EVIDÊNCIAS DA HERANÇA GEOTECTÔNICA PRÉ-CAMBRIANA NA ... · Igor “Vudo” e Alex. Ao meu...

Universidade Federal do Rio Grande do Norte

Centro de Ciências Exatas e da Terra

Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e

Geofísica (PPGG)

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

EVIDÊNCIAS DA HERANÇA GEOTECTÔNICA

PRÉ-CAMBRIANA NA GERAÇÃO DA BACIA

POTIGUAR: UM ESTUDO GEOFÍSICO

MULTIDISCIPLINAR

Autor:

Rafael Saraiva Rodrigues

Orientador:

Prof. Dr. David Lopes de Castro (PPGG/UFRN)

Natal/RN, Abril de 2012


Centro de Ciências Exatas e da Terra

Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e

Geofísica (PPGG)

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

EVIDÊNCIAS DA HERANÇA GEOTECTÔNICA PRÉ-

CAMBRIANA NA GERAÇÃO DA BACIA POTIGUAR: UM

ESTUDO GEOFÍSICO MULTIDISCIPLINAR

Autor:

Rafael Saraiva Rodrigues

Natal/RN, Abril de 2012

Dissertação apresentada em treze de abril

de dois mil e doze ao Programa de Pós-

Graduação em Geodinâmica e Geofísica da

Universidade Federal do Rio Grande do

Norte (PPGG/UFRN) como requisito à

obtenção do Título de Mestre em

Geodinâmica e Geofísica, com área de

concentração em Geofísica.

BANCA EXAMINADORA

Dr. David Lopes de Castro (PPGG/UFRN)

Dr. Francisco Hilário Rego Bezerra (PPGG/UFRN)

Dr. Francisco José Fonseca Ferreira (UFPR)

“A mente que se abre a uma nova

ideia jamais voltará ao seu tamanho

original.”

Albert Einstein

iv

RESUMO

A modelagem gravimétrica 3D do rifte da Bacia Potiguar, apresentada neste trabalho,

constituiu de um processamento digital de dados gravimétricos e aeromagnéticos,

subsidiados pelos resultados da Deconvolução de Euler de dados gravimétricos e

magnéticos e pela interpretação de linhas sísmicas e descrições de poços. O banco de

dados gravimétrico é proveniente de um trabalho de compilação de levantamentos

geofísicos independentes realizados por diversas universidades, instituições de pesquisa

e órgãos governamentais. Os dados aeromagnéticos são proveniente dos projetos Bacia

Potiguar e Plataforma Continental do Nordeste, obtidos junto à Agência Nacional do

Petróleo, Gás Natural e Biocombustíveis (ANP). As soluções da Deconvolução de Euler

possibilitaram a análise do comportamento dos principais limites do rifte, enquanto que

a interpretação integrada das linhas sísmicas propiciou a delimitação dos relevos dos

horizontes da base das formações sedimentares e do topo do embasamento do Rifte

Potiguar. A integração desses dados permitiu uma modelagem gravimétrica 3D do

relevo do embasamento da bacia, possibilitando a identificação de uma série de

estruturas do arcabouço estrutural do Rifte Potiguar e do embasamento cristalino sem o

efeito gravimétrico do rifte. Com o procedimento de inversão dos dados gravimétricos,

foi possível identificar as principais feições estruturais do rifte da Bacia Potiguar,

alongadas na direção NE-SW, bem como suas bordas falhadas nos limites Sul e Leste

do rifte, onde o pacote sedimentar atinge espessuras superiores a 5500 m. O limite Sul é

marcado pelas falhas de Apodi e Baixa Grande, aparentando tratar-se de uma única

falha de direção NW-SE, com forte inflexão para NE-SW. Observa-se ainda o limite

Leste do rifte condicionado pelo Sistema de Falha Carnaubais de direção preferencial

NE-SW. Observa-se ainda falhas de direção NW-SE, que atuaram como falhas de

transferência aos esforços distensionais de formação da bacia. No mapa de anomalias

residuais do embasamento cristalino sem o efeito gravimétrico do rifte destaca-se, na

sua parte central, um alto gravimétrico de direção NW-SE, correspondendo a litotipos

da Faixa Orós-Jaguaribe. Observa-se ainda um máximo gravimétrico paralelo ao

Sistema de Falhas de Carnaubais. Tal anomalia encontra-se alinhada ao limite Leste do

rifte e reflete o contato de blocos crustais distintos, limitados pela continuação Nordeste

da Zona de Cisalhamento Portalegre.

Palavras-chave: Dados Gravimétricos, Aeromagnéticos, Deconvolução De Euler,

Modelagem Gravimétrica 3D, Rifte Potiguar.

v

ABSTRACT

The 3D gravity modeling of the Potiguar rift basin consisted of a digital processing of

gravity and aeromagnetic data, subsidized by the results of Euler deconvolution of

gravity and magnetic data and the interpretation of seismic lines and wells descriptions.

The gravity database is a compilation of independent geophysical surveys conducted by

several universities, research institutions and governmental agencies. The aeromagnetic

data are from the Bacia Potiguar and Plataforma Continental do Nordeste projects,

obtained from the Brazilian Petroleum Agency (ANP). The solutions of the Euler

Deconvolution allowed the analysis of the behavior of the rift main limits. While the

integrated interpretation of seismic lines provided the delimitating horizons of the

sedimentary formations and the basement top. The integration of these data allowed a

3D gravity modeling of basement topography, allowing the identification of a series of

internal structures of the Potiguar rift, as well intra-basement structures without the

gravity effect of the rift. The proposed inversion procedure of the gravity data allowed

to identify the main structural features of the Potiguar rift, elongated in the NE-SW

direction, and its southern and eastern faulted edges, where the sedimentary infill reachs

thicknesses up to 5500 m. The southern boundary is marked by the Apodi and Baixa

Grande faults. These faults seem to be a single NW-SE oriented fault with a strong bend

to NE-SW direction. In addition, the eastern boundary of the rift is conditioned by the

NE-SW trending Carnaubais fault system. It was also observed NW-SE oriented faults,

which acted as transfer faults to the extensional efforts during the basin formation. In

the central part of the residual anomaly map without the gravity effect of the rift stands

out a NW-SE trending gravity high, corresponding to the Orós-Jaguaribe belt lithotypes.

We also observe a gravity maximum parallel to the Carnaubais fault system. This

anomaly is aligned to the eastern limit of the rift and reflects the contact of different

crustal blocks, limited by the eastern ward counterpart of the Portalegre Shear Zone.

Keywords: Gravity Data, Airborne Magnetic, Euler Deconvolution, 3D Gravity

Modeling, Potiguar Rift.

vi

AGRADECIMENTOS

Quero expressar aqui minha gratidão a todas as pessoas que contribuíram para

que essa nova etapa de vida se concretizasse.

Gostaria de começar agradecendo a Deus por esse escritório maravilhoso

chamado Terra.

A Maria Edna, minha mãe, mulher guerreira e batalhadora, que literalmente deu

seu sangue por seus filhos, e que mesmo a distância me ajudou a vencer os desafios, a

minha segunda mãe Eldilene, por ajudar minha mãe na minha criação, resultando no

caráter hoje formado. A minha querida avó Lindalva pelas benções, a meu pai José

Aldemir “O sábio”, as minhas tias Jane, Magali, Cristina, pelo suporte e apoio. Meus

irmãos Bruno e Coeli, aos meus sobrinhos David e Daniel, os quais amo como filhos,

pelo carinho.

A minha noiva Juliana, que mesmo com a distância continuou a me apoiar e dar

amor, que só cresceu.

Ao meu primo Netinho que ajudou muito durante o mestrado e que hoje posso

dizer que é um grande irmão, aos amigos feitos nas terras potiguares Luciano “Mudo”,

Igor “Vudo” e Alex.

Ao meu orientador David, pelo suporte, conhecimento passado e paciência.

Aos amigos do PPGG João Andrade, Marquinhos, Anderson (Pará), Evanimek,

Rafael Duarte. A Nilda que se mostrou sempre solicita.

Ao meu grande amigo e irmão Luiz Henrique, que mesmo com todos os

caminhos que a vida traça sempre nos encontramos.

Por último a Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior

(CAPES) pela bolsa, que resultou na presente dissertação. Ao Centro Nacional de

Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq) pelo financiamento.

vii

LISTA DE FIGURAS Figura 1.1. Mapa geológico, de localização e acesso da Bacia Potiguar (Adaptado de CPRM,

2003) ........................................................................................................................................ 9

Figura 2.1. Mapa da subdivisão tectono-estratigráfica da porção Setentrional da Província

Borborema. Modificado de Jardim de Sá (1994) e Cavalcante (1999). ..................................... 13

Figura 2.2. Mapa de localização da Bacia Potiguar, com a representação da estrutura rifte da

bacia (Modificado de Neto, 2003). .......................................................................................... 16

Figura 2.3. Mecanismos de evolução da margem continental brasileira e processos genéticos

iniciais do Rifte Potiguar (Adaptado de Françolim & Szatmari, 1987). .................................... 17

Figura 2.4. Modelo de reconstrução tectônica do nordeste brasileiro e sudoeste africano durante

os estágios Sin-Rifte I, II, III (Adaptado de Matos, 1992). ....................................................... 19

Figura 2.5. Distribuição da deformação na Margem Equatorial Atlântica durante o Albiano

(Matos, 2000). ........................................................................................................................ 20

Figura 2.6. Mapa do arcabouço tectônico e do embasamento da Bacia Potiguar (Modificado de

Cremonini et al., 1996). .......................................................................................................... 21

Figura 2.7. Seção geológica AA’ transversal aos grábens de Apodi e Umbuzeiro e o arcabouço

estrutural da Formação Pendência, com as seqüências estratigráficas (Soares & Rossetti 2005).

............................................................................................................................................... 22

Figura 2.8. Coluna cronoestratigráfica da Bacia Potiguar, parte emersa (Modificada de BRASIL,

1998 apud Cassab, 2003). ....................................................................................................... 24

Figura 3.1. Tipos de estruturas desenvolvidas em sistemas distensionais. ................................. 30

Figura 3.2. Falhas planares não-rotacionais em arranjo horst e graben. .................................... 32

Figura 3.3. Falhas planares rotacionais com arranjo em dominó (Groshong, 1999). .................32

Figura 3.4. Sistema de falha planar com deslocamento (Modificado de Twiss & Moore, 1992).

............................................................................................................................................... 33

Figura 3.5. Fotografia de um modelo de areia simulando um arrasto das camadas junto à falha

normal lístrica (Modificado de Hoerlle, 2007). ........................................................................ 34

Figura 3.6. Bloco diagrama de falhas de transferência, afetando o teto e o piso e acomodam

parte da movimentação na direção do estiramento máximo (Modificado de Gibbs, 1984). ....... 34

Figura 3.7. Dois tipos principais de zonas de transferência: (A) Falha de transferência (hard-

linkage); e (B) zonas ou rampas de revezamento (soft-linkage). (Modificado de Gawthorne &

Hurst; apud Gaspar, 2010)....................................................................................................... 35

Figura 3.8. Falha de transferência que pode configurar estrutura em flor, articula-se em

profundidade com a zona de deslocamento do sistema distensional (Modificado de Gibbs,

1987). ..................................................................................................................................... 36

Figura 3.9. Falhas de transferência separando segmentos com diferentes estruturações

extensionais (Modificado de Bally et al., 1981). ...................................................................... 36

Figura 3.10. Falhas de transferência (Modificado de Lister et al., 1985). ................................. 37

viii

Figura 4.1. Mapa de anomalias Bouguer com a localização das estações gravimétricas. ........... 41

Figura 4.2. Mapa de anomalias Bouguer da Bacia Potiguar - RN. Com a estrutura rifte em preto

e o limite da bacia em vermelho. ............................................................................................. 42

Figura 4.3. Mapas de anomalias Bouguer (A), Regional (B) e Residual (C). ............................ 43

Figura 4.4. Espectro de potência para as anomalias da Bacia Potiguar. .................................... 43

Figura 4.5. Mapa de anomalias Regionais da Bacia Potiguar - RN. Com a estrutura rifte em

preto e o limite da bacia em branco. ........................................................................................ 44

Figura 4.6. Mapa de anomalias Residuais da Bacia Potiguar - RN. Com a estrutura rifte em

preto. 1: Gráben de Apodi; 2: Gráben de Umbuzeiro; 3: Linha de charneira Areia Branca; 4:

Falha de Carnaúbais. ............................................................................................................... 45

Figura 4.7. Mapa de anomalias Reduzidas ao Pólo da Bacia Potiguar – RN, com a estrutura rifte

em preto. A: mínimos magnéticos; B: picos magnéticos; 1: limites leste; 2: limite oeste. ......... 48

Figura 4.8 Mapa de localização das linhas sísmicas e de poços da área em estudo.................... 49

Figura 4.9. Colunas estratigráficas dos poços 1LO 0001 RN e 1LJ 0001 RN. .......................... 50

Figura 4.10. Coluna estratigráfica do poço 3UPN 0002 RN, com seus respectivos tempos

sísmicos. ................................................................................................................................. 52

Figura 4.11. Seção sísmica da linha 0220-0216 (A) e interpretado a partir dos dados de poço

(B). ......................................................................................................................................... 53

Figura 4.12. Seção sísmica da linha 0070-0072 (A) e interpretada a partir dos dados de poço

(B). ......................................................................................................................................... 54

Figura 5.1: Mapa geológico simplificado da Província Borborema e bacias sedimentares do

Nordeste Brasileiro, segundo Jardim de Sá (1994). As estruturas mesozóicas na Bacia Potiguar

foram retiradas de Matos (1992a,b) (modificado de Castro et. al., 1998). ................................. 72

Figura 5.2: Arquitetura interna da porção rifte da Bacia Potiguar proposto por Matos (1992)

(modificado de Dantas, 1998). ................................................................................................ 72

Figura 5.3: Mapa de anomalias gravimétricas residuais, com as feições estruturais da porção

rifte da Bacia Potiguar. ............................................................................................................ 72

Figura 5.4: Mapa de anomalias magnéticas reduzidas ao pólo da Bacia Potiguar, com as feições

estruturais da porção rifte. ....................................................................................................... 72

Figura 5.5: Mapa de anomalias gravimétricas residuais, com as nuvens de soluções de Euler... 72

Figura 5.6: Mapa de anomalias magnéticas reduzidas ao pólo com as nuvens de soluções de

Euler. ...................................................................................................................................... 72

Figura 5.7: Mapa de soluções de Euler para as anomalias gravimétricas residuais (A) e

magnéticas reduzidas ao pólo (B), evidenciando os limites leste (Falha de Carnaubais - 1), sul

(Falha de Apodi - 2) e oeste (Linha de Charneira Areia Branca - 3), bem como a calha central (4

em A) do rifte da Bacia Potiguar. ............................................................................................ 72

Figura 5.8: Mapa interpretativo das estruturas associadas com o Rifte Potiguar, a partir das

nuvens de soluções Euler para as anomalias gravimétricas residuais (A) e para as anomalias

magnéticas reduzidas ao pólo (B), evidenciando as principais falhas e grabens do rifte da Bacia

Potiguar. ................................................................................................................................. 72

ix

Figura 5.9: Mapa de localização das nuvens de soluções de Euler para a Falha de Carnaubais,

com a janela de profundidades entre 0,2 e 3,2 km. ................................................................... 72

Figura 5.10: Mapa de localização das nuvens de soluções de Euler para as Falhas de Apodi e

Baixa Grande, com a janela de profundidades entre 0,2 e 3,2 km. ............................................ 72

Figura 5.11: Mapa de localização das nuvens de soluções de Euler para a Linha de Charneira

Areia Branca, com a janela de profundidades entre 0,2 e 3,2 km. ............................................. 72

Figura 5.12: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias gravimétricas para a Falha de

Carnaubais (limite leste do rifte da bacia), com rejeitos de até 7000 m e falhas de transferência

em vermelho ........................................................................................................................... 72

Figura 5.13: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias magnéticas para a Falha de

Carnaubais (limite leste do rifte da bacia), com rejeitos de até 6700 m e falhas de transferência

em vermelho. .......................................................................................................................... 72

Figura 5.14: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias gravimétricas para as falhas de

Apodi e Baixa Grande (limite sul do rifte da bacia), com rejeitos de até 5000 m. ..................... 72

Figura 5.15: Modelo esquemático da rampa de revezamento formada entre as falhas de

Carnaubais e Baixa Grande ..................................................................................................... 72

Figura 5.16: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias magnéticas para as falhas de

Apodi e Baixa Grande (limite sul do rifte da bacia), com rejeitos de até 6000 m. ..................... 73

Figura 5.17: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias gravimétricas para a Linha de

Charneira Areia Branca, com rejeitos de até 7000 m e falhas de transferência em vermelho. .... 73

Figura 5.18: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias magnéticas para a Linha de

Charneira Areia Branca (limite oeste do rifte da bacia), com rejeitos de até 6600 m e falhas de

transferência em vermelho. ..................................................................................................... 73

Figura 5.19: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias gravimétricas para a calha

central do rifte da Bacia Potiguar, com rejeitos de até 6000 m e falhas de transferência em

vermelho ................................................................................................................................. 73

Figura 6.1. Modelo de prismas verticais empregado na inversão de dados gravimétrico de uma

bacia sedimentar. O mapa de anomalias gravimétricas para um embasamento homogêneo

coberto por um pacote sedimentar (não mostrado), discretizado por uma malha de M

prismas 3D cujas dimensões horizontais são iguais a e , respectivamente, nas direções e

e cujas espessuras são os parâmetros a serem estimasdos. O detalhe a direita mostra o -

ésimo prisma 3D e a -ésima componente vertical da anomalia gravimétrica na posição

(Adaptado de Martins, 2009). .................................................................................... 96

Figura 6.2. Exemplo teórico do decaimento parabólico (Eq. 6.1) do contraste de densidade com

a profundidade (Adaptado de Martins, 2009). .......................................................................... 97

Figura 6.3. Técnica de modelagem gravimétrica considerando o embasamento heterogêneo

Adaptado de Blakely (1995, apud De Castro, 2005)................................................................. 99

Figura 6.4. Razão densidade x profundidade para o Rifte Potiguar, obtida com base em perfis de

densidade (density logs) levantados na Bacia Potiguar emersa. .............................................. 100

Figura 6.5. Mapa de anomalias Bouguer residuais com o contorno do Rifte Potiguar. Esta área

foi usada para excluir os dados da região do rifte, permitindo assim gerar a gravidade do

x

embasamento. Com a localização das linhas sísmicas em preto e do perfil gravimétricom em

branco. .................................................................................................................................. 101

Figura 6.6. Perfil gravimétrico evidenciando a diferença entre as curva observada e calculada

resultando em uma média para o fator constante de -10mGal em quase toda a extensão do Rifte

Potiguar. ............................................................................................................................... 102

Figura 6.7. Arquivo digital com os parâmetros de entrada e saída do programa BACIA3D para a

execução da inversão dos dados gravimétricos. ..................................................................... 103

Figura 6.8. Mapa do relevo de embasamento obtido pela modelagem gravimétrico ................ 104

Figura 6.9. Análise comparativa entre as anomalias Bouguer residuais e o relevo do

embasamento cristalino. ........................................................................................................ 104

Figura 10 – Mapa do relevo do embasamento cristalino com suas principais feições estruturais

destacadas. ............................................................................................................................ 105

Figura 6.11. Superposição da arquitetura interna do Rifte Potiguar, obtida pela modelagem

gravimétrica, com o mapa estrutural proposto por Matos (1992) em vermelho e as linhas

estruturais traçadas em branco. .............................................................................................. 106

Figura 6.12. Mapa gravimétrico do embasamento sem o efeito do Rifte Potiguar, com o

contorno do rifte. .................................................................................................................. 107

xi

LISTA DE TABELAS

Tabela 4.1. Relação simplificada do tempo sísmico x profundidade dos refletores para os poços

1LO 0001 RN e 1LJ 0001 RN ................................................................................................. 51

Tabela 4.2. Velocidades médias das principais formações da Bacia Potiguar Emersa. .............. 51

Tabela 5.1. Índices estruturais para os campos magnéticos e gravimétricos. ............................. 73

1

ÍNDICE RESUMO.....................................................................................................................................iv ABSTRACT..................................................................................................................................v AGRADECIMENTO...................................................................................................................vi LISTA DE FIGURAS..................................................................................................................vii LISTA DE TABELAS...................................................................................................... ............xi

CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO ............................................................................................ 4

1.2.OBJETIVOS..................................................................................................................... 7

1.2.1 GERAL ...................................................................................................................... 7

1.2.2 ESPECÍFICOS .......................................................................................................... 7

1.3. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO ................................................................. 8

CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA POTIGUAR ..................................................... 10

2.1. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL .................................................................. 11

2.1.1. OS TERRENOS CRISTALINOS PRÉ-CAMBRIANOS ................................... 14

2.2. BACIA POTIGUAR ..................................................................................................... 16

2.2.1. EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR ......................................................... 16

2.2.2. ARCABOUÇO ESTRUTURAL........................................................................... 20

2.2.2.1. GRABEN APODI ........................................................................................... 23

2.2.2.2. GRÁBEN DE UMBUZEIRO ........................................................................ 23

2.3. ESTRATIGRAFIA ....................................................................................................... 23

2.3.1 GRUPO AREIA BRANCA.................................................................................... 24

2.3.2. GRUPO APODI ..................................................................................................... 25

2.3.3. GRUPO AGULHA ................................................................................................ 27

2.3.4. MAGMATISMO ................................................................................................... 27

CAPÍTULO 3. GEOMETRIA DAS FALHAS DISTENSIONAIS .................................. 30

3.1. FALHA NORMAL ....................................................................................................... 31

3.2. FALHAS PLANARES ................................................................................................. 31

3.3. FALHAS LÍSTRICAS ................................................................................................. 33

3.4. ZONAS DE TRANSFERÊNCIA ................................................................................ 34

CAPÍTULO 4. DADOS GEOFÍSICOS E DE POÇOS ..................................................... 38

4.1 GRAVIMETRIA ............................................................................................................ 39

4.1.1 BANCO DE DADOS GRAVIMÉTRICOS .......................................................... 40

4.1.2. MAPA DE ANOMALIAS BOUGUER ........................................................... 41

2

4.1.3. SEPARAÇÃO REGIONAL/RESIDUAL ........................................................ 42

4.1.4. MAPA DE ANOMALIAS REGIONAIS ......................................................... 43

4.1.5. MAPA DE ANOMALIAS RESIDUAIS ......................................................... 44

4.2. MAGNETOMETRIA ................................................................................................... 46

4.2.1. DADOS AEROMAGNÉTICOS ........................................................................... 47

4.2.2. MAPA DE ANOMALIAS REDUZIDAS AO PÓLO ..................................... 47

4.3. DADOS DE SISMICA E POÇO ................................................................................. 48

4.3.1. DADOS DE POÇOS EXPLORATÓRIOS .......................................................... 49

4.3.2. LINHAS SÍSMICAS ............................................................................................. 52

CAPÍTULO 5. DECONVOLUÇÃO DE EULER .............................................................. 55

ARTIGO ............................................................................................................................... 55

CARACTERIZAÇÃO DA ESTRUTURA DO RIFTE DA BACIA POTIGUAR (RN)

COM BASE NA DECONVOLUÇÃO DE EULER .......................................................... 57

RESUMO .......................................................................................................................... 57

ABSTRACT ..................................................................................................................... 57

INTRODUÇÃO.................................................................................................................... 57

BACIA POTIGUAR ............................................................................................................ 59

METODOLOGIA ................................................................................................................ 61

DADOS GEOFÍSICOS........................................................................................................ 62

RESULTADOS E DISCUSSÕES ...................................................................................... 63

NUVENS DE SOLUÇÕES DE EULER ............................................................................ 63

ANÁLISE DO MERGULHO DAS FALHAS ................................................................... 65

DISTRIBUIÇÃO TRIDIMENSIONAL DAS FALHAS .................................................. 66

CONCLUSÃO...................................................................................................................... 68

AGRADECIMENTOS ........................................................................................................ 69

REFERÊNCIAS ................................................................................................................... 69

LISTA DE FIGURAS .......................................................................................................... 72

LISTA DE TABELAS ......................................................................................................... 73

CAPÍTULO 6. MODELAGEM GRAVIMÉTRICA 3D ................................................... 91

6.1. ASPECTOS TEÓRICOS .......................................................................................... 93

6.1.1. MÉTODO DE INVERSÃO .................................................................................. 95

6.1.2. EMBASAMENTO HETEROGÊNEO ................................................................. 98

6.2. PROCESSO DE INVERSÃO DOS DADOS GRAVIMÉTRICOS .......................... 99

3

6.2.1. CONTRASTE DE DENSIDADE ......................................................................... 99

6.2.2. MODELO GRAVIMÉTRICO 3D ...................................................................... 100

6.2.3. MODELAGEM GRAVIMÉTRICA 3D DO RIFTE ......................................... 102

CONCLUSÕES .................................................................................................................. 108

REFERÊNCIAS ................................................................................................................. 103

4

CAPÍTULO 1

INTRODUÇÃO

5

1. INTRODUÇÃO

A Bacia Potiguar está situada no extremo Nordeste do Brasil, ocupando a

metade Norte do Rio Grande do Norte e a região Nordeste do Ceará (Fig. 1.1). A bacia

ocupa uma área de 24.000 km² na sua parte emersa e 36.000 km² na sua porção

submersa, perfazendo uma área total de 60.000 km² (Angelim et al., 2007). Limita-se a

Sul, a Leste e a Oeste com rochas do embasamento cristalino, ao Norte pelo Oceano

Atlântico até a isóbata de 2000 m, separada a Noroeste da Bacia do Ceará, pelo Alto de

Fortaleza, a Leste com a Bacia Paraíba, pelo Alto de Touros.

A Bacia Potiguar é parte de uma série de pequenas a médias bacias rifte no NE

do Brasil. Encontra-se encaixada na porção Norte da Província Borborema, sendo

controlada por um sistema de riftes de direção NE-SW, desenvolvidos ao longo do

denominado Eixo de Rifteamento Cariri-Potiguar (Matos, 1992). Sua evolução tectônica

estaria relacionada ao desenvolvimento das margens Equatorial e do Atlântico Sul,

iniciada ao final do Jurássico (Françolin & Szatmari, 1987), sob forte influência dos

planos de fraqueza impressos em seu embasamento pré-cambriano.

Matos (1987) propõe que a estratificação reológica da Província Borborema foi

um fator preponderante na definição da geometria e evolução das bacias que ali se

implantaram, quando esforços distensivos começaram a predominar já a partir do

Siluriano. O mesmo sistema de esforços distensivos originou riftes intracontinentais

formados como resposta a um processo de estiramento e afinamento crustal, atuante

naquela região durante a fragmentação do continente Gondwana no Juro-Cretáceo.

Desse modo, pode-se destacar a influência de heterogeneidades crustais no controle

estrutural e evolução tectono-sedimentar de bacias rifte, com a reativação de uma

litosfera continental previamente deformada.

O arcabouço estrutural da Bacia Potiguar é constituído por um conjunto de

grábens e meio-grábens assimétricos (basculados para SE), separados por altos do

embasamento, formados por litotipos diversos com direção preferencial para NE-SW

(Matos, 1987).

Esta estruturação, denominada de Rifte Potiguar, é limitada a Leste e a Oeste

pelas falhas Carnaubais e Areia Branca, respectivamente, constituindo um duplo sistema

de falhas lístricas normais, que teriam se desenvolvido durante a reativação mesozóica

de zonas de cisalhamento neoproterozóicas (Matos, 1987).

6

A Bacia Potiguar tem sua importância econômica ligada à produção de petróleo,

aonde, em toda a bacia, a produção atual chega a 81.700 barris/dia, sendo originadas de

mais de 4 mil poços produtores (Angelim et al., 2007). Com o intuito de produzir

informações sobre a disposição das camadas sedimentares e o relevo do embasamento,

os métodos potencias têm sido amplamente utilizados como suporte para propor

modelos geotectônicos de bacias sedimentares. Os métodos potenciais são mais

conhecidos como métodos de reconhecimento, por serem mais econômicos, rápidos e

operacionalmente eficientes na obtenção de medidas, quando comparados à sísmica de

reflexão. A partir do início da década de 1980, cresce o número de estudos abordando

os aspectos regionais da evolução de bacias sedimentares, os quais utilizam como

importante suporte os métodos de campos potenciais (Menezes, 1990).

A modelagem gravimétrica é a técnica geofísica mais consagrada para a

determinação das formas internas e profundidades de corpos graníticos e bacias

sedimentares, principalmente na ausência de dados de sísmica de reflexão (De Castro,

2005). Segundo de Castro (2005), a modelagem gravimétrica pode ser realizada em

perfis 2D ou 2,5D, na qual há perca de detalhamento lateral devido algumas limitações,

ou em mapa (3D) através de métodos interativos de tentativa e erro ou por

procedimentos automáticos, usando-se técnicas de inversão de dados.

Inicialmente, valores constantes de densidade para o pacote sedimentar foram

presumidos (Bott, 1960; Corbató, 1965), sendo posteriormente substituídos por modelos

interpretativos que admitem um aumento da densidade dos sedimentos com a

profundidade, e, por conseguinte, uma diminuição do contraste de densidade com a

profundidade. Por exemplo, Cordell (1973) e Chai & Hinze (1988) presumem que o

contraste de densidade decai de forma exponencial. Murthy & Rao (1979) utilizam a

equação da anomalia de um modelo poligonal cujo contraste de densidade varia

linearmente com a profundidade. Sari & Şalk (2002) utilizam um contraste de densidade

variando hiperbolicamente com a profundidade, introduzido por Litinsky (1989) para

delinear o embasamento de bacias sedimentares.

Rao (1986) simulou a diminuição do contraste de densidade das rochas

sedimentares com a profundidade, por uma função quadrática e desenvolveu um

algoritmo para calcular a profundidade do embasamento. Com o intuito de otimizar o

tempo de processamento computacional, Rao & Babu (1991) desenvolveram um

programa, em linguagem FORTRAN, utilizando tanto equações exatas quanto

7

aproximadas para os cálculos computacionais. Utilizando-se desta teoria, de Castro

(2007) obteve resultados satisfatórios na modelagem gravimétrica da Bacia de Iguatu,

supondo que o contraste de densidade varia com a profundidade.

A Bacia Potiguar, onde está inserido o Rifte Potiguar, têm sido alvo de muitos

estudos envolvendo métodos potencias (De Castro et al., 1998; Pedrosa Jr, 2007;

Gusmão, 2008; De Castro et al., 2012), devido à praticidade e o baixo custo da

aquisição dos dados gravimétricos e magnéticos. O uso destes dados geofísicos fornece

subsídios sobre a geometria interna do rifte e suas relações com a estruturação tectônica

pretérita do embasamento cristalino. Em geral, os métodos potenciais são empregados

no mapeamento regional de grandes estruturas relacionadas ao armazenamento de

recursos petrolíferos e hídricos subterrâneos, como falhas de borda da bacia, grábens e

horsts, diápiros de sal, profundidade do embasamento e estimativa de fluxo de calor.

Na presente dissertação, foi efetuada uma modelagem gravimétrica 3D da

porção rifte da Bacia Potiguar. O procedimento de inversão utilizado estima as

profundidades de uma interface complexa, que separa dois meios geológicos

(embasamento e bacia sedimentar), contendo heterogeneidades de densidade. O

processamento digital dos dados gravimétricos, utilizando o software Oasis Montaj

v.6.4, proporcionou a identificação do arcabouço estrutural e a modelagem gravimétrica

3D do rifte. Através do software Bacia3D, foi possível estimar a arquitetura interna da

bacia, como também identificar o controle estrutural do arcabouço pré-cambriano sobre

a arquitetura interna da Bacia Potiguar.

1.2.OBJETIVOS

1.2.1 GERAL

O presente trabalho tem como objetivo determinar as evidências do controle estrutural

das heterogeneidades crustais na geração da Bacia Potiguar (RN/CE), com base em

modelagem gravimétrica 3D.

1.2.2 ESPECÍFICOS

Para melhor determinar as evidências desse controle estrutural serão necessários:

Realizar a interpretação das assinaturas gravimétricas e magnetométricas do

arcabouço estrutural do rifte;

Determinar profundidades do topo de embasamento em determinados locais do

rifte através de Deconvolução de Euler, dados de poços e seções sísmicos;

8

Desenvolver a modelagem gravimétrica 3-D do Rifte Potiguar;

1.3. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO

A área de pesquisa (Fig. 1.1) envolve todo o rifte das porções emersa e submersa

da Bacia Potiguar. Sua área é de 38.344 km², incluindo as sequências tectono-

deposicionais associadas aos períodos rifte, pós-rifte e drifte.

O acesso à área pode ser feito através da BR-304, partindo de Natal, passando

pelo município de Açu, que se localiza próximo a borda Oeste da bacia. Seguindo para

Noroeste, chega-se a Mossoró, onde se encontra a borda flexural do rifte da bacia.

Descendo para sul pela BR-405, vai-se até o município de Apodi, próximo ao limite Sul

do rifte.

9

Figura 1.1. Mapa geológico, de localização e acesso da Bacia Potiguar (Adaptado de CPRM, 2003).

9

10

CAPÍTULO 2

GEOLOGIA DA

BACIA POTIGUAR

11

2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL

O conceito Província Borborema foi introduzido em 1977 por Almeida et al.

para definir a entidade geotectônica que abrange a porção nordeste da Plataforma Sul-

Americana, com extensão territorial da ordem de 400.00 km². A província cobre partes

do norte da Bahia e sudoeste do Piauí até o noroeste do Ceará e ocupa a região do

nordeste oriental do Brasil (Santos & Brito Neves, 1984). Foi originada a partir do

desenvolvimento de uma área de terrenos de diversas litologias que foram amalgamados

durante o Paleoproterozóico e unida aos crátons Oeste-África, Amazônico e São

Francisco-Congo para formar o Supercontinente Atlântica (Mabessone, 2002).

A Província Borborema (Fig. 2.1) é constituída por diversas faixas de rochas

supracrustais associadas aos sistemas de dobramentos do Ciclo Brasiliano, tendo como

base terrenos gnáissicos-migmatíticos-graníticos arqueanos e proterozóicos, segundo

vários trends estruturais (Santos & Brito Neves, 1984). Essas feições ocorrem a norte e

a sul das extensas zonas de cisalhamento de Patos e Pernambuco, retrabalhados nos

eventos Transamazônico e Brasiliano (Sá, 1984 apud Bertani et al., 1990). Os sistemas

de dobramentos são resultantes da superposição de diversos eventos tectônicos,

metamórficos e migmatíticos sobre rochas sedimentares e vulcânicas acumuladas

durante o Proterozóico Médio e o Superior (Santos & Brito Neves, 1984). A província

encontra-se recortada por zonas de cisalhamento de direção NE-SW e E-W,

apresentando, em muitos casos, uma continuidade com lineamentos observados no

território africano (De Castro et al., 2012).

A partir do Cambro-Ordoviciano, o extremo nordeste da Província Borborema,

onde posteriormente implantou-se a Bacia Potiguar, foi uma região onde provavelmente

prevaleceram processos erosivos (Cremonini, 1996). Durante o Neojurássico, a região

nordeste brasileira foi tomada por uma sedimentação basicamente fluvial, com

evaporitos e depósitos eólicos subordinados, associada à fase Sin-Rifte I (Matos, 1992).

Essa sedimentação dominou a província ao sul do Lineamento Patos, não sendo

registrada na Bacia Potiguar (Cremonini, 1996). No Eocretáceo (Neocomiano), a

Província Borborema sofreu intensa reativação tectônica, provavelmente relacionada

com eventos iniciais da separação das placas sul-americana, que ocorria na margem

leste brasileira. Foi neste contexto que se originou o Rifte Potiguar, preenchido por

espessos pacotes sedimentares.

12

Cavalcante (1999 apud Pedrosa Jr, 2007), tendo como base os trabalhos de Brito

Neves et al. (1995), Van Schmus et al. (1995, 1997), Jardim de Sá (1994) e Santos

(1995, 1996), dividiu a Província Borborema em três domínios: Domínio Tectônico

Setentrional (DTS), Domínio Tectônico Central (DTC) e Domínio Tectônico

Meridional (DTM).

Neste trabalho, foi adotada a subdivisão tectono-estratigráfica da porção

Setentrional da Província Borborema, inseridas no DTS (Fig. 2.1), formadas por três

subdomínios: Domínio Médio Coreaú (DMC), Domínio Ceará Central (DCC) e

Domínio Rio Grande do Norte (DRGN) (Fetter et al., 2000).

Domínio Médio Coreaú (DMC)

Abrange parte do noroeste do estado do Ceará e parte do nordeste do estado do

Piauí, situado entre a margem retrabalhada do Cráton de São Luís e a Zona de

Cisalhamento Sobral-Pedro II (Fig. 2.1). O seu embasamento consiste de gnaisse

migmatítico, representando uma crosta juvenil paleoproterozóica formada em torno de

2,35 Ga (Fetter, 1999), segmentos remanescentes aprisionados de sequências vulcano-

sedimentares neoproterozóicas (Grupo Martinópole) e cinturões dobrados pelítico-

carbonáticos (Grupo Ubajara), que podem representar partes do Cinturão Móvel Trans-

Sahariano (Brito Neves et al, 2000). Entre as falhas Sobral-Pedro II e Café-Ipueiras,

ocorre a Bacia transtrativa Jaibaras (Teixeira et al., 2004) e plutons pós-orogênicos

(granitos Meruoca e Mucambo), recobertos a sudoeste pelas rochas sedimentares

fanerozóicas da Bacia do Parnaíba (Gusmão, 1998).

Domínio Ceará Central (DCC)

Está situado entre as zonas de cisalhamento Sobral-Pedro II e Senador Pompeu

(Fig. 2.1). Consiste de um embasamento dominado por ortognaisses e migmatitos,

formado durante a colagem transamazônica e caracterizado por um importante núcleo

arqueano o Maciço Tróia-Tauá, na sua porção sudeste.

Este domínio contém uma série de sequências supracrustais em cinturões

dobrados do mesoproterozóico e expressivo plutonismo granítico-migmatítico (Maciço

Santa Quitéria) do final do neoproterozóico (Brito Neves et al., 2000). O Maciço Santa

Quitéria exibe uma série de características isotópicas e geofísicas que, primariamente,

sugerem caracterizá-lo como um arco magmático continental da Orogenia Brasiliana

(Fetter, 1999).

13

FIGURA 2.1. Mapa da subdivisão tectono-estratigráfica da porção Setentrional da Província Borborema. Modificado de Jardim de Sá

(1994) e Cavalcante (1999).

13

14

Domínio Rio Grande do Norte (DRGN)

Este domínio está situado entre a Zona de Cisalhamento Senador Pompeu a

oeste e o Lineamento Patos a sul (Fig. 2.1). Inclui várias pequenas zonas, ou

subdomínios (de W para E), sequências supracrustais paleoproterozóicas da Faixa Orós-

Jaguaribe (Parente & Arthaud, 1995) e seu embasamento, o Maciço Rio Piranhas, Faixa

de Dobramentos Seridó e seu embasamento (Brito Neves et al, 2000), o Maciço São

José do Campestre (Dantas, 1997; Dantas et al, 2004) e ainda a ocorrência de um

extenso complexo gnássico-migmatítico, denominado de Complexo Caicó. Em adição,

ocorrem ainda grandes quantidades de corpos granitóides de idade neoproterozóica.

2.1. OS TERRENOS CRISTALINOS PRÉ-CAMBRIANOS

É dentro deste contexto do DRGN que está inserido o embasamento da Bacia

Potiguar. Nele encontra-se o núcleo arqueano representado pelo Maciço São José do

Campestre, localizado na parte nordeste do DRGN, próximo à cidade de Natal, datado

como o mais antigo segmento de crosta continental da América do Sul (Dantas et al.,

2004).

Encontra-se, ainda, uma unidade gnáissico-migmatítica de idade

paleoproterozóica formada pelo Complexo Caicó (Jardim de Sá, 1994) no Estado do

Rio Grande do Norte e Complexo Jaguaretama (Ferreira & Santos, 2000), no Estado do

Ceará. Sua associação litológica é metaplutônica com intercalações de rochas

supracrustais, de alto grau metamórfico, representadas por um conjunto de ortognaisses

bandados e migmatitos de composição granodiorítica-tonalítica e granítica, com

intercalações de bandas de gnaisses anfibolíticos, anfibólio-xistosos, augen-gnaisses e

raramente rochas calcissilicáticas.

Ainda no Paleoproterozóico, ocorre o Sistema Orós-Jaguaribe, localizado na

porção centro-sul da Província Borborema e representando parte do Sistema

Jaguaribeano de Brito Neves (1975) e Santos & Brito Neves (1984). O sistema é

composto por duas faixas móveis lineares, cuja evolução iniciou-se em torno de 1,9 Ga,

sobre um embasamento mais antigo, metamorfizado em fácies anfibolito alto e marcado

por uma deformação tangencial (Parente & Arthaud, 1995). Constitui-se, sobretudo, por

sequências metavulcano-sedimentares recortadas por intrusões ácidas e máficas

metamorfizadas em condições que variam de xisto verde baixo a granulito e deformadas

em regime transcorrente, durante o Ciclo Brasiliano. A associação litológica e a

15

organização dos metassedimentos, principalmente os basais, indica sua deposição em

um ambiente plataformal e/ou para-plataformal, antecedendo um estágio rifte associado

a um intenso magmatismo (Parente & Arthaud, 1995).

O Neoproterozóico é caracterizado pelo Grupo Seridó, representando uma

grande sequência de rochas metassedimentares aflorantes no leste do Rio Grande do

Norte. Está estruturada segundo a direção NE-SW, compreendendo as formações (da

base para o topo), Jucurutu, Equador e Seridó (Angelim et al., 2007).

A Formação Jucurutu é constituída de biotita gnaisses e biotitas-anfibólio

gnaisses predominantes, com lentes de rochas calciossilicáticas, mármores, quartzitos,

metavulcânicas andesíticas, formações ferríferas, metacherts e metaconglomerados

polimictos próximos à base (Angelim et al., 2007). A Formação Equador é composta de

muscovita quartzitos predominantes, com fácies pura ou feldspática, em adição a lentes

de metaconglomerados polimictos ou com seixos de quartzo. A Formação Seridó

constitui-se de biotita xistos, podendo conter granada e/ou cordierita/estaurolita/

sillimanita/andaluzita/cianita. Localmente, contém intercalações de mármores, rochas

calcissilicáticas, quartzitos e metavulcânicas máficas, incluindo (clorita-sericita)

muscovita - biotita xistos e, localmente, filitos, metassiltitos e clorita xistos (Angelim et

al., 2007).

O Neoproterozóico-Eopaleozóico é caracterizado ainda por manifestações

graníticas que perfazem cerca de 30% do território da Província Borborema. São suítes

granitóides de dimensões alongadas, tendo como encaixantes diversos litotipos.

Apresentam relação de contato magmático-intrusivas, controlada por zonas de

cisalhamento (Cavalcante, 1999).

Segundo Matos (1992), o Rifte Potiguar foi implantado sobre as rochas do

embasamento cristalino, aproveitando seu trend predominante de direção NE-SW,

durante o Cretáceo Inferior. O Sistema de Falhas de Carnaubais delimita a principal

borda falhada do Rifte Potiguar. Hackspacher & Oliveira (1984) associaram o Sistema

de Falhas de Carnaubais a uma possível reativação da Zona de Cisalhamento de

Portalegre, de idade brasiliana.

16

2.2. BACIA POTIGUAR

A Bacia Potiguar (Fig. 2.2) está posicionada na porção mais oriental das bacias

da margem equatorial. Geneticamente, está relacionada a uma série de bacias

neocomianas intracontinentais que compõem o Sistema de Riftes do Nordeste Brasileiro

(Matos, 1987). Por sua vez, este sistema, análogo ao atual Rifte-Valley do Leste

Africano, compreende as Bacias do Recôncavo, Tucano, Jatobá, Rio do Peixe, Sergipe-

Alagoas, entre outras (Bertani et al., 1990). Sua origem está relacionada a esforços

distensionais durante o Eocretáceo, associados ao início do rifteamento que resultaria na

separação das placas sul-americana e africana (Lira et al., 2006).

2.2.1. EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR

A origem das bacias da margem continental brasileira e a separação do

continente Gondwana tem sido alvo de inúmeros modelos que tentam explicar o

mecanismo principal de geração do Rifte Potiguar, onde se podem destacar os trabalhos

de Françolin & Szatamari (1987) e Matos (1987; 1992 e 2000).

Figura 2.2. Mapa de localização da Bacia Potiguar, com a representação da sua

estrutura rifte (Modificado de Neto, 2003).

17

Françolin & Szatamari (1987) sugeriram que a formação da Bacia Potiguar se

deu por meio da rotação horária da placa sul-americana em relação à africana. Essa

movimentação teve início no Neojurássico, causada por uma extensa fratura originada

na porção sul do mesmo, que teria se propagado para o norte durante o Cretáceo (Fig.

2.3A). Essa rotação teria se dado no Neocomiano, a partir de um polo situado ao sul da

cidade de Fortaleza e ao norte da Bacia de Touros, gerando esforços compressivos a

norte e distensivos a sul (Fig. 2.3B). A rotação das placas causaria um regime de

esforços distensivos de direção N-S na região da Bacia Potiguar (Fig. 2.3C),

responsáveis pela deformação em sua fase rifte. Durante o Aptiano, prosseguiu a

distenção N-S, continuando o rompimento da porção submersa da bacia. No Eoalbiano,

teve início o movimento divergente E-W entre os continentes sul-americano e africano

(Fig. 2.3D), causando cisalhamento lateral dextral, dando passagem para a entrada do

mar Albiano. O final do Campaniano é marcado pela presença de eventos compressivos

de direção N-S registrados na Bacia Potiguar (Fig. 2.3E). Tais eventos estão associados

ao soerguimento da plataforma carbonática e a reativação de inúmeros falhamentos.

Em resposta a dinâmica das placas durante o início da fragmentação do

Gondwana, Matos (1987; 1992) reconhece pelo menos três importantes estágios

Figura 2.3. Mecanismos de evolução da margem continental brasileira e processos

genéticos iniciais do Rifte Potiguar (Adaptado de Françolim & Szatmari, 1987).

18

tectônicos, denominados de Sin-Rifte I, Sin-Rifte II e Sin-Rifte III (Fig. 2.4). O estágio

Sin-Rifte I (Fig. 2.4A), do Neojurássico, refere-se ao início da deformação distensional,

com a deposição de sedimentos clásticos em uma ampla depressão denominada de

Depressão Afro-Brasileira. Nenhum registro desse estágio é observado na Bacia

Potiguar .

O estágio Sin-Rifte II (Fig. 2.4B), do Neocomiano ao Eobarremiano, é

caracterizado pelo desenvolvimento de bacias rifte controladas por falhas de rejeito

preferencialmente normal. Suas geometrias internas são definidas por meio-grábens

assimétricos, a exemplo do rifte Neocomiano da Bacia Potiguar emersa e demais riftes

intracontinentais do Nordeste Brasileiro. Durante essa fase ocorre a deposição dos

sedimentos da Formação Pendência na Bacia Potiguar.

No estágio Sin-Rifte III (Fig. 2.4C), durante o Neobarremiano, o processo

distensional começou a concentrar a deformação ao longo da futura margem

continental, causando uma grande mudança na cinemática do rifte. Na Bacia Potiguar,

esse evento provocou um deslocamento do eixo de rifteamento para a porção submersa

da bacia, ao mesmo tempo em que causou um soerguimento e erosão na porção emersa.

A direção de transporte tectônico mudou de NW-SE para E-W, com movimentos

predominantemente transtrativos dextrais, em resposta ao processo de deriva

continental. O registro dessa fase na Bacia Potiguar é restrito a porção submersa, na

Formação Pescada.

A sedimentação na Bacia Potiguar, tanto no estágio Sin-Rifte II como no Sin-

Rifte III, foi tipicamente continental, num sistema deposicional flúvio-lacustre.

Mais tarde, Matos (2000) propõe uma nova abordagem para a evolução tectono-

sedimentar da Margem Equatorial Atlântica, levando em consideração que os

mecanismos até então aceitos não explicavam corretamente a cinemática e a geometria

observada nas bacias de margem transformante. Sendo assim, ao invés de caracterizar as

tectono-sequências em Pré, Sin e Pós-Rifte, o autor subdividiu a evolução tectônica da

margem equatorial, em resposta à dinâmica das placas durante a fragmentação do

Gondwana, em três estágios deformacionais, denominados de pré-, sin- e pós-

movimentação transformante. Reconheceu ainda feições geométricas originadas por

cisalhamento simples, como bacias do tipo pull-apart e estruturas pop-up, associadas à

cinemática dextral destas falhas transformantes.

19

O estágio Pré-transformante compreende a fase pré-deriva continental, sendo

subdividido em Pré-Transtração e Sin-Transtração. O primeiro sub-estágio é

representado na Bacia Potiguar pela seção rifte Neocomiana da Formação Pendência,

presente nos grábens das porções emersa e submersa. O segundo sub-estágio é

representado na bacia pela seção Barremiana da Formação Pendência e Aptiana Inferior

da Formação Pescada, presentes apenas na porção submersa da bacia e pela seção

Aptiana superior da Formação Alagamar, presente nas porções emersa e submersa.

O estágio Sin-Transformante é dominado por eventos transtrativos e

transpressivos, marcados por afinamento litosférico (Fig. 2.5). A cinemática é dominada

por uma tectônica transcorrente dextral, caracterizada por um sistema de falhas

direcionais associadas a falhas normais e reversas. Falhas direcionais oblíquas e dobras

formam-se como resultado de regimes distensionais e compressionais simultâneos, no

plano horizontal (Matos, 2000). A assinatura do cisalhamento e as feições pull-apart

Figura 2.4. Modelo de reconstrução tectônica do nordeste brasileiro e sudoeste

africano durante os estágios Sin-Rifte I, II, III (Adaptado de Matos, 1992).

20

originadas podem ser reconhecidas ao longo de toda a margem equatorial e sua

magnitude varia com a distância das principais zonas transformantes.

O estágio Pós-Transformante registra o domínio da deriva continental (drifte),

caracterizado por segmentos tipicamente da margem passiva, com pouca influência

tectônica das zonas transformantes. É representado na Bacia Potiguar pelas seções

Turoniana-Campiniana Inferior da Formação Jandaíra e Campaniana Superior recente

das formações Ubarana, Tibau e Guamaré.

2.2.2. ARCABOUÇO ESTRUTURAL

A Bacia Potiguar emersa exibe estilo estrutural controlado por regime tectônico

distensional. Este confere à região um arcabouço composto por sistemas de horsts (altos

internos) e grábens orientados segundo o trend estrutural NE-SW (Fig. 2.6). A

arquitetura interna da bacia rifte é regida, fundamentalmente, pelas zonas de

anisotropias do embasamento (Bertani et al., 1990).

Figura 2.5. Distribuição da deformação na Margem Equatorial Atlântica durante o

Albiano (Matos, 2000).

21

O Rifte Potiguar é limitado a leste e a oeste pelos sistemas de falhas de

Carnaubais e Areia Branca, respectivamente. Constituem dois importantes conjuntos de

falhas lístricas normais, que teriam se desenvolvido durante uma reativação mesozóica

de zonas de cisalhamento neoproterozóicas. As profundidades máximas de

deslocamento são estimadas entre 20 e 22 km (Matos, 1987 e 1992).

O arcabouço estrutural do Rifte Potiguar é constituído por um conjunto de

grábens e meio-grábens assimétricos, basculados para SE. São separados por altos do

embasamento formados por litotipos diversos com direção preferencial para NE-SW. O

rifte é margeado pelas plataformas rasas de Aracati, a oeste, e Touros, a leste.

Os grábens de Apodi, Umbuzeiro, Guamaré e Boa Vista, situados na porção

emersa da bacia (Fig. 2.6), são preenchidos por sequências sedimentares do Eocretáceo.

Mostram forma assimétrica e apresentam feições lineares de direção NE-SW, limitados

a SE e NW por falhas que ultrapassam 5.000 m de rejeito. Na porção submersa, os

Figura 2.6. Mapa do arcabouço tectônico e do embasamento da Bacia Potiguar

(Modificado de Cremonini et al., 1996).

22

grábens também são assimétricos, com eixos orientados subparalelos à linha de costa

(Bertani et al., 1990).

Soares & Rossetti (2005) descrevem espessuras sedimentares para os grábens de

Umbuzeiro e Apodi de cerca de 6.000 m e 5.000 m, respectivamente (Fig. 2.7).

Enquanto que Neves (1989), na região dos grábens de Boa Vista e Guamaré, estima

uma profundidade média do embasamento de 2.500 m e espessura sedimentar média de

1.500 m. Tais profundidades são, relativamente, menores que as observadas nos grábens

de Apodi e Umbuzeiro, evidenciando o caráter assimétrico do Rifte Potiguar.

Os altos internos consistem de cristas alongadas do embasamento separando os

principais grábens. Os horts de Quixaba, Serra do Carmo e Macau representam os

principais altos internos da bacia, sendo compostos por blocos de gnaisses, migmatitos

ou xistos soerguidos por falhas normais, mostrando-se subparalelos aos eixos dos

grábens adjacentes. Normalmente, não ocorrem sequências do Cretáceo Inferior devido

à erosão ou não deposição (Bertani et al., 1990).

As plataformas do embasamento que limitam os grábens centrais, a leste e a

oeste, são denominadas de Touros e Aracati. Nesta região, o embasamento é menos

afetado por falhas, as quais apresentam rejeitos de dezenas a poucas centenas de metros.

As plataformas do embasamento são normalmente recobertas por sedimentos do

Aptiano e Cretáceo Superior na parte emersa e também por sequências terciárias na

parte submersa (Bertani et al., 1990).

Figura 2.7. Seção geológica AA’ transversal aos grábens de Apodi e Umbuzeiro e o

arcabouço estrutural da Formação Pendência, com as seqüências estratigráficas

(Soares & Rossetti 2005).

23

2.2.2.1. GRABEN APODI

O Gráben de Apodi é descrito por Matos (1992) como parte de um meio-gráben

conjugado. Sua arquitetura interna estaria controlada pelo baixo ângulo de emergência

de duas falhas normais, geradas em duas fases, com início no Neocomaniano Inferior,

quando um meio-gráben simples teria se formado ao longo da Falha de Baixa Grande.

Um segundo deslocamento, a oeste do alto de Quixaba (Fig. 2.7), teria se tornado ativo

em uma etapa tardia da fase sin-rifte. Assim, outro meio-gráben teria sido gerado e uma

estruturação descrita como cunha distensional triangular. Tal estruturação é

conceitualmente semelhante a uma zona triangular de cinturões compressivos, onde,

nesse contexto, o segmento NW-SE, a Falha de Apodi, seria uma falha de transferência.

O Gráben de Apodi se diferencia do restante da bacia pela presença de uma terceira

falha normal de direção NE-SW, a Falha de Mulungu (Hoerlle et al., 2007).

2.2.2.2. GRÁBEN DE UMBUZEIRO

O Gráben de Umbuzeiro é considerado a principal feição morfo-estrutural do

meio-gráben basculado formador do Rifte Potiguar emerso (Matos, 1987). É limitado a

sul pelo Sistema de Falhas de Apodi (segmento NW) e Baixa Grande (segmento NE),

que é paralelo a Falha Carnaubais. Constitui um meio-gráben basculado com

profundidades que atingem cerca de 5.000 m (Pontes, 2005). Os altos de Quixaba, na

porção SW, e de Macau, na porção NE, estão em geral encobertos por rochas de sua

fase transicional (Formação Alagamar). Contudo, eles podem apresentar espessuras

significativas das sequências sin-rifte mais velhas posicionadas entre o embasamento e a

Formação Alagamar.

2.3. ESTRATIGRAFIA

O preenchimento sedimentar da Bacia Potiguar inclui os registros de diversos

estágios tectônicos, tendo sua história deposicional diretamente ligada à evolução da

margem continental brasileira (Matos, 1992). O arcabouço estratigráfico de toda a bacia

é uma atualização dos diagramas de Souza (1982) e Lima Neto (1989) por Araripe &

Feijó (1994), com a evolução dos conhecimentos sobre a bacia, em função da crescente

atividade exploratória de hidrocarbonetos (Lira et al., 2006).

Atualmente, as unidades sedimentares mesozóicas e cenozóicas estão

organizadas em três grupos: Areia Branca, Apodi e Agulha (Fig. 2.8).

24

2.3.1 GRUPO AREIA BRANCA

Denominação proposta por Araripe & Feijó (1994) para reunir as formações

Pendência, Pescada e Alagamar, não havendo registros da segunda na porção emersa da

bacia (Lira et al., 2006).

Formação Pendência

Esta formação é constituída essencialmente por depósitos lacustrinos, fluvio-

deltaicos e de leques deltaicos. Della Fávera et al. (1992) individualizaram quatro

sequências deposicionais de terceira ordem, limitadas por discordâncias e suas

Figura 2.8. Coluna cronoestratigráfica da Bacia Potiguar, parte emersa

(Modificada de BRASIL, 1998 apud Cassab, 2003).

25

concordâncias relativas, apoiadas em critérios sismoestratigráficos, dados

litoestratigráficos e bioestratigráficos de poços (Soares & Rossetti, 2005).

Nas sequências 1 e 2 (fases deposicionais de lago profundo), o empilhamento

estratigráfico é agradacional na margem falhada e retrogradacional na margem flexural,

com predomínio de uma sedimentação lacustre com fluxos gravitacionais de arenitos e

conglomerados. Nas sequências 3 e 4 (sistemas deltaicos de lago raso), o empilhamento

estratigráfico é dominante progradacional, onde a sedimentação predominante é flúvio-

deltaica, com contribuição de sistemas deposicionais axiais e provenientes da margem

flexural (leques deltaicos empilhados) da calha tectônica.

Formação Alagamar

Corresponde ao topo do Grupo Areia Branca, seu nome designa a seção areno-

carbonática sotoposta em discordância à Formação Açu (Souza, 1982). A Formação

Alagamar era inicialmente constituída pelo Membro Upanema, Camadas Ponta do

Tubarão, Membro Galinhos, Membro Aracati. Posteriormente, as rochas do Membro

Aracati foram incluídas na Formação Açu. A Formação Alagamar passou a ser

composta pelo Membro Upanema, sotoposto às Camadas Ponta do Tubarão e Membro

Galinhos, no topo da sequência transicional (Araripe & Feijó, 1994).

O Membro Upanema (fluvio-deltaico) é caracterizado por arenito fino e grosso,

cinzento e folhelho cinza-esverdeado. Já as Camadas Ponta do Tubarão (lagunar),

formadas por calcarenito e calcilutito ostracoidais, intercaladas com folhelho cinza-

esverdeado ou escuro, euxínico. O Membro Galinhos (nerítico) é essencialmente

pelítico, com folhelho cinza-escuro e calcilutito creme-claro. A idade da Formação

Alagamar é Neoalagoas, com base em datações bioestratigráficas com palinomorfos e

ostracodes.

2.3.2. GRUPO APODI

Este grupo teve as sua primeira designação por Oliveira & Leonardos (1943

apud Araripe & Feijó, 1994) para as formações Açu e Jandaíra, mais tarde tendo seu

sentido ampliado por Araripe & Feijó (1994) para conter as formações Ponta do Mel e

Quebradas. O Grupo Apodi passou a reunir então as formações Açu, Ponta do Mel,

Quebradas e Jandaíra. Sendo que, apenas a segunda não apresenta registros

significativos na porção emersa da bacia.

26

Formação Açu

A Formação Açu foi depositada do Albiano ao Cenomaniano, sendo formalizada

por Kreider & Andery (1949 apud Araripe & Feijó, 1994) para designar os arenitos

finos e grossos esbranquiçados, intercalados com folhelho e argilito verde-claro e siltito

castanho-avermelhado, aflorando nas bordas da bacia e se sobrepondo discordantemente

à Formação Alagamar. Lateralmente, interdigita-se com as rochas carbonáticas da

Formação Ponta do Mel e com os clásticos da Formação Quebradas. Encontra-se

sotoposta concordantemente com a Formação Jandaíra (Araripe & Feijó, 1994).

Formação Quebradas

Esta formação teve sua primeira definição por Souza (1982) como membro da

Formação Ubarana, sendo proposta sua elevação a categoria de formação por Araripe e

Feijó (1994). A Formação Quebradas é caracterizada predominantemente por arenito

fino cinza-claro, folhelho e siltito cinza-esverdeado, tendo sua posição estratigráfica

entre os arenitos Açu e os pelitos da Formação Ubarana, com os quais se interdigita

lateralmente. O contato superior da Formação Quebradas é concordante com a

Formação Jandaíra. O Membro Redonda é formado por intercalações de arenito,

folhelho e siltito, enquanto que o Membro Porto do Mangue é representado sobretudo

por folhelho e arenito subordinado (Araripe & Feijó, 1994). As datações

bioestratigráficas disponíveis apontam para idades cenomanianas. O ambiente

deposicional interpretado inclui plataforma e talude, com a importante presença de

turbiditos.

Formação Jandaíra

Sampaio & Schaller (1968 apud Araripe & Feijó, 1994) propuseram a

denominação de Formação Jandaíra para designar os calcários aflorantes de alta energia

sobrepostos aos arenitos da Formação Açu. Esta unidade é composta por calcarenito

bioclástico a foraminíferos bentônicos, por vezes associados a algas verdes, ocorrendo

também calcilutito com marcas de raízes, dismicrito e gretas de contração (Araripe &

Feijó, 1994). Este conjunto de fácies aponta para um ambiente de planície de maré

(Monteiro & Faria, 1988 apud Araripe & Feijó, 1994).

O contato inferior da Formação Jandaíra é concordante com as formações Açu

ou Quebradas, e o superior com os sedimentos do Grupo Agulha é marcado por uma

discordância regional. Lateralmente, a Formação Jandaíra interdigita-se com a

27

Formação Ubarana. A Formação Jandaíra é datada como turoniana a mesocampaniana,

a partir de seu conteúdo fossilífero (Araripe e Feijó, 1994) e suas maiores espessuras

são estimadas em torno de 650 m.

2.3.3. GRUPO AGULHA

Definida por Araripe & Feijó (1994) para designar os depósitos clásticos e

carbonáticos de alta e baixa energia das formações Ubarana, Guamaré, Tibau e

Barreiras. Dentre as quais, apenas as duas últimas ocorrem na porção emersa da bacia.

Representa uma megassequência regressiva, com importantes corpos turbidíticos.

Formação Tibau

Tendo sido proposta por Silva (1966 apud Araripe & Feijó, 1994) para designar

os depósitos clásticos grossos sobrepostos aos carbonatos Guamaré, esta formação é

caracterizada por arenito grosso hialino e interdigita-se lateralmente com as formações

Guamaré e Barreiras. O ambiente deposicional dominante é o de leques costeiros,

atuantes deste o Neocampaniano ao Holoceno.

Formação Barreiras

Denominada originalmente de Série Barreiras por Morais Rego (1930) para

caracterizar as camadas variegadas, com leitos de areias inconsistentes e concreções

ferruginosas que ocorrem desde o vale do rio Amazonas até a costa norte, nordeste e

leste brasileiro (Angelim et al., 2007). Seus sedimentos ocorrem ao longo de uma faixa

próxima ao litoral potiguar em forma de tabuleiros, por vezes constituindo falésias. Essa

formação é composta por arenitos de granulometria grossa a conglomerática, areias

grossas e finas em geral quartzosas e feldspáticas, com coloração variada (vermelho,

roxo e creme), intercaladas por lentes de argila.

2.3.4. MAGMATISMO

Um expressivo magmatismo básico intraplaca afetou o estado do Rio Grande do

Norte durante e após a instalação da Bacia Potiguar, entrecortando os grupos Areia

Branca, Apodi e Agulha. Este magmatismo é associado a três eventos de idade distintas,

individualizados nos magmatismos Rio Ceará-Mirim, Serra do Cuó e Macau (Araripe &

Feijó, 1994).

28

Magmatismo Rio Ceará-Mirim

Está presente ao longo da borda da bacia na forma de diques de diabásio

toleiítico, orientados na direção preferencial E-W. Representando o evento mais antigo

da Bacia Potiguar, com idades de 120 e 140 Ma, os diques apresentam comprimentos

métricos de até cerca de 10 km de extensão, sofrendo uma inflexão para sudoeste,

associados à movimentação transtracional que deu origem ao Rifte Potiguar (Angelim et

al., 2007). Araripe & Feijó (1994) consideram que esta formação equivale à Formação

Cabiúnas das bacias de Campos e do Espírito Santo.

Magmatismo Serra do Cuó

Corresponde a um evento magmático pouco conhecido na bacia, datado do

Santoniano-Campaniano (83 Ma), formado principalmente por diques de diabásio com

tendência alcalina, também ocorrem na forma de derrames e soleiras, intrudidos na base

da Formação Açu, a leste da cidade de Assu.

Magmatismo Macau

Foi definido por Mayer (1974 apud Araripe & Feijó, 1994) para designar os

derrames de olivina-basalto afanítico, do Eoceno-Oligoceno, intercalados com rochas

sedimentares das formações Tibau, Guamaré e Ubarana. Os corpos do vulcanismo

Macau ocorrem numa extensão de cerca de 100 km da porção emersa da bacia (Angelim

et al., 2007).

29

CAPÍTULO 3

GEOMETRIA DAS FALHAS

DISTENSIONAIS

30

FIGURA 3.1. Tipos de estruturas desenvolvidas em sistemas distensionais (Fonte:

Earth Science Austraila).

3. GEOMETRIA DAS FALHAS DISTENSIONAIS

As falhas consistem em descontinuidades em uma rocha, onde ocorreram

deslocamentos diferenciais. Deslocamento é um termo geral para definir o movimento

relativo dos dois lados da falha, medido em qualquer direção (Groshong, 1999;

Peacock, 2000). Um falhamento ocorre quando o limite de coesão interno da rocha é

ultrapassado, quando submetido à ação de tensões cisalhantes. As falhas podem ser

classificadas de acordo com a sua cinemática ou com suas características geométricas.

Grábens, horsts e hemi-grábens são típicas estruturas regionais desenvolvidas

em sistemas distensionais, que incluem falhas normais, reversas, inversas e

transcorrentes (Fig. 3.1).

- Falhas Normais: São caracterizadas por apresentarem o eixo principal de tensão

vertical, e o eixo de maior alívio praticamente horizontal . Sendo assim, relaciona-

se, via de regra, a uma distensão da crosta terrestre (Pontes, 2005). Também se encontra

associado a estiramento radial centrífugo em cristas de anticlinais ou estrutura dômicas

(Peacock, 2000).

- Falhas reversas ou de empurrão: são caracterizadas por um eixo de tensão máxima

essencialmente horizontal , com direção máxima de alívio vertical . O seu

movimento origina um rejeito de falha inverso. O mergulho tem um máximo de 45°

31

com a horizontal, sendo comumente observados mergulhos em torno de 30° (Pontes,

2005). Este tipo de falha é, comumente, associada a processos de encurtamento crustal,

implicando em esforços compressionais e tangenciais, os quais podem resultar,

secundariamente, de um tectonismo vertical e deslizamento gravitacional. Assim, sua

presença não indica necessariamente que a crosta esteja sendo encurtada (Park, 2004).

- Falhas inversas: Assim como as falhas de empurrão acomodam o encurtamento crustal

este tipo de falha difere das falhas reversas por resultar de um mergulho entorno de 60°.

A explicação reside no fato que essas falhas podem ser uma reativação de falhas

normais ou que os seus principais eixos de tensão não são necessariamente horizontais

em profundidade (Gaspar, 2010). As trajetórias de tensão se tornam inclinadas e/ou

curvadas como resultado de variações no estado de tensão lateral e verticalmente (Davis

& Reynolds, 1996).

- Falhas transcorrentes ou de rejeito direcional: O movimento é principalmente

horizontal, ou seja, e são horizontais. As falhas transcorrentes resultam de

movimentos cisalhantes ao longo de um plano vertical ou subvertical (Park, 2004).

3.1. FALHA NORMAL

O termo “falha normal” foi utilizado originalmente em minas de carvão do

século XIX na Inglaterra, por ser o tipo de falha mais comum, sendo assim chamada de

falha normal pelos mineiros (Peacock, 2000). As falhas normais podem apresentar, ou

não, superfícies de deslocamento. Estas superfícies de menor resistência têm um papel

significativo no controle do modo e taxa de deformação e, consequentemente no estilo

de distensão superficial (Gaspar, 2010).

Segundo Wernicke & Burchfiel (1982), as falhas podem ser divididas em duas

classes, rotacionais e não-rotacionais, podendo ser subdivididas em duas categorias

baseadas em suas possíveis geometrias em falhas planares (rotacionais ou não) e falha

lístricas rotacionais.

3.2. FALHAS PLANARES

Normalmente, as falhas planares não-rotacionais assumem um arranjo em horst

e gráben (Fig. 3.2). Esta é uma geometria clássica marcada por uma sucessão de

falhamentos com mergulhos contrários, geralmente, associados a ambientes tectônicos

de distensão uniforme. Este tipo de arranjo acomoda uma pequena quantidade de

deformação (Pontes, 2005).

32

FIGURA 3.2. Falhas planares não-rotacionais em arranjo horst e graben (Fonte:

Earth Science Austraila).

O arranjo de falhas planares rotacionais é denominado dominó (Fig. 3.3). Este

tipo de geometria permite a acomodação de uma grande quantidade de distensão, com

uma pequena deformação interna dos blocos. Assumindo que o bloco alto não sofre

deformação, a geometria em dominó pode se desenvolver de duas formas, sem ou com

deslocamento basal.

FIGURA 3.3. Falhas planares rotacionais com arranjo em dominó (Groshong,

1989). : Distância original entre dois planos de falha adjacentes; : Distância

final entre dois planos de falha adjacentes; t: Largura do bloco; : Mergulho

inicial da falha; : Mergulho final da falha; : Mergulho final das camadas; :

Rejeito da falha. (1) Corpo antes da deformação, (2) corpo depois da deformação e

(3) Relações entre diversas variáveis descritas acima (Modificado de Gaspar,

2010).

33

No modelo sem deslocamento basal, os blocos falhados são “unidos” as camadas

sobrepostas e sotopostas, sendo que, a camada falhada não é suficientemente “frágil”

para ser descrita como deslocamento, considerando-se então como uma zona de

cisalhamento (Pontes, 2005). No modelo com deslocamento basal, a ausência de outras

superfícies de deslocamento força as camadas a distensão, o que facilita a formação

desta geometria (Stewart & Argent, 1999). Arranjos dominados por uma única

polaridade são particularmente comuns em sistemas de deslizamento gravitacional.

Estes sistemas são controlados pelo peso de uma camada rochosa escorregando sobre

outra relativamente menos competente. Tal deslizamento é denominado de

descolamento (detachment) (Price & Cosgrove, 1990) (Fig. 3.4).

3.3. FALHAS LÍSTRICAS

São falhas planares que apresentam variações de mergulho no plano de falha,

onde os estratos do teto podem colapsar, formando assim estruturas em kink band (Fig.

3.5). Esta variação no mergulho do plano de falha gera duas superfícies imaginárias,

denominadas de superfície axial ativa, que é fixa em relação ao teto, e superfície axial

inativa, que migra com o teto e define um plano que separa a porção colapsada da não

colapsada. Os estratos entre a superfície de falha e a superfície axial ativa permanecem

inalterados até cruzarem o plano definido por essa última, quando são colapsados e

cisalhados (Pontes, 2005). As porções do teto de fora dos limites destas superfícies têm

o transporte de partículas controlado por translação paralela aos diferentes segmentos de

FIGURA 3.4. Sistema de falha planar com deslocamento (Modificado de Twiss

& Moore, 1992).

34

falha. O mergulho da superfície ativa é controlado pela reologia do corpo rochoso,

essencialmente por seu ângulo de fricção interna (Xiao & Suppe, 1992).

Pode-se considerar uma falha lístrica como sendo um somatório de várias

quebras de mergulho, de modo a formar uma superfície curva que tende a horizontalizar

em profundidade (Xiao & Suppe, 1992). O somatório do colapso provocado por

sucessivas quebras de mergulho do plano de falha gera uma estrutura de rollover,

também denominada de anticlinal de compensação (Fig. 3.5).

3.4. ZONAS DE TRANSFERÊNCIA

No abatimento dos blocos, pode também haver movimentação ao longo de

falhas cruzadas, com fortes componentes de deslocamento direcional ou mesmo

transcorrentes (Fig. 3.6). As falhas desse tipo que afetam o pacote sedimentar e o

embasamento adjacente são chamadas zonas ou falhas de transferência, transferentes,

compartimentais ou transversais (transfer, compartmental - Harding, 1983; Gibbs,

1984, 1987; Sengor et al., 1985).

FIGURA 3.5. Fotografia de um modelo de areia simulando um arrasto das camadas

junto à falha normal lístrica (Modificado de Hoerlle et al., 2007).

FIGURA 3.6. Bloco diagrama de falhas de transferência, afetando o teto e o piso e

acomodam parte da movimentação na direção do estiramento máximo

(Modificado de Gibbs, 1984).

35

As zonas de transferência permitem a acomodação da distensão entre segmentos

de falhas individuais ao longo do comprimento da zona de deformação de uma bacia.

Embora a presença desta zona implique em uma relação geométrica entre as falhas, não

determina que haja uma relação cinemática ou mecânica entre elas. Trabalhos anteriores

em bacias sedimentares identificaram dois tipos principais de zonas de transferência

entre os pontos de falha com distribuição espacial en echelon (Bally, 1981; e Gibbs,

1984).

-Falhas de transferência (hard-linkage) (Fig. 3.7A).

-Zonas ou rampas de revezamento (soft-linkage) (Fig. 3.7B).

Essas falhas podem ser lístricas em profundidade ou não, de todo modo ligando-

se a patamares da zona de descolamento do sistema distensional. A essas falhas com

forte componente inversa ou direcional, podem se associar duplexes e outras feições,

tornando o sistema distensional intrincado. A Figura 3.8 ilustra duplexes ou estruturas

em flor. Eventuais mudanças temporais do sentido de movimentação, especialmente

com desenvolvimento de novas falhas, resultam em geometrias mais complexas (Fig.

3.9).

FIGURA 3.7. Dois tipos principais de zonas de transferência: (A) Falha de

transferência (hard-linkage); e (B) zonas ou rampas de revezamento (soft-linkage).

(Modificado de Gawthorne & Hurst; apud Gaspar, 2010).

36

Lister et al. (1985) mostraram as relações geométricas existentes entre falhas de

transferência e diversos elementos estruturais associados às bacias interiores e margens

continentais (Figura 3.10). As zonas de transferência podem separar compartimentos

com diferentes polaridades e cada segmento pode ter assinatura própria na evolução de

uma margem continental ou bacia interior.

FIGURA 3.8. Falha de transferência que pode configurar estrutura em flor,

articula-se em profundidade com a zona de deslocamento do sistema distensional

(Modificado de Gibbs, 1987).

FIGURA 3.9. Falhas de transferência separando segmentos com diferentes

estruturações extensionais (Modificado de Bally et al., 1981).

37

FIGURA 3.10. Falhas de transferência (Modificado de Lister et al., 1986).

38

CAPÍTULO 4

DADOS GEOFÍSICOS E DE

POÇOS

39

4.1 GRAVIMETRIA

A Gravimetria é uma metodologia utilizada pela prospecção geofísica que

consiste na determinação das variações do campo gravitacional principalmente sobre a

superfície da Terra de maneira a investigar as estruturas e/ou concentrações minerais em

subsuperfície (Luiz & Silva, 1995). O método baseia-se no contraste de densidade dos

materiais subjacentes que provocam distorções ou perturbações (anomalias) sobre o

campo gravitacional (Silva, 1997). Tais irregularidades (anomalias) são interpretadas

como resultado das variações laterais na densidade dos materiais da subsuperfície,

provocadas por estruturas geológicas ou corpos rochosos com diferentes densidades

(Telford et al., 1990).

O método gravimétrico tem sido muito utilizado pela Geologia na elucidação de

inúmeros problemas, que vão desde o estudo da forma da Terra, estudos de isostasia,

passando pela estrutura crustal e até pelo entendimento da forma do substrato de bacias

sedimentares, forma de plútons graníticos e na prospecção de minérios (Silva, 1997).

Este método tem como princípio a descoberta da força da gravidade por Galileu Galilei,

em 1590, e a sua quantificação por Isaac Newton, em 1687, através da lei que rege a

atração dos corpos (Luiz & Silva, 1995). De acordo com essa lei, as massas são atraídas,

uma a outra, com uma força diretamente proporcional ao seu produto e inversamente

proporcional ao quadrado da distância que as separa, o que pode ser representado

através da seguinte fórmula:

em que G é a constante de gravitação universal, e seu valor no sistema cgs é de

aproximadamente 6,67 x 10-8

dina.cm²/g².

As primeiras medidas da aceleração da gravidade datam de 1673, quando

Huygens descobriu que o valor absoluto da gravidade poderia ser determinado

observando-se a oscilação de um pêndulo (Luiz & Silva, 1995). Em 1749, Pierre

Bouguer publica o trabalho Determinação da forma da Terra, onde relata sua viagem

pelos Andes, iniciada em 1735, com o propósito de medir um grau do meridiano

próximo do Equador. Durante essa viagem, Pierre Bouguer, efetua observações

gravimétricas em altitude pondo em evidência a anomalia que tem seu nome. A partir de

F = G . m1 . m2

d²

40

1881, a obtenção de medidas relativas da aceleração da gravidade propiciou um

aumento considerável no número de observações. Os dados assim coletados, bem mais

precisos, passaram a ser usados basicamente para resolver problemas geodésicos,

relacionados à forma da terra e/ou a estrutura interna do nosso planeta em escala global

(Luiz & Silva, 1995.).

O uso da Gravimetria na prospecção geológica foi iniciado em 1901, na

Hungria, com o Barão Eötvös, que empregou um instrumento, desenvolvido por ele em

1896, para medir as componentes horizontais do gradiente de aceleração da gravidade

(balança de torção). Em 1924, medidas da gravidade efetuadas com o instrumento

desenvolvido por Eötvös possibilitou a descoberta do Domo Nash, no Texas,

provavelmente a primeira descoberta de estrutura acumuladora de óleo efetuada por

meio de um método geofísico (Lafehr, 1980).

No início dos anos 30, foi introduzido outro tipo de instrumento, denominado

gravímetro, mais portátil e menos sensível a topografia do que as balanças de torção.

Este instrumento permitia leituras em tempo muito mais reduzido. O tempo necessário

para uma leitura com as balanças de torção é superior à uma hora, enquanto com os

gravímetros necessita-se apenas de 3 a 5 minutos. Este instrumento deu novo impulso à

aplicação da Gravimetria na prospecção geológica (Luiz & Silva, 1995).

A aplicação da Gravimetria na prospecção inclui o reconhecimento regional de

estruturas geológicas a procura de estruturas armazenadoras de petróleo e gás, bem

como depósitos de minerais economicamente importantes. O método gravimétrico é

mais uma técnica utilizada para a compreensão da densidade dos materiais rochosos em

profundidade, inacessíveis a serem investigados diretamente.

4.1.1 BANCO DE DADOS GRAVIMÉTRICOS

Os dados gravimétricos utilizados nesta pesquisa provêm de vários

levantamentos independentes realizados por diversas universidades (UFC, UFRN,

UFOP, USP, UFPA, entre outras), instituições de pesquisa e órgãos governamentais

(Petrobras, CPRM, ANP, IBGE). A Figura 4.1 mostra a distribuição das estações de

medidas estabelecidas na área pesquisada.

As correções da atração luni-solar, latitude, elevação do terreno e a presença de

massas topográficas próximas as estações de medida (Bouguer) foram previamente

41

efetuadas no conjunto de dados gravimétricos terrestres. Os dados corrigidos foram

referenciados à Rede Internacional da Padronização Gravimétrica de 1971 (IGSN-71).

4.1.2. MAPA DE ANOMALIAS BOUGUER

O mapa de anomalias Bouguer foi confeccionado a partir da interpolação dos

dados gravimétricos, em uma malha regular de 500 m, utilizando o método de

interpolação kriging. Para a interpolação da malha, foi calculado um semi-variograma

que apresenta a correlação dos dados como uma função da distância. A análise do semi-

variograma permitiu selecionar os parâmetros do modelo que melhor define a variância

do conjunto de dados.

A figura 4.2 mostra o mapa de anomalias Bouguer da região da Bacia Potiguar

onde pode ser observado um aumento das anomalias gravimétricas, aumentando de SW

para NE, variando de -13mGal, no interior do continente, a 165 mGal, nas regiões

oceânicas mais profundas. O aumento do gradiente do campo gravimétrico na direção

NE esta provavelmente relacionada ao afinamento crustal em direção a crosta oceânica

em uma típica região de margem passiva (De Castro et al., 2007). Enquanto que na

FIGURA 4.1. Mapa de anomalias Bouguer com a localização das estações

gravimétricas.

42

porção continental, as anomalias negativas estão associadas as rochas de menor

densidade da crosta continental, cuja espessura podem ultrapassar 30 km no interior do

continente (De Castro et. al., 1998).

4.1.3. SEPARAÇÃO REGIONAL/RESIDUAL

A separação das componentes regional e residual do campo anômalo (Fig. 4.3)

foi possível através da aplicação do filtro espectral gaussiano, que separa os conteúdos

de baixa frequência relacionados às anomalias regionais dos de alta frequência

relacionados às anomalias residuais a partir da análise do espectro de potência dos

dados gravimétricos no domínio do número de onda (Fig. 4.4).

FIGURA 4.2. Mapa de anomalias Bouguer da Bacia Potiguar - RN com a estrutura

rifte em preto e o limite da bacia em vermelho.

43

Este filtro consiste de um operador matemático que atua como passa-baixa ou

passa-alta frequências do sinal escolhido no domínio do número de onda. A componente

regional ou de baixa frequência corresponde às fontes gravimétricas mais profundas da

interface crosta-manto e a componente residual ou de alta frequência relaciona-se a

fontes gravimétricas mais rasas, na crosta superior.

Após vários testes, o valor da frequência de corte que melhor separa as

componentes regionais e residuais foi de 0,53 ciclos/km.

4.1.4. MAPA DE ANOMALIAS REGIONAIS

O mapa de anomalias regionais está caracterizado por anomalias gravimétricas

bastante suaves de longo comprimento de onda, associadas a um gradinte gravimétrico

A

B

C

FIGURA 4.3. Mapas de anomalias Bouguer (A), Regional (B) e Residual (C).

FIGURA 4.4. Espectro de potência para as anomalias Bouguer da Bacia Potiguar.

44

positivo de caráter regional variando entre -12 a 162 mGal, com sentido de SW para NE

(Fig. 4.5). Esta variação gradual do efeito gravimétrico é provocada pelo afinamento

crustal ao longo do trend Cariri-Potiguar. Uma anomalia negativa (–5 mGal), com

longo a médio comprimento de onda e eixo principal WNW-ESSE, surge a NW da

cidade de Mossoró (RN) (Fig. 4.5 (1)), sugerindo a presença de um déficit de massa

profundo na porção NW do Rifte Potiguar (Pedrosa Jr. et. al., 2010).

4.1.5 MAPA DE ANOMALIAS RESIDUAIS

O mapa de anomalias residuais demonstra assinaturas gravimétricas do

arcabouço estrutural da Bacia Potiguar (Fig. 4.6). A porção NW do mapa é marcada por

máximos gravimétricos de até 19,00 mGal, onde a geologia local de superfície diz

respeito a rochas supracrustais da Faixa Jaguaribe, rochas sedimentares da Formação

Barreiras e sedimentos holocênicos.

FIGURA 4.5. Mapa de anomalias Regionais Bouguer da Bacia Potiguar - RN com as

isolinhas em branco com intervalo de 10 mGal, a estrutura rifte em preto e o limite da

bacia em vermelho.

45

A parte central do mapa é dominada por amplos mínimos gravimétricos,

representando a porção rifte da Bacia Potiguar, de até -14,10 mGal, na região do Gráben

de Apodi (1 na Fig. 4.6). Ao leste, as anomalias negativas apresentam uma inflexão na

direção NE-SW, relacionadas a outros depocentros da bacia, destacando-se o Gráben de

Umbuzeiro (2 na Fig. 4.6). Mais ao norte dessas anomalias, podem ser observadas

anomalias positivas variando entre 1,30 mGal e 18,66 mGal, de direção principal NE-

SW e levemente inflexionadas para NW-SE, no extremo oeste da área. Estas anomalias

marcam a borda oeste do rifte Potiguar (Linha de charneira Areia Branca) (3 na Fig.

4.6). Na região SE da área, observa-se um extenso máximo gravimétrico, de até 16,69

mGal e direção principal para NE-SW. Esta feição anômala está relacionada à borda

leste do Rifte Potiguar (Falha de Carnaúbais) (4 na Fig. 4.6).

As regiões S e SW da área são marcadas por anomalias positivas e negativas de

curto a médio comprimento de onda e orientação preferencial NW-SE. Tal padrão

anômalo reflete as heterogeneidades do arcabouço estrutural, formado por litotipos

diversos, arqueanos e proterozóicos do Complexo Caicó e Grupo Seridó, além de

corpos granitóides das diversas suítes intrusivas aflorantes nessa região.

FIGURA 4.6. Mapa de anomalias Residuais Bouguer da Bacia Potiguar - RN com a

estrutura rifte em preto. 1: Gráben de Apodi; 2: Gráben de Umbuzeiro; 3: Linha de

charneira Areia Branca; 4: Falha de Carnaúbais.

1 2 4

3

46

4.2. MAGNETOMETRIA

A Magnetometria é o método geofísico que observa a interferência da

magnetização das rochas no campo magnético terrestre. Na porção mais superior da

Crosta, a influência magnética dos materiais terrestres, produzida durante a formação

das rochas, é observada a partir do campo magnético total, gerado no Núcleo Externo

(Torres, 2000). O campo magnético é usado para determinar, identificar e localizar os

diferentes tipos de fontes magnéticas. As fontes magnéticas podem assim auxiliar na

delimitação de unidades litológicas através do contraste das propriedades magnéticas de

uma unidade em relação às unidades vizinhas, bem como, na identificação de feições

estruturais através do contraste das fontes magnéticas denominadas de descontinuidades

estruturais, tais como falhas, zonas de cisalhamento e contatos. O estudo do campo

geomagnético é bastante aplicado a prospecção de minerais economicamente

importantes (Telford et al., 1990).

Este método, de forma semelhante ao método gravimétrico, tem seus

fundamentos básicos regidos pela Teoria do Potencial. As principais diferenças entre os

dois métodos são os parâmetros físicos envolvidos em suas medidas, a susceptibilidade

magnética e a densidade, respectivamente, e o caráter dipolar do campo magnético. Tal

característica torna a Magnetometria mais complexa, em contraste com caráter

monopolar do campo gravimétrico.

A resposta magnética dos corpos depende da susceptibilidade magnética, da

profundidade, do volume, da distribuição da magnetização e das direções de

magnetização e do campo medido (Torres, 2000). Se as direções de magnetização e do

campo (local) não forem verticais, condição verificada apenas nos pólos magnéticos, e

se a distribuição da magnetização não for uniforme, ocorrerá uma diferença de fase no

sinal. Esta diferença de fase provocará certa distorção da anomalia, traduzida pelo

deslocamento lateral, distorção de sua forma e, dependendo da latitude, mudança no seu

sinal (Blakely, 1995). Atualmente, com o aperfeiçoamento das técnicas de observação,

os magnetômetros utilizados são capazes de medir a variação das componentes

horizontais e verticais do campo magnético, podendo o levantamento geofísico ser

executado comumente na superfície terrestre, no ar com auxílio de aeronaves e no mar,

em embarcações.

47

4.2.1. DADOS AEROMAGNÉTICOS

Os dados magnetométricos provem dos projetos Bacia Potiguar e Plataforma

Continental do Nordeste, obtidos junto à Agência Nacional do Petróleo, Gás Natural e

Biocombustíveis (ANP). Cada conjunto de dados foi, separadamente, interpolado,

continuado para a mesma altura de vôo, reduzido ao pólo e, então, concatenado a um

banco de dados único, gerando o mapa da intensidade do campo total reduzido ao pólo.

Os dados magnetométricos provêm dos projetos Bacia Potiguar e Plataforma


Biocombustíveis (ANP). O Projeto Plataforma Continental do Nordeste foi realizado na

década de 1970 ao longo de linhas NE-SW, espaçadas de 500 m e a uma altitude de 700

m. Os mapas magnéticos originais foram digitalizados e cedidos pela ANP em uma

malha regular de 500 m. Já os dados do projeto Bacia Potiguar foram levantados entre

1986 e 1987, ao longo de linhas com direção N20°W, espaçadas de 2 e 4 km e a uma

altitude de 500 m (MME/CPRM, 1995). Os dados do Projeto Bacia Potiguar foram

interpolados com o método bi-direcional em uma malha regular de 500 m e continuados

para uma altura de vôo de 700 m.

A teoria inserida no Filtro de Redução ao Pólo considera que todas as anomalias

são causadas por indução e com os parâmetros do campo geomagnético iguais aqueles

presentes no pólo norte magnético. A aplicação deste filtro propõe-se a restaurar as

anomalias magnéticas diretamente sobre os corpos causadores, removendo as

assinaturas causadas por magnetização não vertical ou campo regional (Baranov, 1975

apud Duarte, 1998).

4.2.2. MAPA DE ANOMALIAS REDUZIDAS AO PÓLO

No mapa de anomalias reduzidas ao pólo (Fig. 4.7.), observa-se para a porção

rifte da bacia um relevo magnético suave, com um padrão de anomalias de médio a

longo comprimento de onda, de direção preferencial NE-SW.

Pedrosa Jr et al. (2010) classificaram essa região como Domínio Magnético

Rifte Potiguar (DMRP), onde destacam-se anomalias negativas de longo comprimento

de onda, orientadas segundo direções NE-SW e E-W (A na Fig. 4.7), associadas aos

espessos pacotes sedimentares no interior da bacia. Destacam-se ainda fortes picos

magnéticos de grande amplitude, cerca de 85 nT/km (B na Fig. 4.7). Tais anomalias

correspondem a altos internos no arcabouço da bacia e, excepcionalmente, a corpos

48

basálticos não aflorantes, provavelmente ao vulcanismo Macau, no extremo nordeste

desse domínio. Os limites leste (Falha de Carnaubais) e oeste (Linha de Charneira Areia

Branca) do Rifte Potiguar (1 e 2 na Fig. 4.7, respectivamente) são representados por

duas longas faixas anômalas positivas com amplitude de cerca de 100 nT/km, para o

limite leste, e de 90 nT/km, para o limite oeste.

4.3. DADOS DE SISMICA E POÇO

Com o propósito de realizar uma modelagem gravimétrica mais consistente com

a realidade do contexto geológico que envolve a geometria interna do Rifte Potiguar,

foram utilizados dados de poços e seções sísmicas de reflexão, adquiridos junto a

Agência Nacional de Petróleo, Gás Natural e Biocombustíveis (ANP). A Figura 4.8

mostra a localização dos seis poços exploratórios e duas seções sísmicas analisados no

presente estudo.

FIGURA 4.7. Mapa de anomalias Reduzidas ao Pólo da Bacia Potiguar – RN,

com a estrutura rifte em preto. A: mínimos magnéticos; B: picos magnéticos; 1:

limites leste; 2: limite oeste.

49

4.3.1. DADOS DE POÇOS EXPLORATÓRIOS

Informações sobre as composições e espessuras das formações estratigráficas da

Bacia Potiguar, assim como tabelas de tempos sísmicos versus profundidades, foram

obtidas de três poços exploratórios perfurados na porção rifte da bacia. Tais

informações são úteis para a interpretação sismo-estratigráfica das seções sísmicas, bem

como para a conversão dos tempos duplos de chegada dos refletores em profundidades

dos limites de topo e base das sequências tectono-deposicionais. O poço 3UPN 0002

RN está posicionado ao longo da seção sísmica 0220-0216 (Fig. 4.8). Visto que este

poço não tem disponível a tabela de tempo sísmico versus profundidade, tornou-se

FIGURA 4.8 Mapa de localização das linhas sísmicas e de poços da área em estudo.

50

necessário sua correlação estratigráfica com os poços 1LO 0001 RN e 1LJ0001 RN,

localizados na parte centro-sul do rifte.

Na região do Gráben do Apodi, poço 1LO 0001 RN mostra profundidades de

222 m para a base da Formação Jandaíra, 600 m para a base da Formação Açu e 1032 m

para a Formação Alagamar (Fig. 4.9). A Formação Pendência é atravessada 2673 m por

este poço, que atingem uma profundidade final de 3705 m.

Na região do Gráben de Umbuzeiro, o poço 1LJ 0001 RN atinge a base da

Formação Jandaíra em 192 m de profundidade (Fig. 4.9). As bases das formações Açu e

Alagamar encontram-se a profundidades de 534 e 678 m, respectivamente. Este poço

perfura as rochas sedimentares da Formação Pendência até a profundidade de 2601 m.

Relações tempo sísmico x profundidade dos refletores para os poços 1LO 0001

RN e 1LJ 0001 RN (Tab. 4.1) foram utilizadas para se conhecer as velocidades sísmicas

de cada formação da coluna sedimentar. A partir das velocidades, foi possível

FIGURA 4.9. Colunas estratigráficas dos poços 1LO 0001 RN e 1LJ 0001 RN.

51

transformar as profundidades dos limites das formações no poço 3UPN 0002 RN em

tempo duplo dos refletores. Com base nestes tempos, foram determinadas as

profundidades das sequências estratigráficas nas seções sísmicas 0220-0216 e 0072-

0070.

Profundidade (m)

Tempo sísmico (ms)

150,1 51,4

195 62,4

200,1 63

520,1 179,4

710 249,5

1200 388,9

1505,1 473

2025 595,9

2510,1 727,6

3015 815,2

3500,9 912,9

3680 948,7

Para encontrar as velocidades sísmicas de cada formação da coluna estratigráfica

foi utilizada a seguinte equação:

(1)

onde V é a velocidade dentro do intervalo entre as profundidades, a diferença

entre as profundidades em metros e a diferença entre os tempos em

milissegundo para cada intervalo de profundidade. A Tabela 4.2 mostra a velocidade

média encontrada para as formações Jandaíra, Açu, Alagamar e Pendência.

Litotipos Velocidade média

Fm. Jandaíra Calcário e Calcarenito 2308m/s

Fm. Açu Arenito e Argilito 4220m/s

Fm. Alagamar Arenito, Folhelhos e Calcilutito 4845m/s

Fm. Pendência Arenito e Conglomerado 6459m/s

Com base nas velocidades sísmicas médias, foram calculados os tempos duplos

de chegada para as bases das formações no poço 3UPN 0002 RN (Fig. 4.10). A base da

Formação Jandaíra, com profundidade de até 180 m, ocorre em um tempo sísmico de 84

ms. Os limites inferiores das formações Açu e Alagamar apresentam-se nas

Tabela 4.2. Velocidades médias das principais formações da Bacia Potiguar Emersa.

Tabela 4.1. Relação simplificada do tempo sísmico x profundidade dos

refletores para os poços 1LO 0001 RN e 1LJ 0001 RN

52

profundidades 547 e 702 m, cujos tempos sísmicos são de 279 e 335 ms,

respectivamente. A profundidade final do poço 3UPN 0002 RN é de 2035m para um

tempo sísmico de 630 ms (Fig. 4.10).

4.3.2. LINHAS SÍSMICAS

Com os dados obtidos nos poços exploratórios supracitados, foi possível

delimitar os relevos dos horizontes da base das formações sedimentares e o topo do

embasamento do Rifte Potiguar nas linhas sísmicas 0220-0216 (Fig. 4.11) e 0072-0070

(Fig. 4.12), respectivamente. As profundidades do topo do embasamento serviram para

parametrizar a modelagem gravimétrica 3D do rifte.

Com a análise integrada dos poços e das linhas sísmicas, pôde se chegar às

profundidades e aos tempos sísmicos relativos ao relevo do embasamento, tendo uma

profundidade de 5150 m e um tempo de 2528 ms para o Gráben de Umbuzeiro e uma

profundidade de 4556 m e tempo de 1449 ms para o Gráben de Boa Vista.

Os horizontes interpretados nas seções sísmicas apresentam para Formação

Jandaíra refletores paralelos e contínuos sendo seu contato com a Formação Açu

marcada pela mudança no comportamento dos refletores que passam a ser menos

contínuos mas ainda paralelos. A Formação Alagamar apresentando refletores que se

FIGURA 4.10. Coluna estratigráfica do poço 3UPN 0002 RN, com seus respectivos

tempos sísmicos.

53

ajustam de forma caótica tento um contato abrupto com os refletores da Formação

Pendência sendo seu contato com o Embasamento marcado por um pico de amplitude

preto dos refletores.

FIGURA 4.11. Seção sísmica da linha 0220-0216 (A) e interpretado a partir dos dados

de poço (B).

A

B

54

FIGURA 4.12. Seção sísmica da linha 0070-0072 (A) e interpretada a partir dos dados

de poço (B).

A

B

Graben Boa Vista

55

CAPÍTULO 5

DECONVOLUÇÃO DE EULER

ARTIGO

56

CARACTERIZAÇÃO DA ESTRUTURA DO RIFTE DA BACIA POTIGUAR

(RN) COM BASE NA DECONVOLUÇÃO DE EULER

CHARACTERIZATION OF THE RIFT STRUCTURE OF THE POTIGUAR BASIN

(RN), BASED ON EULER DECONVOLUTION

AUTORES:

Rafael Saraiva Rodrigues 1,*

David Lopes de Castro1

FILIAÇÃO

1Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica, Departamento de Geologia,


Submetido a Revista Brasileira de Geofísica (RBGf) no dia 29 de fevereiro de 2012

57

CARACTERIZAÇÃO DA ESTRUTURA DO RIFTE DA BACIA POTIGUAR (RN)

COM BASE NA DECONVOLUÇÃO DE EULER

CHARACTERIZATION OF THE RIFT STRUCTURE OF THE POTIGUAR BASIN

(RN), BASED ON EULER DECONVOLUTION

RESUMO

A Deconvolução de Euler é um método de interpretação automática capaz de fornecer

uma estimativa da posição horizontal e da profundidade de fontes anômalas a partir de

dados de campos potenciais. Neste trabalho, mostraremos a aplicação da Deconvolução

de Euler 3D em mapas gravimétricos e magnéticos para caracterizar as estruturas riftes

da Bacia Potiguar (RN), utilizando como principal parâmetro o índice estrutural, que

representa um indicador da forma geométrica da fonte anômala. Os melhores resultados

foram obtidos com um índice estrutural igual a zero, para as anomalias gravimétricas

residuais, e de 0,5, para as anomalias magnéticas reduzidas ao polo, com tamanho da

janela espacial igual a 20 km, que é utilizada para determinar a área a ser usada para o

cálculo da Deconvolução de Euler, e tolerância máxima do erro variando de 0 a 7%, que

determina quais soluções são aceitáveis. As nuvens de soluções de Euler nos permitiram

caracterizar os limites principais do Rifte Potiguar, bem como suas profundidades,

mergulho e relações estruturais com seu embasamento pré-cambriano.

Palavras - Chaves: Deconvolução de Euler, campos potenciais, índice estrutural,

Rifte Potiguar.

ABSTRACT

The Euler Deconvolution is an automatic method of interpretation that can provide an

accurate estimate of horizontal position and depth of anomalous sources from potential

field data. In this work we show the application of Euler Deconvolution 3D in gravity

and magnetic maps to characterize the rift structures of the Potiguar Basin (RN) using

the structural index as the main parameter, which represents an indicator of the

geometric form of the anomalous sources. The best results were obtained with a

structural index equal to zero (for residual gravity anomalies) and 0.5 (for magnetic

anomalies reduced to the pole), a spatial window size equal to 20 km, which is used to

determine the area that should be used for the calculation of Euler Deconvolution, and

maximum tolerance of error ranging from 0 to 7%. This parameter determines which

solutions are acceptable. The clouds of Euler solutions allowed us to characterize the

limits of the main Rift Potiguar, as well as their depth, dip and structural relationships

with the Precambrian basement.

Key-words: Euler Deconvolution, potencial field, strutuctural index, Rift Potiguar.

INTRODUÇÃO

A partir da década de 70, métodos automáticos eficazes e de rápida interpretação

de dados aeromagnéticos foram desenvolvidos para a identificação de fontes anômalas

em subsuperfície e aplicados a uma vasta cobertura de dados magnéticos coletados ao

58

longo de alguns milhões de linhas de vôos, as quais foram levantadas por diversas

agências governamentais internacionais e empresas privadas (Barbosa & Silva, 2005).

Como exemplo desses métodos, tem-se: a) a Deconvolução de Werner, método

proposto para a separação de anomalias magnéticas, em especial “diques finos”, que foi

expandido para outros modelos (Hartman et al., 1971; Ku & Sharp, 1983); b) o método

de Naudy (Naudy, 1971), empregado para determinar profundidades de fontes com

formas de placas e prismas verticais em perfis aeromagnéticos; c) o método

CompuDepth (O’Brien, 1972), desenvolvido para calcular profundidades das fontes,

utilizando a propriedade de que as derivadas horizontais e verticais do campo magnético

são a Transformada de Hilbert uma da outra; e d) a Deconvolução de Euler (Thompson,

1982) para a determinação de profundidades de fontes magnéticas e gravimétricas. Este

último método foi estendido para o caso 3D por Reid et al. (1990), baseado na equação

de Euler. Dentre esses métodos, os mais comumente utilizados são as deconvoluções de

Werner e Euler (Barbosa & Silva, 2005). Segundo estes autores, a partir da década de

90, a Deconvolução de Euler tornou-se o método de interpretação automática,

magnética e gravimétrica, mais empregado mundialmente.

O Método de Euler tridimensional, chamado de Euler 3D, trabalha a partir de

malhas regulares de dados, em que se define uma janela espacial que varre toda a área,

resolvendo os sistemas de equações para cada janela. As soluções passam por uma

filtragem, de modo à só serem aceitas aquelas que satisfizerem determinados pré-

requisitos (Munis, 2009). As soluções consideradas válidas são colocadas em um banco

de dados e sujeitas a novos critérios de seleção, para então serem interpretadas. A

eliminação dessas soluções desnecessárias pode resultar em resultados mais acurados,

utilizando como critério de seleção a dimensão da fonte anômala e informações

geológicas conhecidas a priori.

59

A Deconvolução de Euler utiliza como parâmetro o índice estrutural, que é um

fator exponencial correspondente à taxa na qual o campo de anomalia gravimétrica cai,

com a distância, para uma fonte de uma dada geometria e o ponto de medida. Outro

parâmetro importante para o êxito do método é a escolha do tamanho da janela espacial

(Munis, 2009), que é utilizada para determinar a área que deve ser usada para o cálculo

da Deconvolução de Euler, na qual a solução do sistema de equações leva à localização

de uma determinada fonte. O índice estrutural e a janela espacial serão escolhidos em

função das estruturas alvo, correspondente, no presente trabalho, as estruturas do rifte

da Bacia Potiguar.

BACIA POTIGUAR

A Bacia Potiguar é parte de uma série de pequenas a médias bacias rifte no NE

do Brasil. Encontra-se encaixada na porção norte da Província Borborema (Fig. 5.1),

sendo controlada por um sistema de riftes de direção NE-SW, desenvolvidos ao longo

do denominado Eixo de Rifteamento Cariri-Potiguar (Matos, 1992). Sua evolução

tectônica estaria relacionada ao desenvolvimento das margens Equatorial e do Atlântico

Sul, iniciada ao final do Jurássico (Françolin & Szatmari, 1987), sob forte influência

dos planos de fraqueza impressos em seu embasamento pré-cambriano.

Matos (1987) propõe que a estratificação reológica da Província Borborema foi

um fator preponderante na definição da geometria e evolução das bacias que ali se

implantaram, quando esforços distensivos começaram a predominar a partir do

Siluriano. O mesmo sistema de esforços distensivos originou riftes intracontinentais

formados como resposta a um processo de estiramento e afinamento crustal (De Castro

et al., 1998) atuante naquela região durante a fragmentação do continente Gondwana no

período Juro-Cretáceo. Desse modo, pode-se destacar a influência de heterogeneidades

60

crustais no controle estrutural e evolução tectonosedimentar de bacias rifte, com a

reativação de uma litosfera continental previamente deformada (De Castro et al, 2012).

O embasamento da Bacia Potiguar encontra-se inserida no contexto do Domínio

Rio Grande do Norte (Fetter et al., 2000). Este domínio está situado entre a Zona de

Cisalhamento Senador Pompeu, a oeste, e o Lineamento Patos, a sul. Inclui várias

pequenas zonas ou subdomínios (de W para E), sequências supracrustais

paleoproterozóicas da Faixa Orós-Jaguaribe (Parente & Arthaud, 1995) e seu

embasamento, o Maciço Rio Piranhas, Faixa de Dobramentos Seridó e seu

embasamento (Brito Neves et al., 2000), o Maciço São José do Campestre (Dantas,

1997; Dantas et al., 2004). E ainda é observada a ocorrência de um extenso complexo

gnássico-migmatítico denominado de Complexo Caicó, além de grandes quantidades de

corpos granitóides de idade neoproterozóica.

A Bacia Potiguar emersa exibe estilo estrutural controlado por regime tectônico

distensional, que confere à região um arcabouço composto por sistemas de horsts (altos

internos) e grábens orientados segundo o trend estrutural NE-SW (Fig. 5.2), regidos,

fundamentalmente, pelas zonas de cisalhamentos do embasamento (Bertani et al., 1990).

Os grábens do Apodi, Umbuzeiro, Guamaré e Boa Vista, situados na porção

emersa da bacia, são preenchidos por sequências sedimentares do Eocretáceo, mostram

forma assimétrica e apresentam feições lineares de direção NE-SW, limitados a SE e

NW por falhas que ultrapassam 5.000 m de rejeito. Na porção submersa, os grábens

também são assimétricos, com eixos orientados subparalelo à linha de costa (Bertani et

al, 1990 e Castro et al, 1998). Os horts consistem de cristas alongadas do embasamento,

separando os principais grábens. Os horts de Quixaba, Serra do Carmo e Macau são os

principais horts da bacia, sendo compostos por blocos de gnaisses, migmatitos ou xistos

soerguidos por falhas normais, mostrando-se subparalelos aos eixos dos grábens

61

adjacentes. Normalmente, não ocorrem sequências do Cretáceo Inferior sobre os altos

estruturais, devido à erosão ou não deposição (Bertani et al., 1990).

METODOLOGIA

As soluções da Deconvolução de Euler 3D, obtidas nesse trabalho, são baseadas

em um processamento quantitativo semi-automático, visando determinar a profundidade

e comportamento das fontes gravimétricas e magnéticas. A profundidade aparente para

uma fonte potencial é derivada da homogeneidade da Equação de Euler. Esta técnica foi

desenvolvida por Thompson (1982), que considera a anomalia magnética ou

gravimétrica do campo total , corrigida de um campo regional aditivo

constante e produzida por uma fonte pontual 3D, situada nas coordenadas cartesianas

. A anomalia satisfaz a equação homogênea de Euler 3D (Reid et al., 1990):

(1)

em que n representa o índice estrutural, T o valor da função (campo magnético ou

gravimétrico), x e y as coordenadas do ponto de medição, z a profundidade da fonte e

, as primeiras derivadas parciais do campo, . O índice

estrutural é um fator exponencial correspondente à taxa de decaimento do campo

potencial com a distância entre a fonte e o ponto de medida (Barbosa & Silva, 2005).

Este parâmetro é um indicador da forma geométrica da fonte anômala. A Tabela 1

resume os índices estruturais de modelos simples para anomalias magnéticas e

gravimétricas.

Embora o índice estrutural possa ser tratado como uma incógnita, o melhor é

fixar o valor de n e calcular apenas a localização da fonte causadora em

(Munis, 2009). A escolha correta do índice estrutural é crucial para obtenção do sucesso

na aplicação da técnica (Reid, 1995). Apesar da Deconvolução de Euler demonstrar boa

localização de fontes horizontais, um erro na escolha do índice estrutural pode acarretar

62

tanto imprecisão na determinação da profundidade das fontes (Nogueira, 2008), quanto

soluções dispersas, associadas com anomalias isoladas (Silva et al., 2001).

DADOS GEOFÍSICOS

A base de dados gravimétricos da Bacia Potiguar é composta por diversos

levantamentos de universidades e órgãos e empresas públicas. A origem deste banco de

dados gravimétricos é descrito em detalhes por Osako et al. (2011). Tais dados, já

corrigidos dos efeitos não geológicos no campo gravitacional, foram interpolados em

uma malha regular de 500 m, através do método de Krigagem. A componente residual

foi separada do campo regional através de um filtro espectral com distribuição

gaussiana (Fig. 5.3).

Os dados magnetométricos provêm dos projetos Bacia Potiguar e Plataforma


Biocombustíveis (ANP). Cada conjunto de dados foi, separadamente, interpolado,

continuado para a mesma altura de voo, reduzido ao polo e, então, concatenado a um

banco de dados único, gerando o mapa da intensidade do campo total reduzido ao polo

(Fig. 5.4).

A Deconvolução de Euler 3D foi então aplicada às anomalias gravimétricas

residuais e magnéticas reduzidas ao polo da região do Rifte Potiguar (Figs. 5.5 e 5.6).

As soluções de Euler têm como objetivo principal possibilitar o mapeamento em

profundidade dos sistemas de falhamento que definem as bordas falhadas do Rifte

Potiguar. Neste sentido, a melhor combinação de parâmetros para o cálculo das soluções

de Euler foi obtida para um índice estrutural igual a zero, para as anomalias

gravimétricas residuais, e de 0,5 para as anomalias magnéticas reduzidas ao polo. Tais

índices estruturais correspondem a falhas como geometria da fonte geofísica (Tab. 5.1).

O tamanho da janela espacial escolhido foi igual a 20 km. Este parâmetro é utilizado

63

para determinar a área que deve ser usada para o cálculo da Deconvolução de Euler. O

intervalo para a tolerância máxima do erro escolhido foi de 0 a 7%, o qual determina

quais soluções são aceitáveis. Tanto o tamanho da janela espacial como a tolerância

máxima do erro foram escolhidos de forma interativa, por tentativa e erro, analisando os

resultados gerados para cada variação destes parâmetros.

RESULTADOS E DISCUSSÕES

As soluções de Euler para as anomalias residuais e reduzidas ao polo mostram

nuvens das fontes gravimétricas e magnéticas concentradas ao longo do sistema de

falhas principais da porção rifte da Bacia Potiguar (Fig. 5.7). As bordas do rifte são bem

marcadas pelo alinhamento das soluções de Euler, principalmente os limites leste (Falha

de Carnaubais), sul (Falha Apodi) e oeste (Linha de Charneira Areia Branca) (1, 2 e 3

na Fig. 5.7), bem como seus grábens centrais, no caso das anomalias gravimétricas

residuais (4 na Fig. 5.7A). O agrupamento e concentração das soluções de Euler exibem

trends NE-SW, acompanhando a direção principal do Eixo de Rifteamento Cariri-

Potiguar, descrito por Matos (1992).

NUVENS DE SOLUÇÕES DE EULER

A Figura 5.8 mostra a superposição do traçado das principais falhas de borda do

Rifte Potiguar com as nuvens de solução de Euler para as anomalias gravimétricas

residuais e magnéticas reduzidas ao polo. Nestes mapas, identifica-se no seu limite leste

(1 na Fig. 5.8 A e B), um conjunto de segmentos de falhas com trend NE-SW, que

formam o Sistema de Falhas de Carnaubais. São falhas lístricas normais, com inflexão

na parte SW do segmento, além de outro grupo de falhas, aqui classificadas como falhas

de transferência e que apresentam direção preferencial para ENE-WSW, que são

correspondentes a segmentos de transcorrências pretéritas que foram reativadas como

64

falhas de transferência durante o Ciclo Brasiliano (Bertani et al., 1990) e

comportamento dextral.

Os limites sul e sudeste do rifte são marcados por uma faixa de soluções de

Euler com direção NW-SE e uma inflexão para NE-SW, na sua terminação leste (2 na

Fig. 5.8 A e B). Nesta região, encontra-se o Gráben de Apodi, que é formado pelas

falhas de Apodi e Baixa Grande, com trends NW-SE e NE-SW, respectivamente

(Pontes, 2005). Matos (1992) descreve a conjugação destes dois sistemas de falha como

cunha distencional triangular, sendo o segmento NW-SE da Falha de Apodi uma falha

de transferência para os esforços tectônicos que formaram o Rifte Potiguar (Hoerlle,

2007). A Falha de Apodi é representada no mapa de nuvens de soluções de Euler, para

as anomalias magnéticas, como um segmento seccionado por falhas normais

secundárias, relacionado por Hoerlle (2007) à presença de um gráben do tipo crestal-

collapse.

Da mesma forma, o limite oeste do rifte, que é constituído por uma borda

flexural (Linha de Charneira Areia Branca, 3 na Fig. 5.8 A e B), pode ser identificado

por uma estreita faixa sinuosa de soluções de Euler com trend NE-SW. Esta zona de

charneira é afetada por falhas normais e de transferência de padrão ENE-WSW, com um

componente dextral. Na sua porção SW, ocorre uma inflexão para oeste é representada

pela Falha de Mulungu, que limita a norte o Gráben de Apodi (Hoerlle, 2007).

A calha central do rifte da Bacia Potiguar (4 na Fig. 5.8A) é formada por falhas

normais indiscriminadas, com inflexão na parte SW. Esta arquitetura interna do rifte é

resultado do forte controle da Falha Carnaubais no desenvolvimento do arcabouço

tectônico da bacia, conjugada no limite sul do rifte com extensas falhas de transferência

de comportamento dextral, falhas de Baixa Grande e Apodi (Matos, 1992) (Fig. 5.2).

Tais sistemas de falhas limitam os grábens Boa Vista, Açu, Umbuzeiro e Guamaré, que

65

representam os principais depocentros da porção emersa da Bacia Potiguar.

Adicionalmente, a calha central do rifte pode ser individualizada pela ausência de

soluções de Euler para as anomalias magnéticas reduzidas ao polo (Fig. 5.7B). Tal

resposta sugere a escassez de falhas expressivas nesta região que pudessem gerar

soluções para o índice estrutural referente à falhamentos.

ANÁLISE DO MERGULHO DAS FALHAS

O comportamento em subsuperfície de feições estruturais pode ser investigado

com base na Deconvolução de Euler para diferentes intervalos de profundidade. No

caso do Rifte Potiguar, os mergulhos médios das principais falhas de borda são mais

bem representados pela nuvem de soluções de Euler das anomalias magnéticas

reduzidas ao polo (Figs. 5.9 e 5.11). O conjunto de intervalos que melhor realça o

comportamento das falhas principais do rifte foi aquele que concentra as profundidades

de 1 a 5 km.

Para a Falha de Carnaubais (A na Fig. 5.9), observa-se um padrão de mergulho

predominante para N-NW, suave na parte SW do sistema de falhas e mais moderado na

direção NE. Tal diferença ocorre, provavelmente, devido a variações no rejeito da falha

ao longo de todo o seu segmento. Segundo o resultado da Deconvolução de Euler, os

rejeitos são maiores na região SW da falha.

Para nuvens de soluções de Euler que representam o limite sul do Rifte Potiguar

(Falhas de Apodi e Baixa Grande, B e C nas Figs. 5.9 e 5.10), é possível observar para a

Falha de Apodi um mergulho para NNE, predominante suave em quase todo segmento.

A Falha Baixa Grande tem mergulho na direção NW, sendo mais suave na direção do

seu limite com a Falha de Carnaubais e o Gráben Umbuzeiro.

A Figura 5.11 mostra a nuvem de soluções de Euler para a Linha de Charneira

de Areia Branca. Esta estrutura na borda oeste do Rifte Potiguar é caracterizada por um

66

mergulho moderado para SW ao longo dos segmentos central e norte. Na porção sul,

mostra-se mais suave na região das falhas de transferência de orientação NW-SE.

DISTRIBUIÇÃO TRIDIMENSIONAL DAS FALHAS

Os resultados da deconvolução de Euler para os dados gravimétricos e

magnéticos são apresentados em ambiente 3D com exagero vertical para facilitar a

visualização das geometrias tridimensionais das principais falhas do Rifte Potiguar. A

Falha de Carnaubais atingem valores de profundidade de até 7000 m (Fig. 5.12),

relacionados às maiores espessuras do pacote sedimentar da porção emersa da Bacia

Potiguar. Nesta região do Gráben de Umbuzeiro, é possível observar nos resultados da

Deconvolução de Euler a presença de falhas sintéticas, relacionadas ao Sistema de

Falhas Carnaubais. A Figura 5.13 mostra a visualização 3D, para a nuvem de soluções

de Euler, das anomalias magnéticas reduzidas ao polo, para o limite leste do rifte da

Bacia Potiguar (Falha de Carnaubais). Observa-se uma inflexão na sua porção SW com

profundidade de aproximadamente 6700 m. A profundidade diminui em direção NE,

voltando a ocorrer um aumento na região da falha de transferência. Neste local, a

profundidade do sistema de falhas atingem valores de até 5300 m.

Na Figura 5.14 observa-se a nuvem de solução de Euler referentes às falhas de

Apodi e Baixa Grande, que representam o limite sul do rifte. A Falha de Apodi mostra

uma leve inflexão de NW-SE para NE-SW, com profundidade de cerca de 4500 m no

seu limite NW. A profundidade da falha diminui para SW, em direção a junção com a

Falha Baixa Grande. Nesta região, a Falha Baixa Grande apresenta profundidades da

ordem de 5050 m, com mergulho para SW. Na porção NE da falha, a profundidade é de

menor ordem, no seu limite com o Gráben de Umbuzeiro e a Falha de Carnaubais. A

diminuição da profundidade da Falha Baixa Grande nessa direção coincide com um

aumento da profundidade na Falha de Carnaubais, que chega até 3600 m na região das

67

falhas de transferência. Soares (2000) interpreta essa diferença de rejeito como

responsável pela geração de uma grande rampa de revezamento (relay-ramp), de

mergulho para NE, em direção ao centro do Gráben de Umbuzeiro (Fig. 5.15). A nuvem

de soluções Euler para as anomalias magnéticas do limite sul do rifte mostra a Falha de

Apodi seccionada por falhas normais com profundidade chegando a aproximadamente

5200 m (Fig. 5.16). Na região SW representada pela Falha Baixa Grande, observam-se

profundidades de até 6700 m, com diminuição de profundidade para NE, onde a rampa

de revezamento (relay-ramp) forma-se na conjunção com a Falha de Carnaubais.

Na nuvem de soluções de Euler da região da Linha de Charneira Areia Branca

(Fig. 5.17), observa-se uma profundidade de aproximadamente 5000 m, na a área

central do segmento, onde se encontram as falhas de transferência. A profundidade da

falha diminui para NE e aumenta para SE, chegando a 7000 m de extensão. Esta é a área

de ocorrência da Falha de Mulungu, onde se identificam dois segmentos de falha,

estando um inflexionado para NE e o outro inflexionado para SE. Este segmento

representa uma falha antitética. Por sua vez, a nuvem de soluções de Euler para as

anomalias magnéticas mostra uma profundidade de até 6600 m na região SW da Linha

de Charneira Areia Branca, a Falha de Mulungu (Fig. 5.18). Na região central do

segmento de falha formada pelas falhas de transferência, a profundidade chega a 6800

m, sendo observada uma diminuição para NE.

Por fim, na calha central do rifte da Bacia Potiguar (Gráben de Boa Vista – 4 na

Fig. 5.8), as nuvens de soluções de Euler apresentam profundidades de até 6050 m na

região da falha de transferência de direção NW-SE (Fig. 5.19). Mais para SW são

observados profundidades da ordem de 6000 m para a falha normal com trend NE-SW,

que se encontra inflexionada para oeste. Por outro lado, no seu limite NE da falha

normal, profundidades são mais rasas, atingindo valores de até 200 m.

68

CONCLUSÃO

A aplicação da Deconvolução de Euler em dados gravimétricos e magnéticos

mostrou-se um método eficaz na identificação das falhas do rifte da Bacia Potiguar em

subsuperfície. Com base na distribuição espacial das nuvens de soluções de Euler, foi

possível analisar o comportamento dos principais limites do rifte, como o Sistema de

Falhas de Carnaubais, constituído por um conjunto de segmentos de falhas com trend

NE-SW. O mesmo é formado por falhas lístricas normais, com inflexão na sua porção

SW, e por falhas de transferência de comportamento dextral com mergulho

predominante para NNW de suave a moderado. As soluções de Euler sugerem

profundidades que ultrapassam 6000 m na região do Gráben de Umbuzeiro e que

diminuem na direção NE. Este gráben representa o depocentro mais profundo da Bacia

Potiguar, cujo limite sul é formado por uma extensa falha de transferência de

comportamento dextral com profundidades de até 6050 m.

No limite sul do Rifte Potiguar, a Deconvolução de Euler revela trends NW-SE

para a Falha Apodi e NE-SW para a Falha de Baixa Grande, com fortes mergulhos

predominantemente para NNE. As profundidades máximas são da ordem de 4000 m

para a Falha Apodi e de 5000 m para a Falha Baixa Grande. Adicionalmente, observa-se

que a Falha de Apodi apresenta-se seccionada por falhas normais secundárias,

possivelmente relacionadas à presença de um gráben do tipo crestal-collapse, como

previamente interpretado em seções sísmicas. A diminuição da profundidade da Falha

Baixa Grande na direção NE coincide com um aumento da profundidade da Falha de

Carnaubais formando assim uma rampa de revezamento, com mergulho para NE.

A Linha de Charneira Areia Branca, que representa o limite flexural do Rifte

Potiguar, mostra um trend NE-SW de soluções de Euler. Tal resultado indica a presença

de falhas normais e de transferência, com orientação dextral e mergulhos suaves para

69

SW. Na região das falhas de transferência, os ângulos de mergulho são relativamente

mais suaves, com profundidades superiores a 5000 m, diminuindo na direção NE.

O métododo utilizado mostrou-se eficaz para um conhecimento prévio onde a

geometria rifte ainda não é conhecida, auxiliando no conhecimento de profundidades e

mergulhos.

AGRADECIMENTOS

Os autores agradecem às universidades (UFRN, UFPA, USP, UFC, UnB), aos

órgãos (ANP, IBGE, ON) e às empresas (Petrobras, CPRM, DNPM) que cederam dados

gravimétricos e magnéticos para a realização desta pesquisa. O CNPq financiou parte

dos levantamentos gravimétricos através dos Projetos de Pesquisas nº 470891/2010-6 e

573713/2008-1.

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LISTA DE FIGURAS

Figura 5.1: Mapa geológico simplificado da Província Borborema e bacias sedimentares

do Nordeste Brasileiro, segundo Jardim de Sá (1994). As estruturas mesozóicas na

Bacia Potiguar foram retiradas de Matos (1992a,b) (modificado de Castro et. al., 1998).

Figura 5.2: Arquitetura interna da porção rifte da Bacia Potiguar proposto por Matos

(1992).

Figura 5.3: Mapa de anomalias gravimétricas residuais, com as feições estruturais da

porção rifte da Bacia Potiguar.

Figura 5.4: Mapa de anomalias magnéticas reduzidas ao pólo da Bacia Potiguar, com as

feições estruturais da porção rifte.

Figura 5.5: Mapa de anomalias gravimétricas residuais, com as nuvens de soluções de

Euler.

Figura 5.6: Mapa de anomalias magnéticas reduzidas ao pólo com as nuvens de

soluções de Euler.

Figura 5.7: Mapa de soluções de Euler para as anomalias gravimétricas residuais (A) e

magnéticas reduzidas ao pólo (B), evidenciando os limites leste (Falha de Carnaubais -

1), sul (Falha de Apodi - 2) e oeste (Linha de Charneira Areia Branca - 3), bem como a

calha central (4 em A) do rifte da Bacia Potiguar.

Figura 5.8: Mapa interpretativo das estruturas associadas com o Rifte Potiguar, a partir

das nuvens de soluções Euler para as anomalias gravimétricas residuais (A) e para as

anomalias magnéticas reduzidas ao pólo (B), evidenciando as principais falhas e

grabens do rifte da Bacia Potiguar.

Figura 5.9: Mapa de localização das nuvens de soluções de Euler para a Falha de

Carnaubais, com a janela de profundidades entre 1 e 5 km.

Figura 5.10: Mapa de localização das nuvens de soluções de Euler para as Falhas de

Apodi e Baixa Grande, com a janela de profundidades entre 1 e 5 km.

Figura 5.11: Mapa de localização das nuvens de soluções de Euler para a Linha de

Charneira Areia Branca, com a janela de profundidades entre 1 e 5 km.

Figura 5.12: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias gravimétricas para a

Falha de Carnaubais (limite leste do rifte da bacia), com profundidades de até 7000 m e

falhas de transferência em azul.

73

Figura 5.13: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias magnéticas para a

Falha de Carnaubais (limite leste do rifte da bacia), com profundidades de até 6700 m e

falhas de transferência em azul.

Figura 5.14: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias gravimétricas para as

falhas de Apodi e Baixa Grande (limite sul do rifte da bacia), com profundidades de até

5000 m.

Figura 5.15: Modelo esquemático da rampa de revezamento formada entre as falhas de

Carnaubais e Baixa Grande.

Figura 5.16: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias magnéticas para as

falhas de Apodi e Baixa Grande (limite sul do rifte da bacia), com profundidades de até

6000 m.


Linha de Charneira Areia Branca, com profundidades de até 7000 m e falhas de

transferência em azul.

Figura 5.18: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias magnéticas para a

Linha de Charneira Areia Branca (limite oeste do rifte da bacia), com profundidades de

até 6600 m e falhas de transferência em azul.


calha central do rifte da Bacia Potiguar, com profundidades de até 6000 m e falhas de

transferência em azul.

LISTA DE TABELAS

Tabela 5.1. Índices estruturais para os campos magnéticos e gravimétricos (Fonte:

Geosoft).

74

Fig1

75

Fig2

75

76

Fig.3

Fig.4

77

Fig.5

77

78

78

79

Fig.7

80

Fig.8

81

Fig.9

81

82

Fig.10

82

83

Fig.11

83

84

Fig.12

85

Fig.13

86

Fig.14

Fig15

87

Fig.16

88

Fig.17

89

Fig.18

90

Fig.19

Índice Estrutural Campo Magnético Campo Gravimétrico

0 Contato Soleira/Dique/Falha (step)

0,5 Falha (thick step) Faixa (Ribbon)

1 Soleira/Dique Cilindro Horizontal

2 Cilindro Horizontal Circular

3 Circular -

Tab1

91

CAPÍTULO 6

MODELAGEM

GRAVIMÉTRICA 3D

92

6. MODELAGEM GRAVIMÉTRICA 3D

O mapeamento do relevo do embasamento de uma bacia sedimentar tem

importância singular na identificação e localização de feições geológicas capazes de

acumular reservas de hidrocarbonetos, como, por exemplo, alto estruturais e falhas.

Além da sísmica de reflexão, métodos de inversão de dados gravimétricos são as

técnicas geofísicas mais comumente empregadas para o mapeamento desse relevo.

Uma bacia sedimentar é uma estrutura geológica que pode ser definida apenas

por duas superfícies que contornam o pacote sedimentar. Uma superfície é aflorante e

limita o topo da bacia, e a outra superfície limita a base do pacote sedimentar sendo

denominada de relevo do embasamento da bacia sedimentar. Estimar, a partir de dados

gravimétricos, a profundidade desta interface, que separa o pacote sedimentar da bacia

do seu embasamento cristalino, é uma problema cuja a solução não é única, do ponto de

vista matemático. A maioria dos métodos de inversão apresentados até agora para

resolver este problema pode ser agrupada em duas categorias. Os métodos da primeira

categoria consideram o pacote sedimentar e o embasamento cristalino homogêneos, ao

passo que os métodos da segunda categoria consideram o embasamento homogêneo e o

pacote sedimentar heterogêneo (Martins, 2009). Dentre os métodos da primeira

categoria, destacam-se Bott (1960), Corbató (1965), Tanner (1967), Cordell &

Henderson (1968) e Barbosa et al. (1997), que desenvolveram métodos de inversão

gravimétrica para estimar a interface separando dois meios homogêneos, ou seja, para

mapear o relevo do embasamento de ambientes geológicos cujas densidades do

embasamento e do pacote sedimentar são constantes. Esses métodos se distinguem pelo

tipo de informação a priori usada explicita ou implicitamente.

No entanto, na maioria das bacias sedimentares é comum ocorrer a compactação

das camadas mais profundas provocada pelo sobrecarga das camadas sobrejacentes,

elevando a densidade do pacote sedimentar à medida que a profundidade aumenta.

Desse modo, foram introduzidos, posteriormente, modelos mais realísticos, em que a

densidade dos sedimentos aumenta com a profundidade. Por conseguinte, o contraste de

densidade com o embasamento, em geral, diminui com a profundidade (Oliveira, 2007).

Na segunda categoria, podem ser citados Cordell (1973) e Chai & Hinze (1988),

que presumem que o contraste de densidade decai exponencialmente. Murthy & Rao

(1979) admitiram uma variação linear do contraste de densidade com a profundidade

para a equação da anomalia de um prisma horizontal 2D com seção poligonal. Rao

(1986) estabeleceu uma variação quadrática para a densidade e Litinsky (1989) admitiu

93

uma variação hiperbólica do contraste de densidade com a profundidade, sendo utilizada

por Sari & Salk (2002) no delineamento do embasamento de bacias sedimentares.

Chakravarthi & Rao (1993) introduziram a dependência parabólica da densidade com a

profundidade e Chakravarthi (1994) utilizou a mesma dependência para modelar

anomalias gravimétricas produzidas por bacias sedimentares. Viesweswara Rao et. al.

(1994) adaptaram a função parabólica para corpos bidimensionais de forma arbitrária,

aproximando-os por um polígono de N lados. De Castro (2005) considerou que a

diminuição no contraste de densidade em bacias sedimentares representa, do ponto de

vista geológico, um aumento na compactação dos sedimentos em função da

profundidade. Em geral, estes métodos se diferenciam pelo tipo de aproximação

matemática para a variação do contraste de densidade. Os modelos interpretativos que

admitem variação da densidade com a profundidade aproximam-se mais dos ambientes

geológicos reais do que os modelos que admitem densidade constante.

O método proposto foi sintetizado por De Castro (2005), adaptando uma

metodologia desenvolvida por Jachens & Moring (1990) de modelagem gravimétrica

3D. Esta metodologia considera a possibilidade das rochas do embasamento terem

também densidades variáveis. O efeito gravimétrico da fonte em questão é separado da

componente gravitacional do embasamento e só, então, invertido. De Castro (2005)

descreve e implementa esta metodologia, adaptando-a em alguns aspectos específicos

como a incorporação de modelos com densidades variáveis com a profundidade, entre

outros. Este autor apresenta testes em dados gravimétricos sintéticos em uma situação

de embasamento heterogêneo e, posteriormente, aplicada sua metodologia em dados

reais de um corpo granítico parcialmente recoberto por uma bacia sedimentar, obtendo

resultados satisfatórios. Neste contexto, o presente trabalho tem por finalidade

contribuir com a compreensão das relações tectono-estrutural da arquitetura rifte da

Bacia Potiguar emersa e o embasamento intensamente deformado, aplicando o

procedimento computacional desenvolvido por De Castro (2005).

6.1. ASPECTOS TEÓRICOS

Quando nos referimos a Bacia Sedimentar, sabemos que a densidade das rochas

sedimentares é relativamente mais baixa em relação ao seu embasamento cristalino. Os

campos de gravidade negativos são frequentemente observados sobre as bacias com

espessas camadas sedimentares (Barbosa et al., 1997). A interpretação de anomalias

gravimétricas das bacias sedimentares é um exercício clássico, que envolve a

94

aproximação do efeito gravitacional de uma determinada distribuição de densidade em

sub-superfície aos dados da gravidade medidos na região da bacia, de tal forma que o

modelo geofísico proposto se aproxime do ambiente geológico ideal.

A modelagem gravimétrica pode ser realizada em perfis (2-D ou 2,5-D) ou em

mapa (3-D) através de métodos interativos de tentativa e erro ou por procedimentos

automáticos, usando-se técnicas de inversão de dados (De Castro, 2005). Para a

modelagem direta, as densidades e formas geométricas das fontes são assumidas e o

valor da gravidade calculado é comparado com o dado observado. Para o problema

inverso, a gravidade é especificada e as densidades ou a geometria ou ambas são

incógnitas, que deverão ser determinadas automaticamente por procedimentos

estatísticos.

Um problema para a modelagem gravimétrica é o fato de o campo gravitacional

ser aditivo, tornando o campo total resultante do somatório dos efeitos gravitacionais

das fontes presentes na região, desde a superfície até o manto superior (De Castro,

2005). No entanto, esse problema é atenuado através de filtros de separação regional-

residual antes de se aplicar à modelagem gravimétrica. Contudo, a presença de fontes

rasas, atribuindo um caráter heterogêneo ao embasamento do ponto de vista da

distribuição de densidade, pode efetivamente distorcer o resultado final do processo

inverso. Isto se esta contribuição ao campo gravitacional não for prevista no modelo

geofísico proposto para a bacia sedimentar.

A metodologia proposta por Jachens & Moring (1990) não resolve o problema

inverso diretamente, mas promove uma estratégia para separar as componentes do

campo gravimétrico devido à fonte e ao embasamento. Porém, este método de

modelagem 3-D leva em conta a possibilidade de que as rochas subjacentes do

embasamento possuam densidades variáveis. Desta forma, é possível obter-se modelos

gravimétricos mais realísticos para a bacia sedimentar estudada.

Uma aproximação possível do efeito gravimétrico de uma bacia sedimentar

considera que as anomalias gravimétricas podem ser reproduzidas como um conjunto de

prismas verticais justapostos. Neste caso, o centro de cada prisma é posicionado no

ponto de observação, de tal forma que ocorra a modelagem 3-D das anomalias (Bott,

1960). Embora as formas e as profundidades relativas das bacias geradas por esse

método são geralmente confiáveis, a espessura calculada da bacia depende criticamente

do contraste de densidade entre as rochas da bacia e do embasamento. A escolha

95

definitiva da função contraste de densidade deve ser realizada com base em informações

independentes ao método gravimétrico.

É importante reconhecer as limitações dos dados gravimétricos e do método de

inversão desses dados. Erros podem ocorrer devido à existência de várias hipóteses de

modelos para a interpretação de uma bacia sedimentar e o seu embasamento, e também

devido à escassez de dados ao longo da área da bacia. O método exige para se ter

informações do embasamento, que os dados gravimétricos sejam calculados em

intervalos regulares de uma grade retangular. O espaçamento da grade estabelece a

resolução espacial limitante do modelo final.

6.1.1. MÉTODO DE INVERSÃO

Seja g0 um conjunto de N observações gravimétricas referidas a um sistema

destro de coordenadas cartesianas, compondo uma malha de dados localizada na

superfície da Terra (Lima, 2009). Estas observações são produzidas por uma bacia cujos

rochas sedimentos apresentam contraste de densidade, no interior de um volume finito

no semi-espaço (x, y, z), em relação ao embasamento, constante (ou variando com a

profundidade) e conhecido. Para estimar o relevo desta interface, selecionamos uma

região finita no espaço , contendo completamente a projeção horizontal da bacia, e

discretizamos esse espaço, ao longo das direções e , em uma malha de

prismas 3D verticais justapostos (Martins, 2009). O topo de cada prisma coincide com a

superfície da Terra (Fig. 6.1), e todos os prismas têm dimensões horizontais iguais a

e ao longo das direções e , respectivamente. As espessuras dos M prismas

são os elementos do vetor de parâmetros , a serem

estimados a partir dos dados gravimétricos. Essas espessuras dos M prismas

representam as profundidades do embasamento em M pontos discretos e estão

relacionados a -ésima componente vertical do campo gravimétrico teórico , no -

ésimo ponto de observação .

96

Seguindo esta abordagem, Rao & Babu (1991) apresentaram um procedimento

computacional para a modelagem geofísica de anomalias gravimétricas devidas a fontes

tridimensionais com contraste de densidade lateralmente uniforme e parabolicamente

decrescente com a profundidade. Seu objetivo principal é determinar o relevo da

interface de separação entre as rochas sedimentares e o embasamento de uma bacia

conhecendo-se a anomalia gravimétrica, o contraste de densidade na superfície e o

decaimento do contraste com a profundidade. Sendo assim, supomos que o contraste de

densidade Δρ entre a bacia sedimentar e a rocha encaixante diminua com a profundidade

de acordo com Rao (1986). No qual, foi demonstrado que a diminuição do contraste de

densidade com a profundidade em bacias sedimentares pode ser representada pela

seguinte função quadrática:

(6.1)

Figura 6.1. Modelo de prismas verticais empregado na inversão de dados gravimétrico

de uma bacia sedimentar. O mapa de anomalias gravimétricas para um embasamento

homogêneo coberto por um pacote sedimentar (não mostrado), discretizado por uma

malha de M prismas 3D cujas dimensões horizontais são iguais a e ,

respectivamente, nas direções e e cujas espessuras são os parâmetros a serem

estimasdos. O detalhe a direita mostra o -ésimo prisma 3D e a -ésima componente

vertical da anomalia gravimétrica na posição (Adaptado de Martins,

2009).

97

onde Δρ(Z) é o contraste de densidade em uma dada profundidade Z e a0 é o valor do

contraste de densidade na superfície, a1 e a2 são coeficientes constantes da função

quadrática. A Figura 6.2 mostra uma curva teórica de variação do contraste de

densidade, entre sedimento e embasamento, com a profundidade, segundo uma lei

parabólica definida pela Equação 6.1.

As profundidades do relevo do embasamento são estimadas a partir das

espessuras de prismas verticais justapostos, centrados sobre a malha regular obtida pela

interpolação das observações gravimétricas. O valor inicial para a profundidade da base

do prisma em um ponto (i,j) qualquer da malha é obtido por:

(6.2)

onde é a anomalia gravimétrica observada e γ é a constante gravitacional universal.

O efeito gravimétrico devido ao conjunto total de prismas ( ) é calculado para cada

ponto da malha, usando-se as espessuras obtidas nas iterações prévias. A diferença entre

as anomalias observada e estimada na k-ésima iteração é calculada e então uma

nova estimativa para as espessuras dos prismas é obtida pela expressão:

(6.3)

O processo é repetido até a anomalia estimada ajustar-se satisfatoriamente à

anomalia observada. O modelo prismático final representa a melhor estimativa para o

topo do embasamento cristalino da bacia sedimentar fornecida pelo método de inversão.

Nas áreas onde a anomalia gravimétrica observada é positiva o algoritmo assume uma

Figura 6.2. Exemplo teórico do decaimento parabólico (Eq. 6.1) do contraste de

densidade com a profundidade (Adaptado de Martins, 2009).

98

espessura igual a zero para o prisma (De Castro, 2005). A função do contraste de

densidade (Eq. 6.1) é o único parâmetro a ser definido para iniciar o processo de

inversão, e do qual dependem criticamente as espessuras calculadas (Blakely et al.,

1999).

6.1.2. EMBASAMENTO HETEROGÊNEO

Para uma modelagem mais acurada da arquitetura interna da Bacia Potiguar foi

utilizado o algoritmo desenvolvido por De Castro (2005) que incorpora à modelagem

geofísica a contribuição de uma distribuição heterogênea das rochas do embasamento ao

campo gravitacional. Este procedimento é adaptado do método de Jachens & Maring

(1990), pois o algoritmo possibilita que o embasamento da bacia sedimentar tenha

densidade variável.

O método desenvolvido por De Castro (2005) tenta separar as componentes do

campo gravitacional devido ao efeito gravimétrico da bacia e as variações de densidade

no embasamento (Fig. 6.3). O método executa uma série de iterações, sendo que cada

iteração consiste de três partes:

1. Em primeiro lugar, a gravidade do embasamento é definida pelas estações

gravimétricas localizadas fora da bacia ou rifte, e esse banco de dados é usado para

extrapolar uma superfície gravitacional em toda a área de estudo. Esta superfície

constitui uma primeira aproximação da gravidade do embasamento, pois os valores

de gravidade observados nas estações do embasamento ainda incluem a influência

gravitacional de rochas sedimentares vizinhas.

2. A subtração desse campo inicial do embasamento das observações totais fornece

uma primeira aproximação da gravidade da bacia. Esses dados são invertidos para

encontrar uma primeira aproximação da topografia do embasamento pelo método

Rao & Babu (1991). A metodologia de inversão considera um aumento da

densidade com a profundidade no interior das bacias devido à compactação e

consolidação de depósitos (Jachens & Moring, 1990). O contraste de densidade é

generalizado a partir de informações disponíveis da bacia sedimentar.

3. O efeito gravimétrico da fonte é então calculado a partir do modelo de prismas

verticais justapostos de densidade variável de Rao et al. (1990) e subtraído dos

valores das estações do embasamento, produzindo assim a segunda aproximação

embasamento.

99

6.2. PROCESSO DE INVERSÃO DOS DADOS GRAVIMÉTRICOS

6.2.1. CONTRASTE DE DENSIDADE

Para iniciar o processo de inversão é preciso definir o contraste de densidade .

A escolha definitiva da função contraste de densidade deve ser realizada com base em

informações independentes ao método gravimétrico como, por exemplo, medidas de

densidade de amostra de rochas aflorantes e/ou obtidas em furos de sondagens, que são

a maneira direta de se definir o contraste de densidade mais adequado. Métodos de

perfilagem geofísica de poços também fornecem informações detalhadas sobre a

variação da densidade com a profundidade. Outro tipo de informação obtida em poços

ou com base em outros métodos geofísicos, como a sísmica de reflexão, é a

profundidade do topo do embasamento, que permite parametrizar o contraste de

densidade da fonte através das profundidades do topo do embasamento obtidas pela

modelagem, usando diferentes contrastes de densidade (De Castro, 2005).

Neste trabalho, foi utilizado como parâmetro para definir a função contraste de

densidade a perfilagem geofísica de poços adquiridos junto a ANP (Fig. 6.4). Com base

na análise dos perfis de densidade (density logs), chegou-se a uma densidade de 2,37

g/cm³ para a Formação Jandaíra, de 2,45 g/cm³ para a Formação Açu, de 2,5 g/cm³ para

Figura 6.3. Técnica de modelagem gravimétrica considerando o embasamento

heterogêneo Adaptado de Blakely (1995, apud De Castro, 2005).

100

a Formação Alagamar, de 2,6 g/cm³ para a Formação Pendência. Considerando-se a

densidade média do embasamento de 2,75 g/cm3, os valores dos coeficientes ajustados

pela Equação 6.1 foram:

. A curva parabólica formada pelos coeficientes mostra o aumento

da densidade dos estratos sedimentares com a profundidade (Fig. 6.4). O fato do

aumento de densidade com a profundidade se deve ao aumento do grau de compactação

das rochas sedimentares devido à pressão litostática exercida pelas sequências

sobrejacentes. Sendo assim, o contraste de densidade entre as rochas sedimentares e as

do embasamento cristalino diminui sensivelmente com a profundidade.

6.2.2. MODELO GRAVIMÉTRICO 3D

Apesar do espesso pacote sedimentar, a Bacia Potiguar apresenta anomalias

residuais positivas na sua porção rifte, principalmente na região dos altos do

embasamento (Fig. 6.5). Contudo, a metodologia de inversão atribui espessuras nulas

para áreas onde ocorrem anomalias positivas, gerando resultados insatisfatórios. Para

sobrepor esta limitação matemática, foi adicionado um fator numérico aos dados

gravimétricos para que as anomalias positivas no interior da bacia ficassem com valores

negativos, representativo das espessuras do pacote sedimentar. Ou seja, para um

determinado ponto no rifte, onde a espessura do pacote sedimentar é conhecida e o

contraste de densidade é assumido, o valor teórico da gravidade foi calculado e, assim,

Figura 6.4. Razão densidade x profundidade para o Rifte Potiguar, obtida com base

em perfis de densidade (density logs) levantados na Bacia Potiguar emersa.

101

se obteve um fator de ajuste pela diferença entre a anomalia residual medida e seu valor

teórico.

Para determinar o valor de ajuste para as anomalias gravimétricas da bacia, foi

calculado o efeito gravimétrico ao longo de uma seção transversal, seccionando o Rifte

Potiguar (Fig. 6.5). A geometria do arcabouço estrutural do rifte e a distribuição das

sequências sedimentares, presentes no modelo gravimétrico, foi construída com base em

soluções de Euler (Fig. 6.6) e na interpretação de duas seções sísmicas (ver item 4.3.2).

As densidades foram extraídas de perfis geofísicos de poços. A diferença entre as

anomalias gravimétricas observada e calculada é da ordem de 10 mGal, em quase toda a

região do rifte. A exceção é na borda SE do rifte, onde as diferenças variam entre zero a

-12 mGal (Fig. 6.6). Tal resultado sugere que o embasamento é menos denso na borda

falhada do rifte, assim como litotipos mais densos geram anomalias positivas em grande

parte do rifte. Sendo assim, adotou-se o valor de -10 mGal com fator de correção para

atenuar o efeito gravimétrico do embasamento mais denso.

Figura 6.5. Mapa de anomalias Bouguer residuais com o contorno do Rifte Potiguar.

Esta área foi usada para excluir os dados da região do rifte, permitindo assim gerar

a gravidade do embasamento. Com a localização das linhas sísmicas em preto e do

perfil gravimétricom em branco.

102

6.2.3. MODELAGEM GRAVIMÉTRICA 3D DO RIFTE

A inversão dos dados gravimétricos para a modelagem tridimensional da Bacia

Potiguar segue as etapas de processamento do software BACIA 3D, codificado em

linguagem computacional FORTRAN 77, desenvolvido por De Castro (2005), criado

com base na metodologia proposta por Jachens & Moring (1990).

Para se iniciar o processo de inversão foi criado um banco de dados com os

dados gravimétricos devidamente tratados. Com o banco de dados criado, foi gerada

uma malha regular de anomalias Bouguer, interpolada com o método kriging,

considerando um espaçamento de 1,0 km. Em uma segunda etapa, promoveu-se a

separação regional-residual das anomalias Bouguer com filtro gaussiano. Já que a

componente residual do campo gravitacional realça as feições de caráter mais raso da

Crosta Superior, a mesma foi usada para no processo de inversão para obter-se a

arquitetura interna da Bacia Potiguar.

Do mapa de anomalias residuais corrigidas pelo fator numérico, foi gerado um

novo conjunto de dados gravimétricos, excluindo as anomalias na região do Rifte

Potiguar. O mapa gravimétrico do embasamento é, então, gerado e usado para a

modelagem do rifte através do método de inversão. Os parâmetros de entrada do

aplicativo BACIA3D são: a) as malhas dos dados gravimétricos residuais totais e

somente do embasamento; b) o número de iterações, estabelecido em 5; c) os

coeficientes da função do contraste de densidade; e d) alguns parâmetros relacionados à

otimização do cálculo das anomalias referentes ao modelo (Fig. 6.7). Como dados de

Figura 6.6. Perfil gravimétrico evidenciando a diferença entre as curva observada e

calculada resultando em uma média para o fator constante de -10mGal em quase

toda a extensão do Rifte Potiguar.

103

saída, tem-se o modelo da geometria da bacia devidamente ajustado e uma nova

estimativa para as anomalias do embasamento, sem o efeito gravimétrico da bacia. Esta

última é utilizada como dado de entrada para uma nova etapa do procedimento de

inversão. Após 3 interações, obteve-se o relevo de embasamento devidamente ajustado

pela a modelagem gravimétrica

A Figura 6.8 apresenta a distribuição tridimensional do relevo de embasamento

do rifte da Bacia Potiguar. Nele, é possível identificar seus grábens e horsts principais,

alongados na direção NE-SW, bem como suas bordas falhadas nos limites sul e leste do

rifte. O pacote sedimentar atinge espessuras superiores a 5500 m, em concordância com

dados sísmicos e de poços apresentados neste trabalho (Figs. 4.11 e 4.12,

respectivamente) e resultados descritos por Matos (1992), Soares & Rossetti (2005),

Soares (2000) e Neves (1989).

A análise comparativa entre o mapa de anomalia Bouguer residual e o mapa do

relevo do embasamento demonstra uma acentuada semelhança entre a assinatura

gravimétrica e a arquitetura interna do rifte (Fig. 6.9). Segundo Matos (2011), essa

semelhança ocorre nos casos em que a tendência regional não é notável, o pacote

sedimentar não possui intercalações de rochas densas e o embasamento é da mesma

natureza no substrato e na borda da bacia. Apesar dessas semelhanças é possível

observar ainda uma certa suavização no relevo do embasamento cristalino, podendo ser

resultado da exclusão de rochas mais densas do embasamento cristalino.

Figura 6.7. Arquivo digital com os parâmetros de entrada e saída do programa

BACIA3D para a execução da inversão dos dados gravimétricos.

104

Figura 6.8. Mapa do relevo de embasamento obtido pela modelagem gravimétrico

3D.

Figura 6.9. Análise comparativa entre as anomalias Bouguer residuais e o relevo

do embasamento cristalino.

105

No mapa de relevo do embasamento é possível observar as principais feições

estruturais do rifte da Bacia Potiguar (Fig. 6.10). Na região sul, observa-se o Gráben de

Apodi, com profundidades de até 4300 m. A leste, surge o Gráben de Umbuzeiro

(profundidades máximas de 5500 m), separado do Gráben de Boa Vista Sul

(profundidades de 3200 m) pelo Alto Quixaba (profundidade de 350 m). O Gráben

Pendência (profundidades de 3000 m) encontra-se separado do Gráben Boa Vista Norte

(profundidades de 3500 m) pelo Alto Serra do Carmo (profundidade de 1700 m),

Gráben Pendência é separado a sul do Gráben de Umbuzeiro por um pequeno alto

estrutural de 550 m de profundidade. O Gráben Guamaré (profundidades de 2800 m)

encontra-se limitado pela Falha de Carnaubais, a leste, e pelo Alto Macau (profundidade

de 800 m), a oeste. Na porção NW do Rifte Potiguar é constituída estruturalmente pelos

altos de Mossoró e Boa Vista, cujo pacote sedimentar sobrejacente não ultrapassa 1050

m de espessura (Fig. 6.10).

As principais feições estruturais do Rifte Potiguar podem ser reconhecidos no

relevo do embasamento (Fig. 6.11). O limite sul é marcado pelas falhas de Apodi e

Baixa Grande, aparentando tratar-se de uma única falha de direção NW-SE, com forte

inflexão para NE-SW. Observa-se ainda o limite leste do rifte condicionado pelo

Sistema de Falha Carnaubais de direção preferencial NE-SW. Na porção central da

borda leste, esse sistema de falhas mostra-se deslocado para leste. Na sua extremidade

sul, estas falhas encontram-se levemente inflexionadas para SW, formando uma rampa

Figura 10 – Mapa do relevo do embasamento cristalino com suas principais feições estruturais

destacadas.

106

de revezamento com a Falha Baixa Grande, conforme indicam as soluções da

Deconvolução de Euler de dados gravimétricos e magnéticos e como descreve Soares

(2000). No limite oeste destaca-se a Linha de Charneira Areia Branca seccionada por

falhas de direção NW-SE. O mapa mostra ainda falhas de direção NW-SE, que atuaram

como falhas de transferência aos esforços distensionais de formação da bacia. Estas

falhas seriam reativações de transcorrências pretéritas de idade brasiliana (Bertani et al.,

1990).

A Figura 6.12 mostra as anomalias residuais da região da Bacia Potiguar sem o

efeito gravimétrico do rifte. Um máximo gravimétrico ocorre paralelo com o Sistema de

Falhas de Carnaubais, alinhado-se com o limite leste do rifte. Este lineamento

gravimétrico deve estar relacionado ao contato de blocos crustais distintos, limitados

pela continuação da Zona de Cisalhamento Portalegre, aflorante a sul da bacia. Tal

estrutura foi, certamente, reativada durante a abertura da bacia no Cretáceo Inferior,

controlando o desenvolvimento a geometria interna do rifte. Na região SW do mapa

observa-se um alto do embasamento que pode ter atuado como limite durante a

compartimentação do rifte da bacia, ainda nessa região é possível destacar uma

continuação do rifte para NW, evidenciado pela presença de anomalias negativas

correspondendo a possíveis meios grábens soterrados (A na Fig. 6.12). Na região NE as

anomalias negativas podem ser associadas a rochas supracrustais, já as anomalias

Figura 6.11. Superposição da arquitetura interna do Rifte Potiguar, obtida pela

modelagem gravimétrica, com o mapa estrutural proposto por Matos (1992) em

vermelho e as linhas estruturais traçadas em branco.

107

negativas localizadas na região SE correspondem a litotipos do Grupo Seridó. Na região

onde encontra-se implementado o Rifte Potiguar identifica-se a norte e a sul mínimos de

curto a médio comprimento de onda podendo corresponder a corpos graníticos do

magmatismo brasiliano, possivelmente associados a Suíte Itaporanga que engloba

granitos e granodioritos porfiríticos, associados a dioritos. ( B na Fig. 6.12) e na sua

parte central um alto gravimétrico de direção NW-SE (C na Fig. 6.12), onde toda essa

região onde foi implementado o rifte da bacia corresponde a litotipos do Complexo

Jaguaretama do Domínio Rio Grande do Norte na Província Borborema constituída por

um conjunto de ortognaisses bandados e migmatitos de composição granodiorítica-

tonalítica e granítica, com intercalações de bandas de gnaisses anfibolíticos, anfibólio-

xistosos, augen-gnaisses e raramente rochas calcissilicáticas.

Figura 6.12. Mapa gravimétrico do embasamento sem o efeito do Rifte Potiguar,

com o contorno do rifte.

A

B

B

C

108

CONCLUSÕES

109

A partir das análises de anomalias Bouguer, das anomalias reduzidas ao pólo,

dados de poços exploratórios e seções sísmicas, foi possível realizar uma modelagem

gravimétrica 3D do rifte da Bacia Potiguar. As conclusões da presente pesquisa são

descritas a seguir.

O levantamento gravimétrico realizado na área destacou as principais feições

estruturais do arcabouço tectônico da Bacia Potiguar. O mapa de anomalias regionais,

que realça o limite crosta/manto, está caracterizado por anomalias gravimétricas

bastante suaves de longo comprimento de onda, associadas a um gradiente gravimétrico

positivo de caráter regional, variando entre -12 a 162 mGal e com sentido de SW para

NE. Já o mapa de anomalias residuais define bem as principais estruturas do Rifte

Potiguar, representadas pelo Gráben de Apodi (-14,10 mGal), Gráben Umbuzeiro (-10,2

mGal) e seus limites leste (Falha Carnaúbais) e oeste (Linha de charneira Areia Branca).

Assim como, o embasamento da bacia é bem marcado por anomalias positivas e

negativas de curto a médio comprimento de onda nas regiões S e SW do mapa. Tais

anomalias refletem heterogeneidades do arcabouço estrutural, formado pelos diversos

litotipos arqueanos e proterozóicos do Complexo Caicó e corpos granitóides das

diversas suítes intrusivas aflorantes nessa região.

As anomalias magnéticas do Rifte Potiguar mostram relevos magnéticos suaves

com altas amplitudes, que indicam a presença de rochas magnéticas não aflorantes,

associadas aos estágios iniciais de rifteamento, ou altos internos do embasamento

cristalino, que ancoram a geração dos semi-grábens da bacia. Os espessos pacotes

sedimentares do gráben principal da Bacia Potiguar (Gráben Umbuzeiro) estão

caracterizados por anomalias magnéticas negativas de curto comprimento de onda, com

direções principais E-W e NE-SW. Os dois principais depocentros da bacia (grábens

Umbuzeiro e Apodi) estão associados a valores mínimos que chegam a atingir -83 nT e

-20 nT, respectivamente, caracterizados pelo baixo conteúdo magnético do espesso

pacote sedimentar.

Com a análise de amostras de calha de poços exploratórios e relações de tempo

sísmico em função das profundidades nestes mesmos poços foi possível chegar a

valores de velocidade média para as principais formações que compõem a coluna

sedimentar da Bacia Potiguar. Sendo possível assim estimar as profundidades de topo e

base destas formações nas seções sísmicas. Estas informações serviram para

parametrizar a modelagem gravimétrica.

110

A aplicação da Deconvolução de Euler em dados gravimétricos e magnéticos

mostrou-se um método eficaz na identificação das falhas do rifte da Bacia Potiguar em

subsuperfície. Com base na distribuição espacial das nuvens de soluções de Euler, foi

possível analisar o comportamento dos principais limites do rifte, como o Sistema de

Falhas de Carnaubais, constituído por um conjunto de segmentos de falhas com trend

NE-SW. O mesmo é formado por falhas lístricas normais, com inflexão na sua porção

SW, e por falhas de transferência de comportamento dextral com mergulho suave a

moderado, predominante para NNW. As soluções de Euler sugerem profundidades que

ultrapassam 6000 m na região do Gráben de Umbuzeiro e que diminuem na direção NE.

Este gráben representa o depocentro mais profundo da Bacia Potiguar, cujo limite sul é

formado por uma extensa falha de transferência de comportamento dextral com rejeitos

de até 6050 m.

No limite sul do Rifte Potiguar, a Deconvolução de Euler revela trends NW-SE

para a Falha Apodi e NE-SW para a Falha de Baixa Grande, com fortes mergulhos

predominantemente para NNE. As profundidades máximas são da ordem de 4000 m

para a Falha Apodi e de 5000 m para a Falha Baixa Grande. Adicionalmente, observa-se

que a Falha de Apodi apresenta-se seccionada por falhas normais secundárias,

possivelmente relacionadas à presença de um gráben do tipo crestal-collapse, como

previamente interpretado em seções sísmicas. A diminuição da profundidade da Falha

Baixa Grande na direção NE coincide com um aumento da profundidade da Falha de

Carnaubais, formando assim uma rampa de revezamento, com mergulho para NE.

A Linha de Charneira Areia Branca, que representa o limite flexural do Rifte

Potiguar, mostra um trend NE-SW de soluções de Euler. Tal resultado indica a presença

de falhas normais e de transferência, com orientação dextral e mergulhos suaves para

SW. Na região das falhas de transferência, os ângulos de mergulho são relativamente

mais suaves, com os profundidades superiores a 5000 m, que diminuem na direção NE.

O procedimento de modelagem gravimétrica 3D possibilitou o mapeamento do

relevo do embasamento da bacia, utilizando-se do contraste de densidade e informações

independentes ao método gravimétrico. A curva parabólica formada pelo aumento da

densidade dos estratos sedimentares com a profundidade se deve ao aumento do grau de

compactação das rochas sedimentares devido à pressão litostática exercida pelas

sequências sobrejacentes, diminuindo o contraste de densidade entre as rochas

sedimentares e as do embasamento cristalino. Esta distribuição dos contrastes de

111

densidade no interior do pacote sedimentar foi incorporada pelo procedimento de

inversão, permitindo uma modelagem gravimétrica do rifte mais acurada.

Após três interações do procedimento de inversão chegou-se ao relevo do

embasamento do Rifte Potiguar, revelando sua arquitetura interna em detalhes. A

estrutura principal do rifte é constituída por um semi-gráben assimétrico, alongado na

direção NE-SW e com dois conjuntos de grábens separados por uma sequência de altos

do embasamento. Seus limites leste e sul são as bordas falhadas do rifte, onde se

localizam os principais depocentros da bacia. São nominados como os grábens de Apodi

e Umbuzeiro, com 4300 m e 5500 m de profundidade, respectivamente.

Na porção SW da Falha de Carnaubais, observa-se uma diferença de rejeito com

a Falha Baixa Grande, formando assim uma rampa de revezamento (relay-ramp) entre

as mesmas. A geometria interna do rifte releva também falhas de direção NW-SE, que

atuaram como falhas de transferência aos esforços distensionais de formação da bacia.

Estas falhas seriam reativações de transcorrências pretéritas de idade brasiliana.

O mapa das anomalias gravimétricas sem o efeito da bacia, obtido pelo procedimento de

inversão dos dados gravimétricos, permite reconhecer feições do embasamento

mascaradas pelo pacote sedimentar. Neste mapa, fica evidente a coincidência entre o

prolongamento da Zona de Cisalhamento Porto Alegre para nordeste com o traçado do

Sistema de Falhas de Carnaubais para SW. Desta forma, pode-se supor que esta zona de

cisalhamento foi reativada durante a abertura do rifte no Cretáceo Inferior,

proporcionando a formação do Sistema de Falhas de Carnaubais. Ainda com base no

mapa gravimétrico sem o efeito da bacia, na região onde encontra-se implementado o

Rifte Potiguar na sua parte central um alto gravimétrico de direção NW-SE, onde toda

essa região onde foi implementado o rifte da bacia corresponde a litotipos do Complexo

Jaguaretama do Domínio Rio Grande do Norte na Província Borborema.

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