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
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
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
Continental do Nordeste, obtidos junto à Agência Nacional do Petróleo, Gás Natural e
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,
Universidade Federal do Rio Grande do Norte
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
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 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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72
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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.
Figura 5.17: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias gravimétricas para a
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.
Figura 5.19: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias gravimétricas para a
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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