Cronoestratigrafia da Bacia de Pelotas: uma revisão das seqüências deposicionais

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1 ISSN Junho V. 6 nº Porto Alegre Cronoestratigrafia da Bacia de Pelotas: uma revisão das seqüências deposicionais Barboza E.G. 1, 2 ; Rosa M.L.C.C. 2 & Ayup-Zouain R.N. 2, 3 1 Departamento de Paleontologia e Estratigrafia DEP/IG/UFRGS (eduardo.barboza@ufrgs.br); 2 Centro de Estudos de Geologia Costeira e Oceânica CECO/IG/UFRGS; 3 Laboratório de Modelagem de Bacias LABMOD/IG/UFRGS. RESUMO A Bacia de Pelotas é até o momento pouco conhecida em seus aspectos cronoestratigráficos. Este fato deve-se a escassez de dados disponíveis e ao pouco interesse da indústria petrolífera em realizar estudos nesta Bacia. O presente estudo possui o objetivo de contribuir para um melhor conhecimento das principais seqüencias deposicionais da Bacia de Pelotas validando as mesmas em termos de ordem e escala temporal. Para tanto, foi realizada uma revisão e a integração dos trabalhos desenvolvidos na Bacia com a curva de variação eustática. Verificou-se que o sincronismo das seqüências da Bacia de Pelotas possui um bom ajuste com a curva de variação global. Um melhor ajuste para os limites, bem como para uma melhor resolução em termos de seqüências de 3ª ordem, necessitaria de dados sísmicos com melhor qualidade e das correlações dos limites de biozonas com bacias vizinhas as quais são bem mais detalhadas. ABSTRACT Until this moment Pelotas Basin isn t well known in its cronostratigraphic aspects. It s because the scarcity of available data and the small interest of the petroleum industry to develop studies in this Basin. The present study has the objective to improve the knowledge of the main depositional sequences of the Basin, validating them in terms of temporal scale. For such approach, a revision was done and the works developed in the Basin were integrated with the eustatic curve. It was possible to verify that Pelotas Basin sequences have a good adjustment with the global sea level curve, which reveals their synchronism. A better adjustment of the limits, as well as a better understanding in terms of 3ª order sequences, would need seismic data with more resolution and the correlation with biozones limits in neighboring basins, which are more detailed. Palavras chave: Estratigrafia de Seqüências, curva de variação eustática, reservatórios.

2 126 Cronoestratigrafia da Bacia de Pelotas: uma revisão das seqüências deposicionais INTRODUÇÃO Os aspectos cronoestratigráficos de uma bacia sedimentar são de grande importância para um entendimento acerca da evolução da mesma. Na Bacia de Pelotas esses aspectos até o momento foram pouco abordados, o que está associado a nenhuma exploração do setor petrolífero na mesma. O estágio atual do conhecimento está relacionado a trabalhos com dados estratigráficos e sedimentológicos de subsuperfície na porção emersa (Villwock & Tomazelli, 1995; Tomazelli & Villwock, 1991; Abreu et al., 1983; Toldo Jr. et al., 1991; Dillenburg et al., 2000; Tomazelli & Villwock, 2000; Barboza & Tomazelli, 2003; Barboza et al., 2006; Tomazelli & Dillenburg, 2007). Outros estudos de subsuperfície relacionados à região marinha, constam com a reavaliação da bacia realizada por Gonçalves et al. (1979) e os trabalhos de Martins et al. (1967, 1972, 1996), Martins & Urien (1976), Martins et al. (1978), Martins (1983), Asmus (1981), Asmus & Guazelli (1981), Corrêa & Abreu (1984), Fontana (1989, 1990ab, 1996), Dias et al. (1994) e Abreu & Calliari (2005), entre outros. O objetivo deste estudo é contribuir para um melhor conhecimento das principais seqüências deposicionais da Bacia de Pelotas validando as mesmas em termos de ordem e escala temporal. Dessa forma, foi realizada uma revisão e uma integração dos trabalhos desenvolvidos na Bacia com a curva de variação eustática proposta por Haq et al. (1987). Como contribuição à comunidade científica este trabalho apresenta dados até então descritos somente em dissertações e teses. Como resultado, demonstra que o sincronismo das seqüências da Bacia de Pelotas possui um bom ajuste com a curva de variação global proposta por Haq et al. (1987). CONTEXTO GEOLÓGICO E ESTRATIGRÁFICO DA BACIA DE PELOTAS A Bacia de Pelotas foi definida por Ghignone (1960) como uma ampla bacia preenchida por sedimentos terciários e quaternários, com uma superfície ocupada pelas lagoas dos Patos, Mirim, Mangueira e do Peixe, entre outras, na costa do Rio Grande do Sul. Uma seção geológica esquemática da Bacia de Pelotas foi definida por Villwock (1984), a qual está representada na Figura 1. Figura 1. Seção geológica esquemática da Bacia de Pelotas (compilada de Ojeda y Ojeda & Cesero, 1973; Ojeda y Ojeda & Silva, 1975; Gonçalves et al., 1979; Sanguinetti, 1979, 1980; Ornelas, 1981; Asmus & Guazelli, 1981 e Ojeda y Ojeda, 1982 apud Villwock, 1984).

3 Barboza et al. 127 Segundo Asmus & Porto (1972) a Bacia de Pelotas é definida como uma bacia marginal subsidente preenchida por seqüências clásticas continentais e transicionais. Sua origem está relacionada ao rifteamento que marcou a abertura do Atlântico Sul a partir do Jurássico, iniciando a formação das bacias marginais brasileiras. Dentro da classificação de Klemme (1980), enquadra-se no Tipo V crosta intermediária e costeira, compreendendo o trecho meridional da margem continental brasileira ao sul da Plataforma de Florianópolis. Na porção rasa a espessura dos sedimentos não excede m, na área mais profunda distinguem-se três compartimentos semiisolados, com espessuras de 6.000, e m nos seus depocentros, respectivamente de norte para sul. Segundo Fontana (1989) a maior espessura deve ultrapassar m. De acordo com Asmus (1983), a Bacia de Pelotas se diferencia das demais bacias da margem continental brasileira por registrar apenas o último estágio evolutivo, o oceânico. Segundo esse autor, os registros dos estágios anteriores deveriam ocorrer mais afastados da linha de costa, e estariam encobertos por espessos pacotes sedimentares. Fontana (1990b, 1996) identificou uma Fase Pré-rifte e uma Pós-rifte. A primeira é representada por uma seqüência basáltica associada ao início do rifteamento. A segunda corresponde ao soterramento das seqüências do rifte sob um espesso prisma sedimentar. Uma discordância de idade albo-aptiana encobriu todas as unidades inferiores pelo progressivo onlap em direção à linha de charneira. No Mioceno a subsidência passou a ser mais efetiva pela atuação da flexura, acentuando-se os onlaps costeiros notados desde o Paleoceno. No Pleistoceno, um pacote de maior espessura foi depositado no Cone do Rio Grande. A configuração da bacia sugere um abatimento longitudinal, relativamente raso. As falhas normais e as linhas de flexura são paralelas à margem continental, formando degraus escalonados (Fig. 2). A Planície Costeira do Rio Grande do Sul corresponde a uma feição fisiográfica onde estão expostos os sedimentos da porção superficial da Bacia de Pelotas, ou seja, os sedimentos da cobertura depositados desde o Terciário sob a influência de oscilações glacio-eustáticas do nível do mar e acentuadas variações climáticas. Figura 2. Fisiografia e principais estruturas da Bacia de Pelotas e área continental adjacente (modificado de Urien & Martins, 1978, apud Dillenburg, 1988).

4 128 Cronoestratigrafia da Bacia de Pelotas: uma revisão das seqüências deposicionais Villwock et al. (1986) agruparam os depósitos sedimentares da planície costeira em sistemas deposicionais. Nesse trabalho os autores identificaram quatro Sistemas Laguna/Barreira e um Sistema de Leques Aluviais como responsáveis pelo desenvolvimento e progradação da Planície Costeira do Rio Grande do Sul. Os três primeiros sistemas do tipo Laguna/Barreira marcam episódios de variação do nível relativo do mar durante o Pleistoceno, enquanto o último desenvolveu-se no Holoceno (Fig. 3). Figura 3. Perfil esquemático transversal aos sistemas deposicionais da Planície Costeira do Rio Grande do Sul na latitude de Porto Alegre. As barreiras são correlacionas aos últimos maiores picos da curva isotópica de oxigênio (modificado de Tomazelli & Villwock, 2000). No estudo apresentado por Dias et al. (1994), os autores reconhecem nove formações litoestratigráficas na Bacia de Pelotas (Fig. 4). A carta cronoestratigráfica apresentada por estes autores tem um caráter genérico, não representando todas as relações estratigráficas sugeridas pelos levantamentos sísmicos, nem todas as variações de conteúdo litológico do pacote sedimentar. A generalização presente é conseqüência do reduzido número de poços perfurados na Bacia de Pelotas. A divisão da Bacia de Pelotas por Dias et al. (1994) em nove formações litoestratigráficas são descritas e reconhecidas como: Formação Imbituba - designa as rochas basálticas subjacentes aos conglomerados Cassino. O basalto é cinza-escuro e castanhoavermelhado, com textura porfiritica a subafanitica, e tem amigdalas preenchidas por quartzo, zeolitas, calcita e outros minerais. A Formação Imbituba correlaciona-se com as formações Camboriú, da Bacia de Santos, e Cabiúnas, da Bacia de Campos.

5 Barboza et al. 129 Figura 4. Carta cronoestratigráfica da Bacia de Pelotas (modificado de Dias et al., 1994). Formação Cassino - é composta por clásticos grossos e finos, como conglomerado polimitico cinzento e castanho e siltito argiloso castanho-avermelhado, micáceo. A unidade sobrepõe-se discordantemente aos basaltos da Formação Imbituba, estando recoberta, também em discordância, pelos arenitos Tramandaí. A idade barremiana da Formação Cassino é deduzida a partir de sua posição estratigráfica, visto tratar-se de uma unidade afossilífera. Interpreta-se a deposição destes estratos como leques aluviais sintectônicos, em ambiente continental. A Formação Cassino pode ser correlacionada com a Formação Guaratiba, da Bacia de Santos, e com parte da Formação Lagoa Feia, da Bacia de Campos. Formação Curumim - formada por traquiandesito cinza-esverdeado, é recoberta em discordância tanto pelos carbonatos Portobelo como pelos evaporitos Ariri. Formação Ariri - definida e caracterizada na vizinha Bacia de Santos (Pereira & Feijó, 1994), designa os evaporitos neo-alagoas representativos da transição da sedimentação continental para marinha. Está presente na porção norte da Bacia de Pelotas. Formação Portobelo - denomina os calcarenitos creme-acastanhados e arenitos muito finos, sobrepostos concordantemente aos evaporitos Ariri. É recoberta em discordância parcial pelos pelitos Atlântida e interdigita-se lateralmente com a parte inferior dos clásticos Tramandaí. Caracteriza-se por espessas camadas calcárias, especialmente calcarenito bioclástico e oolítico, e calcilutito. A Formação Portobelo equivale às unidades carbonáticas eoalbianas distribuídas pela costa brasileira: Formação Guarujá (Santos), Membro Quissamã (Campos), Formação Regência (Espirito Santo), etc. Formação Tramandaí - nome proposto para os arenitos finos cinzentos, intercalados com folhelhos, siltitos e calcários tàmbém acinzentados, situados em discordância sob os arenitos da Formação Cidreira e interdigitados

6 130 Cronoestratigrafia da Bacia de Pelotas: uma revisão das seqüências deposicionais lateralmente com os carbonatos e pelitos das formações Portobelo e Atlântida. A correlação desta unidade se dá com os sistemas clásticos albo-cenomanianos comuns a muitas bacias costeiras brasileiras: Formação Florianópolis (Santos), Membro Goitacáz (Campos), Formação São Mateus (Espirito Santo), Membro Angico (Sergipe), etc. Formação Atlântida - designa os clásticos e carbonatos finos situados entre os carbonatos Portobelo e os clásticos finos da Formação Imbé. Caracteriza essa Formação uma espessa seção pelitica, composta por folhelho e siltito cinzentos, com camadas de arenito muito fino, argiloso e marga cinzenta. Correlaciona-se esta formação com as unidades pelíticas albocenomanianas distribuidas pelas bacias costeiras: Formação Itanhaém (Santos), Membro Outeiro (Campos), Formação Regência (Espírito Santo), Membro Quiepe (Camamu/Almada), Membro Taquari e Formação Cotinguiba (Sergipe), etc. Formação Cidreira - designa os clásticos grossos e finos interdigitados com os pelitos lmbé e sobrepostos em discordância aos arenitos Tramandaí. A unidade é caracterizada por arenito de muito fino até grosso, cinzento, e argila cinza-escura. A correlação desta unidade se dá com as formações arenosas neocretáceas/terciárias presentes em toda a costa brasileira: Santos/Juréia/Iguape (Santos), Emborê (Campos), Rio Doce (Espirito Santo- Camamu/Almada), Marituba (Sergipe-Alagoas). Formação Imbé - denomina os pelitos, notadamente folhelho e argila, sobrepostos, geralmente por discordância, aos clásticos finos Atlântida e interdigitados com os arenitos da Formação Cidreira. A Formação Imbé se caracteriza por folhelho, argila e siltito cinzaesverdeado, com raras camadas de arenitos turbiditicos intercaladas. ESTRATIGRAFIA DE SEQÜÊNCIAS Asmus & Ponte (1973), estudando as bacias da margem leste brasileira definiram quatro principais estágios tectônicos e sedimentares: pré-rifte, rifte, proto-oceânico e margem continental. Várias novas interpretações foram elaboradas posteriormente (Ponte & Asmus, 1978; Ponte et al., 1980; Ojeda y Ojeda, 1982; Asmus & Baish, 1983; Bruhn et al., 1988; Chang et al., 1988 e 1992; Guardado et al., 1990 e Figueiredo et al., 1994) (Fig. 5). Figura 5. Composição da curva de subsidência e a sua relação com as megaseqüências das bacias da margem leste brasileira (modificado de Chang et al., 1988).

7 Barboza et al. 131 Atualmente, reconhece-se que desde o final do Jurássico até os dias de hoje a margem leste brasileira pode ser subdividida em seis megaseqüências deposicionais (Fig. 6): - Megaseqüência continental pré-rifte; - Megaseqüência continental rifte; - Megaseqüência transicional evaporítica; - Megaseqüência de plataforma carbonática rasa; - Megaseqüência marinho transgressiva; - Megaseqüência marinho regressiva. Essas megaseqüências são limitadas por discordâncias regionais que, no caso das sucessões marinhas, podem ter relacionadas suas concordâncias relativas. Existe somente uma exceção que é o limite entre as megaseqüências transicional evaporítica e a de plataforma carbonática rasa, o qual segundo Guardado et al. (1990) e Koutsoukos et al. (1991) parece ser gradacional. Cada uma dessas megaseqüências pode ser composta por uma ou várias seqüências deposicionais, de acordo com os modelos propostos por Mitchum (1977), e Van Wagoner et al. (1988, 1990). Conforme Asmus (1975), Asmus & Guazelli (1981), Asmus (1982) e Dias et al. (1990), a evolução estratigráfica da Bacia de Campos compreende quatro das grandes megaseqüências tectono-sedimentares, que correspondem a três estágios evolutivos: - Megaseqüência Continental (estágio rifte); - Megaseqüência Transicional (estágio golfo proto-oceano); - Megaseqüência Carbonática Marinha (estágio oceânico); - Megaseqüência Clástica Marinha (estágio oceânico). Figura 6. Seção geológica esquemática das bacias da margem leste brasileira, apresentando as principais unidades litoestratigráficas e seus respectivos depósitos associados, bem como a evolução dessas bacias desde a fase da megaseqüência deposicional continental Prérifte (modificado de Bruhn, 1993).

8 132 Cronoestratigrafia da Bacia de Pelotas: uma revisão das seqüências deposicionais MEGASEQÜÊNCIA (Estágio Pré-Rifte) CONTINENTAL A megaseqüência continental (Estágio PréRifte), de acordo com Fontana (1996) foi amostrada junto aos poços rasos localizados na região da planície costeira. Os sedimentos da Bacia do Paraná foram amostrados por um poço localizado na região costeira da cidade de Torres. Este poço encontrou rochas do embasamento granítico aos 975 m de profundidade, após atravessar os basaltos da Formação Serra Geral, os arenitos da Formação Botucatu, diversas soleiras de diabásio, os folhelhos da Formação Irati, os folhelhos e siltitos da Formação Palermo e os arenitos, folhelhos e camadas de carvão da Formação Rio Bonito. Assim, é bem provável que boa parte da margem continental da Bacia de Pelotas esteja sobrejacente às rochas metamórficas de alto e baixo graus do Escudo Sul-Rio-Grandense (Fontana, 1996). MEGASEQÜÊNCIA (Estágio Rifte) CONTINENTAL Esta unidade ocorre dentro dos meio-grabens assimétricos (formados, na maior parte, por falhas antitéticas) e, a leste destas, para o mar profundo, mostrando, por vezes, acentuados mergulhos (Fontana, 1996). O topo desta unidade aos m, é representado por uma sucessão de conglomerados com siltitos subordinados (Fontana, 1996). As rochas conglomeráticas superpostas contém seixos, tanto das rochas metamórficas do embasamento, como das vulcânicas básicas, evidenciando um provável processo de soerguimento crustal que acompanha a Fase Rifte (Turcotte et al., 1977) seguido de uma fase erosiva, tal como ocorre no Eocretáceo da Bacia de Campos (Ponte & Asmus, 1978). A presença de basalto vesicular oxidado, além de conglomerados com seixos deste tipo litológico, indicam um intervalo de exposição e erosão antes da deposição da unidade sobrejacente. Dois refletores fortes e descontínuos, delimitam a extensão vertical da megasseqüência da Fase Rifte (Fig. 7). O horizonte R representa a discordância que marca o início da fase de fraturamento na Bacia de Pelotas, sendo de dificil rastreamento, devido certamente ao grande número de fluxos interrompidos de lava, que causam um padrão caótico de reflexões na base da cunha. Figura 7. Seção sísmica na região norte da Bacia de Pelotas. Na cor vermelha, provavelmente, os primeiros seaward-dipping-reflectors da bacia. O refletor B representa o contato entre as lavas basálticas sotopostas e os sedimentos da Fase Rifte sobrepostos (B-D) (modificado de Fontana, 1996).

9 Barboza et al. 133 Esta cunha de rochas vulcânicas (Fontana, 1996), deve ser responsável pelo aparecimento de uma forte anomalia magnética, mais antiga e mais próxima da costa. Entretanto, graças à sua carga e às diferenças reológicas, esta cunha poder ter propiciado, ou influenciado no desenvolvimento da zona de charneira no sentido da qual acunha toda a unidade. Essa unidade serve de base à toda a Seqüência eocretácea superposta, sendo, por sua vez, truncado por discordâncias/limites de seqüências, mais novas, tal como ocorre com horizontes similares na costa sudoeste-africana (Gerrard & Smith, 1982). MEGASEQÜÊNCIA (Estágio Oceânico) TRANSGRESSIVA A sedimentação marinha transgressiva ocorreu em resposta aos efeitos combinados de subsidência (contração térmica amplificada pela carga sedimentar) e uma tendência geral eustática para elevação no nível do mar. Compreende os sedimentos depositados em ambiente tectonicamente pouco ativo, com contínua subsidência, permitindo, por aumento da taxa de acomodação, a deposição de espesso pacote siliciclástico. A partir do Aptiano, observa-se uma subida gradual e de longa duração da curva eustática. No estágio inicial, a taxa de subsidência da margem é normalmente maior do que a taxa de entrada de sedimentos na bacia, já que há uma grande quantidade de calor sendo gerada num curto espaço de tempo. Isto produz no arcabouço sedimentar uma maior proporção de seqüências ditas transgressivas ou mesmo de seções condensadas (Fontana, 1996). MEGASEQÜÊNCIA REGRESSIVA (Estágio Oceânico) A segunda fase de deposição pós-deriva continental é representada por um pacote desenvolvido a partir do Paleoceno superior, o qual é caracterizado por espessas cunhas clásticas progradantes. Ao longo da margem continental brasileira, fruto do rearranjo e das mudanças nas taxas de convergência das placas Pacífica, Antártica e Africana e do tectonismo andino, ocorreram prováveis soerguimentos tectónicos associados ao vulcanismo paleo-eocênico. Durante esses períodos ocorreu um acréscimo substancial do aporte detrítico na margem continental sudestebrasileira. Assim, ao longo do tempo, formaramse diversos sistemas deltaicos progradantes, como é o caso da feição denominada Cone do Rio Grande, com mais de m de espessura de sedimentos, do Mioceno ao Recente (Della- Fávera, 2001). A partir do Paleoceno superior, começou a delinear-se urna distinção entre plataforma e talude, graças à construção de espessas cunhas regressivas. Anteriormente a este tempo, havia a predominância de uma geometria deposicional do tipo rampa. Conforme com Fontana (1996), essa Megasseqüência foi subdividida em 10 seqüências (Fig. 8). CONCLUSÕES De acordo com Fontana (1996) existe um razoável sincronismo entre as discordâncias, os limites de seqüências e as máximas inundações mapeadas nas linhas sísmicas e poços da Bacia de Pelotas com as previstas na curva de variação global do mar de Haq et al. (1987). As diferenças podem variar entre 0,5 e 3 Ma, atribuídos à ausência de precisão na datação dos limites. As idades foram obtidas a partir de amostras de calha em poucos poços numa bacia praticamente desconhecida. Além, de serem extraídas de locais em que os estratos são discordantes, e não onde constituem concordâncias relativas. Assim, o sincronismo das seqüências da Bacia de Pelotas definidas por Fontana (1996) possuem um bom ajuste com a curva de variação global. Observa-se no entanto, que as seqüências definidas por Fontana (1996), representando o intervalo da megaseqüência correspondente ao estágio transgressivo, correspondem à seqüencias de 2ª ordem. A partir do Paleoceno (megaseqüencia regressiva) as seqüências definidas pelo autor são de 3ª ordem inseridas em ciclos de 2ª ordem (Fig. 8). Um melhor ajuste para os limites, bem como para uma melhor resolução em termos de seqüências de 3ª ordem necessitaria de dados sísmicos com melhor qualidade e correlações dos limites com bacias vizinhas bem mais detalhadas nos intervalos de interesse econômico.

10 134 Cronoestratigrafia da Bacia de Pelotas: uma revisão das seqüências deposicionais Figura 8. Composição entre as seqüências propostas por Fontana (1996) e a curva de variação global do mar de Haq et al. (1987).

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