UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA

Transcrição

1 UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA ALEXANDRE PORTELA SANTANA CARACTERIZAÇÃO SEDIMENTOLÓGICA E ESTRATIGRÁFICA DE TESTEMUNHOS DO MEMBRO BOIPEBA/FORMAÇÃO ALIANÇA, NO CAMPO DE ARAÇÁS, BACIA DO RECÔNCAVO, BAHIA Salvador 2012

2 ALEXANDRE PORTELA SANTANA CARACTERIZAÇÃO SEDIMENTOLÓGICA E ESTRATIGRÁFICA DE TESTEMUNHOS DO MEMBRO BOIPEBA/FORMAÇÃO ALIANÇA, NO CAMPO DE ARAÇÁS, BACIA DO RECÔNCAVO, BAHIA Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia. Orientador: Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite Co-orientador: MSc. Flávio Miranda de Oliveira Salvador 2012

3 TERMO DE APROVAÇÃO ALEXANDRE PORTELA SANTANA CARACTERIZAÇÃO SEDIMENTOLÓGICA E ESTRATIGRÁFICA DE TESTEMUNHOS DO MEMBRO BOIPEBA/FORMAÇÃO ALIANÇA, NO CAMPO DE ARAÇÁS, BACIA DO RECÔNCAVO, BAHIA Trabalho Final de Graduação aprovado como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora: 1 Examinador Dr. Carlson de Matos Maia Leite IGEO-UFBA/PETROBRAS 2 Examinador Geólogo Cícero da Paixão Pereira ANP UFBA 3 Examinador MSc. Roberto Rosa da Silva IGEO-UFBA/PETROBRAS Salvador, 29 de junho de 2012

4 À minha nova família

5 AGRADECIMENTOS Agradeço a meus pais, Kau e Binha, por tudo. São exatamente os pais que eu queria ter. À Marília, minha irmã e grande amiga, Tonha pela dedicação e alegria, e Léa, uma pessoa muito querida. Agradeço à Laura, minha amada, a espera de nossa menina, pelo amor que me dedicou durante estes anos juntos e que venham muitos outros e pelo carinho com que me suportou nestes meses de trabalho. Agradeço a meu orientador Carlson Leite pela oportunidade e suporte nos momentos críticos. A Flávio Miranda, meu co-orientador que me adotou e teve importância fundamental para a conclusão deste trabalho. Agradeço à Rebeca que me salvou em algumas oportunidades, à Iara e Aline pela força. A todo o pessoal do Laboratório de Sedimentologia e Estratigrafia da Petrobras, Iguatemi, Adilson, Rodrigo, Paulo, Claudineuza, Edson, Edson Cosme, Miriam, Márcio, Soninha, Val e Deize, sou muito grato por todo o auxílio e boas energias. No IGEO, agradeço aos professores e funcionários que me acolheram em momentos diversos: Olívia, Osmário, Mércia, Cícero, Ângela, Simone, Roberto Rosa, Gil. E aos colegas e amigos. Faltará algum nome, como sempre, mas agradeço por fim, a todos que de alguma maneira participaram desta caminhada.

6 RESUMO Esta monografia resulta da análise sedimentológica e estratigráfica de uma seção testemunhada correspondente ao Membro Boipeba Formação Aliança em um poço do Campo de Araçás, Bacia do Recôncavo. O estudo de 124 metros de testemunhos compreendeu a análise das características texturais e genéticas com a finalidade de definir fácies e associação de fácies. Os resultados desse estudo identificam ambientes deposicionais fluviais, eólicos, lacustres e de leques aluviais que contextualizam os ciclos flúvio-eólicolacustres característicos da fase pré-rifte/ proto-rifte da Bacia do Recôncavo. Foram identificadas doze litofácies agrupadas em cinco associações, denominadas: lacustre, flúviolacustre, fluvial efêmero, lençóis de areia eólicos e leques aluviais. O padrão de empilhamento estratigráfico sugere o registro de três ciclos progradantes, nos quais depósitos relacionados a sistemas fluviais, representados por espessos estratos arenosos, progressivamente substituem depósitos com influência lacustre. A presença de conglomerados estaria relacionada a sistemas de leques aluviais que encerram os ciclos progradacionais. Palavras-chave: testemunho, ambiente fluvio-eólico-lacustre, ambiente de leques aluviais, Membro Boipeba, Bacia do Recôncavo.

7 ABSTRACT This monograph presents the results of sedimentologic and estratigraphic analysis of a core sample section from the Boipeba Member Aliança Formation in the Araçás Field, Recôncavo Basin. The study of 124m of core sample section involved textural and genetic data acquisition for definition of facies, architectural elements and facies associations. The main results show fluvial, aeolian, lacustrine and alluvial fan systems in the context of fluvioaeolian- lacustrine cycles that characterize the pre-rift/ proto-rift phase of Recôncavo Basin. The study has allowed to identify twelve lithofacies grouped in five associations, named: lacustrine, fluvio-lacustrine, ephemeral fluvial, aeolian sand-sheets and alluvial fans. The stratigraphic stack pattern suggests three cycles of progradation related to fluvial systems, represented by thick sand strata that replace progressively lacustrine deposits. The conglomerates should be associated to an alluvial fan system that closes the progradate cycles. Key-words: core, fluvial-aeolian-lacustrine system, alluvial fan system, Boipeba Member, Recôncavo Basin.

8 LISTA DE FIGURAS Figura 1 - Localização do Campo de Araçás na Bacia do Recôncavo Figura 2 Localização do sistema de riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá Figura 3 Em destaque, os principais limites da Bacia do Recôncavo Figura 4 Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo Figura 5 Paleoambiente deposicional da Bacia do Recôncavo (pré-rifte) Figura 6 Paleoambiente deposicional da Bacia do Recôncavo durante (rifte) Figura 7 Paleoambiente deposicional da Bacia do Recôncavo (Formação Taquipe) Figura 8 Seção esquemática da Bacia do Recôncavo Figura 9 - Mapa tectônico simplificado da Bacia do Recôncavo Figura 10 Modelos de migração de hidrocarbonetos na Bacia do Recôncavo Figura 11 Carta de eventos do sistema petrolífero da Bacia do Recôncavo Figura 12 Modelo paleodeposicinal para o membro Boipeba Figura 13 Perfis topográficos em leques aluviais Figura 14 Ilustração esquemática de um leque aluvial Figura 15 Geometria e processos sedimentares em leque aluvial Figura 16 Fácies características das porções proximais de leques aluviais Figura 17 Tipos morfológicos básicos de canais fluviais Figura 18 Tipos de canais e os tipos dominantes de carga sedimentar transportada Figura 19 Criação de espaço de acomodação (subida do perfil de equilíbrio) Figura 20- Apresentação básica do sistema eólico Figura 21- Alguns dos tipos básicos de dunas eólicas Figura 22 - Demonstração dos processos de transporte pelo vento Figura 23- Visão em planta e perfil longitudinal de um sistema de leque aluvial... 64

9 LISTA DE FOTOS Foto 1 Litofácies LM, lamito duro com bioturbação Foto 2 Litofácies LM, lamito moderadamente fraturado apresentando slickensides Fotos 3 (A e B) Heterolitos (litofácies HR-pp) Foto 4 Arenito exibindo estratificação cruzada de baixo ângulo (AR-xb) Foto 5 Arenito com laminação cruzada cavalgante (litofácies AR-rp) Fotos 6 (A e B) Arenito exibindo deformação plástica devido ao escape d água Fotos 7 (A e B) Arenitos (AR-xb) Fotos 8 (A e B) Arenitos (AR-xa) exibindo estratificação cruzada acanalada Fotos 9 (A e B) (A) Conglomerado maciço, (B) arenito conglomerático maciço Foto 10 Arenito com intraclastos pelíticos, litofácies AR-ic Fotos 11 (A e B) Arenitos exibindo estratificação cruzada de baixo ângulo Foto 12 Conglomerado clasto-sustentado, maciço (CG-ma) Foto 13 Conglomerado com granodecrescência ascendente... 63

10 LISTA DE TABELAS Tabela 1 Litofácies, principais características descritivas e processos deposicionais em sedimentos do Membro Boipeba/Formação Aliança... 50

11 SUMÁRIO CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO OBJETIVOS JUSTIFICATIVAS CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL A BACIA DO RECÔNCAVO Embasamento da Bacia EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR Supersequência Paleozóica Supersequência Pré-Rifte Supersequência Rifte Supersequência Pós-rifte ARCABOUÇO ESTRUTURAL SISTEMA PETROLÍFERO CAPÍTULO 3 - FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA SISTEMAS DE LEQUES ALUVIAIS Definição, geometria e ocorrência Tipos de Leques Aluviais SISTEMAS FLUVIAIS Processos erosivos Processos de transporte e deposição Classificação de canais fluviais Áreas externas aos canais... 38

12 Acumulação em sistemas fluviais SISTEMAS EÓLICOS Morfologia Processos Eólicos Mecanismos de deposição e estruturas associadas Preservação de estratos eólicos Sistema eólico associado ao sistema fluvial CAPÍTULO 4 - FUNDAMENTAÇÃO METODOLÓGICA PESQUISA BIBLIOGRÁFICA AQUISIÇÃO DE DADOS TRATAMENTO DE DADOS CAPÍTULO 5 ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA DE TESTEMUNHOS DO MEMBRO BOIPEBA (FORMAÇÃO ALIANÇA) FÁCIES SEDIMENTARES ASSOCIAÇÃO DE FÁCIES Associação de fácies lacustres (L) Associação de fácies de flúvio-lacustres (FL) Associação de fácies fluvial efêmero (Fe) Associação de lençóis de areia eólicos (LaE) Associação de fácies de leques aluviais (LA) CAPÍTULO 6 CONCLUSÃO REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ANEXO I... 71

13 13 CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO O Membro Boipeba, foco desta monografia, está inserido na Formação Aliança, juntamente ao Membro Capianga (superior), e encontra-se num contexto cíclico flúvio-eólicolacustre da fase pré-rifte; da Bacia do Recôncavo. Esta localiza-se no centro-leste do Estado da Bahia e configura um ramo abortado do sistema de riftes do Atlântico Sul, evoluído durante o Mesozóico, que originou a fragmentação do paleocontinente Gondwana. O testemunho de sondagem analisado compreende aproximadamente 124 metros e é proveniente de um poço perfurado no Campo de Araçás, localizado 90 km a nordeste de Salvador, no compartimento central da Bacia do Recôncavo (Figura 1). O Campo de Araçás foi descoberto em 1961 e sua produção, iniciada em 1965, provém, predominantemente, das formações Sergi, Água Grande, Pojuca e Marfim. Figura 1 - Localização do Campo de Araçás na Bacia do Recôncavo (Modificado de SALEM et al., 2000).

14 OBJETIVOS Este trabalho tem como objetivo principal a caracterização sedimentológica (identificação de litologias, estruturas e texturas) e, consequentemente, a identificação de litofácies que constituem o Membro Boipeba (Formação Aliança), no Campo de Araçás, com a finalidade de estabelecer padrões de associações de fácies e ambientes deposicionais. Além disso, também foram utilizadas informações do perfil de raios gama, útil para o esclarecimento de dúvidas quanto à composição e à cimentação. 1.2 JUSTIFICATIVAS Devido à escassez de trabalhos científicos sobre o Membro Boipeba, assim como a carência de descrição e análise sedimentológica de centenas de metros de testemunhos de sondagem obtidos pela Petrobras, este trabalho foi idealizado com a finalidade de contribuir para o acervo de dados existente. Buscar-se-á uma melhor caracterização das estruturas sedimentares e ambientes deposicionais deste intervalo estratigráfico que é parte dos reservatórios de hidrocarbonetos da Bacia do Recôncavo.

15 15 CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL 2.1. A BACIA DO RECÔNCAVO A Bacia do Recôncavo está inserida no sistema de riftes do Recôncavo-Tucano-Jatobá, situado na Região Nordeste do Brasil, nos estados da Bahia, Sergipe e Pernambuco, ocupando uma área de aproximadamente km² (Figura 2). Este conjunto de bacias relaciona-se geneticamente ao processo de rifteamento que afetou o paleocontinente Gondwana no Eocretáceo (Neocomiano) (SANTOS et al., 1990), sendo interpretado como uma série de semi-grábens estruturalmente conectados desde o início do processo de rifteamento, preenchidos por sedimentação flúvio-deltáica, que progradou axialmente, de norte para sul, sobre sedimentos lacustres concentrados na região de Tucano Sul e Recôncavo (GHIGNONE, 1979). Figura 2 Localização do sistema de riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá. Compartimentação das bacias e distribuição das sequências Paleozóica, pré-rifte, rifte, pós-rifte e Cenozóica (Modificado de MAGNAVITA et al., 2005 apud DOMINGUEZ & BITTENCOURT, 2009). Neste contexto a Bacia do Recôncavo ocupa uma área de aproximadamente km² e exibe uma geometria de meio-gráben de direção NE-SW, separada da Bacia de Tucano a

16 16 norte e noroeste pelo Alto de Aporá. Ao sul, o Sistema de Falhas da Barra a separa da Bacia de Camamu. A leste, é limitada pelo Sistema de Falhas de Salvador, o mais expressivo da bacia, podendo atingir mais de 6.000m de rejeito. A oeste é limitada pela Falha de Maragojipe, cujos rejeitos são bem menos expressivos (SANTOS et al., 1990) (Figura 3). Figura 3 Em destaque, os principais limites da Bacia do Recôncavo (SANTOS, 2005).

17 Embasamento da Bacia O embasamento da Bacia do Recôncavo é formado predominantemente por gnaisses granulitizados durante o Paleoproterozóico (2,0Ga), compartimentados nos cinturões Itabuna- Salvador-Curaçá, a oeste e sudoeste; e Salvador-Esplanada, a leste e nordeste. A oeste e norte da bacia, o Bloco Serrinha compreende ortognaisses de idade Arqueana e sequências metavulcanossedimentares Paleoproterozóicas. Rochas metassedimentares de idade Neoproterozóica ocorrem ao norte, e correspondem ao Grupo Estância (SILVA et al., 2007). O Bloco Serrinha forma uma estrutura oval ocupando cerca de km². É composto por ortognaisses migmatizados, na fácies anfibolito, e pelas sequências vulcanossedimentares da fácies xisto verde - os Greenstone Belts do Rio Itapicuru e do Capim -, intrudidas por corpos de granitos Paleoproterozóicos (ALVES DA SILVA, 1994 apud BARBOSA et al., 2003). Datações em ortognaisses graníticos-granodioríticos e tonalíticos demonstram idades que variam entre 3,1 e 2,8 Ga (GAAL et al., 1987, OLIVEIRA et al., 1999; MELLO et al., 2000; RIOS, 2002 apud BARBOSA et al., 2003). O Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá se estende por cerca de 800 km, do sul ao norte da Bahia, e consiste de tonalitos/trondhjemitos arqueanos e paleoproterozóicos, com idades entre 2,6 Ga a 2,1 Ga (BARBOSA & PERCAUT, 2003 apud BARBOSA & SABATÉ, 2003). Também inclui corpos de charnockitos, faixas de rochas metassedimentares intercaladas, além de gabros/basaltos e intrusões de monzonito com idade em torno de 2,4 Ga (LEDRU et al., 1993 apud BARBOSA & SABATÉ, 2003). Todas estas rochas foram reequilibradas na fácies granulito, no Paleoproterozóico. O Cinturão Salvador-Esplanada inclui as cidades de Salvador e Esplanada, adentrando o Estado de Sergipe, com direção N45ºE. Na região de Esplanada é representado por granodioritos, granitos, gnaisses de composição diorito/granodiorito/granítica e anfibolitos de composição gabróica. Estas rochas foram deformadas por uma sucessão de cisalhamentos dúcteis. Toda a região foi submetida a um grau de metamorfismo da fácies anfibolito alto a granulito (BARBOSA & DOMINGUEZ, 1996). O Grupo Estância é constituído por rochas metassedimentares de baixo grau, relacionadas a uma bacia neoproterozóica. Seus depósitos caracterizam, da base para o topo, as formações Juetê, Acauã e Lagarto, representadas por siliciclásticos de origem litorânea; rochas sedimentares carbonáticas com intercalações de pelitos e níveis de intraclastos; e arenitos com clastos carbonáticos intercalados a pelitos, respectivamente (SILVA et al., 2007).

18 EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR A origem e evolução da Bacia do Recôncavo estão relacionadas com os estágios iniciais de ruptura do paleo-continente Gondwana (MEDEIROS & PONTE, 1981), sendo o Rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá, do qual a Bacia do Recôncavo é parte integrante, interpretado como um braço abortado deste processo que culminou na formação do Atlântico Sul, da costa leste da América do Sul e da costa oeste da África (MAGNAVITA et al., 2005). A sucessão estratigráfica inclui estratos com idades desde o Paleozóico ao Cenozóico (Figura 4). Os depósitos de idade paleozóica, fase sinéclise, são remanescentes de ciclos sedimentares antigos preservados da erosão pelo abatimento de blocos no Mesozóico (MAGNAVITA et al., 2005). Os depósitos acumulados durante o processo extensional jurocretáceo, relacionados ao preenchimento da Bacia do Recôncavo, caracterizam os estágios pré-rifte, rifte e pós-rifte (SILVA et al., 2007). Sua espessura máxima, superior a m, é verificada no Baixo de Camaçari (ARAGÃO, 1994 apud SILVA et al., 2007). As unidades cronoestratigráficas da Série Recôncavo são baseadas em biozonas definidas por ostracodes. Divididas em seis andares, do mais antigo para o mais novo, foram designadas como Dom João, Rio da Serra, Aratú, Buracica, Jiquiá e Alagoas (GHIGNONE, 1979).

19 Figura 4 Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo (SILVA et al., 2007). Em destaque, o intervalo de estudo. 19

20 Supersequência Paleozóica Os depósitos paleozóicos são representados pelos membros Pedrão e Cazumba da Formação Afligidos, anteriormente relacionados ao Grupo Brotas, do Neojurássico (MAGNAVITA et al., 2005). O Membro Pedrão é constituído por arenitos com feições de retrabalhamento por ondas, laminitos algais silicificados e evaporitos, principalmente halita. Dados palinológicos lhe atribuem idade permiana (MILHOMEM et al., 2003). O Membro Cazumba é formado predominantemente por pelitos e lamitos vermelhos lacustres, com nódulos de anidrita na base da seção. A pobreza do registro fossilífero não permitiu precisar a idade deste intervalo (SILVA et al., 2007). As associações de fácies que compõem estas unidades sugerem deposição sob paleoclima árido e em contexto de bacia intracratônica, com tendência geral regressiva, e transição de uma sedimentação marinha rasa, marginal, a bacias evaporíticas isoladas, ambientes de sabkha continental e, por fim, sistemas lacustres (AGUIAR & MATO, 1990 apud SILVA et al., 2007) Supersequência Pré-Rifte A sedimentação pré-rifte teria começado a se desenvolver no início do Andar Dom João estendendo-se até o Andar Rio da Serra Inferior (Tithoniano ao Eoberriasiano), relacionados ao estágio inicial de flexura crustal. Segundo Silva et al. (2007), esta sedimentação engloba três grandes ciclos flúvio-eólicos e transgressões lacustres de caráter regional - às quais separam esses ciclos - que resultaram na deposição, da base para o topo, das formações Aliança e Sergi, do Grupo Brotas (Andar Dom João); e das formações Itaparica e Água Grande (Andar Rio da Serra inferior), do Grupo Santo Amaro (Figura 5). A Formação Aliança é representada pelos membros Boipeba (inferior) e Capianga (superior). Está sobreposta à Formação Afligidos, cujo contato é discordante na maior parte do Recôncavo, mas considerado transicional no sudoeste da bacia, e sotoposta concordantemente à Formação Sergi (VIANA et al., 1971; AGUIAR & MATO, 1990 apud CAIXETA et al., 1994). O Membro Boipeba consiste de rochas sedimentares de origem flúvio-eólica-lacustre. É composto por arenitos, conglomerados e, localmente, por folhelhos vermelhos. O Membro Capianga é tipicamente caracterizado por folhelho vermelho-tijolo, de origem lacustre.

21 21 Figura 5 Paleoambiente deposicional da Bacia do Recôncavo durante o estágio pré-rifte (Modificado de MEDEIROS & PONTE, 1981 apud MAGNAVITA, 2005). A Formação Sergi consiste de arenitos finos a conglomeráticos, de coloração cinza esverdeado a vermelho, com estratificação cruzada acanalada; intercalações de folhelhos, vermelho e cinza esverdeado; e conglomerados (VIANA et al., 1971 apud CAIXETA et al., 1994). Caracterizam sistemas eólicos, intercalados por fluviais efêmeros e entrelaçados (SCHERER et al., 2005). A Formação Itaparica, unidade basal do Grupo Santo Amaro, compreende folhelhos com coloração marrom e ciza-oliva, de origem lacustre. Está sobreposta concordantemente à Formação Sergi e sotoposta em discordância à Formação Água Grande (SILVA, 1978 apud CAIXETA et al., 1994). A Formação Água Grande é constituída por arenitos finos a grossos, de coloração cinza-claro a esverdeado, com estratificações cruzadas acanaladas de grande porte, sendo interpretada por Barroso & Rivas (1984 apud CAIXETA et al., 1994) como deposição por sistemas fluviais com retrabalhamento eólico. O contato superior com a Formação Candeias é discordante Supersequência Rifte Esta fase era marcada no primeiro aparecimento da espessa cunha de conglomerados da Formação Salvador. Atualmente, contudo, alguns autores acreditam que a presença de conglomerados parece indicar apenas a existência de uma elevação topográfica ao longo da borda falhada. Assim, a fase rifte teria início antes que a topografia fosse criada, num estágio

22 22 em que a taxa de subsidência superou a taxa de sedimentação, resultando numa transgressão regional que sobrepôs os pelitos lacustres do Membro Tauá (Formação Candeias) às fácies eólicas da Formação Água Grande. Desta forma, o limite entre as fases pré-rifte e rifte estaria posicionado na base do Membro Tauá. (MAGNAVITA et al., 2005; SILVA et al., 2007). O estabelecimento do rifte aconteceu há, aproximadamente, 144 Ma e teve duração de cerca de 24Ma, numa longa história de subsidência e preenchimento sedimentar, culminando na quiescência e assoreamento da bacia. No período de desenvolvimento do rifte, do Andar Rio da Serra Inferior ao Andar Jiquiá (Berriasiano Inferior ao Aptiano Inferior), acumularamse os estratos referentes às formações Candeias, Maracangalha, Salvador, Marfim, Pojuca, Taquipe e São Sebastião (Figura 6). Figura 6 Paleoambiente deposicional da Bacia do Recôncavo durante o estágio rifte (Modificado de MEDEIROS & PONTE, 1981 apud MAGNAVITA, 2005). A Formação Candeias é compartimentada nos membros Tauá (inferior) e Gomo (superior). O Membro Tauá é caracterizado por folhelhos escuros, físseis, com partição acicular. O Membro Gomo é composto por folhelhos de coloração cinza-esverdeada, laminado, com camadas delgadas de calcário e arenito fino cinza claro (CAIXETA et al., 1994). A sedimentação desta unidade representa o contexto lacustre com subsidência rápida e forte aporte sedimentar que prevalecia no início da fase rifte.

23 23 A Formação Maracangalha consiste de folhelhos lacustres de coloração cinza esverdeado a cinza escuro. Ao longo da deposição desta unidade, o incremento no aporte sedimentar resultou na redução dos gradientes deposicionais, com o progressivo assoreamento dos depocentros, porém as profundidades mantiveram-se suficientemente elevadas para acomodar um grande volume de depósitos relacionados a fluxos gravitacionais, correspondentes aos membros Caruaçu e Pitanga (SILVA et al., 2007). O Membro Caruaçu é representado por camadas lenticulares de arenitos finos a médios, com estratificações cruzadas tangenciais e estratificações plano-paralelas, enquanto o Membro Pitanga inclui arenitos muito finos, lamosos e maciços (CAIXETA et al., 1994). A Formação Marfim é caracterizada por arenitos limpos, de coloração cinza claro, finos a médios, bem selecionados, com camadas intercaladas de folhelhos cinza esverdeado (VIANA et al., 1971 apud CAIXETA et al., 1994). O Membro Catu consiste de arenitos deltaicos depositados em onlap sobre áreas plataformais e, ao final do Neo-Rio da Serra, os arenitos dessa unidade progradaram, sobrepondo-se discordantemente a sedimentos lacustres da porção basal do Andar Rio da Serra superior (SILVA et al., 2007). A Formação Salvador consiste de espessas cunhas de conglomerados sintectônicos e arenitos, cuja origem está relacionada a leques conglomeráticos derivados da erosão do bloco alto da falha de borda (Sistema de Falhas de Salvador) da Bacia do Recôncavo (MAGNAVITA et al., 2005), que atuou durante toda a fase rifte. Os arenitos que correspondem às fácies distais da Formação Salvador foram denominados de Membro Sesmaria (CAIXETA et al., 1994). A Formação Pojuca é representada por intercalações de arenitos cinza muito finos a médios, folhelhos cinza esverdeados, siltitos cinza claros e calcários castanhos. Inclui o Membro Santiago, camada de arenito fino de distribuição regional (VIANA et al., 1971 apud CAIXETA et al., 1994). A fisiografia da bacia assumiu uma geometria de rampa ao tempo do Andar Aratu, um contexto de reduzido gradiente deposicional e baixas taxas de subsidência, no qual esta unidade desenvolveu-se mediante ciclos deltáico-lacustres sucessivos. Pelitos e carbonatos lacustres estão relacionados ao afogamento recorrente do sistema deltáico e possuem expressão comumente regional (SILVA et al., 2007). A Formação Taquipe compreende folhelhos, siltitos, arenitos e, subordinadamente, conglomerados, margas e calcarenitos ostracodais, depositados, sobretudo como resultado de fluxos de detritos e correntes de turbidez. Segundo Milhomem et al. (2003) a deposição desta unidade relaciona-se à reativação da Falha de Paranaguá. O Cânion de Taquipe (Figura 7) se

24 24 constituiu num sítio preferencial para a deposição lacustre, com fluxos gravitacionais associados (SILVA et al. 2007). Figura 7 Paleoambiente deposicional da Bacia do Recôncavo durante a deposição da Formação Taquipe (Modificado de FIGUEIREDO et al., 1994 apud MAGNAVITA, 2005). A Formação São Sebastião é constituída por arenitos grossos de coloração amarelo avermelhada, com intercalações de argila síltica. Nesta unidade predominam depósitos de sistemas fluviais que testemunham a fase final de assoreamento do rifte, durante o Andar Jiquiá Supersequência Pós-rifte Os depósitos que correspondem a supersequência pós-rifte, de idade Neo-Alagoas (Neo-Aptiano), consistem de clásticos grossos (conglomerados e arenitos), folhelhos e calcários pertencentes à Formação Marizal. Sua deposição ocorreu numa depressão do tipo sinéclise (MAGNAVITA et al., 2005) e relaciona-se a sistemas aluviais desenvolvidos no contexto de uma subsidência termal, pós-rifte, indicado pela sub-horizontalidade dos estratos que se sobrepõem discordantemente a seções estruturadas, relacionadas à fase rifte (MILHOMEM et al., 2003).

25 25 Os sedimentos cenozóicos preservados na Bacia do Recôncavo remetem ao Eomioceno, representado pelos folhelhos cinza-esverdeados e calcários impuros da Formação Sabiá; e ao Plioceno-Pleistoceno representado pelos arenitos continentais da Formação Barreiras (MAGNAVITA et al., 2005). Os sedimentos quaternários são representados por depósitos litorâneos e por sedimentos aluviais presentes ao longo dos principais cursos d água (MILHOMEM et al., 2003) ARCABOUÇO ESTRUTURAL O sistema de riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá é formado por um sistema de semigrábens de direção geral N-S (Recôncavo-Tucano), que a norte muda de direção para E-W, constituindo a Bacia de Jatobá. Os semi-grábens mergulham para SE desde o Recôncavo até o Tucano Central e, a partir do Arco do Vaza-Barris, invertem o sentido do mergulho para NW, permanecendo assim até a Bacia do Jatobá (SANTOS et al., 1990). A configuração estrutural da Bacia do Recôncavo exibe uma geometria com depocentro a leste (Figura 8), configurada pelo grande rejeito da falha de borda principal (Sistema de falhas de Salvador) (MAGNAVITA et al., 2005). O mergulho regional das camadas para leste é condicionado por falhamentos normais planares com direção preferencial N30 E (SILVA et al., 2007). NW Fm. Candeias Fm. Taquipe Fm. São Sebastião SE Fm. Sergi Fm. Aliança Embasamento Fm. Água Grande Fm. Itaparica Fm. Maracangalha Mb. Caruaçu Fms. Pojuca / Marfim Mb. Pitanga Fm. Salvador Fm. Afligidos Fm. Sergi Fm. Aliança Fm. Candeias Mb. Tauá Mb. Gomo Embasamento Figura 8 Seção esquemática da Bacia do Recôncavo evidenciando sua geometria de meio-gráben, com mergulho regional das camadas para SE (Milhomem et al. 2003). O sistema de falhas NE divide a bacia em áreas que foram relativamente estáveis, configurando patamares que caracterizam os grandes baixos regionais, onde se destacam o Baixo de Camaçari e o Baixo de Miranga (Figura 9) (SANTOS et al., 1990).

26 26 Figura 9 - (a) Mapa tectônico simplificado da Bacia do Recôncavo com as principais estruturas rúpteis associadas. A porção sul da Falha de Mata-Catu e a Falha de Itanagra-Araçás conectam-se com a Falha de Salvador, enquanto que a porção norte da Falha de Mata-Catu conecta-se com a Falha de Tombador. (b) Seções geológicas mostrando a posição da borda falhada da Bacia do Recôncavo. (c) Seção ao longo do strike da Falha de Salvador. A Falha da Barra é o limite sul da Bacia do Recôncavo. (Modificado de DESTRO et al., 2003). Detalhe em vermelho dos Baixos de Camaçari e Miranga. O trend geral dos blocos que constituem a Bacia do Recôncavo é interrompido por outro sistema de falhamentos, de direção N40 E, que tem como principais representantes as Falhas de Mata-Catu e Itanagra-Araçás, interpretadas como falhas de transferência que

27 27 acomodaram diferentes taxas de estiramento crustal durante o desenvolvimento da bacia (SANTOS et al., 1990) SISTEMA PETROLÍFERO Os geradores da Bacia do Recôncavo são representados pelos folhelhos da Formação Candeias, correspondentes aos Membros Gomo e Tauá. O teor de carbono orgânico total (COT) médio é de 1% e o potencial gerador residual se situa em torno de 5 kg HC/t., podendo atingir valores de 10 kg HC/t. Credita-se estes valores, relativamente baixos, à alta convertibilidade da matéria orgânica em hidrocarbonetos (SANTOS et al., 1990). Segundo Santos et al. (1990), as acumulações de hidrocarbonetos na Bacia do Recôncavo podem ser agrupadas em três grandes sistemas: pré-rifte, rifte-ilhas e rifte- Candeias. O primeiro é responsável por cerca de 60% do volume provado de óleo da bacia, sendo os Campos de Dom João, Água Grande e Buracica os mais importantes. O Sistema rifte-ilhas é o segundo em importância e representa cerca de 30% do volume provado de óleo da bacia. O sistema rifte-candeias responsável por cerca de 15% do volume provado de óleo da bacia, tem como principal produtor o Campo de Candeias. Os principais modelos de migração e acumulação (trapeamento) de petróleo na Bacia do Recôncavo correspondem a: (a) trapas estruturais formadas por horsts e grábens, basculados ou não, onde os reservatórios pré-rifte são alimentados lateralmente (migração direta) a partir de folhelhos geradores localizados nos baixos de falhas normais; (b) trapas estratigráficas ou combinadas, principalmente em reservatórios turbidíticos das formações Candeias e Marfim, conectados diretamente aos folhelhos geradores, com migração por pequenas distâncias e (c) rollovers formados em baixos de falhas de crescimento da seção sinrifte, ao nível dos reservatórios deltaicos das formações Pojuca e Marfim, com migração vertical ao longo de falhas regionais (Figura 10) (ROSTIROLLA, 1999 apud SILVA, 2006).

28 28 Figura 10 Modelos de migração de hidrocarbonetos na Bacia do Recôncavo (ROSTIROLLA, 1999 apud SILVA, 2006). A carta de eventos, elaborada por Silva (2006), sumariza a o timing dos elementos e processos responsáveis pelo desenvolvimento sistema petrolífero da Bacia do Recôncavo (Figura 11). Figura 11 Carta de eventos do sistema petrolífero da Bacia do Recôncavo (SILVA, 2006).

29 29 CAPÍTULO 3 - FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA De acordo com Netto et al. (1982, apud SALEM et al., 2000), o Membro Boipeba (Formação Aliança) é constituído por arenitos, conglomerados e lamitos vermelhos, depositados por sistemas fluviais entrelaçados e meandrantes, retrabalhados por sistemas eólicos. O modelo paleodeposicional (Figura 12), cuja interpretação é baseada em estruturas sedimentares, texturas, litologias e associação de fácies, engloba sistemas de leques aluviais associados a sistemas flúvio-eólicos, que progradam de WSW para ENE. Neste capítulo serão abordados aspectos teóricos relacionados a estes sistemas deposicionais. Figura 12 Modelo paleodeposicional para o membro Boipeba (SALEM et al., 2000) SISTEMAS DE LEQUES ALUVIAIS Os leques aluviais são sistemas deposicionais formados pelo espraiamento de rios e canhões, provenientes de relevos condicionados por blocos altos adjacentes a falhas regionais, em planícies e vales largos ou associados a sistemas fluviais cujos processos de desenvolvimento conferem grande mobilidade no traçado de seus canais (ASSINE, 2008) Definição, geometria e ocorrência O termo leque aluvial é utilizado para designar sistemas aluviais cujo padrão dos canais é distributário, contrapondo o padrão de drenagem dominantemente tributário dos canais em sistemas fluviais típicos (MIALL, 1990 apud ASSINE, 2008).

30 30 A morfologia de leques aluviais resulta da interação de processos fluviais erosivos e de transporte e deposição, associados à redução do gradiente topográfico das cabeceiras para a base, o que lhes confere perfis longitudinais côncavos e transversais convexos para cima (Figura 13). Ocorrem em escalas diversas, de poucos metros a centenas de quilômetros (BRIDGE, 2006). Figura 13 Perfis topográficos em leques aluviais. Seção transversal convexa e longitudinal côncava (ASSINE, 2008). O padrão dominantemente distributário ocorre em virtude da interação de três fatores principais: a redução do gradiente topográfico, da velocidade da corrente e da profundidade dos canais. Estes fatores implicam na redução da capacidade de transporte sedimentar e consequente sedimentação da carga transportada e assoreamento do canal, o que, por sua vez, torna o leito instável ocorrendo frequentes alterações no traçado dos canais (avulsão dos canais) (ASSINE, 2008). Segundo Bridge (2006), avulsão é a mudança relativamente brusca de um cinturão de canais de um local para outro, sendo um dos principais processos de construção de depósitos de leques aluviais. Pode ocorrer por efeitos de variações na taxa de sedimentação, mudanças no nível de base, variações climáticas e tectonismo. Os leques aluviais compõem tratos deposicionais diversos, dependendo dos sistemas deposicionais aos quais estão associados. Considerando variações climáticas nas regiões em que ocorrem, podem compor tratos deposicionais com lagos temporários e/ou campos de

31 31 dunas eólicas, em clima semiárido, e com sistemas fluviais meandrantes ou entrelaçados, em regiões tropicais úmidas e glaciais (ASSINE, 2008). Ao longo do perfil, das cabeceiras para a base do leque, as principais variações decorrentes da dinâmica sedimentar são: redução do tamanho dos clastos, diminuição na espessura das camadas, decréscimo no número e na profundidade dos canais (Figura 14). Figura 14 Ilustração esquemática de um leque aluvial demostrando variações de granulometria e espessura das camadas (BLAIR, 1987 apud BRIDGE, 2006) Tipos de Leques Aluviais Segundo Collinson (1996), os leques aluviais são classificados de acordo com os processos de transporte e deposição dominantes em sua formação, o que lhes confere características distintas, sendo: leques dominados por fluxos de gravidade e leques fluviais. Neste item será dada maior importância aos leques dominados por fluxos de gravidade visto que assim foram classificadas parte das associações de fácies do intervalo estudado. Leques dominados por fluxos de gravidade

32 32 Os leques dominados por fluxos de gravidade têm dimensão de centenas de metros a poucos quilômetros. São produzidos por eventos de ocorrência episódica, movimentos de massa sedimento/água, relacionados a dois processos básicos: fluxo de detritos e fluxo fluidificado. Segundo Lowe (1979 apud ASSINE, 2008), os fluxos de detritos (peso do sedimento é > 80% do total da massa) podem ser coesivos ou não-coesivos. Os fluxos não-coesivos, com < 10% de sedimentos de granulação fina, apresentam movimento interno turbulento e originam conglomerados clasto-sustentados, muitas vezes com gradação inversa. Os fluxos coesivos, com > 10% de sedimentos de granulação fina, apresentam comportamento plástico e movimento interno mais laminar que turbulento, formando conglomerados matriz-sustentados com seleção pobre e matriz lamosa. Durante a propagação de fluxos de detritos é comum a migração lateral e o estravasamento dos canais, originando lobos de depósitos de fluxo de detritos e diques marginais (Figura 15). Nas porções distais podem ocorrer inundações torrenciais e correntes geradas na dissipação do fluxo, dando origem arenitos estratificados, lençóis de areia e depósitos heterolíticos (areias muito finas, silte e argila) (ASSINE, 2008). Figura 15 Geometria e processos sedimentares em leque dominado por fluxos de gravidade (LEEDER, 1999 apud BRIDGE, 2006).

33 33 Os fluxos fluidificados (peso do sedimento entre 40% e 80% do total da massa) possuem comportamento de fluido viscoso, com movimentos internos laminares e turbulentos. Originam conglomerados clasto-sustentados com gradação normal dispostos em camada tabulares ou canalizadas. Segundo Nemec & Steel (1984 apud ASSINE, 2008), são pouco reconhecidos nos registro estratigráfico, pois são frequentemente considerados produtos de outros processos. Na figura 16 (a e b) estão representadas as principais fácies que caracterizam porções proximais de leques dominados por fluxos de gravidade. Figura 16 Fácies características das porções proximais de leques dominados por fluxos de gravidade (Modificado de NEMEC & STEEL, 1984 apud ASSINE 2008). Leques fluviais Os leques fluviais são geralmente maiores que os leques formados por fluxos de gravidade. São sistemas de baixo gradiente topográfico cujas escalas variam de dezenas a centenas de quilômetros de extensão, caracterizados pela migração de sistemas fluviais permanentes ou intermitentes. Muitas vezes, a distinção entre leques e planícies fluviais só é possível através de fotografias aéreas ou imagens de satélite (COLLINSON, 1996) SISTEMAS FLUVIAIS

34 34 Os rios são reconhecidos desde longa data como os principais agentes de transporte de sedimentos na superfície terrestre (COLLINSON, 1996). Segundo Scherer (2008), a morfologia aluvial é o resultado de uma complexa interação entre processos erosivos e deposicionais. As relações entre estes diferentes processos configuram as características gerais do sistema fluvial Processos erosivos Os processos erosivos nos sistemas fluviais são caracterizados pela expansão e mudança de posição de canais, uma combinação entre incisão vertical e migração lateral. Entende-se por incisão a erosão vertical do substrato, o que gera um aprofundamento do canal. Pode ocorrer pela passagem de um simples fluxo, pelo aumento progressivo da descarga devido a variações climáticas ou junção de canais, ou como uma resposta ao rebaixamento do nível de base. A migração está associada à erosão lateral, ou seja, a remoção do material que compõe as margens do canal, sendo que a taxa de migração está vinculada a coesividade deste material Processos de transporte e deposição Os sedimentos em sistemas fluviais são transportados e depositados por meio de três principais mecanismos: fluxo de detritos, carga de fundo e carga em suspensão. Fluxo de detritos Os fluxos de detritos são movimentos de massa sedimento/água. Ocorrem quando sedimentos são mobilizados por liquefação em uma superfície inclinada. São reconhecidos na forma de, fluxos de detritos coesivos e não-coesivos, sendo importantes agentes de transporte e deposição em certos tipos de leques aluviais (vide item 3.1.2). Carga de fundo Este mecanismo consiste na principal forma de transporte fluvial, no qual os sedimentos são transportados por correntes trativas, onde cada grão movimenta-se individualmente ao longo do substrato. Os grãos de maior tamanho são transportados por

35 35 arrasto e rolamento, enquanto os grãos menores são transportados por saltação. O movimento de areia resulta numa série de tipos de formas de leito, cuja morfologia é controlada pela profundidade da lâmina d água associada à granulometria e à velocidade do fluxo. Em condições de baixa velocidade do fluxo e fração granulométrica entre silte e areia fina desenvolvem-se marcas onduladas, formas de leito com altura máxima de 5cm e comprimento de onda inferior a 0,5m. Com o aumento progressivo da velocidade do fluxo ocorre a formação de dunas (SCHERER, 2008). Carga em suspensão Sedimentos são transportados em suspensão como resultado da turbulência do fluxo. Neste caso, predomina o transporte de carga sedimentar síltico-argilosa, cuja deposição ocorre em regiões de baixa energia, pelo assentamento gravitacional de partículas. A combinação de processos de tração e suspensão gera marcas onduladas cavalgantes (climbing ripples), e controla o ângulo de cavalgamento destas formas de leito. Quanto maior a tração, menor será o ângulo de cavalgamento das marcas onduladas Classificação de canais fluviais A classificação dos sistemas fluviais é objeto de intensa discussão, porém considera principalmente as características referentes aos canais fluviais. A tipologia dos sistemas fluviais é controlada por diferentes fatores, como: aporte sedimentar, granulometria da carga transportada, coesividade das margens, vegetação, variabilidade da descarga e inclinação do terreno. Visto que a natureza dos fatores responsáveis pela configuração dos sistemas fluviais apresenta grande variedade de combinações, alguns casos dificilmente se enquadram em determinadas classificações. Os canais são classificados principalmente com base na morfologia ou na carga sedimentar transportada. Com base no tipo morfológico dos canais os rios, podem ser classificados em entrelaçado, meandrante, anastomosado e reto (LEOPOLD & WOLMAN, 1957; RUST, 1978 apud SCHERER, 2008) (Figura 17).

36 36 Figura 17 Tipos morfológicos básicos de canais fluviais (Modificado de MIALL, 1977 apud SCHERER, 2008). Schumm (1972, apud COLLINSON, 1996), classificou os rios em: carga de fundo (bed-load), carga mista (mixed-load) e carga em suspensão (suspended-load). Este tipo de classificação está muito bem esquematizado na figura 18. Figura 18 Relação entre os tipos de canais e os tipos dominantes de carga sedimentar transportada (Modificado de ORTON & READING, 1993 apud COLLINSON, 1996).

37 37 Rios entrelaçados Os rios entrelaçados formam uma rede de canais interconectados separados por barras arenosas e/ou cascalhosas, transversais e longitudinais, que migram no sentido do fluxo. Correspondem aos rios de carga de fundo (bed-load) (SCHERER, 2008). A Formação de canais entrelaçados é favorecida pela presença de fortes declividades, abundância de carga de fundo de granulação grossa, grande variabilidade na descarga e facilidade de erosão das margens. Durante períodos de diminuição da velocidade do fluxo, a deposição da carga de fundo no canal fluvial propicia o desenvolvimento de barras que obstruem a corrente e ramificam-na, processo este facilitado quando as margens são facilmente erodíveis, com consequente aumento do suprimento detrítico (MIALL, 1981 apud RICCOMINI & COIMBRA, 1993). Segundo Scherer (2008), coexistem variadas hierarquias de formas de leitos incluindo marcas de ondas e dunas de diferentes morfologias dentro do canal, configuração esta que resulta das frequentes mudanças nas descargas do fluxo e profundidade da lâmina d água. Rios meandrantes Este padrão é caracterizado pela elevada sinuosidade dos canais (formação de meandros), declividade relativamente baixa e pouca variação na descarga. Correspondem a rios de carga mista (mixed-load) (SCHERER, 2008). Segundo o mesmo autor, a formação de canais meandrantes ocorre pela erosão e transporte de sedimentos na porção externa do meandro, onde a velocidade do fluxo é maior. A deposição do sedimento transportado se dá na parte interna do meandro seguinte, onde a velocidade do fluxo é menor, formando barras em pontal. Rios anastomosados São caracterizados por uma rede interconectada de canais separados por áreas de planície de inundação. Correspondem a rios de carga suspensa (suspended-load). Os canais apresentam-se profundos, estreitos e com moderada a baixa sinuosidade. As margens são, geralmente, vegetadas, constituídas por sedimentos finos e coesos, o que lhes confere alta estabilidade e reduz a migração lateral (SCHERER, 2008).

38 38 Rios retilíneos De acordo com Scherer (2008), rios retilíneos são pouco frequentes e normalmente constituem trechos de extensão reduzida de rios, controlados por sistemas de falhas que encaixam o curso fluvial. Podem apresentar sedimentos de natureza diversa. Além deste modelo bastante simplificado de classificação quadripartite para sistemas fluviais e que observa à tipologia dos canais, existem outros agrupamentos mais elaborados, a exemplo do proposto por Miall (1996), que propõe 16 estilos fluviais. Miall (op. cit) considera, entre vários aspectos, a continuidade dos processos envolvidos. Assim, são reconhecidos rios efêmeros fortemente influenciados pelo clima, formados em eventos episódicos, por fluxos esporádicos. Rios efêmeros Os rios efêmeros constituem um grupo aparte segundo a tradicional classificação de sistemas fluviais, pois variam desde tipos canalizados a configurações totalmente desconfinadas. Por comportarem tais características podem transportar e depositar sedimentos das mais variadas classes granulométricas. Segundo North & Taylor (1996), arenitos depositados por rios efêmeros são os principais reservatórios em muitos campos de óleo e gás. Os rios efêmeros são característicos de regiões áridas e semiáridas, tendo seu desenvolvimento relacionado a inundações que ocorrem durante curto intervalo de tempo, alternando com longos períodos sem que haja escoamento superficial de água. É predominante a presença de formas de leito geradas em regime de fluxo superior, seguidas pelo desenvolvimento de dunas e marcas onduladas geradas em regime de fluxo inferior no topo da sucessão de fácies, devido à desaceleração da corrente nos estágios finais da inundação (SCHERER, 2008) Áreas externas aos canais Segundo Collinson (1996), as áreas externas aos canais podem ser subdivididas em: (1) diques marginais e depósitos de crevasse e (2) planícies de inundação. Os diques marginais são cristas estreitas e contínuas ao longo das margens de canais fluviais, formados pela deposição de sedimentos finos durante as cheias dos canais fluviais.

39 39 Os depósitos de espraiamento de crevasse (crevasse splay) são lobos desenvolvidos pelo extravasamento do canal fluvial durante grandes cheias. Normalmente, são gerados por fluxo de gravidade no declive do dique marginal. Tanto diques marginais quanto depósitos de crevasse ocorrem associados a canais anastomosados e meandrantes, em áreas próximas a canais ativos. As planícies de inundação constituem regiões de baixo relevo, pouco drenadas, com baixa taxa de acumulação, onde predominam sedimentos de granulometria muito fina. É comum o desenvolvimento de subambientes como pântanos e lagos. Ocorrem associadas a canais anastomosados, meandrantes e, raramente, entrelaçados, em áreas distantes de canais ativos Acumulação em sistemas fluviais O principal mecanismo controlador da preservação de sedimentos em contextos continentais é a variação das taxas de criação de espaço de acomodação ao longo do tempo, ou seja, espaço disponível para o potencial acúmulo de sedimentos (SHANLEY & MCCABE, 1994; JERVEY, 1988 apud SCHERER, 2004). O perfil longitudinal de um rio é a expressão de sua declividade, ou gradiente, representados pela relação entre altimetria e comprimento, para diversos pontos, situados entre a nascente e a foz. A acumulação e erosão fluvial em uma área ocorrem em função do comportamento do perfil de equilíbrio, que determina o nível de base estratigráfico em ambientes aluviais, ou seja, uma superfície acima da qual nenhuma partícula atinge repouso e abaixo da qual a acumulação e o soterramento são possíveis (SLOSS, 1962 apud SCHERER, 2004). Pode ser considerado como representante do balanço entre erosão e deposição. A inclinação do perfil de equilíbrio é decorrente da descarga do rio e da carga sedimentar transportada. O processo de acumulação fluvial ocorrerá durante intervalos de subida do perfil de equilíbrio, enquanto os processos de erosão e degradação fluvial estão associados a períodos de rebaixamento do perfil de equilíbrio (Figura 19).

40 40 Figura 19 Criação de espaço de acomodação resultante da subida do perfil de equilíbrio (Modificado de DALRYMPLE et al., 1998 apud SCHERER, 2004) SISTEMAS EÓLICOS Segundo Gianinni et al. (2008), sistemas deposicionais eólicos são domínios fisiográficos de sedimentação em que o vento é o principal agente geológico. O nível de base de erosão é dado pelo nível freático, abaixo do qual se preservam os depósitos (Figura 20). Acima da superfície freática, o terreno encontra-se vulnerável à erosão eólica, que pode ser menos influente de acordo com o aumento da densidade de cobertura vegetal.

41 41 Figura 20 - Apresentação básica do sistema eólico, mostrando o nível freático e as variações de comportamento do sistema a partir dessa superfície (Modificado de KOCUREK & HAVHOLM, 1993). Ambientes desérticos semiáridos a hiper-áridos são caracterizados por esses sistemas deposicionais, onde ocorrem processos de erosão, transporte e deposição por ação dos ventos. Apesar da predominância do vento como agente geológico em desertos, ele também atua em áreas costeiras através de correntes atmosféricas Morfologia A maior feição morfológica das acumulações eólicas denomina-se duna eólica. As dunas são mesoformas de leito onduladas, assimétricas, predominantemente compostas por areia, com característica bimodal, e é constituída por três elementos principais: barlavento, crista e sotavento. O barlavento é a região da acumulação que recebe o vento e caracteriza-se por sua baixa inclinação (entre 5º e 15º), enquanto o sotavento, que corresponde à face oposta, protegida do vento, tem inclinação aproximada de 35º. Esta última também é uma face de avalancha de areia (slipfaces), na qual ocorre a migração. A crista é o topo da duna. A assimetria é caracterizada por uma inclinação maior no sotavento do que no barlavento (GIANINNI et al., 2008). Existem outros tipos de depósitos eólicos, a exemplo dos: lençóis de areia (sand sheets) e dos campos de dunas (dune fields).

42 42 Lençóis de Areia Os lençóis de areia correspondem a áreas cobertas por areias eólicas, nas quais não existem formas com faces de escorregamento bem desenvolvidas (FRYBERGER et al., 1979; KOCUREK & NIELSON,1986 apud SCHERER, 2004). A estrutura mais comum desses depósitos são as estratificações planas, de baixo ângulo, com alternância de granulometria. Kocurek & Nielson (1986 apud GIANINNI et al., 2008), atribuem um ou mais, dentre cinco fatores, capazes de obstruir a formação de dunas, favorecendo a formação dos lençóis de areia: granulação grossa, cimentação superficial, nível elevado do lençol freático, enchentes periódicas e cobertura vegetal. Campos de Dunas De acordo com Gianinni et al. (2008), campos de dunas são grandes massas individuais de areias em movimento, constituídas de dunas eólicas simples, compostas, cavalgantes ou coalescentes, entre as quais podem existir interdunas. Ainda segundo esse autor, pode-se subdividi-las em dunas e interdunas. Segundo Kocurek (1981 apud SCHERER, 2004), as dunas são formas de leito com comprimento de ondas variando entre 3 a 500 metros e altura de 0.1 a 100 metros, enquanto o draa é uma forma de leito muito maior, chegando a comprimentos de onda de metros e altura metros. Isso ocorre porque o draa apresenta dunas superpostas migrando no seu dorso ou na sua face frontal. Existem muitas propostas de classificação e nomenclatura de dunas que levam em consideração, basicamente, a direção dos ventos que as formam e a abundância de areia (Figura 21).

43 43 (A) (B) (C) Figura 21 - Alguns dos tipos básicos de dunas eólicas: (A) Barcana: formadas em regiões secas com baixa disponibilidade de sedimentos, vegetação ausente e se alongam na direção do vento; (B) Barcanóide: se formam como as barcanas, no entanto, a disponibilidade de areia é menor; (C) Transversas: também se formam onde o vento sopra em uma única direção e o suprimento sedimentar deve ser abundante (Modificado de MCKEE, 1979). As interdunas são zonas onde atuam processos eólicos e não-eólicos, predominantemente erosivos e dominantemente deposicionais, respectivamente (MCKEE, 1979, 1983 apud GIANINNI et al., 2008). Essas regiões apresentam diferentes geometrias de acordo com a forma das dunas. As estruturas dos depósitos de interdunas são controladas por características da superfície de interduna. A presença de muitas laminações de marcas onduladas eólicas indica a deposição sobre uma superfície de interduna seca (HERRIES, 1993; MOUNTNEY & HOWELL, 2000 apud SCHERER, 2004). Estruturas de adesão e de bioturbação sugerem que a superfície de interduna encontrava-se encharcada durante a deposição eólica (CRABAUGH & KOUCUREK, 1993; MOUNTNEY & THOMPSON, 2002 apud SCHERER, 2004). A

44 44 presença de depósitos fluviais e lacustres (arenitos maciços, arenitos com estratificações cruzadas e marcas onduladas subaquosas, pelitos maciços ou laminados) indica inundações das regiões de interdunas, definindo um contexto de interdunas úmidas (LANGFORD & CHAN, 1988, 1989; HERRIES, 1993; VEIGA et al., 2002; MOUNTNEY & JAGGER, 2004 apud SCHERER, 2004) Processos Eólicos Os processos envolvidos no sistema deposicional eólico são, basicamente: erosão, transporte e deposição por ação do vento. Erosão A erosão promovida pelo vento é favorecida por um clima árido, onde a ausência de vegetação e baixa umidade do solo colaboram para diminuir a coesividade dos grãos facilitando sua retirada e transporte por esse agente. A principal forma de erosão é a deflação, onde devido à baixa competência do vento, os sedimentos de granulação mais fina (silte e areia) são carreados, promovendo uma seleção dos grãos transportados e deixando um pavimento de grãos mais grossos, constituídos geralmente por grânulos e seixos (lags de deflação). Outra importante forma de erosão é a abrasão eólica. Esse processo se dá pelo desgaste de uma superfície por choques contínuos de partículas carregadas pelo vento (SCHERER, 2004). Transporte O transporte pelo vento se dá de três formas: saltação, suspensão e rolamento. Ao soprar sobre uma superfície, o vento imprime uma pressão de cisalhamento no substrato que, ao chegar a certo valor crítico, faz com que alguns grãos se movam e se choquem a outros. Isso causa o arremesso dos grãos segundo uma trajetória parabólica que, ao caírem, promovem novos choques com outras partículas. Este processo chama-se saltação e pode acarretar o transporte por rolamento, caso os choques ocorram com grãos maiores que não conseguem saltar, ou por suspensão, caso as partículas arremessadas sejam menores que 0,15cm (Figura 22) (SCHERER, 2004).

45 45 Figura 22 - Demonstração dos processos de transporte pelo vento (Modificado de LANCASTER, 2005) Mecanismos de deposição e estruturas associadas A deposição dos sedimentos por ação dos ventos é dada pelos seguintes processos, em escala de marcas onduladas: cavalgamento de marcas onduladas (climbing ripples), queda de grãos (grainfall), fluxo de grãos (grainflow) e carpete de tração (traction carpet). A formação das climbing ripples ocorre em decorrência da suspensão e da saltação, em detrimento dos mecanismos trativos aplainadores, favorecendo a preservação do barlavento e das cristas, facilitando o cavalgamento das marcas onduladas (GIANINNI et al., 2008). A queda de grãos é, basicamente, a deposição de grãos leves por suspensão na frente da duna a cada rajada de vento, enquanto o fluxo de grãos se dá pela concentração de grãos mais pesados por saltação na crista e no flanco do sotavento. Estes processos estão associados e geram com freqüência produtos alternados. O carpete de tração é formado a partir da ação de um vento forte, capaz de manter os grãos em saltação e suspensão, desenvolvendo três fluxos distintos: friccional, na base; colisional; e turbulento diluído, no topo. O surgimento do leito friccional/colisional caracteriza o carpete de tração. Sendo assim, o gradiente de velocidade pode desenvolver uma gradação inversa e o aumento da taxa de suspensão, devido à alta densidade do fluxo, é mantido até que o excesso de grãos promova a dissipação de energia, ocorrendo a deposição (LOWE, 1982; SOHN, 1997 apud GIANINNI et al., 2008).

46 46 A laminação risca de agulha (pin-stripe) é a alternância entre lâminas bem selecionadas de grãos finos (silte e areia muito fina) e grãos de maior granulometria (areia fina a média), e se desenvolve pelo cavalgamento em ângulo subcrítico de pequenas ripples inversamente geradas. Nas depressões e calhas das ripples, os sedimentos de menor granulometria estão mais resguardados de fluxos turbulentos de ar, o que restringiria seu deslocamento. Essa feição é de grande eficiência para diagnóstico da origem eólica da laminação cruzada Preservação de estratos eólicos Segundo Oliveira (2005), os principais fatores de preservação dos estratos eólicos são: (i) subsidência, associada à tectônica, sobrecarga ou compactação mecânica dos sedimentos; (ii) inclusão do volume acumulado na zona saturada, devido a uma subida do nível freático ou, se houver influência marinha, a eustasia; (iii) desenvolvimento de superfícies estabilizadas que impeçam a ação da erosão Sistema eólico associado ao sistema fluvial Quando há associações dos sistemas fluvial e eólico podem se formar ciclos granodecrescentes caracterizados por areias eólicas que gradam para lamitos de origem fluvial. Intercalados com estratos eólicos, podem ocorrer feições sedimentares aquosas, tais como: marcas de ondas, estratos cruzados acanalados, arenitos maciços, níveis pelíticos com gretas de contração e níveis de argilas recurvadas. Estas feições estão associadas a inundações fluviais que retrabalham os depósitos eólicos (SCHERER, 2004).

47 47 CAPÍTULO 4 - FUNDAMENTAÇÃO METODOLÓGICA A metodologia de trabalho envolveu o desenvolvimento de três etapas: pesquisa bibliográfica, aquisição de dados e tratamento de dados PESQUISA BIBLIOGRÁFICA A pesquisa bibliográfica foi necessária durante todo o processo de elaboração desta monografia, com o objetivo de adquirir informações básicas sobre sistemas de leques aluviais, fluviais e eólicos, além de informações específicas sobre a Bacia do Recôncavo e o Membro Boipeba AQUISIÇÃO DE DADOS A aquisição de dados baseou-se na descrição macroscópica de aproximadamente 124 metros de testemunhos de sondagem, provenientes do Campo de Araçás. Esta etapa foi cumprida na Petrobras, sob orientação dos técnicos da Gerência de Sedimentologia e Estratigrafia da Unidade de Operações da Bahia (UO-BA), através de uma análise sedimentológica e estratigráfica das amostras disponibilizadas. A partir dos critérios e padrões ali adotados, foi utilizado o software Anasete (Análise Sequencial de Testemunhos), onde foram observados os seguintes atributos: composição, cor, granulometria, seleção, estruturas sedimentares e avaliações qualitativas dos teores de cimentação e argilosidade TRATAMENTO DE DADOS Os dados gerados na etapa de aquisição foram interpretados e arranjados em termos de associações de fácies e ambiente deposicional, considerando o agrupamento genético das litofácies identificadas. As funções de aquisição e tratamento de dados, até aqui relacionadas, compreenderam cerca de um mês e meio, no período entre fevereiro e março de Posteriormente, ainda nesta fase, foi realizada a redação desta monografia. No Anexo I, os dados descritos estão organizados, segundo o software Anasete, do seguinte modo:

48 48 A 1ª trilha apresenta o perfil de raios-gama (GR), no intervalo testemunhado, em unidades API. Esse perfil informa pontualmente a radioatividade natural total da rocha e auxiliou, principalmente, na caracterização litológica e na avaliação do teor argiloso; A 2ª trilha indica a profundidade do poço ajustada na perfilagem; As 3ª e 4ª trilhas indicam a numeração seqüencial, do topo para a base, dos testemunhos e suas caixas, respectivamente; A 5ª trilha mostra uma representação gráfica da curva granulométrica segundo a escala de sedimentos siliciclásticos. Os símbolos e cores adotados no preenchimento das formas correspondem a padrões do programa; As 6ª e 7ª trilhas correspondem à avaliação visual do teor de cimento e da argilosidade das amostras, respectivamente; A 8ª trilha apresenta as associações de fácies identificadas;

49 49 CAPÍTULO 5 ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA DE TESTEMUNHOS DO MEMBRO BOIPEBA (FORMAÇÃO ALIANÇA) Neste capítulo serão apresentados aspectos descritivos e interpretativos das litofácies e associações de fácies identificadas no intervalo de estudo, referentes à sequência do Membro Boipeba (Formação Aliança), no Campo de Araçás FÁCIES SEDIMENTARES Segundo Pires (1993), o termo litofácies indica um grupo de estratos ou, menos comumente, um único estrato, com litologias, texturas e estruturas sedimentares bem definidas. Ainda segundo esse autor, uma associação de fácies resulta da combinação de uma ou mais fácies num arranjo espacial limitado. Sendo assim, de acordo com a metodologia apresentada no capítulo anterior, foram identificadas 12 litofácies que incluem lamitos, heterolitos, arenitos e conglomerados. A Tabela 1 sumariza essas litofácies, os principais aspectos descritivos e seus respectivos processos deposicionais. Foram adotados os seguintes critérios para nomenclatura das litofácies: as letras maiúsculas iniciais correspondem à litologia e, separadas por hífen, as letras minúsculas, referem-se às principais estruturas internas. Quando acrescida a letra E depois das siglas anteriormente citadas, há indicação de origem eólica dos depósitos.

50 50 Tabela 1 Litofácies, principais características descritivas e processos deposicionais em sedimentos do Membro Boipeba/Formação Aliança. FÁCIES DESCRIÇÃO FREQUÊNCIA (%) PROCESSO SEDIMENTAR AR-ma Arenito vermelho pálido, muito fino a fino, bem selecionado, com fragmentos pelíticos na base, maciço, compacto. 1 Rápida desaceleração do fluxo em condições subaquáticas. AR-xa Arenito cinza amarelado a vermelho pálido, muito fino a grosso, bem selecionado, com estratificação cruzada acanalada, estilolitos, compacto. 14 Migração de dunas subaquáticas com cristas sinuosas (3D) (regime de fluxo inferior). AR-xb Arenito rosa acinzentado a cinza azulado, muito fino a grosso, moderadamente a mal selecionado, com estratificação cruzada de baixo ângulo, cimentação carbonática e fragmentos pelíticos. 27 Migração de formas de leito quase planas (transição entre regime de fluxo inferior e superior). AR-rp Arenito rosa acinzentado, muito fino a fino, bem selecionado, com microestratificação cruzada cavalgante, níveis pelíticos, compacto. 3 Migração de marcas onduladas subaquáticas (regime de fluxo inferior). AR-fd Arenito vermelho pálido a cinza azulado, siltítico a muito fino, bem selecionado, com laminação convoluta e filmes de argila. 3 Deformação plástica por fluidização decorrente de causas variadas (bioturbação, escape de água). AR-ic Arenito rosa pálido a cinza esverdeado, fino, com intraclastos pelíticos milimétricos, cimentado, compacto. 2 Erosão do substrato (leito e depósitos anteriores). AC-ma Arenito Conglomerático cinza esverdeado, médio a muito grosso, mal selecionado, maciço. 3 Rápida desaceleração de fluxo de gravidade.

51 51 Tabela 1 Continuação. FÁCIES DESCRIÇÃO FREQUÊNCIA (%) PROCESSO SEDIMENTAR AC-xa Arenito Conglomerático cinza azulado, grosso a muito grosso, com estratificação cruzada acanalada, estilolitos, compacto. 3 Migração de barras arenosas com crista sinuosa (3D). HR-pp Heterolito marrom avermelhado a vermelho claro, constituído por fina laminação (mm a cm) de arenito muito fino/silte intercalado a níveis pelíticos, com estratificação plano-paralela e laminação cruzada cavalgante, frequentemente deformadas por bioturbação e estruturas de carga, compacto. 18 Deposição de sedimentos finos e arenosos por correntes fracas com tração e suspensão associadas (regime de fluxo inferior). LM Lamito, marrom avermelhado, com bioturbação, concreções calcíferas dispersas, localmente com slickensides e slickenlines, duro a moderadamente fraturado. 13 Assentamento gravitacional de partículas em suspensão. CG-ma Conglomerado marrom pálido, com arcabouço composto por grânulos e seixos subarredondados a subangulosos de rochas metassedimentares e plutônicas, envoltos por matriz de areia grossa, maciço, compacto. 7 Fluxo de gravidade. AR-xb E Arenito cinza azulado claro, fino, bem selecionado, com estratificação cruzada de baixo ângulo, compacto. 6 Migração de formas de leito eólicas quase planas.

52 ASSOCIAÇÃO DE FÁCIES Segundo Pires (1993), uma associação de fácies resulta da combinação de uma ou mais fácies num arranjo espacial limitado. No testemunho estudado, as doze litofácies foram agrupadas em cinco associações de fácies, assim relacionadas: lacustres (L); flúvio-lacustres (FL); fluvial efêmero (Fe), lençóis de areia eólicos (LaE); e leques aluviais (LA) Associação de fácies lacustres (L) A associação de fácies lacustres ocorre principalmente na base, e no topo do intervalo amostrado pelo testemunho, representando cerca de 12% do total das associações de fácies. Constitui-se unicamente por lamitos (LM) (Fotos 1 e 2), de cor marrom avermelhada, localmente maciço e duro, frequentemente com intensa bioturbação, além de concreções calcíferas dispersas. Apresenta slickensides e slickenlines, principalmente na parte superior do intervalo onde se mostra moderadamente fraturado. Ocorrem em pacotes de 0,2 a 3,5m, geralmente relacionados às associações de fácies flúvio-lacustre e fluvial efêmero. Foto 1 Litofácies LM, lamito duro com bioturbação. Foto 2 Litofácies LM, lamito moderadamente fraturado apresentando slickensides.

53 53 Interpretação Os sedimentos pelíticos desta associação de fácies têm sua gênese associada ao assentamento gravitacional de partículas em suspensão. O aspecto homogêneo e a ausência de estruturas de fluxo são característicos de um ambiente lacustre. A coloração avermelhada é indicativa de um meio oxidante, podendo estar relacionado a um ambiente lacustre raso. A intensidade de bioturbações valida esta interpretação. Devido à íntima relação com as associações de fácies fluvial efêmero e flúvio-lacustre, a formação destes depósitos pode estar relacionada à estagnação do fluxo na porção distal de sistemas fluviais efêmeros. As estruturas slickensides e slickenlines denotam feições associadas à tectônica rúptil, proto-rifte e/ou sin-rifte, por processos de catáclase com intensa fricção e deslizamento dos minerais siliciclásticos Associação de fácies de flúvio-lacustres (FL) Esta associação de fácies representa cerca de 28% do intervalo estudado e, agrupa as litofácies: HR-pp, AR-xb, AR-rp, AR-fd, AR-xa e LM. Seus depósitos geralmente encontramse intercalados a associação de fácies fluvial efêmero e lacustre, constituindo um elemento transicional. A litofácies HR-pp ocorre com maior frequência (em torno de 64%). Apresenta cor marrom avermelhada sendo composta por laminações (mm a cm) de arenito muito fino com pelitos, formando estratificação plano-paralela e laminação cruzada cavalgante, frequentemente deformadas por bioturbação, concreções calcíferas e estruturas de carga (Fotos 3 A e B). As camadas mais expressivas se situam na base do intervalo, com espessura máxima de aproximadamente 9,4m. Camadas delgadas com cerca de 0,5m ocorrem na porção mediana do intervalo. Os arenitos ocorrem predominantemente com granulação muito fina a fina e são bastante argilosos, de cor vermelho pálido a cinza azulado. Suas estruturas internas correspondem a estratificações cruzadas de baixo ângulo (AR-xb, 19%) (Foto 4), microestratificações cavalgantes (AR-rp, 8%) (Foto 5), estratificações cruzadas acanaladas (AR-xa, 3%) e fluidização (AR-fd, 3%) (Fotos 6 A e B). Estes arenitos estão intercalados aos estratos heterolíticos, com espessuras que variam entre 0,2 a 4,8m. Também foram identificados lamitos (LM, 3%) em raros intervalos com espessura máxima de 0,9m, apresentando intensa bioturbação.

54 54 Na sucessão estratigráfica há uma tendência geral de aumento da fração granulométrica; da base para o topo, constituindo ciclos pouco definidos de granocrescência, interrompidos por camadas delgadas de lamitos. A B Foto 3 Heterolitos (litofácies HR-pp) com estratificação plano-paralela, deformada por estruturas de carga de carga e bioturbação (A); e concreção calcífera (B). Foto 4 Arenito exibindo estratificação cruzada de baixo ângulo (AR-xb). Foto 5 Arenito bastante argiloso com laminação cruzada cavalgante (litofácies AR-rp).

55 55 A B Foto 6 Arenito exibindo deformação plástica devido ao escape d água (litofácies AR-fd): (A) Laminação convoluta; e (B) fluidização. Interpretação A associação de fácies flúvio-lacustres marca a transição entre as litofácies pelíticas com influência lacustre e as litofácies essencialmente arenosas relacionadas a sistemas aluviais. Os depósitos heterolíticos revelam uma dinâmica de deposição de sedimentos finos e arenosos por correntes de baixa energia com tração e suspensão associadas (regime de fluxo inferior). A deposição dos constituintes pelíticos está associada a momentos em que predomina o assentamento gravitacional de carga fina em suspensão, ao passo que a perturbação provocada por correntes fluviais de baixa energia, terminais, é responsável pela deposição de arenitos muito finos, comumente formando laminação cruzada cavalgante (climbing ripples). A alternância destes processos configura a interlaminação característica nesses depósitos. Quando ocorre a deposição de maior volume de sedimentos arenosos, a sobrecarga sedimentar promove instabilidade, escape d água e deformações plásticas nas estruturas primárias tendo como resultado a fluidização dos sedimentos. Os depósitos arenosos são interpretados como provenientes de sistemas fluviais distais, caracterizados principalmente por arenitos com estratificação cruzada de baixo

56 56 ângulo, indicativa de fluxos de transporte de sedimentos em condições de maior energia (regime de fluxo superior). A ocorrência deste tipo de depósito estaria associada a rápidas e vigorosas correntes decorrentes de cheias e fluxos fluviais efêmeros (MIALL, 1996 apud Oliveira, 2005). Os arenitos com estratificação cruzada acanalada, que sucedem os primeiros, representam a migração de formas de leito de cristas sinuosa relacionadas a períodos de menor energia Associação de fácies fluvial efêmero (Fe) Esta associação compreende as fácies: AR-xb, AR-xa, AR-ma, AR-ic, AR-rp, AR-fd, AC-ma e CG-ma. Esses depósitos representam cerca de 45% das rochas sedimentares observadas. Os arenitos desta sequência apresentam, em geral, cor cinza esverdeado/azulado, granulometria bastante variada, predominando entre fino e muito fino, com ciclos esporádicos granodecrescentes ascendentes, geralmente variando entre médio e muito grosso, dados principalmente por aqueles que apresentam estratificação cruzada acanalada e de baixo ângulo, além dos arenitos conglomeráticos. A litofácies mais ocorrente é a AR-xb (Fotos 7 A e B) em pacotes que chegam a 4m, representando 48% das litofácies catalogadas. Comumente está relacionada aos arenitos com estratificação cruzada acanalada (AR-xa) (Foto 8), com os quais mostra intercalações. Este último perfaz cerca de 29% dos depósitos, sendo o segundo mais ocorrente. Os conglomerados (CG-ma) e arenitos conglomeráticos (AC-ma) (Fotos 9 A e B) compreendem cerca de 13%. Sua espessura atinge, no máximo, 0,7m e mostra intercalações com os arenitos com estratificação de baixo ângulo e cruzada acanalada nos únicos intervalos em que se apresentam. As demais litofácies AR-ma, AR-ic (Foto 10), AR-rp, AR-fd, que complementam este agrupamento, ocorrem intercalados aos arenitos de maior expressão em camadas bastante delgadas, e juntos representam 10%.

57 57 A B Foto 7 Arenitos (AR-xb) exibindo estratificação cruzada de baixo ângulo ressaltada pela presença de óleo: (A) Estratificação ressaltada por óleo; (B) estilolito. A B Foto 8 Arenitos (AR-xa) exibindo estratificação cruzada acanalada. (A) Estratificação ressaltada por óleo; (B) fragmentos lenhosos.

58 58 A B Foto 9 (A) Conglomerado maciço, litofácies CG-ma e (B) arenito conglomerático maciço, litofácies AC-ma. Foto 10 Arenito com intraclastos pelíticos, litofácies AR-ic.

59 59 Interpretação Segundo Picard & High (1973 apud OLIVEIRA, 2005), correntes fluviais efêmeras têm origem associada a rápidas chuvas torrenciais e se notabilizam pela alternância de breves períodos de atividade plena com prolongados intervalos áridos que provocam o esgotamento do fluxo superficial. Esses sistemas tendem a ter uma disponibilidade sedimentar alta e grande poder de transporte sedimentar. Os fluxos fluviais efêmeros se caracterizam predominantemente por: estratos cruzados de baixo ângulo, evidenciando rápidas flutuações na velocidade do fluxo; elevada concentração de sedimentos, devido a fluxos hiperconcentrados; altas taxas de deposição e dissipação do fluxo, a exemplo dos perfis granulométricos fining-upward, que indicam mudanças bruscas na energia do fluxo; aridização, dada por estruturas geradas pela exposição subaérea e acumulações eólicas. Quando alternado a depósitos eólicos, admite-se que os eventos fluviais tinham natureza episódica (OLIVEIRA, 2005). A estratificação de baixo ângulo (litofácies AR-xb), predominante nessa associação de fácies, sugere migração de dunas subaquosas com relevo muito baixo, desenvolvendo agradação vertical rápida devido a fluxos pobremente canalizados e de curta duração. A granodecrescência ascendente; verificada nesses pacotes; seria resposta às rápidas quedas na velocidade do fluxo e capacidade de transporte. As estratificações cruzadas acanaladas (ARxa) indicam que o fluxo ocorreu em condições mais profundas ou eram menos enérgicos e menos concentrados do que aqueles que originaram os estratos de baixo ângulo. Os arenitos maciços (AR-ma) são originários da rápida desaceleração de um fluxo subaquoso hiperconcentrado e turbulento ou devido à instabilidade gravitacional. Os arenitos com laminações convolutas (AR-fd) têm sua origem relacionada a processos de fluidização, onde sedimentos recém assentados não suportam a sobrecarga e expulsam a água aprisionada. Os arenitos com microestratificações cavalgantes (AR-rp) possivelmente correspondem a fases de diminuição da energia das cheias, em estágios terminais dos fluxos fluviais. Essas feições são indicativas da efemeridade e das flutuações da descarga fluvial em zonas áridas e semi-áridas (CROKE et al., 1998 apud OLIVEIRA, 2005). Os níveis conglomeráticos (AC-ma, CG-ma e AR-ic) podem ser relacionados a materiais transportados nos fundos dos canais por correntes concentradas e de alta energia, em pulsos turbulentos. A ocorrência de estratos conglomeráticos também pode ter relação com a intensidade das torrentes episódicas, que mobilizaria sedimentos grossos, ou associada à interação desta assembléia de fácies com elementos distais da associação de fácies de leques

60 60 aluviais. No caso da litofácies AR-ic, os intraclastos seriam resultado de um processo erosivo do substrato do leito e dos depósitos anteriores, acumulados por fluxos terminais Associação de lençóis de areia eólicos (LaE) Os sedimentos da associação de fácies lençóis de areia eólicos correspondem, aproximadamente, a 7% dos depósitos do intervalo estudado, sendo composta essencialmente pelos arenitos da litofácies AR-xb E (Foto 11 A e B). Estes arenitos apresentam-se cinza azulados, de granulometria fina, bem selecionados, dispostos em pacotes com estratificação cruzada de baixo ângulo, cuja espessura varia entre 2 e 3m. Geralmente encontram-se intercalados a associação de fácies fluvial efêmero. Foi identificada cimentação carbonática e presença frequente de estilolitos. A B Foto 11 Arenitos exibindo estratificação cruzada de baixo ângulo (litofácies AR-xb E). (A) Estratificação ressaltada por óleo; (B) estilolito.

61 61 Interpretação Esta litofácies foi identificada segundo os critérios básicos utilizados no diagnóstico de depósitos eólicos, tais como: boa seleção, bimodalidade, arredondamento, ausência de intraclastos. Além disso, a estratificação cruzada de baixo ângulo, característica de lençóis de areia eólicos, corroborou para a definição desta litofácies. Segundo Oliveira (2005), essa estrutura é derivada da migração e cavalgamento de marcas onduladas transladantes e pelo mecanismo de saltação e rastejamento de grãos sobre uma superfície deposicional plana ou quase plana. Pelas características citadas acima, a origem destes depósitos pode ser associada ao ambiente de lençóis de areia eólicos, estabelecido durante prolongados estágios de exposição dos sedimentos em períodos de maior aridez. Os estilolitos representam estruturas de dissolução, pós-litificação, devido à compactação diferencial durante o soterramento profundo na mesodiagênese. Os minerais de comportamento mais plástico como argila e plagioclásio são dissolvidos pelo mecanismo de dissolução por pressão, deixando material menos solúvel in situ Associação de fácies de leques aluviais (LA) Os depósitos da associação de fácies de leques aluviais ocorrem na porção mediana do intervalo e são constituídos pelas seguintes litofácies: CG-ma, AC-xa e AC-ma. Predominam intercalações entre conglomerados (CG-ma) e arenitos conglomeráticos (AC-xa). Os conglomerados maciços (litofácies CG-ma, 75%) (Foto 12) correspondem a litofácies mais expressiva desta associação e caracterizam-se pela coloração marrom pálida. O arcabouço é composto por grânulos e seixos subarredondados a subangulosos de rochas metassedimentares e plutônicas do embasamento, envoltos por matriz de areia grossa. São conglomerados clasto-sustentados, dispostos em pacotes de espessura variando entre 0,2 a 1,5 metros que apresentam sucessivos ciclos de granodecrescência ascendente (Foto 13). A litofácies AC-xa que corresponde a 21% deste agrupamento é representada por arenitos conglomeráticos cinza azulados, com grânulos dispersos em numa matriz de areia média a grossa, formando estratificação cruzada acanalada. Ocorrem em pacotes pouco espessos de 0,4 a 1,0 metros, que geralmente apresentam gradação normal.

62 62 Os arenitos conglomeráticos maciços (litofácies AC-ma, 4%) ocorrem em pacotes delgados com aproximadamente 0,4 metros, intercalados ás demais litofácies. Possui características semelhantes a litofácies AC-xa, diferindo apenas por seu aspecto maciço. Foto 12 Conglomerado clasto-sustentado, maciço (CG-ma).

63 63 Foto 13 Conglomerado com feição centimétrica de granodecrescência ascendente, seguida no topo por uma base erosiva marcando o início de um novo ciclo. Interpretação Segundo Assine (2008), leques aluviais gravitacionais subaéreos são depositados no sopé da escarpa de falha com canal alimentador localizado no bloco alto. Podem ser classificados em fluxos de detritos ou fluxos fluidificados, como foi explicado no Capitulo 3 (item 3.1.2). Nos fluxos fluidificados ocorre a formação de conglomerados clasto-sustentados com gradação normal, cujo topo pode ocorrer arenitos estratificados depositados por correntes de dissipação do fluxo. Esse tipo de fluxo explica melhor a sequência descrita, visto que as fácies observadas têm a mesma tendência e seriam resultantes do desconfinamento brusco do fluxo quando este atinge uma planície localizada no bloco baixo da falha. Nas partes mais proximais são depositadas as frações cascalhosas e nas porções distais, as frações mais arenosas por dissipações do fluxo. Nos canais alimentadores e distributários desses fluxos de gravidade; formam-se barras de cascalho que podem ser a origem da fácies CG-ma. Quando predomina a fração areia no suprimento sedimentar, a migração de barras arenosas pode ser representada em estratificações cruzadas acanaladas (AC-xa).

64 64 A amalgamação de sucessivos episódios de fluxos de gravidade origina depósitos intercalados de conglomerados e arenitos. Visto estas características, é possível inferir que este intervalo corresponderia às porções intermediárias de um leque aluvial, conforme representado na Figura 23. Figura 23 - Visão em planta e perfil longitudinal idealizado de um sistema de leque aluvial com a distribuição granulométrica em função da distância com a área fonte (Modificado de GALLOWAY & HOBDAY, 1983 apud BATEZZELI et al., 2007 ). Detalhe no perfil indica a possível situação em que ocorreria a associação de fácies descrita.