controle estrutural do carste hipogênico toca da boa vista

controle estrutural do carste hipogênico toca da boa vista

Universidade Federal do Rio Grande do Norte
Centro de Ciências Exatas e da Terra
Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e
Geofísica
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
CONTROLE ESTRUTURAL DO CARSTE
HIPOGÊNICO TOCA DA BOA VISTA – TOCA DA
BARRIGUDA NA FORMAÇÃO SALITRE, NORTE DO
CRÁTON SÃO FRANCISCO
Autora:
RENATA DE ARAÚJO ENNES SILVA
Orientador:
Dr. FRANCISCO HILÁRIO REGO BEZERRA
Co-orientador:
Dr. FRANCISCO CEZAR COSTA NOGUEIRA
Dissertação n.º 148 /PPGG.
Natal-RN, 13 de julho de 2015
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE
CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
CONTROLE ESTRUTURAL DO CARSTE
HIPOGÊNICO TOCA DA BOA VISTA – TOCA DA
BARRIGUDA NA FORMAÇÃO SALITRE, NORTE DO
CRÁTON SÃO FRANCISCO
Autor:
Renata de Araújo Ennes Silva
Dissertação apresentada em 13 de
julho de 2015, ao Programa de
Pós-Graduação em Geodinâmica e
Geofísica
–
PPGG,
da
Universidade Federal do Rio
Grande do Norte - UFRN como
requisito à obtenção do Título de
Mestre em Geodinâmica e
Geofísica,
com
área
de
concentração em Geodinâmica.
Comissão Examinadora:
Dr. Francisco Hilário Rego Bezerra (orientador)
Dr. Narendra Srivastava (membro interno)
Dra. Elissandra Moura Lima (membro externo)
Natal-RN, 13 de julho de 2015.
i
Setor de Informação e Referência
Catalogação da Publicação na Fonte. UFRN / Biblioteca Central Zila Mamede
Silva, Renata de Araújo Ennes.
Controle estrutural do carste hipogênico Toca da Boa Vista – Toca da Barriguda na Formação
Salitre, norte do Cráton São Francisco / Renata de Araújo Ennes Silva. – Natal, RN, 2015.
58 f.
Orientador: Francisco Hilário Rego Bezerra.
Co-orientador: Francisco Cezar Costa Nogueira.
Dissertação (Doutorado em Geologia) – Universidade Federal do Rio Grande do Norte.
Centro de Ciências Exatas e da Terra. Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e
Geofísica.
1. Carste – Dissertação. 2. Carste hipogênico - Dissertação. 3. Formação salitre Dissertação. 4. Anticlinais - Dissertação. 5. Toca da Boa Vista – Dissertação. I. Bezerra,
Francisco Hilário Rego. II. Nogueira, Francisco Cezar Costa. III. Título.
RN/UF/BCZM
CDU 551.435.8
ii
RESUMO
A porosidade e permeabilidade em zonas fraturadas podem aumentar devido a
fluidos ascendentes em sistemas cársticos. Este trabalho apresenta uma análise
estrutural de duas cavernas hipogênicas da América do Sul. A área de estudo inclui
a Toca da Boa Vista (TBV) e Toca da Barriguda (TBR), que possuem 107 km e 34
km respectivamente. Este sistema cárstico ocorre em carbonatos neoproterozoicos
da Formação Salitre, porção norte do cráton São Francisco, nordeste do Brasil.
Durante o Brasiliano foram formados cinturões de dobramento ao redor do cráton
com padrão compressivo desenvolvido entre 740-580 Ma. A metodologia inclui
análise dos mapas de condutos do Grupo Bambuí de Pesquisas Espeleológicas, a
partir dos quais foram elaborados mapas estruturais das cavernas e comparação
com a deformação regional. Os softwares usados para processamento de dados
estruturais incluiram: Openstereo, Stereonet 8, Georient 9.4.5 e Tectonic FP. A
análise da deformação do sistema TBV-TBR e o contexto regional da Formação
Salitre permitiu concluir que: (1) Os condutos se desenvolveram ao longo de eixos
de anticlinais N-S e ENE-WSW para E-W; (2) O desenvolvimento do carste foi
formado pela dissolução de juntas subverticais; (3) O primeiro evento de dobramento
F1 corresponde à uma compressão de direção N-S, e, o segundo evento F2 está
relacionado a compressão E-W. Ambos os eventos ocorreram no Brasiliano.
Portanto, é possível confirmar que existe relação direta dos fluidos ascendentes e
dissolução hipogênica com a deformação regional.
Palavras-chave: Carste hipogênico, anticlinais, juntas, Formação Salitre, Toca da
Boa Vista e Toca da Barriguda.
iii
ABSTRACT
Porosity and permeability along fractured zones of carbonate rocks could be
enhanced by ascending fluid flow in karst regions. This work presents a structural
analysis of two largest hypogenic caves in South America. The study area
encompasses the Toca da Boa Vista (TBV) and Toca da Barriguda (TBR) caves,
which are 107 km and 34 km long, respectively. This karst system occurs in the
Neoproterozoic carbonates of the Salitre Formation, in the northern part of the São
Francisco craton, northeast of Brazil. The fold belts around and at the craton edges
were deformed during the Brasiliano orogeny in a compressive setting at 740-580
Ma. Methodology includes analysis of maps of conduits available by Bambuí Group
of Speleological Research, which were used to construct structural maps of caves
and allowed comparison to regional deformation. The following softwares were used
to process structural data: Openstereo, Stereonet 8, Georient 9.4.5 e Tectonic FP.
Analysis of deformation of TBV-TBR system and the regional context of Salitre
Formation allowed to conclude that: (1) Cave passages developed subhorizontally
along N-S and ENE-WSW to E-W-oriented anticlines hinges; (2) Karst development
were formed by dissolution of subvertical joints; (3) The first folding event F1
corresponds to a N-S-trending compression, and the second event F2, is related to
E-W-compression. Both events were developed during Brasiliano event. So, it is
possible to confirm that fluid flow and related dissolution pathways have a close
relationship with regional deformation.
Keywords: Hypogenic karst, anticlines, joints, Salitre Formation, Toca da Boa Vista
and Toca da Barriguda.
iv
AGRADECIMENTOS
Agradeço imensamente a todos os que contribuíram de forma direta ou
indireta para a conclusão desta dissertação de mestrado.
À minha família, pelo apoio e amor incondicional.
À Universidade Federal do Rio Grande do Norte e ao Programa de PósGraduação em Geodinâmica e Geofísica, pela excelência em geologia e
oportunidade de ingressar no mestrado.
À Petrobras pelo investimento e incentivo à pesquisa relacionada a regiões
cársticas, através do Projeto Porocarste.
À Capes pelo auxílio financeiro ao longo de todo o período do curso.
Ao professor Dr. Francisco Hilário Rego Bezerra pela disponibilidade e
competência na orientação, pelas discussões e aprendizado ao longo do curso.
Ao professor Dr. Francisco Cezar Costa Nogueira, pelo apoio na pesquisa.
Ao professor Dr. Venerando Eustáquio pelas conversas e conselhos.
À Nilda pela disposição e eficiência para ajudar nas questões relacionadas ao
programa de pós-graduação.
À Tarik Sousa, à Maria de Fátima, Mikaele, Rafael e aos colegas da pósgraduação Natasha, Ingrid, Juliana, Jean, Guilherme e Luis, pelo apoio e palavra
amiga sempre que necessário.
A Lorenna, Vinicius e Alysson pela ajuda na elaboração de gráficos e
ilustrações.
A todos da turma de Geologia de Campo 2 (2014.2), por permitirem que a
experiência em docência se tornasse realidade.
Aos colegas de projeto Caroline, Augusto, André, José Carlos, Franklin,
Fernando e Uilson, pelo apoio no desenvolvimento da pesquisa, pela companhia
extremamente agradável e conversas principalmente nas etapas de campo.
v
ÍNDICE
RESUMO
ABSTRACT
AGRADECIMENTOS
ÍNDICE
ÍNDICE DE FIGURAS
LISTA DE SÍMBOLOS E ABREVIATURAS
ii
iii
iv
v
vi
viii
1 – Introdução
10
1.1 – Justificativa
1.2 – Objetivo e localização da área
1.3 – Metodologia
10
10
11
2 - Geologia Regional
15
2.1 – O Cráton São Francisco
2.2 – Geologia Local
2.3 – Estratigrafia
2.4 – Tectônica Regional
15
16
16
3 – Revisão bibliográfica sobre controle estrutural do
carste
4 - Artigo
4.1 – Introduction
4.2 – Geological setting
4.2.1 Tectonic structures and stratigraphy
4.2.2 The karst system
4.3 – Methods
4.4 – Results
4.4.1 General cave features
4.4.2 Azimuthal analysis of cave passages in map view
4.4.3 Fold pattern in the caves
4.4.4 The joint and fault pattern
4.5 – Discussion
18
21
27
5 – Discussões e Conclusões
30
31
31
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35
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REFERÊNCIAS
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vi
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1.1: Cráton São Francisco e imagem Landsat 8 com localização da Toca
da Boa Vista e Toca da Barriguda, (USGS, 2013).
Figura 1.2: Mapa Toca da Boa Vista e pontos visitados (em azul), mapa cedido
pelo (Grupo Bambuí de Pesquisas Espeleológicas, 2013).
Figura 1.3: Mapa Toca da Barriguda e pontos visitados (em azul), mapa cedido
pelo (Grupo Bambuí de Pesquisas Espeleológicas, 2013).
Figura 2.1: Cráton São Francisco, (modificado de Alkmin et al., 1993).
11
Figura 2.2: Mapa geológico da área de estudo. (Modificado de Bizzi et al., 2003).
16
Figura 2.3: Colunas estratigráficas Formação Salitre. A) Bonfim et al., 1985, B)
Misi e Silva, 1996. Subunidades onde ocorrem sistema cárstico TBV-TBR estão
em vermelho.
Figura 2.4: Faixa Riacho do Pontal e área estudada em vermelho (Retirado de
Dominguez, 1993).
17
Figura 3.1: Exemplos de mapas estruturais em regiões cársticas, em
Tsanfleurum-Sanetsch, Alpes Suíços (Gremaud et al., 2009).
Figura 3.2: Vista em planta do carste Piani-Eterni, estruturas em superfície e
subsuperfície. Em vermelho, os condutos ao longo da direção PE-10, estrutura
tectônica não reconhecida em superfície. À direita, diagrama de roseta (Sauro et
al., 2013).
Figure 4.1: (A) The South American continent and location of the São Francisco
Craton in black; (B) main lithostratigraphic units of the São Francisco Craton and
surrounding folding belts (modified from Alkmin et al., 1993). Key: 1, ArcheanProterozoic basement, 2 – Mesoproterozoic sedimentary rocks of the Espinhaço
Supergroup, 3 – Neoproterozoic rocks of the São Francisco Supergroup, 4 –
Phanerozoic sedimentary covers, 5 – Neoproterozoic Folding belts, 6 – Structural
Lineaments.
Figure 4.2: Geological map of the northern part of the São Francisco Craton,
including major lithostratigraphic units and tectonic structures (simplified from
Bizzi et al., 2003).
Figure 4.3: Geological map of study area and location of the TBV-TBR caves.
22
Figure 4.4: Map of passages of the TBV and TBR caves and rose diagrams of
cave-passage length and orientation. (a), (b), (c), (d) and (e) are structural
domains of caves. We simplified cave maps from the Bambuí Group of
Speleological Research.
Figure 4.5: Map of cave passages and tectonic structures of the cave system
(TBV): (A) passage map and (B) structural map of the eastern part of the TBV
cave; and (C) stereoplots of sedimentary bedding, which are located in (B).
Figure 4.6: Map of cave passages and tectonic structures of the cave system
(TBR): (D) passage map of and (E) structural map of the eastern part of the TBR
cave; (F) are stereoplots of sedimentary bedding, which are located in (E).
Figure 4.7: Cumulative fold data: (A) cumulative pattern of sedimentary bedding
and the superposed fold pattern observed in stereoplot; (C) cumulative data of
fold axes. (B) and (D) contour projection of fold axes.
36
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13
15
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23
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39
vii
Figure 4.8: Cave passages formed along anticline hinges: (A), (C) corresponds to
the photo; (B),(D) represent a draft where (1) - (5) are the sedimentary bedding
and the sterereoplots are ciclographic and poles projection and (n) is the number
of measures.
Figure 4.9: Main generation of stylolites observed in the TBV-TBR cave system:
(A) and (B) are stylolites of the F1 phase; (C) shows stylolites of F2 phase; (D)
shows cross-cutting relations of stylolites of F1 (blue) and F2 (red).
Figure 4.10: Rose diagram of mode I joints from both caves indicating NWtrending joints associated with F1 folds and E-W-trending joints related to F2
folds.
Figure 4.11: Mode I and conjugate joints in the TBV cave: (A) and (B) ladder
pattern of F1 and F2 phase joints along which dissolution occurs. In both cases
F1 joints tend N-S and are the longest fractures. (C) is a photo and (D) drawing of
mode I extensional and conjugates joints.
Figure 4.12: Faults zones cutting across folds in the cave passages: (A) is a
normal fault NW-SE, (B) is a tension gashes from a normal fault NW-SE, (C) is a
fault and damage zone with N-S trending and (D) is en echelon fault with E-W
trending.
Figure 4.13: 3D sketch of superposed fold pattern in the TBV-TBR cave system.
(A) corresponds to the units (1) coarse to medium grainstone, (2) fine grainstone
with chert nodules, (3) microbial carbonate, (4) interbedded fine siliciclastics and
marls, (5) grainstone with chert layers. (B) represents the directions of stylolites
and fractures in different phases (F0, F1 and F2).
39
41
42
42
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45
viii
LISTA DE SÍMBOLOS E ABREVIATURAS
m
Metros
km
Quilômetro
km2
Quilômetro quadrado
Ma
Milhões de anos
9
Capítulo 1
10
1 – Introdução
1.1 – Justificativa
O conceito de carstificação é facilmente reconhecido em cavernas epigênicas,
onde águas meteóricas dissolvem rochas aflorantes permitindo o desenvolvimento
de cavidades devido a recarga em superfície. Nas últimas duas décadas, diversos
trabalhos mostraram um novo tipo de carstificação: a hipogênica. Esta, é formada
em condições semi-confinadas e sem relação direta com a superfície (Klimchouk,
2012). Além disso, a recarga é devido à formação solúvel subjacente e presença de
fluidos ascendentes com H2S e fluidos hidrotermais. Trabalhos pioneiros como os de
Ford e Williams (1989) e Worthington e Ford (1995) definiram que cavernas
hipogênicas podem se desenvolver por meio de fluidos hidrotermais e pela oxidação
de H2S. Palmer (2000a) apresentou definição mais ampla, na qual “cavernas
hipogênicas se formam pela água, com agressividade produzida em profundidade e,
independente de relação com a superfície ou fontes de CO2 ou outras fontes ácidas”.
A agressividade da água é um atributo transitório que pode ser devido a
profundidade ou ser adquirido a partir de formação solúvel.
O estudo do carste tem uma crescente aplicação na indústria do petróleo.
Rochas carbonáticas deformadas são excelentes reservatórios. Quando estão em
áreas carstificadas exibem certa complexidade devido ao padrão estrutural e a
distribuição estratigráfica. A análise da distribuição de falhas e juntas nestas regiões
pode auxiliar no entendimento da carstificação e desenvolvimento de reservatórios
carbonáticos. As falhas podem controlar esses sistemas (Bezerra et al., 2007) e
funcionar como canais para que fluidos gerados em superfície ou subsuperfície
produzam dissoluções e cavernas epigênicas ou hipogênicas. Assim, torna-se
importante o levantamento e estudo de estruturas geológicas que apresentem
relação com a formação e evolução de sistemas cársticos.
1.2 – Objetivo e Localização da Área
O principal objetivo desta pesquisa é apresentar quais estruturas no sistema
cárstico hipogênico da Toca da Boa Vista (TBV) – Toca da Barriguda (TBR) tem
relação com a carstificação e definir se há correlação da deformação destas
cavernas com o contexto regional. A análise da geologia estrutural local é importante
para caracterizar a deformação de sistemas cársticos em rochas carbonáticas e
também pode ser útil na predição de reservatórios em carbonatos.
11
Karmann (1994) estimou para o Brasil uma área aproximada de rochas
carbonáticas carstificadas de 425.000 a 600.000 km 2. Alguns carstes brasileiros
conhecidos estão nos grupos: Bambuí, Una, Açungui e Corumbá. A área de estudo
localiza-se no norte da Bahia onde afloram rochas pertencentes ao Grupo Una. O
sistema cárstico TBV-TBR está localizado a norte do cráton São Francisco,
conforme mostra a figura 1.1.
Figura 1.1: Cráton São Francisco e imagem Landsat 8 com localização da Toca da Boa Vista e Toca
da Barriguda, (USGS, 2013).
A soma dos condutos da TBV (107 km) a coloca como uma das maiores
cavernas da América do Sul (Auler e Smart, 2003). A TBR tem 34 km, considerando
também a soma dos condutos. Estas cavernas se localizam na região semi-árida do
nordeste do Brasil, onde a taxa de precipitação é baixa (490 mm) e a vegetação
predominante é a de caatinga (Auler e Smart, 1999).
1.3 – Metodologia
O levantamento e análise das feições estruturais foram realizados na porção
setentrional das cavernas TBV-TBR (Fig. 1.2 e 1.3). Esta porção foi estudada devido
ao acesso, que se torna complicado em alguns setores, e, ao tempo necessário para
percorrer toda a extensão das cavernas. A metodologia utilizada neste trabalho inclui
dados de subsuperfície, que inclui todo o levantamento de estruturas e morfologia
nas cavernas.
O Grupo Bambuí de Pesquisas Espeleológicas disponibilizou os mapas dos
condutos das cavernas. As direções e os comprimentos dos condutos em mapa
12
foram utilizados para comparação com os dados estruturais levantados em
subsuperfície. Foram medidos acamamento sedimentar, falhas e juntas. O termo
“junta” foi usado quando não foi observado movimento entre blocos, “falha” quando
foi observada movimentação e fraturas quando não foi possível diferenciar. Os
softwares utilizados para processamento dos dados foram: Openstereo, Stereonet 8,
Georient 9.4.5 e TectonicsFP. O Openstereo, Stereonet 8 e TectonicsFP foram
usados para elaborar projeções ciclográficas e projeções polares, o Georient 9.4.5
foi utilizado para geração de diagramas de roseta.
Figura 1.2: Mapa Toca da Boa Vista e pontos visitados (em azul), mapa cedido pelo (Grupo Bambuí
de Pesquisas Espeleológicas, 2013).
13
Figura 1.3: Mapa Toca da Barriguda e pontos visitados (em azul), mapa cedido pelo (Grupo Bambuí
de Pesquisas Espeleológicas, 2013).
14
Capítulo 2
15
2 – Geologia Regional
2.1 – Cráton São Francisco
A área em estudo situa-se dentro da província estrutural cráton São Francisco
(Almeida, 1977), no contexto da plataforma sul-americana. O interior do cráton é
composto por unidades do embasamento e coberturas cratônicas proterozoicas e
fanerozoicas (Fig. 2.1). Os limites geológicos do cráton são representados por
cinturões de dobramento (Alkmin et al., 1993), acrescidos ao terreno pelo ciclo
Brasiliano, que incluem as faixas: Riacho do Pontal e Sergipana a norte e nordeste,
Araçuaí ao sudeste, Brasília a oeste e Rio Preto ao noroeste (Fig. 2.1).
Figura 2.1: Cráton São Francisco, (modificado de Alkmin et al., 1993).
16
2.2 – Geologia Local
As rochas que afloram na região estão representadas na Figura 2.2 e estão
incluídas no Supergrupo Espinhaço (Proterozoico Médio), Supergrupo São
Francisco (Proterozoico Superior) e formações recentes do cráton São Francisco. O
Supergrupo Espinhaço é composto pelo Grupo Paraguaçu e pelas formações
Tombador, Caboclo e Morro do Chapéu. O Supergrupo São Francisco é composto
pelos grupos Bambuí e Una. Na porção inferior do Grupo Una ocorre a Formação
Bebedouro, composta por diamictitos, pelitos e grauvacas depositados em ambiente
de sedimentação glácio-marinha (Guimarães, 1996) e transportados de leste para
oeste, por correntes de gelo e icebergs. Na porção superior encontra-se a Formação
Salitre. A Formação Salitre é composta por uma sequencia carbonática de quase
1000 m de espessura, com deposição de diferentes litofácies carbonáticas em um
mar epicontinental com influência de marés e ondas.
Fig. 2.2: Mapa geológico da área de estudo. (Modificado de Bizzi et al., 2003).
A idade da Formação Salitre é de 600-670 Ma (Misi e Veizer, 1996) de acordo com
datação
87
Sr/86Sr. Dados bioestratigráficos a partir de posições de estromatólitos
colocam a formação entre o Vendiano Superior e o Rifeano (Srivastava, 1986).
2.3- Estratigrafia
A Formação Salitre corresponde a uma sequencia de rochas carbonáticas
depositada sobre o Grupo Chapada Diamantina depois de um período de
17
deglaciação (Formação Bebedouro). Duas classificações são propostas para esta
formação, uma apresentada por Bonfim et al., 1985 (Fig. 2.3-A) e outra mais recente
de Misi e Silva (1996) (Fig. 2.3-B). Bonfim et al. (1985) consideraram 4 fácies
distintas, da base para o topo: Nova América, Gabriel, Jussara e Irecê. Enquanto
Misi e Silva (1996) consideraram da base para o topo as unidades: C, B, B1, A e A1.
B
A
Figura 2.3: Colunas estratigráficas Formação Salitre. A) Bonfim et al., 1985, B) Misi e Silva, 1996.
Subunidades onde ocorrem sistema cárstico TBV-TBR estão em vermelho.
A primeira subdivisão permitiu correlacionar as unidades com ciclos de
sedimentação, com dois ciclos regressivos e um ciclo transgressivo. A unidade Nova
América, relacionada às cavernas TBV e TBR, é composta por calcilutitos,
calcarenitos, tapetes algais e níveis dolomíticos. A unidade Gabriel é composta por
calcilutitos e calcarenitos. A unidade Jussara inclui calcarenitos oncolíticos,
calcarenitos quartzosos, arenitos. A unidade Irecê é caracterizada por calcilutitos,
margas, arenitos, siltitos e pelitos.
De acordo com Misi e Silva (1996) a unidade C é caracterizada por dolomito
avermelhado argiloso, aflorando a leste da Bacia de Irecê. A unidade B consiste em
calcários laminados cinza com gradação para camadas dolomíticas. Existe uma
sucessão rítmica de camadas centimétricas de calcários ou dolomitos e folhelhos. A
unidade B1, na qual se desenvolvem as cavernas TBV-TBR
é composta por
dolomitos sílticos avermelhados cinza, dolomitos com lentes plano-paralela e
18
calcarenitos cinza escuro. A unidade A tem intercalações de margas e siltitos, e, a
unidade A1 é composta por calcários ricos em matéria orgânica com oólitos, pisólitos
e estratificação cruzada.
2.4- Tectônica Regional
Depois da fragmentação do continente Rodínia, eventos colisionais ocorreram
entre os crátons São Francisco e Congo. Esta colisão resultou em três orógenos:
Brasiliano I (900-700 Ma), Brasiliano II (650-600 Ma), Brasiliano III (590-520 Ma) e
inversão da bacia Espinhaço-São Francisco (Bizzi et al., 2003). À parte norte do
cráton São Francisco (Fig 2.4) foi acrescida a Faixa Riacho do Pontal (Brito Neves et
al., 2012). Tanto a faixa móvel quanto a margem do cráton foram deformadas
durante o Brasiliano, e, em algum tempo entre 750 e 650 Ma a Formação Salitre se
depositou (Bizzi et al., 2003).
A deformação relacionada a eventos compressivos no Brasiliano atingiu as
coberturas proterozoicas do cráton São Francisco, que apresentam dois domínios
estruturais. O primeiro domínio ocorre nas rochas do Mesoproterozoico (Formações
Tombador, Caboclo e Morro do Chapéu) e inclui dobramentos com eixos N-S e o
segundo domínio com direção E-W, nas rochas neoproterozoicas do Grupo Una,
especialmente a bacia de Irecê (Lagoeiro, 1990).
A Faixa Riacho do Pontal é um importante cinturão de dobramento, situada
aproximadamente 100 km à norte área de estudo e apresenta quatro fases
deformacionais (D1, D2, D3 e D4), com vergência para sul. O evento D2 apresenta
rampas laterais com direção N-S, NE-SW e NW-SE. O D4 corresponde a falhas
transcorrentes. Estes eventos ocorreram em fases tardias do Brasiliano, entre 630 e
575 Ma (Lagoeiro, 1990; Caxito e Uhlein, 2013).
19
Figura 2.4: Faixa Riacho do Pontal e área estudada em vermelho (Retirado de Dominguez,
1993).
20
Capítulo 3
21
3 – Revisão bibliográfica sobre controle estrutural do
carste
O progresso da carstificação depende da distribuição litológica e da presença
de estruturas (fraturas e dobras). A interação entre diferentes tipos de rocha e
feições estruturais contribuem para a formação de feições cársticas. Em rochas
carbonáticas, o processo de dissolução se desenvolve a partir da geração de
caminhos/rotas em que os fluidos circulam (Palmer, 2003). Estas rotas iniciais
podem ter direções preferenciais semelhantes a planos relacionados às estruturas
geológicas, como fraturas e dobras.
A relação entre estruturas geológicas e o desenvolvimento de sistemas
cársticos foi descrita pelos seguintes autores: Ford e Ewers (1978), Stringfield et al.
(1979) Fetter (1980), White (1988), Ford e Williams (1989), Palmer (1991), e Kresic
(1995). Os aspectos estruturais também estão presentes nos recentes trabalhos de:
Romanov et al. (2002); Osborne et al. (2006), Tennyson et al. (2008), Yan et al.
(2008), Gremaud et al. (2009), Tran et al. (2011), Klimchouk et al. (2012), Koleini et
al. (2013), Tirla e Vijulie (2013) e Sauro et al. (2013). Osborne et al. (2006) observou
que algumas entradas e dolinas nas cavernas Wellington, Austrália, são paralelas
aos sets de falhas, e também apresentou que “algumas das seções das principais
cavernas parecem ser guiadas também pelos trends estruturais”.
Koleini et al.
(2013) associaram sets de juntas e fraturas que permitiram o desenvolvimento de
redes conectadas preferenciais para o fluxo avançar em rochas carbonáticas do
oeste do Irã. Yan et al. (2008) também relataram fraturamento no eixo de dobras que
permitiram circulação de água subterrânea e formaram sistema cárstico no norte da
China.
A elaboração de mapas geológicos e estruturais (Fig. 3.1) constitui importante
ferramenta para o estudo de regiões carstificadas, pois permitem identificar
possíveis direções preferenciais e controles litológicos. Outras análises que também
podem ser feitas e associadas com a presença de estruturas incluem estudos
acerca da hidrogeologia, da geoquímica, de isótopos estáveis e de inclusão fluida
(Tennnyson et al., 2008).
Padrões estratigráficos, como planos de acamamento e descontinuidades
interacamamento, também podem estar relacionados a processos cársticos.
22
Stringfield et al., 1979 definiram como fatores responsáveis pelo desenvolvimento do
carste e aumento da permeabilidade:
i)
Clima, topografia e presença de rochas solúveis;
ii)
Geologia estrutural;
iii)
Natureza de circulação subterrânea, e,
iv)
Nível de base
B
Figura 3.1: Exemplos de mapas estruturais em regiões cársticas, em Tsanfleurum-Sanetsch,
Alpes Suíços (Gremaud et al., 2009).
23
O resultado da análise de feições estruturais e estratigráficas relacionadas a
formação do carste pode levar a elaboração de modelos tectônicos para uma
determinada área carstificada. Yan et al. (2008) sugeriram o desenvolvimento do
carste a partir de juntas em Puding, China, com cavernas e rios ao longo de fratura.
Sauro et al. (2013) elaboraram um modelo 3-D para o carste Piani-Eterni, Itália. A
Figura 3.2 mostra a área estudada com as estruturas, diagramas de roseta com as
direções preferenciais e localização das cavernas. Análises estatísticas da
distribuição dos condutos foram feitas a partir de 31 km de condutos visitados. O
desenvolvimento da caverna foi devido as feições estruturais e estratigráficas.
Figura 3.2: Vista em planta do carste Piani-Eterni, estruturas em superfície e subsuperfície. Em
vermelho, os condutos ao longo da direção PE-10, estrutura tectônica não reconhecida em superfície.
À direita, diagrama de roseta (Sauro et al., 2013).
A carstificação também pode estar relacionada a reativações tectônicas de
estruturas pré-existentes. Tennyson et al. (2008) relataram a formação de cavernas
e de alguns minerais com o aquecimento geotermal da água de recarga situada
abaixo de sistemas de juntas e falhas.
24
Gremaud et al. (2009) obtiveram velocidades do fluxo nas dobras em rochas
da caverna Mammoth, nos Estados Unidos. Os sinclinais atuaram como caminho
preferencial, e sua porção superior tem velocidade máxima linear de 91m/h. Os
anticlinais também atuaram como rotas preferenciais. O fluxo na porção superior
continua até abaixo do fundo do vale, com velocidade de 22m/h.
Um aspecto importante na evolução da carstificação é a interação das
estruturas. O desenvolvimento de estruturas rúpteis, como juntas e fraturas podem
reativar ou modificar estruturas pré-existentes geradas durante a formação das
rochas ou por eventos deformacionais. Dentro de um sistema cárstico, sumidouros e
sistemas de canais podem se desenvolver ao longo de algum padrão estrutural,
especialmente nas intersecções entre diferentes estruturas. Estas estruturas podem
criar sistemas de canais regionais de água subterrânea (Tran et al., 2013).
25
Capítulo 4
26
27
4 – Artigo “Superposed folding and associated fracturing
influence hypogene karst development in Neoproterozoic
carbonates, São Francisco craton, Brazil”
Submetido à revista Tectonophysics
Renata A. Ennes-Silva1, Francisco H.R. Bezerra1*, Francisco C.C. Nogueira2,
Fabrizio Balsamo3, Alexander Klimchouk4, Caroline L. Cazarin5, Augusto Auler6
1 – Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica, Universidade
Federal do Rio Grande do Norte, 59078-970, Natal, RN, Brazil
2 – Unidade Acadêmica de Engenharia Mecânica, Universidade Federal de Campina
Grande, Rua: Aprígio Veloso, Nº 812, Campus Universitário, 58429140 - Campina
Grande, PB, Brazil
3 – Department of Physics and Earth Sciences, Parma University, Campus
Universitario, Parco Area delle Scienze, 157/A, I-43124, Parma, Italy
4 – Institute of Geological Sciences, National Academy of Science of Ukraine, Kiev,
Ukraine
5 – Petrobras, Centro de Pesquisa e Desenvolvimento Leopoldo Américo Miguez de
Mello
(Cenpes),
Av.
Horácio
Macedo,
950,
Cidade
Universitária
Rio de Janeiro, 21941-915, RJ, Brazil
6 – Carste Ciência e Meio Ambiente, Rua Aquiles Lobo 297, Floresta, Belo
Horizonte, 30150-160, MG, Brazil
*Corresponding author: bezerrafh@geologia.ufrn.br, telephone: + 55 84 32153807.
28
Highlights

We carried out a structural analysis at giant caves in Neoproterozoic
carbonates.

Hypogene cave patterns is influenced by existing pattern of superposed
folding.

Cave passages follow N-S and ENE to E-W-oriented anticlines hinges.

Folding events have regional significance and occurred during the Brasiliano
cycle.

This study enhances our capability to predict cave pattern in layered
carbonates.
29
Abstract
Porosity and permeability along fractured zones in carbonates could be significantly
enhanced by ascending fluid flow, resulting in hypogene karst development. This
work presents a detailed structural analysis of the largest cave system in South
America to investigate the relationship between karst conduits and regional
deformation. Our study area encompasses the Toca da Boa Vista (TBV) and Toca da
Barriguda (TBR) caves, which are composed of 107 km and 34 km long, respectively.
This cave system occurs in Neoproterozoic carbonates of the Salitre Formation, in
the northern part of the São Francisco Craton, northeast of Brazil. The fold belts
around and at the craton edges were deformed during the Brasiliano orogeny in a
compressive setting at 750-540 Ma. Based on the integrated analysis of fold and
brittle deformation in the caves and in outcrops of the surrounding region, we show
the following: (1) major cave passages, at the middle storey of the system,
considering both length and frequency, developed subhorizontally along (a) N-S and
(b) ENE to E-W-oriented anticline hinges; (2) conduits were formed by dissolution of
subvertical joints, which present a high concentration along anticline hinges due to
folding of competent grainstone layers; (3) the first folding event F1 has been already
documented in the region and corresponds to a N-S-trending compression, whereas
the second event F2, documented for the first time in the present study, is related to
an E-W-compression; (4) both folding events occurred during the Brasiliano orogeny.
We conclude that fluid flow and related dissolution pathways have a close
relationship with regional deformation events, thus enhancing our capability to predict
karst pattern in layered carbonates.
Keywords: Fracture, karst, hypogene speleogenesis, superposed folding, layered
carbonate
30
4.1- Introduction
Fracture control of fluid flow has been long recognized as an important process in
hydrogeology and ore and petroleum geology (e.g., Long et al., 1996; Faybishenko et
al., 2005; Agar and Geiger, 2014). The last two decades have seen an increase in
studies of fluid flow related to hypogene karst, which is associated with upward flow
in soluble rocks (Klimchouk, 2007, 2009).
Karst features present a close relationship with tectonic structures. Fractures and
folds have been identified as important features influencing fluid migration and karst
dissolution in carbonates units (White, 1988; Aydin, 2000; Andre and Rajaram, 2005;
Klimchouk, 2009; Sauro et al., 2013; Shanov and Kostov, 2015). Recent studies
indicate that structurally guided passages of hypogene caves occur in carbonate
units in anticlines in Australia (Osborne, 2000, 2001). Both fractures and folds also
influence surface karst features in epigenic karst on the outcrop-level in carbonate
units (Billi, 2005; Rawnsley et al., 2007). In addition to these field-based studies,
numerous numerical models have been used to predict fracture dissolution by fluids
in karst settings (Liedl and Sauter, 1998; Kaufmann and Braun, 1999; Dreybrodt et
al., 2005).
Despite these advances in the knowledge of the understanding of structural
control on karst conduits, several problems are still unresolved. First, a structural
analysis of the karst system is lacking in many studies. Second, it is still a matter of
debate as to why some tectonic structures are more vulnerable to karst dissolution
than other structures. Third, the correlation of fluid dissolution with regional
deformation has not been addressed previously. Fourth, in the case of hydrocarbon
reservoir studies and despite the use of quantitative assessment and statistical
descriptions, detailed and subseismic analysis of the deformation-karstification
relationship is still lacking.
In the present contribution, we focus on the geometry and orientation of cave
passages and their relationship with regional deformation events to understand how
hypogene karstification occurs in folded carbonates. Our study area encompasses
two caves, Toca da Barriguda (TBR) and Toca da Boa Vista (TBV) in the
Neoproterozoic Salitre Formation located at the northern part of the São Francisco
Craton, Brazil (Fig. 4.1). The hypogenic nature and functional organization of these
caves have been recently demonstrated (Auler and Smart, 2003; Klimchouk et al.,
2015). By gathering field structural data on the TBV and TBR caves, we show that
31
the pattern of hypogene caves is influenced by a previously established pattern of
superposed folding, and that tectonic and field-bases studies shoul be used in the
prediction of fluid pathways and karstification in carbonate units. These results could
be used as input data in modeling of reservoirs and aquifers and could enhance our
capability to predict the karstification of carbonates by ascending fluids.
Figure 4.1: (A) The South American continent and location of the São Francisco Craton in black;
(B) main lithostratigraphic units of the São Francisco Craton and surrounding folding belts (modified
from Alkmin et al., 1993). Key: 1, Archean-Proterozoic basement, 2 – Mesoproterozoic sedimentary
rocks of the Espinhaço Supergroup, 3 – Neoproterozoic rocks of the São Francisco Supergroup, 4 –
Phanerozoic sedimentary covers, 5 – Neoproterozoic Folding belts, 6 – Structural Lineaments.
4.2 - Geological setting
4.2.1 Tectonic structures and stratigraphy
The study area is located in the northern part of the São Francisco Craton, which
was an unaffected by pervasive deformation and metamorphism, during the
Brasiliano orogeny at 750-540 Ma (Figs. 4.1 and 4.2). This craton encompasses
Archean, Proterozoic, and Phanerozoic sedimentary and igneous units, which were
not subjected to metamorphism after the Mesoproterozoic (Brito Neves et al., 2014).
The northern part of the craton was subjected to the influence by the Riacho do
32
Pontal belt to the north (Brito Neves et al., 2012), but both the belt and the edge of
the craton were deformed during the Brasiliano cycle (Fig. 4.2). In the craton interior,
Neoproterozoic units exhibit two phases of deformation. The first includes folds and
thrusts that strike NNE-SSW, and the second includes folds and thrusts that strike EW, both of which correspond to collisional events that occurred on the margin of the
Craton. In the Riacho do Pontal Belt, nappes with four deformation phases (D1, D2,
D3, and D4) verge to the South. The D2 event presents lateral ramps that strike N-S,
NE-SW, and NW-SE, whereas the D4 event also exhibits strike-slip faults. These
events occurred in the late stages of the Brasiliano orogeny (630-575 Ma) (Lagoeiro,
1990; Caxito and Uhlein, 2013).
Figure 4.2: Geological map of the northern part of the São Francisco Craton, including major
lithostratigraphic units and tectonic structures (simplified from Bizzi et al., 2003).
The karst system described here occurs in the Neoproterozoic Salitre Formation.
The thickness of this unit can reach 1000 m. Ages from 87Sr/86Sr analysis range from
600 to 670 Ma age (Misi and Veizer 1996), whereas biostratigraphic data on
stromatolites indicate a Riphean to early Vendian age (800-600 Ma) for this unit
(Srivastava 1986). The basement of the Neoproterozoic Una Group, which includes
the Bebedouro and Salitre formations, is the Mesoproterozoic sandstones of the
33
Chapada Diamatina Group. This basement encompasses the Tombador, Caboclo
and Morro do Chapéu formations (Branner 1910a, 1910b, 1911).
4.2.2 The karst system
The carbonate platforms of São Francisco craton are represented by both
Bambuí and Una Groups and contain the most representative karst areas in Brazil,
with thousands of known caves (Auler, 1999; Auler and Smart, 2003). The Toca da
Boa Vista (TBV) and Toca da Barriguda (TBR) caves are located only 400 m apart,
and share many common features. Together, they form the most extensive cave
system in South America. They occur at the center of a small carbonate basin that is
~100 km away from the craton boundary to the north (Fig. 4.3). Five lithologic units
occur at the eastern part of the TBV-TBR system (Cazarin et al., 2014, 2015). They
are as follows, from bottom to top: (1) coarse to medium grainstone (more than 4 m
thick), (2) fine grainstone with chert nodules (1-0.5 m thick), (3) microbial carbonate
(0.3 – 0.8 m thick), (4) interbedded fine siliciclastics and marls (0.2 – 0.5 m thick),
and (5) crystalline grainstone that interfinger with chert layers (more than 5 m thick).
The cave system occurs mainly in units 1-4, and the caves are either capped by a
siltstone (unit 4) or upper grainstone layer with chert lenses (unit 5) that mark the
major cave roofs of passages at the middle story (Cazarin et al. 2014, 2015;
Klimchouk et al., 2015). A preliminary description of a superposed folding pattern in
the TBV-TBR caves area was presented by Teixeira et al. (2001).
Figure 4.3: Geological map of study area and location of the TBV-TBR caves.
34
The caves have a hypogene karst origin. Auler and Smart (2003) proposed a
shallow hypogene model, where dissolution occurred by sulfuric acid due to
dissolution of pyrite occurred by lateral flow. More recently, a deep hypogenic origin
of the system by ascending fluids has been proposed and its three-story pattern and
functional organization has been demonstrated (Klimchouk et al., 2015). The age of
the dissolution was possibly late Brasiliano, which was associated with fluid
migrations at the end of the cycle, and the Jurassic-Cretaceous, which is likely
related to geodynamic activity during the Pangea breakup (Klimchouk et al., 2015).
4.3 - Methods
This investigation resulted in a detailed structural analysis of the major cave
system in South America. We carried out a geological and structural mapping of cave
walls and ceilings at both eastern parts of the TBV and TBR caves. In addition, we
compared these data with cave map passages and deformation at the regional scale.
Despite the fact that no connection has been found between the TBV and TBR caves
until the present, the proximity (less than 400 m apart) and genetic unit of these giant
caves justifies their joint structural analysis. The Bambuí Group of Speleological
Research (Grupo Bambuí de Pesquisas Espeleológicas) has mapped the cave
passages since 1986, which resulted in a detailed plan map of the system. We
compared the geometry, length and direction of cave passages in the maps with
structural data collected inside the caves.
In our study, we consider the cave system to be composed of three main stories,
each of which has its own fracture set and lithology (Klimchouk et al., 2015; Cazarin
et al., 2014, 2015). This concept involves the role of hydrostratigraphic interfaces
caused by poor vertical connectedness of fractures contained in different units
(Klimchouk, 2007). The concept of multi-story fracture arrangement as a precondition for the development of multi-story hypogene caves was presented by
Klimchouk (2003, 2007). Our study focuses on the main cave passages formed in the
middle story. The reader is referred to these studies to understand the main
morphological features of the karst system.
We measured the strike and orientation of sedimentary bedding, faults and joints,
including stylolites, and we plotted them on structural maps and stereographic
projections. In addition, we carried out statistical analysis of the entire joint and fault
population. In the case of folds, we measured both limbs of the structures and joint at
35
fold limbs and hinges. We processed the dataset in Openstereo, Stereonet 8,
Georient 9.4.5, and TectonicsFP. The structural data are presented in both
cicligraphic and polar projection, and rose diagrams. We use the term ‘joint’ when we
observed no apparent shear between blocks, fault when we observed movement
between blocks, and ‘fracture’ when we could not make the difference. In addition,
we used shuttle radar topography and regional maps from Bizzi et al. (2003) to
construct geological cross-sections.
4.4 - Results
4.4.1 - General cave features
In this section, we present a detailed structural analysis of cave patterns. Three
cave-stratigraphic stories have been identified in the system, largely determined by
fracture stratigraphy and vertical connectedness of fractures in different units.
Cavities at different stories are distinct in pattern, morphology and function. Cavities
at the lower and the upper stories are clustered, having formed along large
subvertical fractures, whereas passages at the middle storey (below unit 5) form
laterally extensive networks that provided integration of the system (Klimchouk et al.,
2015).
Some chambers at the lower story can be up 25-30 m wide, but they
represent merging of many passages. Passages at the middle story, which are the
focus of the analysis by cave maps and the present study, have variable sizes.
Larger passages commonly occur at hinges of anticlines. They are called master
passages and are normally 3-10 m wide and within 2-4 m high. Where the lower
story merges with the upper story, cave passages can have the combined height of
20-25 m. The karst formed in association with fractures along which dissolution
occurred.
4.4.2 – Azimuthal analysis of cave passages in map view
The cave pattern in map view is represented mainly by passages in the middle
story in TBV domains (a), (c) and (d); the upper story in the TBV domain (b); and the
lower story and middle story in domain (e) in the NE part of TBR (Fig. 4.4).
Our analysis concentrates on the main sub-horizontal cave passages at the middle
level. The structural conduits range from cm-scale dissolution features to passages
that are passable by humans, which are presented on the maps (Fig. 4.4). We
divided the caves into five main cave-passage domains based on the length,
36
direction, and arrangement of cave passages. Then, we constructed rose diagrams
based on the direction and length of these passages (Fig. 4.4). The general trend of
both TBR and TBV cave system is N45oE. The cave passage trends, however, vary
in each domain: domain a (green) exhibits both NNE and E-W-trending passages;
domains b (blue) and e (black) exhibits mainly E-W-oriented passages; domains c
(yellow) and d (red) exhibit NNE-oriented cave passages and a more scattered, NESW to E-W orientation of passages.
Figure 4.4: Map of passages of the TBV and TBR caves and rose diagrams of cave-passage
length and orientation. (a), (b), (c), (d) and (e) are structural domains of caves. We simplified cave
maps from the Bambuí Group of Speleological Research.
Passages in domain (b) are primarily oriented W-E, and the rose diagram is clearly
different from the others, which are NNE-SSW-oriented. This difference is due to the
observation that this domain is mainly represented by passages (rifts) in the upper
story, whereas in all other domains of the TBV the analysis is based mainly on
passages in the middle story. Similarly, domain (e) in TBR shows a distinct
distribution of passages, which is due to the fact the central and western parts of
TBR are mainly at the lower story, i.e. the rose-diagram mainly represents fractures
37
at the unit 1. These five structural domains, despite their differences, show cave
passages along either ~NNE (0o-20o) or ~E-W (70o-100o) trends.
4.4.3– Fold pattern in the caves
We carried out a structural analysis in the eastern sectors of the TBV and TBR
caves, as shown in Figure 4.7, which was focused on master passages at the middle
story. Usually, these cave passages are subhorizontal with a gentle dip to SW. The
maps are mainly based on direct measurements in the caves, analysis of folding
pattern and interpretation of remaining geometries of cave maps. All stereoplot
diagrams of sedimentary bedding show constant geometry and orientations (Figs.
4.5, 4.6, 4.7 and 4.8). Master passages mainly in the middle story occur along
anticline hinges, the strike of which varies from 10° to 50° along NNE-oriented
passages and from 80° to 100° along NE-SW to E-W-oriented passages (Fig. 4.7).
Figure 4.5: Map of cave passages and tectonic structures of the cave system (TBV): (A) passage map
and (B) structural map of the eastern part of the TBV cave; and (C) stereoplots of sedimentary
bedding, which are located in (B).
38
Figure 4.6: Map of cave passages and tectonic structures of the cave system (TBR): (D) passage
map of and (E) structural map of the eastern part of the TBR cave; (F) are stereoplots of sedimentary
bedding, which are located in (E).
We measured the limbs of seven anticlinal folds in TBV and six anticlinal folds in
TBR. The cumulative sedimentary bedding data indicate two sets of anticlines
(Fig.4.7). We observed anticline hinges oriented in the NNE-SSW direction (four in
TBV and four in TBR), NNE-SSW direction (two in TBV and one in TBR), and ESEWSW direction (one in TBR). In one case in TBR, the folds present a dome shape
and the corresponding limbs dip both to N-S and E-W directions. Dip angles of the
fold axes range from 2o to 15o (Fig. 4.7). These limbs coincide with the directions of
cave passages in domains (c), (d), and (e) (Fig. 4.4).
39
Figure 4.7: Cumulative fold data: (A) cumulative pattern of sedimentary bedding and the superposed
fold pattern observed in stereoplot; (C) cumulative data of fold axes. (B) and (D) contour projection of
fold axes.
Gentle limbs with dip angles between 10o to 30o characterize both sets of
anticlines (Fig. 4.7). Very few folds, as seen in the stereoplots, are slightly
asymmetrical (Figs. 4.5-C-a and 4.6-D-d and f). If viewed collectively, the folds form a
dome-and-basin superposed fold pattern, with fold axes of both generations forming
an angle from 40° to 70°m (Fig. 4.8). From the combined analysis of cave passages
and fold axes, we propose two main phases of folding in the cave area.
Figure 4.8: Cave passages formed along anticline hinges: (A), (C) corresponds to the photo; (B),(D)
represent a draft where (1) - (5) are the sedimentary bedding and the sterereoplots are ciclographic
and poles projection and (n) is the number of measures.
40
4.4.4 – The joint and fault pattern
Fractures in both TBV and TBR caves includes stylolites, extensional mode I
fractures (joints and veins), and conjugate shear fractures. In Units (3) and (4),
fractures are mostly concentrated in the fold hinge zone, likely due to folding of
competent carbonate strata. The fractures include those inherited from regional
deformation and those associated with folding and faulting at the cave scale (m to dm
scale). Fractures are usually restricted to single beds, i.e. they are stratabound but
also locally cross cut more than one bed.
We observed three main generations of stylolites in the TBV-TBR system, which
mainly occur in the grainstone layers of units (1) and (2) and (5). The first generation
of stylolites is parallel to the sedimentary bedding and has needles perpendicular to
bedding, indicating that they are associated with vertical compression (Fig. 4.9-A,
4.9-B). We named these stylolites as F0 structures. The second generation of
stylolites are orthogonal to the first generation, trend E-W and present subhorizontal
N-S-trending needles (Fig. 4.9-C and 4.9-D). They are consistent with F1 folds. The
third generation is composed of N-S-trending stylolites with E-W trending
subhorizontal needles (Fig. 4.9-E and 4.9-F), which are consistent with F2 folds..
There are local mutually cross-cutting relationships between the tectonic stylolites,
but the majority of stylolite occurrences indicate the generations above (Fig. 4.9-F),
and support the relative chronology of the F1 and F2 events.
The main sets of NNW-SSE-oriented, mode-I joints, including veins, correspond
to the F1 event, whereas E-W-oriented, mode-I joints are compatible with the F2
event (rose diagram, Fig. 4.10). Both sets of fractures were measured in cave walls
and ceilings and where karstification has occurred (Fig. 4.11 A, B). Mode-I joints also
occur alongside conjugate joint sets from the F1 event. These fractures affect cave
passages, which are usually littered by fallen blocks being broken up, mainly of
siliciclastic layers, by jointing at the fold hinge.
41
Figure 4.9: Main generation of stylolites observed in the TBV-TBR cave system: (A) and (B) are
stylolites of the F1 phase; (C) shows stylolites of F2 phase; (D) shows cross-cutting relations of
stylolites of F1 (blue) and F2 (red).
42
Figure 4.10: Rose diagram of mode I joints from both caves indicating NW-trending joints associated
with F1 folds and E-W-trending joints related to F2 folds.
Figure 4.11: Mode I and conjugate joints in the TBV cave: (A) and (B) ladder pattern of F1 and F2
phase joints along which dissolution occurs. In both cases F1 joints tend N-S and are the longest
fractures. (C) is a photo and (D) drawing of mode I extensional and conjugates joints.
Units (1) to (5) in the TBV-TBR caves are affected by several fault sets, which are
usually strike-slip faults with a normal component. These faults have worked as
transfer faults, which cross cut fold hinges (Figs. 4.5 and 4.12). These faults are
mainly transfer, strike-slip faults that offset fold hinges and strike N-S, NW-SE, and EW. These faults are generally composed of a narrow fault core, which is flanked by
an intensively deformed damage zone (Fig. 4.12-A, 4.12-C). In a few cases, faults
reactivate major joint sets along fold hinges (Fig. 4.12-B).
43
Figure 4.12: Faults zones cutting across folds in the cave passages: (A) is a normal fault NW-SE, (B)
is a tension gashes from a normal fault NW-SE, (C) is a fault and damage zone with N-S trending and
(D) is en echelon fault with E-W trending.
4.5 Discussion
The characterization of faults and joints, as well as karstification caused by
ascending fluids in carbonate rocks, has been of interest recently (e.g., Agosta et al.,
2010). Recent studies have focused of the structural control of karst in carbonate
units, such as karst controlled by fractures and folds (Osborne, 2006, 2010; Yan et
al., 2008; Koleini et al., 2013). We present an additional case study where the pattern
of hypogene karstification is influenced by anticline fold hinges and related fractures.
Based on spatial distribution of fold hinges (Figs. 4.5 and 4.6) and the similarity
between attitude of fold hinges and azimuth of cave passages (Fig. 4.4), we identified
a dome-basin pattern that controls the geometry and location of cave passages, and
their related fluid flow. Our structural map (Fig. 4.4) for the northeastern part of TBV
44
and TBR shows system of anticlines well, which influenced fluid flow by focusing
lateral flow components in the hinges, thus controlling the development of master
conduits.
One question that may arise from the identification of dome-basin superposed
pattern is the timing between the two folding phases. A few studies have reported
that such superposed folding events should be of the order of tens of millions of
years (Ramsay and Huber, 1987). This is consistent with the ductile nature of both
shortening events, which indicate that the ductile deformation occurred during the
Brasiliano orogeny, or more exactly at 630-575 Ma (Caxito and Uhlein, 2013).
We compared deformation in the caves with the regional pattern. The first folding
event F1 correspond to folds with E-W to ENE-WSW trending hinges. This fold phase
was already described to the north of the study area in the Riacho do Pontal fold belt
and it occurred during the Brasiliano orogeny (Teixeira et al., 2001; Brito Neves et al.,
2012; Caxito and Uhlein, 2013). The second folding event F2 corresponds to folds
with NNE-SSW to E-W trending hinges. The ductile nature of both event indicate
that they are related to the Brasiliano orogeny that affected the fold belts to the north
and the northern edge of the São Francisco craton.
The first folding phase F1 (N-S- to NNW-SSE trending compression) has already
been reported by Brito Neves et al. (2012) and Caxito and Uhlein (2013). Bizzi et al.
(2003) included the main deformation of the Salitre Formation in the Brasiliano
systems I and II (750-650 Ma). However, Uhlein et al. (2012) described that this
phase occurred in the context with folding and metamorphism during the end of
Brasiliano cycle at 650-550 Ma. This compressive event was responsible for
development of fold belt around the São Francisco craton and had reached interior
cratonic areas. At this time, the Una Group (Bebedouro and Salitre formations) was
already deposited and was affected by the Riacho do Pontal fold belt. Deformation in
the carbonates rocks of Salitre Formation was also studied by Lagoeiro (1990). He
concluded that two main events occurred in Chapada Diamantina Group (Morro do
Chapéu, Tombador e Caboclo formations) also occurred in Una Group. The second
main event (here named F1) masked almost entirely the first one, and it is
characterized by intense thrusts, with small angles and south vergency. Locally he
also pointed the presence of re-foldings as “domes and basins” pattern.
The second folding phase F2 (E-W-trending compression), however, is described
here for the first time. This second phase could be an undetected folding phase in the
45
fold belts to the north of the craton or it could be a local effect such as strike-slip
faults. This second phase could arise when the principal stress change during the
development, causing two orthogonal compression shortening events or the activity
of discrete pulses of short displacement (White and Webb, 2015). The almost
orthogonal orientations of joint sets that we observed both in the caves (Fig. 4.10)
confirm this interpretation.
Figure 4.13 depicts a model that represents the superposed fold pattern and the
main cave passages. The concentration of the main cave passages at the middle
story occurs along two generations of fold hinges (Fig. 4.13-A). The meso-scale joint
sets, veins, and stylolites observed on cave ceiling and walls are consistent with the
F1 and F2 folding phases (Fig. 4.13-B).
Figure 4.13: 3D sketch of superposed fold pattern in the TBV-TBR cave system. (A) corresponds to
the units (1) coarse to medium grainstone, (2) fine grainstone with chert nodules, (3) microbial
carbonate, (4) interbedded fine siliciclastics and marls, (5) grainstone with chert layers. (B) represents
the directions of stylolites and fractures in different phases (F0, F1 and F2).
46
References
Agar, S.M., Geiger, S. 2014. Fundamental controls on fluid flow in carbonates:
current workflows to emerging technologies. Geological Society, Special
Publications, London, 406.
Agosta, F., Alessandroni, M., Antonellinni, M., Tondi, E., Giorgioni, M., 2010. From
fractures to flow: A field-based quantitative analysis of an outcropping carbonate
reservoir. Tectonophysics 490, 197–213.
Alkmin, F.F., Brito Neves, B.B., Castro Alves, J.A., 1993. Arcabouço tectônico do
Cráton do São Francisco - Uma revisão. In: Dominguez, J.M.L., Misi, A. (Eds).
Sociedade Brasileira de Geologia, Bahia-Sergipe, pp.45–62.
Andre, B.J., Rajaram, H., 2005. Dissolution of limestone fractures by cooling waters:
Early development of hypogene karst systems. Water Resources Research, 41, 1-16.
Auler, A.S. 1999. Karst Evolution and Palaeoclimate in Eastern Brazil. Ph.D. Thesis,
University of Bristol, 279 pp.
Auler, A. S., Smart, P. L., 2003. The influence of bedrock-derived acidity in the
development of surface and underground karst: evidence from the Precambrian
carbonates of semi-arid northeastern Brazil. Earth Surface Processes and Landforms
28, 157–168.
Aydin, A., 2000. Fractures, faults, and hydrocarbon entrapment, migration and flow.
Marine and Petroleum Geology 17, 797–814.
Bai, T., Maerten, L., Gross, M.R., Aydin, A., 2002. Orthogonal cross joints: do they
imply a regional stress rotation? Journal of Structural Geology 24, 77–88.
Belayneh, M., Cosgrove, J.W. 2004. Fracture-pattern variations around amajor fold
and their implications regarding fracture prediction using limited data: An example
from the Bristol Channel Basin. InThe Initiation,Propagation and Arrest of Joints and
Other Fractures, ed. J.W. Cosgrove and T. Engelder. London: Geological Society,
Special Publication, 231, 89–102.
Billi, A., 2005. Grain size distribution and thickness of breccia and gouge zones from
thin (<1 m) strike-slip fault cores in limestone. Journal of Structural Geology 27,
1823–1837.
Bizzi, L. A., Schobbenhaus, C., Vidotti, R. M., Gonçalves, J.H., 2003. Geologia,
Tectônica e Recursos Minerais do Brasil. Texto, Mapas e SIG. CPRM – Serviço
Geológico do Brasil, Brasília.
Branner, J. C., 1910a. The Tombador scarpment in the state of Bahia, Brazil.
American Journal of Science 30, 335–543.
Branner, J. C., 1910b. The Geology of Serra do Mulato, state of Bahia, Brazil.
American Journal of Science 30, 256–263.
47
Branner, J.C., 1911. Aggraded limestone plains of the interior of Bahia and climatic
changes suggested by them. Geological Society of America Bulletin 22, 187–206.
Brito Neves, B. B., Fuck, R.A., Martins, M., 2014. The Brasiliano collage in South
America: a review. Brazilian Journal of Geology 44, 493–518.
Brito Neves, B.B., Santos, R. A. dos, Campanha, G. A., 2012. A discordância angular
e erosiva entre os grupos Chapada Diamantina e Bambuí (Una) na folha MirangabaBahia. Geologia USP, Série Científica 12, 99–114.
Caxito, F. D. A., Uhlein, A., 2013. Arcabouço tectônico e estratigráfico da faixa
Riacho do Pontal. Geonomos 21, 19–37.
Cazarin, C.L, Ennes-Silva, R.A., Bezerra, F.H., Borgui, L.F., Auler, A.S., Klimchouk,
A. Hypogenic karst dissolution in carbonate rocks has implications for karstified
carbonate reservoir. 2015. Article #90216. AAPG Annual Convention and Exhibition,
Denver, CO.
Cazarin, C.L., Menezes Santos, C.P., Srivastava, N., Vieira, M.M., Bezerra, F.H.,
Borgui, L.F. Facies analyses and diagenetic evolution of the hypogene Toca da Boa
Vista/Toca da Barriguda cave complex, Salitre Formation (Irecê basin, Brazil) –
Preliminary results in Klimchouk, A., Sasowski, J., Mylroie, J., Engel, S.A., Engel,
A.S. Eds., 2014, Hypogene Cave Morphologies. Selected papers and abstracts of
the symposium held February, 2014, San Salvador, Island, Bahamas. Karst Waters
Institute, Leesburg, Virginia, 111 pp.
Faybishenko, B., Witherspoon, P., Bodvarsson, G., 2005. Emerging issues in
fractured-rock flow and transport investigations: introduction and overview, in
Dynamics of Fluids and Transport in Fractured Rocks, 162, 1–11, eds Faybishenko,
B., Witherspoon, P., Gale, J., American Geophysical Union, Washington, DC, AGU
Monograph.
Figueiredo, A.M.F., Braga, J.A.E., Zabalaga, J.C., Oliveira, J.J., Aguiar, G.A., Silva,
O.B., Mato, L.F., Daniel, L.M.F., Magnavita, L.P., Bruhn, C.H.L., 1994. Recôncavo
Basin, Brazil: a prolific Intracontinental Rift Basin. In: Landon, S.M. Interior Rift
Basins (Ed.). American Association of Petroleum Geologists 157–203.
Klimchouk, A.B. 2003. Conceptualisation of speleogenesis in multi-story artesian
systems: a model of transverse speleogenesis. Speleogenesis and Evolution of Karst
Aquifers
1
(2),
18
p.
http://www.speleogenesis.info/directory/karstbase/pdf/seka_pdf4475.pdf
Klimchouk, A., 2007. Hypogene Speleogenesis: Hydrogeological and Morphogenetic
Perspective. National Cave and Karst Research Institute. Carlsbad, NM, 106 pp.
Klimchouk, A., 2009. Morphogenesis of hypogenic caves. Geomorphology 106, 100–
117.
Klimchouk, A., Auler, A.S., Bezerra, F.H.R., Cazarin, C.L., Balsamo, F., Dublyansky,
Y., 2015. Hypogene origin, geologic controls and functional organization of a giant
48
cave system in Precambrian carbonates, Brazil. Geomorphology (submitted).
Koleini, M., Rooy, J. L. V., Bumby, A., 2013. Hypogenic Karstification and Conduit
System Controlling by Tectonic Pattern in Foundation Rocks of the Salman Farsi
Dam in South-Western Iran. International Journal of Environmental Earth Science
and Engineering 7, 93–100.
Lagoeiro, L.E., 1990. Estudo da deformação nas seqüências carbonáticas do Grupo
Una, na região de Irecê, Bahia. MSc Thesis, Universidade Federal de Ouro Preto,
Ouro Preto, (105 pp).
Long, J.C.S., Aydin, A., Brown, S.R., Einstein, H.H., Hestir, K., Hsieh, P.A., Myer,
L.R., Nolte, K.G., Norton, D.L., Olsson, O.L., Paillet, F.L., Smith, J.L., Thomsen, L.,
1996. Rock Fractures and Fluid Flow—Contemporary Understanding and
Applications, National Academy Press, Washington, DC, pp. 551.
Misi, A., Veizer, J., 1996. Chemostratigraphy of Neoproterozoic Carbonate
Sequences of the Una Group, Irecê Basin, Brazil. In: Anais Congresso Brasileiro de
Geologia. Sociedade Brasileira de Geologia, Salvador 5, 487–489.
Osborne, R.A.L., 2000. Palaeokarst and its significance for speleogenesis. In:
Klimchouk, A., Ford, D.C., Palmer, A.N., Dreybrodt, W. (Eds.). Speleogenesis:
Evolution of Karst Aquifers. National Speleological Society, Huntsville, 113–123.
Osborne, R. A. L., 2001. Karst Geology of Wellington Caves : A review Phases of
Cave Development. Helictite 37, 3–12.
Osborne, R.A.L., 2010. Rethinking eastern Australian caves. In: Bishop, P. and
Pillans, B. (Eds.). Australian Landscapes. London: Geological Society of London., pp.
289-308.
Osborne, R., Zwingmann, H., Pogson, R., Colchester, D., 2006. Carboniferous clay
deposits from Jenolan Caves, New South Wales: implications for timing of
speleogenesis and regional geology. Australian Journal of Earth Sciences, 53, 377405.
Ramsay, J.G., Huber M. I., 1987. The techniques of modern structural geology.
London: Academic Press, 391 pp.
Rawnsley, K., De Keijzer, M., Wei, L., Bettermbourg, S., Asyee, W., Massafero, J.L.,
Swaby, P., Drysdale, D., Boettcher, D., 2007. Characterizing fracture and matrix
heterogeneities in folded Devonian carbonate thrust sheets, Waterton tight gas fields,
Western Canada. Geological Society of London Special Publication 270, 265–279.
Romanov, D., Gabrovsek, F., Dreybrodt, W., 2003. The impact of hydrochemical
boundary conditions on the evolution of limestone karst aquifers. Journal of
Hydrology 276, 240–253.
49
Sauro, F., Zampieri, D., Filipponi, M., 2013. Development of a deep karst system
within a transpressional structure of the Dolomites in north-east Italy. Geomorphology
184, 51–63.
Srivastava, N.K., 1986. Os Estromatólitos do Projeto Bacia de Irecê II. Trabalho de
consultoria para CPRM (Serviço Geológico do Brasil), Natal. 9 pp.
Teixeira, C.M., Pereira Filho, M., Cruz, L.V., Lopes, M. V., 2001. Geologia Preliminar
das Grutas : Toca da Boa Vista e Toca da Barriguda , Campo Formoso – Bahia –
Brasil. 26th Brazilian Congress of Speleology, 35–41.
Trindade, R.I.F., D’Agrella-Filho, M., Babinski, M., Brito Neves, B.B., 2004.
Paleomagnetism and geochronology of the Bebedouro cap carbonate: Evidence for
continental scale Cambrian remagnetization in the São Francisco Craton, Brazil.
Precambrian Research 128, 83–103.
Twiss, R. J., Moores, E. M., 1992. Structural Geology. W. H. Freeman and Co., New
York, 532 pp.
Uhlein, A., Trompette, R., Egydio-Silva, M., 1992. Rifteamentos superpostos e
tectônica de inversão na borda sudeste do cráton São Francisco. Geonomos, 3, 99107.
White, S., Webb, J., 2015. The influence of tectonics on flank margin cave formation
on a passive continental margin: Naracoorte, Southeastern Australia.
Geomorphology 229, 58–72.
White, W.B., 1988. Geomorphology and Hydrology of Karst Terrains. Oxford
University Press, New York. 464 pp.
White, W.B., 2002. Karst hydrology: Recent developments and open questions.
Engineering Geology 65, 85–105.
Yan, C., Luo, G., Wang, Y., Chen, M., Zhan, Q. 2008. Compressive Structural
Control on Karst Development. Sinkholes and Engineering and Environmental
Impacts of Karst,.In: 11th multi-disciplinary Conference on sinkholes and the
engineering and environmental impacts of karst, Tallahasse, Florida, United States,
54–61 pp.
50
Capítulo 5
51
5 – Discussões e Conclusões
Alguns trabalhos com enfoque no padrão estrutural já foram feitos no sistema
TBV-TBR. Auler e Smart (1999) sugeriram desenvolvimento de cavernas por meio
de controles estratigráficos e dobramentos suaves. Teixeira et al. (2001)
mencionaram a presença de fraturamento paralelo aos eixos de dobras e com
direção N-S e ENE-WSW.
A quantificação de direções preferenciais para estruturas e para os condutos
do sistema TBV-TBR permitiu a elaboração de diagramas de roseta, projeções
ciclográficas e de pólos. A distribuição espacial dos eixos de dobras e a similaridade
direcional destes com os azimutes dos condutos indicaram a presença de padrão de
interferência de dobras (domos e bacias). Este redobramento é responsável pela
geometria e desenvolvimento de condutos cársticos e também estão relacionados
com a formação de rotas preferenciais para o fluxo hipogênico. Os mapas estruturais
da TBV-TBR representam os sistemas de anticlinais, que influenciaram na circulação
de fluxo e controlaram o desenvolvimento de condutos.
A comparação de dados estruturais do sistema TBV-TBR com o padrão
regional de deformação indica dois eventos deformacionais. O primeiro F1
corresponde a trend compressional N-S e NNW-SSE (Brito Neves et al. 2012, Caxito
e Uhlein, 2013) provavelmente relacionados a eventos do Brasiliano (750-650 Ma)
em carbonatos da Formação Salitre. O segundo evento F2, com trend
compressional NNE-SSW e E-W, pode estar relacionado aos cinturões móveis ao
redor do cráton São Francisco (Faixa Riacho do Pontal) ou pode ser deformação
local.
Existe também controle estratigráfico para o sistema TBV-TBR. O carste se
desenvolve principalmente nas unidades 1-3 (Cazarin et al., 2014, 2015). A unidade
1 inclui grainstones médios, a unidade 2 são grainstones finos com nódulos de chert
e a unidade 3 são carbonatos microbiais. A unidade 4 atua com siliciclásticas e
margas atua como barreira de fluxo (Cazarin, 2015). Uma vez que o fluxo atinge
este nível ele circula lateralmente. A unidade 5 corresponde a grainstones com
chert. A fig. 4.12 representa um provável modelo do sistema TBV-TBR. Este modelo
considera o padrão de domos e bacias e fraturas N-S e E-W. Em meso-escala a
distribuição de juntas e estilólitos corroboram os eventos F1 e F2.
52
A partir de dados estruturais dos condutos foi possível correlacionar a
deformação do sistema cárstico hipogênico TBV-TBR com a tectônica regional
relacionada à compressões na margem do cráton São Francisco (Faixa Riacho do
Pontal). O sistema se desenvolveu nos eixos de anticlinais que formam padrão de
superposição do tipo domos e bacias, com trend N-S (F1) e E-W (F2) e fraturas
associadas a carbonatos neoproterozoicos da Formação Salitre. Os condutos das
cavernas foram divididos em cinco domínios, com direções preferenciais NNE-SSW
e E-W, que correspondem às principais direções para a dissolução hipogênica. As
principais estruturas encontradas estão relacionadas com o evento Brasiliano, na
margem norte do cráton São Francisco, entre 750-540 Ma.
Portanto, conclui-se que o estudo de estruturas geológicas em carstes
carbonáticos é relevante para entender como as feições estruturais auxiliam no
desenvolvimento de processos cársticos. Tais feições podem ter relação com a
deformação regional e podem ser previstas.
53
Referencias
ALKMIN F.F., BRITO NEVES B.B. & CASTRO ALVES J.A., 1993. Arcabouço
tectônico do Cráton do São Francisco - Uma revisão. In: J.M.L. Dominguez & A. Misi
(eds.) O Cráton do São Francisco, SBG/Núcleo BA/SE/SGM/CNPq, p. 45-62.
ALKMIN F.F., CHEMALE Jr. F., ENDO, I., 1996. A deformação das coberturas
proterozóicas do Cráton do São Francisco e o seu significado tectônico. Rev. Escola
de Minas, 49, 1, 22-38.
ALMEIDA, F.F.M., 1977 O Cráton do São Francisco. Revista Brasileira de
Geociências, 7, 4, 349-364.
AULER, A. S.; SMART, P. L., 2003. The influence of bedrock-derived acidity in the
development of surface and underground karst: evidence from the Precambrian
carbonates of semi-arid northeastern Brazil. Earth Surface Processes and
Landforms, 28, 2, p. 157–168.
AULER, A.S.; SMART, P.L., 1999. Toca da Boa Vista, Bahia state – the longest
known cave in the Southern Hemisphere. In: Schobbenhaus, C.; Campos, D.A;
Queiroz, E.T.; Winge, M.; Berbert-Born, M. Sítios Geológicos e Paleontológicos do
Brasil.
BEZERRA, F.H.R.; TAKEYA, M.K.; SOUSA, M.O.L.; NASCIMENTO, A.F., 2007.
Coseismic reactivation of the Samambaia fault, Brazil. Tectonophysics, v. 430, p. 2739.
BIZZI, L. A.; SCHOBBENHAUS, C.; VIDOTTI, R. M. et al. Geologia, Tectônica e
Recursos Minerais do Brasil: texto, mapas e SIG. Brasília: CPRM, 2003. 674 p.
BONFIM, L.F.C.; ROCH, A.J.D.; PEDREIRA, A.J.; MORAIS, J.C., P; GUI-MARES,
J.T.; TESCH, N.A. 1985. Projeto Bacia de Irecê. Salvador, CPRM. (Relatório Final).
BRITO NEVES, B.B., SANTOS, R. A. dos, CAMPANHA, G. A., 2012. A discordância
angular e erosiva entre os grupos Chapada Diamantina e Bambuí (Una) na folha
Mirangaba-Bahia. Geologia USP, Série Científica 12, 99–114.
CAZARIN, C. L. CONTROLE FACIOLÓGICO DO SISTEMA CÁRSTICO
HIPOGÊNICO DE CAMPO FORMOSO, BA: Sistema conduto-barreira. (Dissertação
de Mestrado) - Rio de Janeiro: UFRJ / IGeo, 2015. 34f.
CAXITO, F. D. A., UHLEIN, A., 2013. Arcabouço tectônico e estratigráfico da faixa
Riacho do Pontal. Geonomos 21, 19–37.
DOMINGUEZ, J. M. L., 1993. As Coberturas do Cráton do São Francisco: Uma
Abordagem do Ponto de Vista da Análise de Bacia. In: Salvador, Sociedade
Brasileira de Geologia, Núcleo (Bahia-Sergipe), p. 173-159.
FETTER, C.W. 1980. Applied Hydrogeology. Merrill Publishing, Columbus, Ohio
54
FORD, D.C., WILLIAMS, P.W., 1989. Karst Geomorphology and Hydrology. Unwin
Hyman, London.
FORD D.; WILLIAMS P., 2007. Karst hydrogeology and geomorphology. Wiley. 562
pp.
FORD, D.C.; EWERS, R.O., 1978. The development of limestone caves in the
dimensions of length and depth. Canadian Journal of Earth Sciences, 15, 1783-1798.
GUIMARÃES, J.T. 1996. A Formação Bebedouro no Estado da Bahia: Faciologia,
Estratigrafia e Ambientes de Sedimentação. Salvador, (Dissertação de Mestrado),
155 f. Instituto de Geociências, UFBA.
GREMAUD, V., GOLDSCHEIDER, N., SAVOY, L., FAVRE, G., MASSON, H., 2009.
Geological structure, recharge processes and underground drainage of a glacierised
karst aquifer system, Tsanfleuron-Sanetsch, Swiss Alps.- Hydrogeology Journal, 17,
8, 1833–1848.
Grupo Bambuí, 2013. Disponível em: http://www.bambui.org.br/.
KARMANN, I. 1994. Evolução e dinâmica atual do sistema cárstico do alto Vale do
rio Ribeira de Iguape, sudeste do estado de São Paulo. (Tese de doutoramento)
IGC-USP. 241 pp.
KLIMCHOUK, A., 2007. Hypogene
Morphogenetic Perspective. 106 pp.
Speleogenesis:
Hydrogeological
and
KLIMCHOUK, A., 2009. Morphogenesis of hypogenic caves. Geomorphology, 106,
1-2, p.100–117.
KLIMCHOUK, A.; TYMOKHINA, E.; AMELICHEV, G., 2012. Speleogenetic effects of
interaction between deeply derived fracture-conduit flow and intrastratal matrix flow in
hypogene karst settings. International Journal of Speleology, 41, 161–179.
KOLEINI, M.; ROOY, J. L. VAN; BUMBY, A., 2013. Hypogenic Karstification and
Conduit System Controlling by Tectonic Pattern in Foundation Rocks of the Salman
Farsi Dam in South-Western Iran. International Journal of Environmental Earth
Science and Engineering, 7, 5, p. 93–100.
KRESIC, N., 1995. Remote Sensing of Tectonic Fabric Controlling Groundwater Flow
in Dinaric Karst. Remote sensing Environment, 90, 53, p. 85–90.
LAGOEIRO, L.E. 1990. Estudo da deformação nas seqüências carbonáticas do
Grupo Una, na região de Irecê, Bahia. Dissertação de Mestrado, Escola de Minas,
Universidade Federal de Ouro Preto, 105 p.
LOWE, D.J. 1992. The origin of limestone caverns: an inception horizon hypothesis.
(Ph.D.dissertation), Manchester Polytechnic University,U.K., 512 p.
55
MISI, A., SILVA, M.G. Chapada Diamantina Oriental - Bahia: Geologia e Depósitos.
Salvador: SGM, 194 p., 1996. (Série de Roteiros Geológicos).
MISI, A.., KAUFMAN; A.J., VEIZER; J., POWIS, K.; AZMY, K.; BOGGIANI, P.;
GAUCHER, C.; TEIXEIRA, J.; SANCHES, A.; IYER, S. 2007. Chemostratigraphy
correlation of Neoproterozic successions in South America. Chemical Geology 237,
143-167.
MISI, A., VEIZER, J., 1996. Chemostratigraphy of Neoproterozoic Carbonate
Sequences of the Una Group, Irecê Basin, Brazil. In: Anais Congresso Brasileiro de
Geologia. Sociedade Brasileira de Geologia, Salvador 5, 487–489.
OSBORNE, R. A. L., 2001. Karst Geology of Wellington Caves : a review Phases of
Cave Development. Helictite, 37, 1, p. 3–12.
OSBORNE, R., ZWINGMANN, H., POGSON, R., COLCHESTER, D., 2006.
Carboniferous clay deposits from Jenolan Caves, New South Wales: implications for
timing of speleogenesis and regional geology. Australian Journal of Earth Sciences,
53, 377-405.
PALMER, A. N., 2011. Distinction between epigenic and hypogenic maze caves.
Geomorphology, v. 134, n. 1-2, p. 9–22.
PALMER, A.N., 2003. Speleogenesis in carbonate rocks. Speleogenesis and
evolution of karst aquifers, v. 1, n. 1, p.1-11.
PALMER, A.N., 2000a. Hydrogeologic control of cave patterns. In: Klimchouk, A.,
Ford, D., Palmer, A., Dreybrodt, W. (Eds.), Speleogenesis: Evolution of Karst
Aquifers. National. Speleological Society, Huntsville, p. 77–90.
PALMER, A. N., 1991. Origin and morphology of limestone caves. Geological Society
of America Bulletin, 103, p. 1–21.
ROMANOV, D.; DREYBRODT, W.; GABROVSEK, F., 2002. Interaction of Fracture
and Conduit Flow in the Evolution of Karst Aquifers. Speleogenesis and evolution of
karst aquifers, n. 1, p. 2–7.
SAURO, F.; ZAMPIERI, D.; FILIPPONI, M., 2013. Development of a deep karst
system within a transpressional structure of the Dolomites in north-east Italy.
Geomorphology, v. 184, p. 51–63.
STRINGFIELD, V.T.; RAPP, J.R.; ANDERS, R. B., 1979. Effects of karst and
geologic structure on the circulation of water and permeability in carbonate aquifers.
Journal of Hydrology, v. 43, p. 313–332.
SRIVASTAVA, N. K. 1986. Os Estromatólitos do Projeto Bacia de Irecê II.
Natal:s./s.n./. 9p. Trabalho de consultoria para CPRM. inédito.
TENNYSON, R., TERRY, J., BRAHANA, V., HAYS, P., POLLOCK, E., 2008. KARST
AQUIFER SYSTEMS Tectonic Control of Hypogene Speleogenesis in the Southern
56
Ozarks — Implications for NAWQA and Beyond. USGS scientific investigations
report, p. 37–46.
TÎRLĂ, L.; VIJULIE, I., 2013. Structural–tectonic controls and geomorphology of the
karst corridors in alpine limestone ridges: Southern Carpathians, Romania.
Geomorphology, v. 197, p. 123–136.
TRAN, H., NGO, C., HOANG, Q., NGUYEN, Q., 2011. Structural controls on the
occurrence and morphology of karstified assemblages in northeastern Vietnam: a
regional perspective. Environmental Earth Sciences, v. 70, n. 2, p. 511–520.
WORTHINGTON, S.R.H., FORD, D.C., 1995. High sulfate concentrations in
limestone springs: an important factor in conduit initiation? Environmental Geology
25, 9–15
WHITE, W.B., 1988. Geomorphology and Hydrology of Karst Terrains. Oxford
University Press, New York. 464 pp.
YAN, C.; LUO, G.; WANG, Y.; CHEN, M.; ZHAN, Q., 2008. Compressive Structural
Control on Karst Development. Sinkholes and Engineering and Environmental
Impacts of Karst, p. 54–61.