinuosas ou linguoides Sp Areia fina a muito grossa, podendo ser cascalhosa Estratificação cruzada planar solitária ou agrupada Dunas transversais 2D Sr Areia muito fina a grossa Laminações cruzadas de marcas onduladas Marcas onduladas (regime de fluxo inferior) Sh Areia fina a muito grossa, podendo ser cascalhosa Laminação horizontal. Lineação de partição Formas de leito plano (fluxo crítico) Sl Areia fina a muito grossa, podendo ser cascalhosa Estratificações cruzadas de baixo ângulo (<15º) Preenchimento de depressões suaves, dunas atenuadas, antidunas Sm Areia, fina a grossa Maciça ou laminação indistinta Depósito de fluxo de sedimento-gravidade Fl Areia, silte, pelito Laminações finas, marcas onduladas de muito pequeno porte Depósitos externos ao canal, canais abandonados ou depósitos de inundação Fsm Silte, pelito Maciço Depósitos externos ao canal ou canais abandonados Fm Pelito, silte Maciço, gretas de contração Depósitos externos ao canal ou canais abandonados Fr Pelito, silte Maciço Solo incipiente P Paleossolo carbonático (calcita, siderita) Feições pedogênicas, nódulos, filamentos Solo com precipitação química Fonte: Modificado de Miall (2006). 37 3.3.4.2 Levantamento de seções colunares As seções colunares foram realizadas para representar o arranjo vertical das fácies das formações, identificar as descontinuidades e caracterizar o contato entre as unidades da bacia. Foi utilizada de uma trena de 50 m para o levantamento, descrevendo a mudança das fácies e paleocorrentes, medindo a atitude de acamamento para a correção da espessura das seções. 3.3.4.3 Mensuração da espessura das unidades A mensuração das espessuras médias de cada unidade foi realizada no Setor Riacho do Meio, pois é o mais completo estratigraficamente e mais espesso. Obtêm- se a medida da espessura através da trigonometria básica, ao multiplicar o comprimento das camadas em superfície, paralelamente à direção do mergulho, com o seno da inclinação das camadas. 3.3.4.4 Petrografia magmática Para melhor descrição e caracterização do Diabásio Lavras da Mangabeira foram coletadas duas amostras para as análises petrográficas no microscópio zeiss, a 6809 e 6110 (Anexo I), no Setor Riacho do Rosário e Setor Sítio Palmeira, respectivamente. As lâminas delgadas foram analisadas através de microscopia óptica de luz transmitida, com o objetivo de identificar, quantificar e avaliar as feições, texturas e composição dos minerais. A classificação de granulação dos minerais foi realizada de acordo com Le Maitre (2002) em que grãos finos são menores de 1 mm, grossos maiores de 3 mm e médios entre os dois. Através dessas descrições deseja-se também esclarecer o caráter intrusivo da unidade. 3.3.4.5 Análise de paleocorrentes Em toda a bacia foram instituídas estações de medição de paleocorrentes, com o intuito de interpretar paleofluxo e o transporte dos sedimentos que geraram os pacotes sedimentares (MIALL 1974). A definição de um vetor médio e o padrão de 38 distribuição de paleocorrentes são essenciais para caracterizar as associações de fácies, definindo processos deposicionais distintos. As medidas foram realizadas através da bússola Clar, sendo corrigidas pelos dados estruturais de inclinação das camadas e rotações tectônicas. A plotagem e o tratamento dos dados das estações foram realizados no programa Stereonet 11.3.0 em diagramas de rosetas. Foram estabelecidas 31 estações de paleocorrentes (Figura 9), com 10 ou mais medidas de paleocorrentes a fim de definir o padrão das paleocorrentes das unidades sedimentares da Bacia Lavras da Mangabeira, o que proporcionou a definição de áreas fontes dos sedimentos, fluxo do transporte e auxiliou na interpretação dos sistemas deposicionais. Figura 9 – Localização das estações de paleocorrentes. Imagem de satélite do Google Earth Pro 7.3. 3.3.5 Análise paleomagnética Os dados obtidos pela análise paleomagnética, por sua vez, tiveram o objetivo de datar e interpretar a evolução tectonossedimentares da Bacia de Lavras da Mangabeira, podendo assim correlacionar com os eventos regionais. 39 3.3.5.1 Princípios do paleomagnetismo O planeta Terra possui um núcleo externo líquido, os movimentos convectivos do qual são responsáveis de gerar o campo magnético terrestre semelhante a um dipolo. O campo magnético da Terra pode existir em dois estados alternados, nomeado de polaridade normal (campo atual) e inverso. O polo geomagnético identifica a posição no globo onde melhor se encaixa o dipolo geocêntrico e têm como característica variar periodicamente, raramente coincidindo com o polo geográfico. A declinação magnética evidencia componentes não dipolares no campo geomagnético, entretanto o modelo mais admitido atualmente considera que na escala de milhares de anos o campo terrestre como um dipolo geocêntrico axial (paralelo ao eixo de rotação terrestre), o que na realidade é uma simplificação das inúmeras variáveis atuantes (TAUXE et al., 2020). Os minerais ferromagnéticos (óxidos, hidróxidos e sulfetos de ferro) são capazes de registrar as características (direção e intensidade) do campo magnético atuante na época de sua deposição ou cristalização, propriedade nomeada de magnetização natural remanescente (MRN). As componentes da magnetização desses minerais podem ser divididas em primárias, simultâneas a sua formação, e secundárias, posteriores. Partindo da MRN é possivel calcular a polaridade magnética do campo terrestre da época e a posição de paleopolos magnéticos. A avaliação dos minerais ferromagnéticos no paleomagnetismo resultam na identificação do vetor de magnetização, que é composto pelas componentes de inclinação (I), declinação (D) e intensidade (B) (Figura 10). A Inclinação (I) é definida como o ângulo de mergulho com o plano horizontal, o que varia pela latitude (λ) de -90° (polo sul) a +90° (polo norte): I = arctan (2 tan λ) A declinação (D) é o ângulo horizontal do polo magnético respeito ao norte geográfico. Por fim a intensidade (B) é a soma das componentes vertical (Bv) e horizontal (Bh): Bv = B sen I Bh = B cos I 40 Figura 10 – Representação dos componentes dos vetores magnéticos. inclinação (I), declinação (D), intensidade (B), componente vertical da intensidade (Bv) e componente horizontal da intensidade (Bh). Fonte: Traduzido de Butler (1992). A MRN pode ser dividida em quatro tipos principais, a térmica, detrítica, viscosa e química. Nesse estudo serão avaliados apenas os dois primeiros, tendo em vista os materiais sedimentares e magmáticos pertencentes a bacia e o intuito de através do paleomagnetismo descobrir as idades de gênese das unidades. De acordo com Butler (1992) a magnetização termorremanescente é adquirida pelo resfriamento dos minerais ferromagnéticos abaixo da temperatura de bloqueio, já que acima dessa temperatura se tornam paramagnéticos. Já a magnetização detrítica é obtida no início da diagênese pela deposição de grãos ferromagnéticos, na presença de coluna d’água, que são alinhados com o campo magnético atuante ao atingirem a profundidade de bloqueio (10-20 cm). Os dados das medições de MRN’s devem ser transformados em polos geomagnéticos virtuais (PGV’s), os quais representam a latitude e longitude da direção do campo magnético presente durante a magnetização material geológico (Ver cálculos trigonométricos em Butler, 1992). Por causa das componentes não dipolares, não se espera que o PGV de um sítio coincida com seu respectivo polo geomagnético, porém através da média dos PGV’s de uma unidade é possível a obtenção do paleopolo magnético. A média das PGV’s coincide com o eixo de rotação terrestre (polo geográfico), mas para que isso ocorre nessecita-se amostrar unidades geológicas com magnetização de 104 a 105 anos (TAUXE et al., 2018). Posição do polo calculada que satisfazem esse critério são nomeadas de paleopolo magnético. O modelo de 41 tectônica das placas propõe que a posição de uma placa tectônica muda ao longo do tempo, tendo como consequência a mudança relativa entre o paleopolo magnético e as placas, preservando nos minerais ferromagnéticos as informações desse movimento. O caminho aparente dos paleopolos magnéticos de uma mesma placa em diferentes momentos do tempo geológico é denominado caminho de migração aparente dos polos geomagnéticos (CMAP), no qual é representado a mudança do polo tendo com a placa como referência fixa (TORSVIK et al., 2012) (Figura 11). Esse caminho é calculado através da integração de dados de anomalias magnéticas do assoalho oceânico até 150 Ma e integrado com polos paleomagnéticos calculados a partir de rochas aflorantes para tempos mais antigos. Até hoje foi possível determinar o CMAP de 320 Ma até os dias atuais, inclusive da placa sul-americana, podendo assim comparar o polo paleomagnético de uma rocha dessa placa com o analisado na literatura. Unidades geológicas podem então, através da comparação do seu paleopolo magnético com o CMAP, ser datadas grosseiramente pelo estudo paleomagnético. Figura 11 – Perspectiva paleomagnética da posição de uma placa ao longo do tempo, onde (a) demonstra o movimento da placa com o polo geomagnético como referência e (b) o movimento do polo geomagnético com a placa como referência, o que é efetivamente utilizado. Fonte: Torsvik et al. (2012). 42 3.3.5.2 Preparação e análise de amostras As amostras foram coletadas como testemunho com 1 polegada de diâmetro usando a furadeira elétrica, marcando seu topo com a direção e mergulho do furo por um dispositivo de orientação, e através de amostras de mão, principalmente nas rochas mais friáveis, marcando a superfície do topo com sua direção e mergulho. Importante para essa amostragem também foi um trabalho estrutural, em que se efetuou medições de acamamento em diversos afloramentos a fim de corrigir os dados dos vetores de magnetização. No laboratório as amostras receberam tratamento, sendo coladas com silicato de sódio quando necessário. Os testemunhos foram serrados, com uma serra diamagnética de bronze, para remover a parte intemperizada, com o propósito de minimizar a contribuição magnética de minerais secundários ao sinal da magnetização primária e ter no máximo 2 cm de comprimento. As amostras de mão foram serradas e transformadas em um a três cubos de 8 cm3, mantendo-se a seta com a atitude da amostra. Os espécimes obtidos a partir do tratamento das amostras tiveram sua magnetização natural remanescente (MRN) analisada, por portarem minerais ferromagnéticos, como sulfetos, óxidos e hidróxidos de ferro. As análises das amostras foram acompanhadas com o orientador do estudo no laboratório de paleomagnetismo UNESPMag no Departamento de Geologia da UNESP – Campus de Rio Claro, que é equipado com uma serra em material diamagnético para preparação das amostras, um desmagnetizador por campo alternados e um magnetômetro spinner, suficiente para amostras para minerais construídos de titanomagnetita ou sulfetos de ferro. No caso da presença de hematitas as análises foram realizadas no laboratório USPMag do Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas (IAG) da Universidade de São Paulo (USP). No laboratório UNESPMag, mediu-se o vetor de magnetização das amostras de basalto através do magnetômetro, utilizando o desmagnetizador para usar um campo alternado nas etapas de 5, 10, 15, 20, 25, 30, 40, 60 e 80 mT, a fim de se encontrar a componente primária de magnetização e retirar a secundária. Já as amostras sedimentares foram analisadas no laboratório USPMag do Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas (IAG), através da desmagnetização 43 térmica nas etapas de 0, 100, 150, 200, 250, 300, 350, 400, 450, 500, 550, 570, 600, 625, 650 e 675ºC. 3.3.5.3 Interpretação e análise dos dados paleomagnéticos Cada análise paleomagnética produziu um conjunto de dados vetoriais (declinação, inclinação e intensidade), que foram plotados em estereogramas, Diagramas de Zijderveld (ZIJDERVELD, 1967) e diagramas de intensidade do sinal magnético, e analisados estatisticamente para se encontrar o vetor médio da magnetização das amostras. A análise estatística desses dados vetoriais de magnetização foi realizada pelo(a): • Estatística de Fisher (1953), o método mais simples, onde os vetores são considerados como pontos dispersos sobre uma superfície esférica, obtendo através de cálculos, a direção média dos vetores, não considerando as intensidades. • Método proposto por Kirschvink (1980), um mais avançado, onde a análise multivariada das componentes principais (PCA) é aplicada, assim utilizando a intensidade de cada vetor de desmagnetização como peso para se calcular a média dos vetores. • Método dos círculos de remagnetização de McFadden e McElhinny (1988), aplicado em casos mais difíceis, em amostras que adquiriram componentes de magnetização secundária que apagaram a magnetização original, através principalmente do intemperismo. Além desse tratamento estatístico dos dados, precisou realizar mais uma correção. Processos sedimentares de deposição dos minerais ferromagnéticos sin- e pós-deposição podem diminuir a inclinação originaria do vetor magnético devido à compactação (TAUXE; KENT, 2004; KODAMA, 2009). A correção da inclinação é realizada pela fórmula: tan(INCobservado) = f.tan(INCcampo) Onde INC é a inclinação do vetor magnético observada na amostra e inclinação campo magnético terrestre, enquanto f é o grau de erro de inclinação (King, 1955) considerado como 0,6 por Torsvik et al. (2012). 44 Através do software Paleomac 6.5 os resultados foram interpretados e foi calculado o paleopolo magnético de cada unidade estratigráfica da Bacia de Lavras. Os polos obtidos foram comparados com a CMAP do Cráton do Amazonas (Figura 12), disponível na literatura, com a finalidade de datar e interpretar a evolução tectnossedimentar da bacia, tendo em mente os mecanismos tectônicos sincrônicos de outras bacias de interior do Nordeste. Para conferência e compreensão dos resultados obtidos, também foi realizada a comparação com os dados paleomagnéticos de basaltos e diabásios nordestinos do Mesozoico de Ernesto et al. (2003) que abrangem o Diabásio Lavras da Mangabeira, a Formação Mosquito, da Formação Sardinha e da Província Magmática Rio Ceará Mirim. Figura 12 – Caminho aparente do polo paleomagnético (CMAP) da placa sul-americana (cráton da Amazônia) do Carbonífero até o atual (TORSVIK et al., 2012). Cada ponto do CMAP representa 10 Ma. Também representados alguns polos das unidades estratigráficas da Bacia do Paraná (ERNESTO et al., 1999; BRANDT et al., 2009; FRANCO et al., 2012) e Iguatu (SILVA, 2018). It = Grupo Itararé; T = Formação Teresina; SG = Formação Serra Geral; Ig = Grupo Iguatu. Fonte: Original de Giancarlo Scardia. 45 CAPÍTULO IV – ANÁLISE ESTRATIGRÁFICA 4.1 Levantamento estratigráfico A Bacia Lavras da Mangabeira possui cerca de 70,59 Km2, no centro-oeste do município homônimo, sudoeste do Estado do Ceará. Observou-se nos afloramentos estudados que suas sub-bacias possuem o mesmo empilhamento vertical dos pacotes sedimentares, além da mesma posição estratigráfica da camada de diabásio. Isso é um indicativo que, em um momento pretérito, as sub-bacias possuíam conexão entre si, como apenas uma bacia. É, portanto, assertivo substituir o termo sub-bacias pelo de setores, o que denota porções de uma mesma bacia, sendo eles os setores Iborepi, Riacho do Meio, Riacho do Rosário e Sítio palmeira, esse último não considerado por autores anteriores, mas agora bem distinguido na porção norte. Os setores são separados pelo embasamento entre si, com presença de falhas, responsáveis pelos contatos tectônicos, e discordância do arenito conglomerático basal com o embasamento. A distribuição dos setores está atrelada a geologia estrutural, portanto no Tópico 4.3 serão realizadas suas descrições. Vale destacar que as maiores espessuras encontradas nas unidades e setores da bacia, em relação aos trabalhos geofísicos de Branco et al. (2006) e Castro et al. (2006), são resultados do cálculo trigonométrico utilizando o mergulho dos acamamentos, enquanto os autores se basearam em propostas apenas geofísicas, sem considerar a geologia estrutural da bacia. Toma-se como exemplo o Setor Riacho do Meio, que através do cálculo utilizando a geologia estrutural indicou cerca 1350 m de pacote sedimentar, enquanto a gravimetria no setor apontou 700 m. Sugere-se que parte da discrepância entre as espessuras pode ser explicada pela escolha dos parâmetros geofísicos utilizados na sondagem elétrica vertical (SEV), que balizou todo o trabalho, citados aqui apenas dois: 1) a abertura entre os eletrodos deveria ser maior para se alcançar a profundidade calculada a partir de dados geológicos e estruturais da bacia; 2) a resistividade para identificar o embasamento deveria ser maior que os 500 Ohm.m escolhidos. O mapa geológico da bacia está representado na Figura 13, como um resultado do mapeamento e visitas a afloramentos em campo, em que foi observado a distribuição especial das formações e dos depósitos quaternários, que foram 46 delimitados pela presença de paleomeandros dos rios contemporâneos (ver paleomeandros no anexo I). Para a melhor individualização e compreensão das formações, foram realizados quatro levantamentos de seções colunares (Figura 13) e uma análise de fácies preliminar nos afloramentos. Ressalta-se que as feições e litologias encontradas nas colunas são representativas dos demais afloramentos das formações as quais representam. Duas colunas foram levantadas no corte da Ferrovia Nova Transnordestina no Setor Riacho do Rosário, uma ao norte apresentando uma sinclinal com eixo E-W da Formação Serrote do Limoeiro (NT-SL) e outra ao sul apresentando camadas com mergulhos de poucos graus norte da Formação Iborepi (NT-I). As outras duas foram levantadas no Setor Riacho do Meio, uma apresentando o topo da Formação Serrote do Limoeiro (CSL) e seu contato com a Formação Mescla, uma nova formação individualizada para o setor, enquanto a outra apresenta apenas a Formação Mescla (CM), ambas com camadas mergulhando de 12 a 31 graus para NW. 47 Figura 13 – Mapa geológico com localização das seções colunares levantadas e foto mosaico do levantamento estratigráfico das colunas NT-I e NT-SL. 48 4.1.1 Formação Iborepi A Formação Iborepi é a única formação presente em todos os setores. Ela está sobre o embasamento por contato erosivo (Figura 14.A) e possui espessura média de 130 m, apesar de ter variação mesmo dentro dos setores. O contato superior é geralmente atribuído a um derrame de basalto sobre a unidade (PONTE e PONTE FILHO, 1996; VERÍSSIMO e AGUIAR, 2005; ALMEIDA et al., 2007; GRANJEIRO et al., 2007), porém esse contato com o Diabásio Lavras da Mangabeira é presente apenas nos setores Sítio Palmeira, noroeste do Riacho do Rosário e nordeste do Riacho do Meio, nessa última são observadas duas camadas de diabásio, uma como contato superior e outra cortando a formação. Em campo observou-se que camadas contínuas de siltito e argilito possuem o contato concordante inferior com a Formação Iborepi e superior com o Diabásio Lavras da Mangabeira (ver pontos 6110, 6084, 6145, 6178c e 620 no Anexo II) (Figura 14.B). Essa camada tem uma afinidade litológica e deposicional muito mais semelhante com as fácies finas da Formação Serrote do Limoeiro, sem diferenças tanto acima quanto abaixo do diabásio (ver pontos 6178a, 6178b e 6178c, no Anexo II). Além disso, ao contrário da Formação Iborepi, essa camada não se expressa geomorfológicamente no relevo. A formação constitui-se essencialmente por litologias quartzosas-feldspaticas arenosas e conglomeráticas, com a presença de lentes decimétricas descontínuas de siltitos brancos, vermelhos e cinzas e ausência de fósseis. Em geral os set das estratificações cruzadas geralmente são métricos e acanalados. São compostos por conglomerados polimíticos com seixos angulosos centimétricos de quartzo, fragmentos líticos metamórficos e clay chips na base, com granodecrescência ascendente para arenitos grossos a médios. Ressalta-se que presença de fragmentos líticos e clastos angulosos indicam uma proximidade da área fonte. 49 Figura 14 – Foto A do contato erosivo (tracejado azul) da Formação Iborepi sobre o embasamento do ponto 6167. Em B contato entre a camada de siltito acima da Formação Iborepi e o Diabásio Lavras da Mangabeira do ponto 6084 marcado pelo tracejado vermelho. A coluna NT-I (Figura 15) apresenta sucessão de fácies de arenitos St, St(c), Sm e Sh, intercalados com siltitos Fsm e conglomerados Gt, Gmm e Gcm. As fácies Gmm encontradas na formação não apresentam as feições típicas de Miall (2006), se trata, entretanto, de um depósito de siltito arenoso maciço com clastos dispersos na matriz. A ausência de grandes depósitos de fácies finas, alta frequência de fácies conglomeráticas e preenchimento de canais por granodecrescência ascendente sugerem à essa associação de fácies um ambiente deposicional de rio entrelaçado (MIALL, 1978). As morfologias desse tipo de rio têm como fácies: A sequência Gt, St(c), Sm e St na formação de barras e sua migração; Gcm na carga de fundo do rio, 50 em contatos irregulares entre as barras no talvegue do rio, em processo de arrasto; Gmm no fluxo torrencial no rio; e as lentes de Fsm nos canais abandonados cheios de água. Figura 15 – Seção colunar da Formação Iborepi levantada ao sul da Ferrovia Nova Transnordestina no Setor Riacho do Rosário (NT-I). 4.1.2 Formação Serrote do Limoeiro A Formação Serrote do Limoeiro está presente apenas nos setores Riacho do Meio e Riacho do Rosário. Nos dois setores a formação se encontra em contato aparentemente concordante com a Formação Iborepi, se considerarmos a camada de fácies finas abaixo do Diabásio Lavras da Mangabeira como pertencentes a Formação Serrote do Limoeiro. Consequentemente, sua porção inferior possui a intrusão do diabásio. 51 No setor Riacho do Meio, a porção superior da formação está em contato erosivo com uma camada de arenitos conglomeráticos e conglomerados que foram mapeados nos pontos 6149 (Figura 16), na coluna CSL e nos pontos de controle nas camadas ressaltadas do relevo de direção NE-SW na porção oeste do setor. Os pacotes sedimentares, pertencentes a formação, abaixo e acima do diabásio tem espessuras médias semelhantes nos setores que se encontram, com 20 m e 800 m respectivamente. Figura 16 – Contato erosivo do topo da Formação Serrote do Limoeiro com arenito conglomerático observado no ponto 6149. A constituição de suas camadas é de majoritariamente siltitos e argilitos métricos a decimétricos de coloração vermelha, roxa e cinza. Essas litologias compõem principalmente a porção basal da formação, sendo intercalada nas porções superiores por camadas de: ortoconglomerados brancos ou avermelhados com estratificação cruzada acanalada ou paralela, de set decimétricos e seixos quartzosos arredondados; arenitos quartzosos brancos ou avermelhados com estratificação cruzada, planar ou horizontal, de set métricos a decimétricos, podendo também ter ripples; e paleossolos carbonáticos por vezes com marcas de raiz. A coluna NT-SL (Figura 17) apresenta fácies de sedimento fino Fm, Fsm, Fl, intercalados com arenitos finos a grossos St, Sh, Sl, Sp e Sr, com algumas camadas de conglomerados Gt, Gm e Gp e paleossolo Fr e P. Pelo preenchimento majoritário das camadas de fácies finas intercalada com fácies arenosas ou conglomeraticas, e 52 paleossolos, súbita mudança de fácies arenosas para finas, raras camadas de fácies conglomeráticas e grande variação direcional podem indicar um ambiente de rio meandrante (MIALL, 1977; MIALL, 2006). Supõe-se que as fácies finas representem meandros abandonados ou planícies de inundação formadas por processos de decantação, as arenosas representam os sedimentos de barra em pontal. Depósitos conglomeráticos representam fluxos mais energéticos do canal. A cor avermelhada dos sedimentos finos indica momentos de maior oxidação do ferro (Fe+3), a roxa de transição e a verde de redução (Fe+2). Turner (1980) atribui com cautela que a redução do ferro pode ser atribuída à maior saturação d’água em climas úmidos. Já a oxidação do ferro é interpretada pelo autor como um ambiente com menor coluna d’água possivelmente atrelada à climas áridos ou semiáridos e deposições efêmeras, ocorrendo em conjunto com paleossolos e concreções carbonáticas (RETALLACK, 1981), o que foi observado na NT-SL. Em complementação às justificativas de mudanças de estado do ferro atreladas ao clima, Olsen (1986) e Olsen e Kent (1986) propõem em seus trabalhos que a alternância entre climas úmidos e secos estão relacionados aos ciclos astronômicos de Milankovitch, o que afeta o nível da água em bacias sedimentares, proporcionando a ciclicidade da coloração dos pacotes sedimentares, ora com ferro oxidado, ora com reduzido. Entretanto, Besley (1988) considera tal mudança de estados do ferro característica natural da subida e descida da coluna d’água numa bacia logo após a deposição do sedimento. Miall (2006) implica ser esse o principal processo da variação de cor, sendo mais desafiadora a associação à uma variação climática. 53 Figura 17 – Seção colunar da Formação Serrote do Limoeiro levantada ao norte da Ferrovia Nova Transnordestina no Setor Riacho do Rosário (NT-SL). 54 A coluna CSL (Figura 18) apresenta uma variação de fácies semelhante a coluna NT-SL, exceto pela presença de fácies Sr muito bem selecionadas, de areia fina a média, e o contato erosivo no topo com conglomerado Gt. Figura 18 – Seção colunar da Formação Serrote do Limoeiro levantada no Setor Riacho do Meio (CSL), os arenitos laranjas são interpretados como eólicos. 55 Langford (1989) e Langford e Chan (1989) descreveram fácies de sistemas eólico-fluviais em climas áridos, com regimes de fortes ventos onde se formam pequenas dunas na porção externa ao canal. Nessa coluna as fácies Sr possuem excelente seleção, livre de clastos e sem mica, o que é comum de um ambiente eólico (SMITH, 1990). O caráter conglomerático acima das fácies finas indica um sistema deposicional diferente e mapeável em todo o Setor Riacho do Meio, o que concebeu a criação de uma nova formação para a bacia, a Formação Mescla. Apesar de não haver uma coluna levantada na porção basal da Formação Serrote do Limoeiro, próximo a intrusão do Diabásio Lavras da Mangabeira, a presença de apenas fácies finas sugere um ambiente deposicional de um lago razoavelmente raso, pois a intercalação de coloração vermelha, roxa e cinza dos sedimentos, indicam momentos de oxidação e redução do óxido de ferro, relacionado à variação da coluna d’água. 4.1.3 Formação Mescla A Formação Mescla está presente apenas no Setor Riacho do Meio próximo da Falha da Mescla, com espessura média de 350 m. O contato inferior é erosivo, com a presença de siltitos e argilitos da Formação Serrote do Limoeiro. Suas camadas sobressaem no relevo, facilmente detectadas em imagens de satélite, com orientação NE-SW. Arenitos conglomeráticos e conglomerados quartzosos com muscovita constituem majoritariamente a formação, se encontrando com dobramento convoluto, fraturados e com veios de quartzo próximos a Falha da Mescla (Figura 19). Essas camadas são intercaladas por pacotes de siltitos avermelhados. A deformação nessa formação poderia estar relacionada à falha de direção 50º NE, que separa o Setor Riacho do Meio do embasamento, por sua proximidade à estrutura e pela Sn marcada pelas fraturas possuir direção modal N30E, subparalela à direção da falha. A coluna CM (Figura 20) apresenta fácies de arenitos finos a grossos St(c), St e Sm, silicificados, deformados no topo e com veios de quartzo, intercalados com camadas de pelitos Fl. 56 Essa coluna demonstra a diferença entre a Formação Serrote do Limoeiro, de litofácies finas e arenosas de rio meandrante e planície de inundação, e a Formação Mescla, majoritariamente de litofácies arenosas médias a grossas semelhantes à Formação Iborepi, contudo menos cascalhoso. Essa associação sugere à Formação Mescla ambiente deposicional de rio entrelaçado, afirmação essa que não é confirmada, pela ausência de observação de arquiteturas laterais e poucos pontos estudados. Figura 19 – Fotos mostrando em A veios de quartzo preenchendo fraturas e clivagens (representados pelo traçado vermelho) e o bandamento original (representado pelo traçado verde), no ponto 6187. Em B veios de quartzo estruturados, também no ponto 6187. Em C dobras convolutas presentes num afloramento de 4 m de altura de arenitos St(c), no ponto 6188. 57 Figura 20 – Seção colunar da Formação Mescla levantada no Setor Riacho do Meio (CM). 58 4.2 Paleocorrentes As estações de medidas de paleocorrentes, devidamente corrigidas pela rotação das camadas até sua posição estimada como original, resultaram em diferentes direções de fluxos entre as unidades (Figura 21), em que: • Os arenitos St, St(c) e conglomerados Gt da Formação Iborepi apresentaram vetor médio para NW, com valores para SW e NE e raramente SE, sem muitas diferenças entre os setores, o que indica uma área fonte de SE; • Os arenitos St, Sp e Sl da Formação Serrote do Limoeiro possuem nenhuma direção média muito bem definida, já que as estações apresentam valores muito diferentes entre si, intercalando vetores médios ao subir na estratigrafia de S para NW. Entretanto na coluna NT-SL o fluxo médio é de NE, com valores entre NW e SE e raramente SW, indicando área fonte de SW; • Os arenitos St e St(c) da Formação Mescla possuem fluxo médio para NW, com valores para SW e NE, o que indica uma área fonte de SE. Figura 21 – Mapa geológico da bacia com as estações de medidas de paleocorrentes e seus produtos. 59 A direção média das paleocorrentes da Formação Iborepi é similar à de unidades de outras bacias do interior do Nordeste com idade paleozoica, arenoconglomeráticas, e afossilíferas, como das formações Cariri da Bacia do Araripe, no Ordoviciano Superior-Devoniano Inferior (ASSINE, 2007) e Tacaratu, Bacia Jatobá, de idade siluro-devoniana (COSTA et al., 2007). 4.3 Geologia Estrutural Na Bacia de Lavras da Mangabeira há mudanças súbitas tanto na atitude das camadas, quanto no contato entre as formações ou delas com o embasamento, o que evidenciou a presença de diversas falhas na bacia. Somado a isso, os traços estruturais das rochas da Província do Borborema, na proximidade da bacia, são facilmente discerníveis no modelo digital de terreno. Essas informações proporcionaram a definição de onze estruturas de maior relevância na bacia (Figura 22). As estruturas predominantes, ao que tudo indica, são rúpteis e subverticais que deformam e basculam os setores, além de fragmentá-los em blocos e os colocarem em contato tectônico com o embasamento. Apesar de não se encontrar indicadores cinemáticos, a existência de blocos altos de rochas e baixos da bacia evidencia uma componente vertical associada a essas estruturas. Mesmo com suas semelhanças, cada setor possui características estruturais particulares e consequentemente são tratados de forma individualizada. 60 Figura 22 – Modelo digital de terreno (Hillshade) sem sobrelevação sobreposto pelo mapa geológico da bacia com 50% de transparência. Os números em vermelho indicam a nomenclatura escolhida para as falhas principais. 4.3.1 Setor Riacho do Rosário O Setor Riacho do Rosário possui uma área de 31,44 km2, na porção leste da região de estudo, possui em grande parte contatos tectônicos com o embasamento exceto na sua porção sul, onde é observada a discordância litológica, e apresenta as unidades a Formação Iborepi, a Formação Serrote do Limoeiro e o Diabásio Lavras da Mangabeira, parcialmente encobertos pelos depósitos quaternários do Rio Salgado e Riacho do Rosário. Sua espessura máxima é de aproximadamente 720 m. Esse setor é fragmentado em diversos blocos pela Falha Riacho do Rosário, a qual também separa o embasamento a noroeste do setor. Essa estrutura, aparentemente subvertical com componente normal e transcorrente dextral, possui direção principalmente NE e abre em uma estrutura de flor ou rabo de cavalo gerando os vários blocos ao aproximar da Falha Várzea Alegre, essa separando o embasamento da bacia. 61 Os quatro pequenos blocos a oeste, formados pela estrutura de rabo de cavalo, possuem direção do mergulho das camadas NNW em sua porção meridional e representam a parte basal da bacia, justificado pela presença de litologias conglomeráticas pertencentes à Formação Iborepi. Com exceção do menor a noroeste, os pequenos blocos possuem a presença de diabásio cortando os sedimentos na direção NW. Poucos afloramentos-chave a norte dessa camada foram descritos e nenhum pertencente a Formação Serrote do Limoeiro, porém no ponto 6134, 6136 e 6156 foram observados afloramentos da Formação Iborepi, com acamamento de atitude SE. Essa direção das camadas trunca com a camada NW-SE de diabásio, o que torna dúbia a posição horizontal do Diabásio Lavras da Mangabeira nesses blocos, sugerindo se trate nesse lugar de um dique segmentado pelas falhas. Fora desses pequenos blocos, o Setor Riacho do Rosário é divido também pela Falha Riacho do Rosário em dois blocos estruturais, um ao sul e outro a norte. Ambos têm camadas com direção entre NE com mergulho de 6 a 15 graus, com exceção nas porções próximas as falhas. A Falha Nova Transnordestina é uma estrutura subvertical com componente normal, que coloca em contato tectônico a Formação Serrote do Limoeiro com o embasamento. As camadas sedimentares, próximas a estrutura, apresentam mergulho na direção oposta do embasamento de 50 a 60 graus (para SE), como observado nas camadas verticalizadas observadas no ponto 6203 (Figura 23) e na dobra de arrasto no levantamento estratigráfico NT-SL. Figura 23 – Foto mostrando camadas verticalizadas (traço em vermelho) próximas ao embasamento ao norte do Setor Riacho do Rosário no ponto 6203. 62 A leste do setor é observada, em macro escala, uma dobra de arrasto na camada de diabásio que sugere um movimento sinistral para a Falha Várzea Redonda. Tal afirmação é evidenciada no ponto 6201 em camadas da Formação Serrote do Limoeiro que mergulham para SW. 4.3.2 Setor Riacho do Meio O Setor Riacho do Meio possui uma área de 35,89 km2, se localiza porção oeste da região de estudo, possui contatos tectônicos com o embasamento nas porções norte e oeste, com discordância litológica a sul e leste. Esse setor apresenta todas as unidades litoestratigráficas da bacia (Formação Iborepi, Formação Serrote do Limoeiro, Diabásio Lavras da Mangabeira e Formação Mescla), que são recobertas no pelos depósitos quaternários do Riacho do Meio e Riacho das Pimentas. Sua espessura máxima é de aproximadamente 1.350 m, o setor mais espesso. Em geral, no Setor Riacho do Meio as camadas mergulham em direções entre N e WNW com inclinação média de 20 graus. O setor possui contato tectônico a oeste pela Falha da Mescla e a norte pela Falha Riacho das Pimentas, enquanto ao sul e leste possui contato basal discordante. Duas falhas E-W, transcorrentes sinistrais com componente normal, são responsáveis de separar o setor em três grandes blocos em padrão escalonado, a mais ao norte Falha Rodovia Padre Cícero e ao sul Falha Riacho do Meio. A Falha Rodovia Padre Cícero, a que tudo indica, provoca o deslocamento entre as camadas principais de diabásio ao sul e norte da falha de aproximadamente 130 metros, o que revela um possível movimento dextral dos blocos central e norte desse setor. A atitude da Formação Mescla e da Formação Serrote do Limoeiro em proximidade sul possui mergulho para N com inclinação de 16 graus, atitude que ocorre somente nessa porção do bloco central. Entretanto, a pouca informação e evidências não indicam qualquer movimento vertical entre os blocos. A Falha Riacho do Meio desloca o sul da Falha da Mescla em 250 metros em um movimento sinistral, porém não é observada em outras feições da bacia, sendo classificada em sua maior parte como falha inferida. Todavia, no oeste do setor o contato tectônico entre a Formação Iborepi e o embasamento, com a presença de fraturas NE-SW a E-W, evidenciou uma ramificação com trend NE-SW (Figura 24). 63 Figura 24 – Foto do ponto 6169 com fraturas de direção entre E-W a NE-SW indicados pelos tracejados. No bloco ao sul foi verificado o movimento dextral deslocando em 200 m a camada de diabásio, além de mudar sua direção de E-W a oeste para NE-SW a leste. Esse bloco é fragmentado em três menores pelas duas ramificações da Falha Caixa D’água. 4.3.3 Setor Iborepi O Setor Iborepi possui uma área de 2,11 km2 e está localizado na porção sul da região de estudo. O setor possui contatos tectônicos com o embasamento na porção norte e discordância litológica a sul. Apenas a Formação Iborepi está presente, encoberta parcialmente pelos depósitos quaternários do Rio Salgado. Sua espessura máxima é