UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA

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1 UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA IASMINE MACIEL SILVA SOUZA ASSOCIAÇÕES DE FÁCIES E EVOLUÇÃO ESTRATIGRÁFICA DE UMA SEÇÃO DELTAICA DA FORMAÇÃO POJUCA, MEMBRO SANTIAGO, CAMPO DE MIRANGA, BACIA DO RECÔNCAVO, BAHIA, BRASIL. Salvador 2014

2 IASMINE MACIEL SILVA SOUZA ASSOCIAÇÕES DE FÁCIES E EVOLUÇÃO ESTRATIGRÁFICA DE UMA SEÇÃO DELTAICA DA FORMAÇÃO POJUCA, MEMBRO SANTIAGO, CAMPO DE MIRANGA, BACIA DO RECÔNCAVO, BAHIA, BRASIL. Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia. Orientadora: Profª. Olivia Maria Cordeiro de Oliveira (IGEO) Co-orientador: Geólogo Paulo da Silva Milhomem (PETROBRAS) Salvador 2014

3 TERMO DE APROVAÇÃO IASMINE MACIEL SILVA SOUZA ASSOCIAÇÕES DE FÁCIES E EVOLUÇÃO ESTRATIGRÁFICA DE UMA SEÇÃO DELTAICA DA FORMAÇÃO POJUCA, MEMBRO SANTIAGO, CAMPO DE MIRANGA, BACIA DO RECÔNCAVO, BAHIA, BRASIL. Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora: 1º Examinador- Dr a.olívia Maria Cordeiro de Oliveira IGEO-UFBA 2º Examinador - Geológo Cícero da Paixão Pereira ANP-UFBA 3º Examinador - MSc. Rodrigo Waldemar de Freitas Petrobras Salvador, 7 de fevereiro de 2014

4 AGRADECIMENTOS Agradeço, a Deus pelas oportunidades oferecidas, conquistas e também pelos obstáculos que me foram impostos e me fizeram amadurecer e supera-los. Agradeço aos meus queridos pais José e Maria pelo incentivo a lutar pelas minhas escolhas e também pelo carinho e dedicação. Agradeço aos meus irmãos Iana e Rodrigo por sempre estarem comigo, me ajudando e me dando força nas minhas conquistas. Agradeço a todos da minha família, tios, tias, primos e primas. Em especial a minha tia Zuleide e minhas primas Vanessa e Maria Clara por fazerem parte desta conquista. Agradeço aos meus colegas e muitos destes agora amigos como Kívia, Lore, Deize, Vanderlúcia, Aninha, Leticia, Luis, Iarinha, Ricardo, Naldo Thor, Adriana e Pedro por fazerem parte dessa caminhada de conhecimento e descobertas. Agradeço também a todos os meus professores em especial a Ângela e Olívia. Agradeço especiamente ao Géologo Paulo Milhomem pela disposição e dedicação em me orientar durante toda a elaboração dessa monografia. Agradeço a todos da Petrobras, principalmente ao pessoal da Exploração do laboratório de Sedimentologia e Estratigrafia, são eles Judeny, Alessandra, Val, Soninha, Claudineuza, Miriam, Nelma, Lucinha, Rodrigo, Flávio, Carlson, Edson Medeiros, Edson Cosme, Nivaldo Tiago, Adilson e ao gerente do setor de Sedimentologia e Estratigrafia, Márcio.

5 A mente que se abre a uma nova ideia jamais voltará ao seu tamanho original (Albert Einstein)

6 RESUMO Nesta monografia discutem-se as fácies, associações de fácies e o contexto paleoambiental e estratigráfico de uma seção deltaica amostrada por testemunhos, no Campo de Miranga, compartimento central da Bacia do Recôncavo. A Bacia do Recôncavo situa-se no estado da Bahia, nordeste do Brasil, constituindo a porção meriodional de um sistema de riftes intracontinentais, denominado Recôncavo- Tucano-Jatobá. Sua evolução relaciona-se aos esforços distensionais que resultaram na abertura do Oceano Atlântico, durante o Eocretáceo, tendo sido preservada como um ramo abortado durante este processo, na margem Leste do Brasil. A arquietura da bacia é a de um meio-graben orientado na direção NE-SW e preenchido, entre o Berriasiano e o Aptiano, por sedimentos lacustres, deltaicos e fluviais, configurando uma tendência progressiva de assoreamento relacionada à atenuação da atividade tectônica, a partir de uma fase lacustre inicial, com maiores taxas de subsidência. A seção analisada ilustra uma etapa intermediária deste processo, quando se desenvolveram registros cíclicos caracterizados por progradações deltaicas e transgressões lacustres, em uma fase de relativa quiescência tectônica. Estes registros compõem a Formação Pojuca e o principal episódio progradacional desta unidade constitui o Membro Santiago, objeto deste trabalho. O estudo compreendeu a análise de 100,65 metros de testemunhos de dois poços situados na porção leste do Campo de Miranga. Foram identificadas vinte e três fácies, agrupadas em cinco associações de fácies relacionadas aos subambientes lacustre, de prodelta, frente deltaica distal, frente deltaica proximal e planície deltaica. Os depósitos deltaicos foram relacionados a um trato de sistemas de lago baixo de terceira ordem. Com base na correlação de perfis elétricos e na sucessão de fácies observada, foram ainda identificados três ciclos menores, de quarta ordem, com variações laterais relacionadas a processos autocíclicos. Palavras-chave: Recôncavo, Membro Santiago, Deltas, Associações de fácies.

7 ABSTRACT This study focuses on the analysis of facies, facies associations, paleoenvironment of deposition and stratigraphic evolution of a deltaic-lacustrine section by means of cores drilled in the Miranga oil field, central Reconcavo Basin. The Reconcavo Basin is located in the state of Bahia, northeastern Brazil, representing the southernmost portion of the Reconcavo-Tucano-Jatoba intracontinental rift system. Its evolution is related to the extensional processes which led to the opening of the Atlantic Ocean, in the Early Cretaceous. The rift system represents an aborted branch of this rifting process. The basin has a half-graben geometry, with NE-SW trending structural blocks. It was filled from Berriasian to Aptian times by lacustrine, deltaic and fluvial sediments. The sedimentary record reveals a shallowing and coarsening upward trend due to the progressive decrease in tectonic activity, from an initial deep lake stage, with high rates of subsidence. The studied section relates to an intermediate step of the basin evolution, when deltaic progradations and lacustrine transgressions defined a cyclic sedimentation pattern, in a period of relatively low rates of subsidence. These cycles characterize the Pojuca Formation and the main progradational episode of this unit is the Santiago Member, subject of this review. Sedimentological analyses comprised nearly a hundred meters of cored intervals from two wells drilled in the eastern part of the Miranga oil field. Twenty three lithofacies were identified and grouped into five facies associations related to the following paleoenvironments: lake, prodelta, distal delta front, proximal delta front and deltaic plain. The deltaic deposits are considered to represent a third order lake lowstand system tract. On the basis of log correlation and facies associations, three minor fourth order cycles were also recognized, with lateral variations related to autocyclic processes. Keywords: Recôncavo Basin, Santiago Member, Deltas, Facies associations.

8 LISTA DE FIGURAS Figura 1.1: Localização do sistema de riftes intracontinentais Recôncavo-Tucano- Jatobá. Fonte: Dias Filho (2002, apud Oliveira 2005) Figura 1.2: Mapa de localização do Campo de Miranga. Fonte: Petrobras Figura 2.1: Limites e arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo, mapeado ao nível da seção pré-rifte. Fonte: Milhomem et al. (2003) Figura 2.2: Seção esquemática NW-SE na Bacia do Recôncavo, ilustrando a morfologia de meio-graben, com bordas flexural, a oeste, e falhada, a leste, e mergulho preferencial das camadas para sudeste. Fonte: Milhomem et. al. (2003). 22 Figura 2.3: Carta Estratigráfica da Bacia do Recôncavo, destacando o intervalo de estudo. Modificado de Silva et al.(2007) Figura 2.4: Paleogeografia pré-rifte da Bacia do Recôncavo (Medeiros e Ponte, 1981 apud Magnavita et al., 2005) Figura 2.5: Paleoambiente deposicional da Rifte da Bacia do Recôncavo durante a deposição da Formação Taquipe (Modificado de Figueiredo et al., 1994 apud Magnavita, 2005) Figura Paleogeografia da fase Rifte da Bacia do Recôncavo, (Modificado de Medeiros & Ponte, 1981 apud Magnavita, 2005) Figura 2.7- Sequência vertical da Formação Pojuca e o Membro Santiago Superior Figura 3.1: Seção esquemática de um delta tipo Gilbert; (A) Seção regional; (B) Sequência vertical de fácies, como produto da progradação deltaica. Fonte: (modificada de Elliot, 1986) Figura 3.2: Diagrama ternário dos tipos de deltas, baseado no processo atuante na frente deltaica (Galloway, 1975) Figura 3.3: Estratificação cruzada acanalada produzida por formas de leito tridimensionais. Fonte: Della Fávera (2001) Figura 3.5: Climbing ripples. Fonte: Della Fávera (2001) Figura 3.4:Estruturas wavy, flaser e linsen. Cor preta e branca representando lama e areia. Fonte: Reineck & Singh (1980) Figura 4.1: Mapa paleoambiental do Membro Santiago Superior no Campo de Miranga

9 Figura 4.2 Fotos 1 e 2 - Pelitos lacustres laminados (Fácies FL-la); Foto 3 Lamito maciço (Fácies LM-ma) Figura 4.3 Foto 4 :Interacamadado de siltito/arenito muito fino, síltico, com lamito maciço (Fácies SL/LM-ma). São observadas estruturas de carga e lentes siltoarenosas; Fotos 5 e 6 - Interacamadado de arenito muito fino, com microestratificações cruzadas, e lamito maciço (Fácies ARf-rp/LM-ma). Deformações relacionadas à sobrecarga, escape de fluidos e bioturbação são comuns nesta fácies (foto 5); Foto 7 interacamadado de arenito muito fino e lamito maciço, bioturbado, comumente fossilífero, com marcas de raízes (área delimitada em vermelho) Fácies ARf-fo/LM-ma Figura 4.4 Arenito muito fino com microestratificação cruzada acanalada (foto 8) e/ou microestratficação cruzada cavalgante (foto 9), localmente bioturbado (foto 10) Fácies ARf-rp Figura 4.5- Foto 11 Arenito muito fino com estratos subparalelos (Fácies ARf-pp); Fotos 12 e 13 - Arenito fino com estratificação cruzada acanalada (Fácies ARF-xa); Foto 14 Arenito fino com estratificação cruzada indistinta dada pelo discreto truncamento de estratos inclinados, subparalelos (ARF-xi) Figura Foto 15 Arenito muito fino com laminação convoluta (Fácies ARf-lc); Foto 16 Arenito fino com estrutura de escorregamento (Fácies ARF-sl) Figura 4.7- Foto 17 Arenito muito fino, deformado por escape de fluidos (Fácies ARf-fd); Fotos 18 e 19 Arenito fino, maciço, localmente com clastos de argila (Fácies ARF-ma) Figura 4.8 Conglomerado intraformacional com fragmentos de pelitos e carbonatos não alinhados (foto 20) e alinhados (foto 21) Fácies CG-if Figura 4.9 Calcarenito ostracodal maciço (foto 22) e laminado (23). Neste último caso observam-se intercalações entre níveis enriquecidos em carapaças articuladas de ostracodes e níveis lamosos (Fácies CRE-ost) Figura 4.10 Modelo esquemático para a distribuição das principais litofácies identificadas nos poços A e B, em relação aos diferentes subambientes de um sistema deltaico (modificado de Silva, 2013) Figura 5.1 Modelo idealizado de uma sequência tectônica, conforme Guzzo (1997). Neste modelo, períodos com baixas taxas de subsidência favoreceriam a progradação de sistemas proximais. Com o aumento da subsidência, ocorreria o recuo destes sistemas (modificado de Guzzo, op. cit.)

10 Figura 5.2 Modelo idealizado por Santos (2005) para as sequências deposicionais do Andar Buracica da Bacia do Recôncavo. São indicadas as posições relativas de tratos de sistema e das principais superfícies estratigráficas em relação a curvas de balanço hídrico e nível do lago (modificado de Santos, op. cit.) Figura 5.3 Correlação do Membro Santiago entre os poços A e B, tendo por base feições de perfis elétricos (Raios Gama e Potencial Espontâneo), bem como os resultados da análise sequencial de testemunhos coletados em ambos os poços. LS= Limite de Sequência de 3º ordem, ST= Superfície Transgressiva de terceira ordem (vide comentários no texto)

11 Lista de Tabelas Tabela 1: Correlação de Dados Litológicos e dos Sistemas Deposicionais da Bacia do Recôncavo (modificado de Silva, 2013) Tabela 2 Fácies, associações de fácies e ambiente deposicional interpretado por Horschutz et. al. (1972) para arenitos deltaicos da Fm Pojuca, Bacia do Recôncavo Tabela 3 - Fácies, associações de fácies e ambiente deposicional interpretado por Mato (1984) para arenitos deltaicos do Membro Santiago no Campo de Miranga, Bacia do Recôncavo Tabela 4 Fácies, associações de fácies e ambiente deposicional interpretado por Matte (1998) para arenitos deltaicos do Membro Santiago no Campo de Miranga, Bacia do Recôncavo Tabela 5: Convenções utilizadas para Litologia, Granulometria e Estruturas Sedimentares Tabela 6 Sumário com as principais características das litofácies descritas neste trabalho Tabela 7 Relação entre as litofácies definidas neste trabalho e aquelas propostas em Horschutz (1972), Mato (1984) e Matte (1998) Tabela 8 Associações de fácies reconhecidas neste trabalho e sua relação com os diferentes subambientes de um sistema deltaico

12 SUMÁRIO CAPÍTULO 1- INTRODUÇÃO Objetivos Justificativas Metodologia Pesquisa bibliográfica Aquisição de dados Tratamento de dados CAPÍTULO 2- GEOLOGIA REGIONAL Bacia do Recôncavo Embasamento da Bacia e Arcabouço Estrutural Evolução Tectonossedimentar A Formação Pojuca e o Membro Santiago CAPÍTULO 3- FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA Sistema deposicional deltaico Breve Histórico Morfologia e processos atuantes na formação de deltas Classificação de deltas Subambientes do complexo deltaico Algumas estruturas deposicionais Estruturas físicas primárias... 39

13 Estruturas físicas secundárias Estruturas biogênicas CAPÍTULO 4 - ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA E INTERPRETAÇÃO PALEOAMBIENTAL DE TESTEMUNHOS DO MEMBRO SANTIAGO, FORMAÇÃO POJUCA Trabalhos anteriores Fácies sedimentares Pelitos e Lamitos Litotipos Interacamadados Arenitos com laminação plano-paralela Arenitos com estratificação cruzada Arenitos deformados Arenitos maciços Conglomerado intraformacional Fácies enriquecidas em ostracodes Associações de Fácies CAPITULO 5 : CONTROLES ESTRATIGRÁFICOS NA DEPOSIÇÃO DO MEMBRO SANTIAGO - CLIMA X TECTÔNICA CAPÍTULO 6 CONCLUSÕES...73 REFERÊNCIAS...75

14 ANEXO ANÁLISE SEQUENCIAL DE TESTEMUNHOS (ANASETE) DOS POÇOS A E B - CAMPO DE MIRANGA BACIA DO RECÔNCAVO

15 15 CAPÍTULO 1- INTRODUÇÃO A presente monografia tem como escopo a análise faciológica e a interpretação paleoambiental de uma seção deltaica de idade hauteriviana, relacionada ao estágio rifte da Bacia do Recôncavo, localizada no estado da Bahia, nordeste do Brasil, na porção mais meridional do Sistema de Riftes Recôncavo- Tucano-Jatobá (Figura 1.1). Para tanto, foram selecionados testemunhos do Membro Santiago da Formação Pojuca, coletados em dois poços perfurados no campo de Miranga, situado no compartimento central dessa bacia, cerca de 80 km a nordeste da cidade de Salvador (Figura 1.2). Figura 1.1: Localização do sistema de riftes intracontinentais Recôncavo-Tucano-Jatobá. Fonte: Dias Filho (2002, apud Oliveira 2005).

16 16 Figura 1.2: Mapa de localização do Campo de Miranga. Fonte: Petrobras. O Campo de Miranga foi descoberto em junho de 1965, estando relacionado a um dos principais depocentros da Bacia do Recôncavo, denominado Baixo de Miranga (Figura 1.2). É importante produtor de óleo e gás, sendo o Membro Santiago um de seus principais reservatórios. A seção analisada abrange sete testemunhos coletados nos poços aqui designados A e B, perfurados na porção leste do campo, nos anos de 1972 e 1969, respectivamente. Em cada poço, a testemunhagem foi contínua, totalizando 100,65m de seção amostrada Objetivos O trabalho desenvolvido para esta monografia teve como objetivo geral a identificação de fácies, associações de fácies e subambientes deposicionais em testemunhos de uma seção deltaica-lacustre relacionada ao Membro Santiago (Formação Pojuca, Bacia do Recôncavo), no Campo de Miranga, buscando definir os parâmetros que controlaram sua deposição.

17 17 Objetivos específicos compreenderam: i) Identificação de litologias, estruturas e texturas sedimentares; ii) Identificação das associações faciológicas; iii) Interpretação dos subambientes deposicionais; iv) Definição de superfícies-chave para a interpretação estratigráfica; v) Interpretação de padrões de empilhamento; vi) Correlação rocha-perfil; vii) Caracterização dos padrões deposicionais de um ciclo deltaico viii) Discussão dos fatores que controlaram a deposição do Membro Santiago Justificativas O estudo de associações de fácies e de sua sucessão segundo um arcabouço estratigráfico bem definido são fundamentais para a caracterização dos processos que controlam a distribuição de rochas reservatório de petróleo. A integração de dados de rocha e sua correlação em perfis geofísicos constituem elementos essenciais de um projeto exploratório. Desta forma, esta monografia contribuirá com informações acerca das características de um reservatório da Formação Pojuca, mais precisamente do Membro Santiago, no Campo de Miranga Metodologia A metodologia de trabalho adotada compreendeu três conjuntos de atividades, que consistem na pesquisa bibliográfica, aquisição de dados e tratamento de dados Pesquisa bibliográfica Etapa importante desenvolveu-se não apenas no início das atividades, mas ao longo de todo o trabalho. Foram consultados artigos, capítulos de livros, monografias de graduação e dissertações de mestrado a respeito da caracterização de sistemas deltaicos e da evolução estratigráfica da Bacia do Recôncavo, dando ênfase ao Membro Santiago da Formação Pojuca.

18 Aquisição de dados A aquisição de dados foi realizada em dependências da Petrobras, na Gerência de Sedimentologia e Estratigrafia da Unidade de Operações da Bahia (UO- BA). Os testemunhos selecionados haviam sido descritos nas décadas de 1980 e 1990, respectivamente por Mato (1984), no caso do Poço A, e Matte (1998), para o Poço B. Tais descrições foram revistas com o objetivo de uniformizar fácies e interpretação paleoambiental. Para a descrição macroscópica dos testemunhos foi utilizado o programa AnaSete Análise Sequencial de Testemunhos, de propriedade da Petrobras. Seguiram-se os procedimentos adotados na empresa, envolvendo a avaliação do seguinte conjunto de dados: composição, cor, granulometria, organização interna, espessura, geometria, avaliação visual dos teores de cimento (através de reações com ácido clorídrico diluído) e argilosidade. Fotos de detalhe das fácies mais representativas foram obtidas nesta fase Tratamento de dados Esta fase compreendeu a análise dos dados coletados anteriormente. As litofácies foram individualizadas em função de características como: geometria, composição, granulometria e natureza das estruturas sedimentares e foram posteriormente agrupadas em associações de fácies para interpretação paleoambiental e caracterização dos padrões de empilhamento internos ao ciclo deltaico. As descrições efetuadas com a utilização do programa AnaSete encontram-se no Anexo I e seguem a organização abaixo descrita. - a 1ª trilha mostra o perfil de potencial espontâneo (SP), medido em mv. Este perfil mede a diferença de potencial entre um eletrodo móvel, dentro do poço, e um segundo eletrodo de referência, na superfície. A diferença de potencial será tanto maior quanto maior for a permeabilidade da formação. Obtem-se, portanto, uma avaliação qualitativa da permeabilidade da rocha e uma indicação da argilosidade e qualidade do reservatório (Campinho et. al., 2000). Também nesta trilha inclui-se um

19 19 perfil de radioatividade, seja ele obtido no campo (GR) ou no laboratório (Coregama). Os valores são apresentados em unidades API e quantificam a radioatividade natural das rochas em função dos isótopos de urânio (U), tório (Th) e potássio (K). Em condições normais, essa medida correlaciona-se com o nível de argilosidade das formações, visto que as argilas tendem a concentrar elementos radioativos; - a 2ª trilha apresenta o perfil de resistividade da formação, medido em ohm.m; - a 3ª e a 4ª trilhas representam, respectivamente, a profundidade medida através de perfil, mais precisa, e do sondador, obtida mecanicamente durante a perfuração; - a 5ª e a 6ª trilhas representam, respectivamente, a sequência numérica dos testemunhos e suas respectivas caixas; - na 7ª trilha são apresentadas as estruturas sedimentares identificadas; - a 8ª trilha reproduz, graficamente, a curva granulométrica das litologias descritas, com escala variando de argila a matacão. Os padrões e as cores de preenchimento para os diferentes litotipos são próprios do programa Anasete; - a 9ª e a 10ª trilhas indicam os conteúdos de cimento e argila, respectivamente, no poço B. No poço A apenas os dados de cimentação são fornecidos (9ª trilha); - a 11ª trilha, no poço B, e a 10ª, no poço A, indicam o ambiente deposicional interpretado a partir das associações de fácies identificadas; - a 12ª trilha, no poço B, e a 11ª, no poço A, trazem a descrição litológica da seção testemunhada.

20 20 CAPÍTULO 2- GEOLOGIA REGIONAL 2.1. Bacia do Recôncavo A Bacia do Recôncavo localiza-se no Estado da Bahia, ocupando uma área de aproximadamente Km 2. Seus limites são representados pelo Alto de Aporá, a norte e noroeste; pelo sistema de falhas da Barra, a sul; pela Falha de Maragogipe, a oeste; e pelo sistema de falhas de Salvador, a leste (Milhomem et al., 2003). A origem dessa bacia está relacionada ao processo de estiramento crustal que resultou na fragmentação do Supercontinente Gondwana durante o Eocretáceo, resultando na abertura do Oceano Atlântico Embasamento da Bacia e Arcabouço Estrutural O embasamento da Bacia do Recôncavo é constituído, a oeste e a norte, por gnaisses granulíticos arqueanos pertencentes ao Bloco Serrinha; a oeste-sudoeste, ocorrem os cinturões Itabuna-Salvador-Curaçá; a leste-nordeste, situam-se os cinturões Salvador-Esplanada. Rochas metassedimentares de idade neoproterozoica, relacionadas ao Grupo Estância, ocorrem ainda a norte, de acordo com Silva et al.(2007). A arquitetura básica da bacia reflete as heterogeneidades deste embasamento pré-cambriano, sobre o qual atuaram os esforços distensionais, resultando em um meio-graben NE-SW com falha de borda a leste (sistema de falhas de Salvador). A configuração estrutural é definida principalmente por falhamentos normais planares, com direção preferencial N30ºE (Figuras 2.1 e 2.2), que condicionam o mergulho regional das camadas para SE. O campo de tensões responsável pela atenuação e ruptura da crosta teria estado ativo entre o Mesojurássico (cerca de 165 Ma) e o Eocretáceo (cerca de 115 Ma), segundo Milhomem et al. (2003). O trend geral NE-SW dos blocos que constituem a Bacia do Recôncavo é interrompido por uma zona de falha de direção NW-SE. Esta zona de falha transversal, denominada Falha de Mata-Catu, foi interpretada por Destro et al. (2003, apud MAGNAVITA et al., 2005) como uma composição de duas falhas de alívio, geradas para compensar a variação de rejeito ao longo do Sistema de Falhas

21 21 de Salvador (falha de borda do Recôncavo), a leste, e da falha de Tombador (limite leste do Alto de Aporá), a oeste. Figura 2.1: Limites e arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo, mapeado ao nível da seção pré- Rifte. Fonte: Milhomem et al. (2003).

22 22 Figura 2.2: Seção esquemática NW-SE na Bacia do Recôncavo, ilustrando a morfologia de meiograben, com bordas flexural, a oeste, e falhada, a leste, e mergulho preferencial das camadas para sudeste. Fonte: Milhomem et. al. (2003) Evolução Tectonossedimentar A Bacia do Recôncavo faz parte do Sistema de Riftes intracontinentais do Recôncavo-Tucano-Jatobá, formado durante os estágios precoces da abertura do Oceano Atlântico Sul, no Eocretáceo, e preservado como um ramo abortado durante este processo, na margem Leste do Brasil (Magnavita et al., 2005). O registro sedimentar preservado na Bacia do Recôncavo ilustra os diversos estágios de sua evolução tectônica, compreendendo estratos relacionados às Supersequências Paleozóica, Pré- rifte, Rifte, Pós- rifte e, secundariamente, à Sequência do Neógeno, segundo Silva et al.(2007) (Figura 2.3). Supersequência do Paleozóico O Eratema Paleozóico é representado pelos membros Pedrão e Cazumba da Formação Afligidos. As associações faciológicas que caracterizam estas unidades foram depositadas sob paleoclima árido e em contexto de bacia intracratônica. Através delas, é possível reconstituir uma tendência geral regressiva, com transição de uma sedimentação marinha rasa, marginal, a bacias evaporíticas isoladas, ambiente de sabkha continental e, por fim, sistemas lacustres, como apresentado por Aguiar e Mato (1990, apud Silva et al., 2007).

23 Figura 2.3: Carta Estratigráfica da Bacia do Recôncavo, destacando o intervalo de estudo. Modificado de Silva et al.(2007). 23

24 24 Supersequência Pré- Rifte Conforme Silva et al.,(2007), as rochas sedimentares que caracterizam esta supersequência depositaram-se em um estágio inicial de flexura da crosta, sob efeito dos esforços distensionais que posteriormente viriam a rompê-la. O contexto é o de uma bacia intracratônica na qual se desenvolveram três grandes ciclos flúvioeólicos, representados, da base para o topo, pelo Membro Boipeba da Formação Aliança e pelas formações Sergi e Água Grande. Trangressões lacustres regionais interpõe-se a estes ciclos e são representadas pelas seções dominantemente pelíticas que compõem o Membro Capianga da Formação Aliança e a Formação Itaparica (Figura 2.4). Uma parte do registro, correspondente às formações Aliança e Sergi (Andar Dom João), tem sido relacionada ao Neojurássico. As formações Itaparica e Água Grande (Andar Rio da Serra inferior) são de idade eocretácea (Eoberriasiano). Figura 2.4: Paleogeografia pré-rifte da Bacia do Recôncavo (Medeiros e Ponte, 1981 apud Magnavita et al., 2005).. Supersequência Rifte Silva et al. (2007), seguindo as propostas de Caixeta et. al. (1994) e Magnavita (1996), consideram que o início do rifteamento esteja relacionado à transgressão regional que sobrepõe os pelitos lacustres do Membro Tauá, da

25 25 Formação Candeias, às fácies eólicas, que caracterizam a porção superior da Formação Água Grande. Esta transgressão teria origem não apenas em uma provável umidificação do clima, mas, também, no incremento das taxas de subsidência, com ruptura inicial da crosta ainda sob atividade tectônica moderada. As associações de fácies que caracterizam a Supersequência rifte reproduzem um padrão de empilhamento estratigráfico semelhante ao proposto por Lambiase (1990 apud Silva et al., 2007) para bacias rifte que apresentam um estágio inicial de lago profundo, progressivamente assoreado por sistemas fluvio-deltaicos. Esta tendência deposicional é revelada pelo registro sedimentar associado às formações Candeias, Maracangalha, Marfim, Pojuca, Taquipe, São Sebastião e Salvador. Segundo Magnavita et al.,(2005), a Bacia do Recôncavo, na fase rifte, foi preenchida por dois sistemas progradantes. O principal deles foi um sistema flúviodeltaico-lacustre que depositou folhelhos prodeltaicos e arenitos turbidíticos; e o secundário consistiu em leques conglomeráticos derivados da erosão do bloco alto da falha de borda. A Formação Candeias é representada pelos Membros Tauá e Gomo, relacionados ao estágio inicial lacustre da fase rifte, onde as taxas de subsidência superam as de aporte sedimentar. O Membro Tauá é constituído predominantemente por folhelhos cinza escuros e pretos, com intercalações ocasionais de carbonatos. O Membro Gomo caracteriza-se por folhelhos cinza esverdeados a cinza escuros, com delgadas camadas de calcário e pacotes de arenitos relacionados a sistemas turbidíticos. Como discutido por Silva et. al. (2007), a passagem do Membro Tauá ao Membro Gomo reflete um incremento nas taxas de subsidência, com aprofundamento da bacia e consolidação da geometria de meiograben, internamente segmentado por áreas plataformais relativamente estáveis e depocentros altamente subsidentes. Ainda sob um contexto tipicamente lacustre, depositaram-se os sedimentos que constituem a Formação Maracangalha. Além de pelitos cinza esverdeados a escuros, esta unidade é representada por fácies arenosas que identificam seus dois membros, Caruaçu e Pitanga. O primeiro contem arenitos com estratificações cruzadas, plano-paralelas, maciços e/ou fluidizados. O segundo caracteriza-se por pacotes muito espessos, mas lateralmente pouco contínuos, de arenitos muito finos, argilosos e maciços (Fonte: Petrobras). Como apresentado por Silva et. al. (2007),

26 26 as associações de fácies que compõem estas unidades são diagnósticas de fluxos gravitacionais oriundos da ressedimentação de frentes deltaicas. Seriam, portanto, o equivalente distal dos deltas que posteriormente progradariam ao longo da bacia, face à atenuação da atividade tectônica, assoreamento dos depocentros e consequente redução da paleobatimetria. A sedimentação lacustre, prevalecente entre o Eorrio da Serra tardio e o Neo- Rio da Serra inicial (Eoberrasiano a Eohauteriviano), deu lugar à sedimentação deltaica ao final do Neo-Rio da Serra tardio (Eohauteriviano), quando se reduziram os gradientes deposicionais da bacia, que assumiu uma fisiografia de rampa. Sob tais condições, depositaram-se as formações Marfim e Pojuca, entre o Neo-Rio da Serra tardio e o Neo-aratu (Eohauteriviano e o Eobarremiano). A Formação Marfim é constituída por arenitos finos a médios, também sílticos, bem selecionados, com matriz argilosa, além de fragmentos de carvão e de folhelhos. São comuns fácies com laminação, marcas de ondas e estruturas de escorregamento. Aos arenitos intercalam-se siltitos e folhelhos de cores cinza, verde ou acastanhada (Fonte: Petrobras). A Formação Pojuca, sobreposta à Formação Marfim, é representada por sucessões de arenitos e folhelhos, constituindo ciclos regressivos-transgressivos bem definidos. Os arenitos são usualmente muito finos a fino e possuem estratificações cruzadas (acanalada, tabular ou tangencial) e plano-paralelas, bem como laminações cruzadas cavalgantes. Os folhelhos possuem coloração cinza esverdeada, cinza escura ou preta. Ao tempo de deposição da Formação Pojuca, no início do Mesoaratu (Neo- Hauteriviano), a atividade tectônica ao longo da Falha de Paranaguá, conjugada a um provável ressecamento climático, ocasionando o rebaixamento do nível de base, deu origem a uma ampla feição erosiva no oeste da Bacia do Recôncavo, o Cânion de Taquipe (Silva et. al., 2007). Os sedimentos que o preencheram constituem a formação homônima, caracterizada por folhelhos, siltitos, arenitos e, subordinadamente, conglomerados, margas e calcarenitos ostracodais. Sua deposição estaria relacionada a fluxos de detritos e correntes de turbidez, resultantes da desestabilização das fácies de frente deltaica da Formação Pojuca e, eventualmente, da remobilização de sedimentos mais antigos, pertencentes às formações Marfim e Maracangalha (Milhomem et al., 2003) (Figura 2.5).

27 27 O estágio final de assoreamento da Bacia do Recôncavo é representado por rochas sedimentares de origem fluvial, que constituem a Formação São Sebastião. Esta unidade, depositada durante o Buracica e o Jiquiá (Neobarremiano a Eoaptiano), é composta por arenitos grossos, amarelos a avermelhados, com intercalações de argila e silte. Figura 2.5: Paleoambiente deposicional da Rifte da Bacia do Recôncavo durante a deposição da Formação Taquipe (Modificado de Figueiredo et al., 1994 apud Magnavita, 2005). Uma das feições mais características de uma bacia rifte é a presença de leques conglomeráticos associados à movimentação da falha de borda. Na Bacia do Recôncavo, estes conglomerados sintectônicos constiuem a Formação Salvador e ocorrem ao longo do Sistema de Falhas de Salvador, situado na porção leste da bacia. Sua distribuição estratigráfica abrange os andares Rio da Serra a Jiquiá (Milhomem et al., 2003). Um modelo deposicional esquemático para a evolução da fase rifte na Bacia do Recôncavo é apresentado na Figura 2.6.

28 28 Supersequência Pós- rifte Na Bacia do Recôncavo, esta Supersequência é representada pela Formação Marizal, composta por clásticos grossos (conglomerados e arenitos), folhelhos e calcários de idade Neo-alagoas (Neo-aptiano). Conforme Da Silva (1993 apud Silva et al., 2007), sua deposição está relacionada a sistemas aluviais desenvolvidos já no contexto de uma subsidência termal, pós-rifte, como indicado pela subhorizontalidade dos estratos, que se sobrepõem discordantemente a seções estruturadas, relacionadas à fase rifte. Figura Paleogeografia da fase Rifte da Bacia do Recôncavo, (Modificado de Medeiros & Ponte, 1981 apud Magnavita, 2005). Sequência do Neógeno Não há registro de depósitos neocretáceos na Bacia do Recôncavo. Já o Neógeno ocorre subordinadamente e está representado pela Formação Sabiá, de idade miocênica, e pelo Grupo Barreiras, do Plioceno (Silva et. al., op.cit.). A Formação Sabiá caracteriza-se por folhelhos cinza esverdeados e calcários impuros relacionados a uma transgressão marinha. Fácies típicas de sistemas de leques aluviais caracterizam o Grupo Barreiras. Sedimentos pleistocênicos a holocênicos

29 29 (Quaternário) de praias e aluviões complementam o registro associado a esta Sequência. Na tabela 1 são apresentadas as principais características das unidades que compõem as supersequências Paleozóica, Pré-rifte, Rifte e Pós-rifte A Formação Pojuca e o Membro Santiago A Formação Pojuca é a unidade superior do Grupo Ilhas. Seu nome relaciona-se à cidade de Pojuca, situada na parte central da Bacia do Recôncavo. O contato inferior com a Formação Marfim é concordante, já o superior com a Formação São Sebastião é transicional. A leste, a unidade interdigita-se com os arenitos e conglomerados da Formação Salvador. A noroeste, na Bacia de Tucano, grada lateralmente para o Grupo Ilhas (indiviso). Ostracodes indicam uma idade eocretácea para sua deposição, segundo Viana et al. (1971). A Formação Pojuca caracteriza-se por um registro cíclico, expresso pela alternância entre episódios de progradação deltaica, alguns dos quais com grande continuidade lateral, a exemplo do Membro Santiago, e eventos transgressivos identificados por espessas seções pelito-carbonáticas (folhelhos, calcilutitos e calcarenitos), que constituem marcos elétricos de expressão semi-regional a regional (Viana et. al., 1971; Horschutz et al., 1972; Dos Anjos, 1996; Da Silva, 1993; Guzzo, 1997; Milhomem et. al., 2003; Da Silva et. al., 2007). A natureza do registro sugere que os ciclos sedimentares tenham se desenvolvido sob condições de relativa quiescência tectônica e fisiografia atenuada pelo assoreamento dos grandes depocentros, favorecendo a rápida progradação dos sistemas deltaicos ao longo da bacia, definindo pacotes aproximadamente síncronos. O Membro Santiago foi definido por Viana et al. (1971) para caracterizar um expressivo pacote de arenitos permoporosos presente no terço inferior da Formação Pojuca, entre os marcos elétricos 14 e 11. Seu nome provém da Estação Santiago, Rede Ferroviária Federal, situada entre as cidades de Pojuca e Catu. Trata-se de um importante evento regressivo, cujos depósitos constituem um dos principais reservatórios de petróleo em uma série de campos da Bacia do Recôncavo.

30 30 Conforme Viana et al. (1971), o Membro Santiago é constituído por corpos de arenitos com intercalações de camadas de folhelhos e, mais raramente, de siltitos e calcários. Seus contatos inferior e superior com pelitos da Fm Pojuca abruptos. Possui distribuição regional, estando mais bem desenvolvido na parte norte da bacia, nas proximidades da cidade de São Sebastião do Passé. A figura 2.7 ilustra a seção-tipo da Formação Pojuca e do Membro Santiago. Em sua definição original (Viana et. al., op. cit.), o Membro Santiago corresponde ao intervalo que Horschutz et al. (1972) designaram, informalmente, como Santiago Superior. Esta subdivisão, informal, em porções inferior e superior persiste ainda hoje, sendo foco deste estudo esta última.

31 Fan-deltas Fm Salvador Conglomerados 31 Tabela 1: Correlação de Dados Litológicos e dos Sistemas Deposicionais da Bacia do Recôncavo (modificado de Silva, 2013). Bacia do Recôncavo Estágio evolutivo Cronoestratigrafia Sistema Série Andar/subandar (local) Andar/subandar (internacional) Pós Rifte Alagoas superior Aptiano superior Aratu superior a Jiquiá Barremiano inferior a Aptiano inferior Sistemas Deposicionais Sistemas Aluviais Fluvial Unidades Litoestratigráficas Formação Marizal Fm São Sebastião Caracteristicas das Litologias Clásticos grossos (conglomerados e arenitos), folhelhos e calcários. Arenitos OBS: Estratos subhorizontais dispostos em discordância sobre a seção rifte. Contexto de subsidência termal Configuram a fase final de assoreamento do Rifte Aratu inferior a superior Hauteriviano inferior a Barremiano inferior Lacust. deltaico-lacustre Fm Taquipe Fm Pojuca flh, mrg, cre, arn Arenitos, folhelhos, calcilutitos e calcarenitos Ciclos deltaicos separados por eventos trangressivos, alguns dos quais dando origem a marcos de correlação regional. No oeste da bacia, a reativação da Falha de Paranaguá dá origem ao Cânion de Taquipe, preenchido por folhelhos, margas, calcarenitos e arenitos relacionados a fluxos gravitacioanis de massa, que compõem a Fm Taquipe Rifte Cretáceo Inferior Rio da Serra superior Valanginiano superior a Hauteriviano inferior Deltaico Fm Marfim (Mb Catu) Arenitos Rio da Serra médio a superior Berriasiano inferior a Valanginiano superior Lacustre Fm Maracangalha (Mbs Caruaçu e Pitanga) Fm Candeias (Mb Gomo) folhelhos e arenitos Folhelhos orgânicos, calcilutitos, arenitos (turbidíticos) Arenitos relacionados a fluxos gravitacionais de massa - ressedimentação de frentes deltaicas Rio da Serra inferior Berriasiano inferior Lacustre Fm Candeias (Mb Tauá) Folhelhos escuros, orgânicos e calcilutitos Flúvio-Eólico Fm Água Grande Arenitos predominantemente Rio da Serra inferior Berriasiano inferior Lacustre Fm Itaparica Folhelhos vermelhos a cinza esverdeados, arenitos (flúviodeltaicos, eólicos) Pré-Rifte Flúvio-Eólico Fm Sergi Arenitos predominantemente Ciclos flúvios eólicos separados por transgressões lacustres de caráter regional Jurássico Superior Dom João Tithoniano Lacustre Fm Aliança (Mb Capianga) Folhelho vermelho Flúvio-Eólico Fm Aliança (Mb Boipeba) Arenitos predominantemente Sinéclise Permiano Sedimentação marinha rasa, marginal, a bacias evaporíticas isoladas, ambientes de sabkha continental e lacustres. Fm Afligidos (Mb Cazumba) Fm Afligidos (Mb Pedrão) Predominam pelitos e lamitos vermelhos lacustres, com nódulos de anidrita na base da seção. Mb Pedrão: arenitos com feições de retrabalhamento por onda, laminitos algais e evaporitos, principalmente anidrita. Tendência regressiva geral com evolução de sistemas marinhos rasos (Mb pedrão) a lacustres (Mb Cazumba)

32 Figura 2.7- Sequência vertical da Formação Pojuca e o Membro Santiago Superior. 32

33 33 CAPÍTULO 3- FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA Ao final da deposição do Andar Rio da Serra superior, com a progressiva atenuação da atividade tectônica e assoreamento dos depocentros lacustres, levando à suavização dos gradientes deposicionais, sob menores taxas de subsidência, implantou-se, na Bacia do Recôncavo, um complexo deltaico proveniente de NW. A sedimentação deltaica, que caracteriza também sucessões de idade Aratu, deu origem aos depósitos do Grupo Ilhas, representado pelas formações Marfim, inferior, e Pojuca, superior. Nesta última, destaca-se o Mb Santiago, objeto deste estudo. Considerando-se, então, o contexto paleombiental desta unidade, o presente capítulo abordará uma síntese dos aspectos teóricos relacionados a sistemas deltaicos Sistema deposicional deltaico Deltas são sistemas de sedimentação que ocupam uma posição intermediária entre ambientes subaéreos (continentais) e subaquosos (marinhos ou lacustres). Assim, a sedimentação deltaica desenvolve-se em áreas nas quais se verifica o encontro de rios com oceanos, mares semi-restritos ou lagos. Para que isso aconteça, a carga sedimentar trazida pelo rio deve ser grande e sua deposição rápida o suficiente, de modo a evitar que processos destrutivos atuantes no meio aquoso e relacionados à atividade de marés, ondas ou correntes submarinas, retrabalhem esse material para depositá-lo em regiões circunvizinhas (Soares, 1997). Ainda que o comportamento físico de um delta seja relativamente simples, a interação entre os processos subaéreos, atuantes na planície aluvial, e subaquosos, presentes na bacia de captação (marinha ou lacustre), resulta na formação de vários subambientes, gerando depósitos com características faciológicas e geometria bastante particulares, no âmbito do sistema deltaico (Soares, op. cit.). Os deltas constituem sistemas transicionais que se formam na desembocadura de um rio em um corpo de água, onde a carga sedimentar trazida pelo rio supera a sua dispersão pelos agentes atuantes na bacia receptora. Segundo Castro & Castro (2008), um sistema deltaico compreende quatro subambientes: i) a planície deltaica, com deposição de caráter agradacional; ii) a frente deltaica, progradante; (iii) o prodelta, correspondendo à porção distal do

34 34 talude deltaico; e (iv) a margem deltaica, com sucessão retrogradante de estratos, relacionada à transgressão local sobre um lobo deltaico abandonado. Ainda segundo Castro & Castro (2008), a regressão que caracteriza um evento de sedimentação deltaica ilustra notavelmente a Lei de Sucessão de Fácies de J. Walther, com a disposição lateral, em direção ao continente, e vertical, no sentindo ascendente, dos três constituintes: prodelta, frente deltaica e planície deltaica. Esse arcabouço foi observado, em 1885, por G. K. Gilbert, que reconheceu camadas de base, de frente e de topo (bottomset, foreset e topset, na nomenclatura de J. Barrel) em deltas do Lago Boneville (Utah, EUA) - Figura 3.1. A classificação tripartite dos deltas, baseada em processos deposicionais modernos (Galloway,1975), tem como polos os deltas dominados por rios, por ondas e por marés. Esta proposta de classificação tem sido aplicada também no estudo de antigos sistemas deltaicos. Figura 3.1: Seção esquemática de um delta tipo Gilbert; (A) Seção regional; (B) Sequência vertical de fácies, como produto da progradação deltaica. Fonte: (modificada de Elliot, 1986).

35 Breve Histórico O termo delta teve sua origem no ano de 400 AC, quando Heródoto comparou a planície aluvial na desembocadura do Rio Nilo com a letra grega Δ (Bhattacharya & Walker, 2005). Os primeiros estudos voltados à caracterização de sistemas deltaicos desenvolveram-se, no entanto, apenas em 1885, quando G. K. Gilbert descreveu os deltas pleistocênicos do lago Bonneville, no estado de Utah (E.U.A). A subdivisão proposta por Gilbert foi utilizada por Barrel (1912, apud. Gilbert, 1885), em trabalho realizado no delta devoniano Catskill, nos Appalaches (EUA). Este autor definiu como delta um depósito parcialmente subaéreo, formado pela ação de um rio num corpo aquoso permanente, e constituído de estratos tanto terrestres quanto marinhos (ou lacustres). Dentre os trabalhos recentes mais significativos, cita-se o de Scruton (1960, apud Bhattacharya & Walker, 2005), no delta do Rio Mississipi. Neste trabalho, o autor relaciona um delta a um processo cíclico, que envolve a formação de um depósito progradante, vinculado a agente construtivo, ao qual se sucedem sedimentos retrogradantes, formados por agentes destrutivos. Foi também reconhecida uma sucessão vertical de fácies com características de topo (topset), frente (foreset) e base (bottomset) de estratos deltaicos, organizadas segundo uma tendência progradacional, com granocrescência e aumento da fração arenosa para o topo (coarsening upwards e sandier-upwards). A classificação de deltas mais aceita atualmente é a de Galloway (1975), baseando-se a mesma nos processos que controlam a morfologia deltaica, sejam eles relacionados à atuação de rios, marés ou ondas. Como referido por Soares (1997), ao se reportar aos trabalhos de Bhattacharya & Walker (1992) e Della Fávera (1987), a comunidade científica vem tentando relacionar a evolução dos deltas modernos a variações eustáticas do nível do mar, além de buscar a aplicação dos conceitos da Estratigrafia de Sequências em ambientes deltaicos pretéritos.

36 Morfologia e processos atuantes na formação de deltas Todo sistema deltaico é constituído de uma porção subaérea, a planície deltaica, e outra subaquosa, correspondente à frente deltaica e ao prodelta (Castro & Castro, 2008). Associações distintas de litofácies caracterizam os subambientes nos quais se subdivide um delta. A planície deltaica caracteriza-se por fácies arenosas relacionadas a canais distributários ou estuarinos, fácies areno-lamosas de lobos/subdeltas de crevasse e de áreas interdistributárias, ou cordões arenosos praiais, associados ou não a lagunas. A frente deltaica é representada por barras arenosas associadas à desembocadura de distributários (geometria alongada ou lobada) ou por barras alongadas de marés, que gradam ao prodelta síltico-argiloso, rico em micas e restos vegetais, segundo Castro & Castro (2008). Os processos atuantes na desembocadura de um rio ( efluente ), envolvendo o desconfinamento do fluxo canalizado e a descarga sedimentar em uma bacia receptora, podem ser analisados (a) através de uma comparação entre as densidades do fluxo fluvial e do meio receptor ou (b) sob a ótica das diferentes forças que atuam na desembocadura fluvial, como apresentado por Castro & Castro (op. cit.). No primeiro caso, três tipos de fluxo podem se desenvolver na desembocadura do rio: hipopicnal, homopicnal e hiperpicnal. - fluxo hiperpicnal - quando a densidade do fluxo fluvial é maior que a do meio aquoso onde deságua (mar ou lago). Nesse tipo de depósito espera-se fácies de granulometria mais grossa e acumulações de sedimentos com geometria lobada, estando os lobos amalgamados por toda a frente deltaica. A fração mais fina do fluxo tende a ser depositada um pouco mais adiante, no prodelta. - fluxo homopicnal - quando as densidades do efluente e do meio receptor são iguais, a exemplo de um rio que deságua em um lago de água doce. A carga sedimentar é depositada por fluxo tracional laminar na desembocadura dos canais distributários, promovendo a bifurcação dos mesmos e a formação de barras em forma de leque. - fluxo hipopicnal - quando a densidade do corpo de água receptor é maior que a do rio. Os sedimentos possuem granulometria relativamente fina e são

37 37 transportados em suspensão, formando depósitos arenosos de baixa inclinação e ampla distribuição areal. No caso das forças atuantes na desembocadura de um rio, são reconhecidas três situações, segundo Wright (1977, apud Castro & Castro, 2008). (a) Barras frontais (foresets) de avalanches, depositadas por forças inerciais em um lago mais ou menos profundo, com estreito ângulo de espraiamento do efluente; (b) Barra bifurcante (middle ground) ou lobo radial de crevasse, formada por forças de fricção atuantes em uma bacia rasa, com ângulo de espraiamanto intermediário a largo; (c) Barra digitiforme (bar finger sand), originada por forças de flutuabilidade na foz de canais distributários, sob estreito ângulo de espraiamento. Além destes processos, também deve ser considerado o grau de atuação de marés, ondas e correntes marinhas no retrabalhamento dos sedimentos trazidos pelos rios, que em alguns casos pode ter ampla abrangência areal (Bhattacharya & Walker, 2005) Classificação de deltas Segundo Castro & Castro (2008), as classificações propostas para sistemas deltaicos baseiam-se em critérios diversos, diferenciando-os segundo a natureza dos processos físicos e das texturas sedimentares observadas, o contexto tectônico, a posição do delta dentro da bacia, o talude da frente deltaica, etc. Fisher et al. (1969, apud Castro & Castro, op. cit.) reconhecem deltas altamente construtivos (alongados e lobados) e altamente destrutivos, retrabalhados por ondas e por marés (cuspidados e estuarinos, respectivamente). A classificação tripartite de Galloway (1975), a mais utilizada até os dias atuais, é representada sob a forma triangular, tendo como vértices os domínios de rios, ondas e marés (Figura 3.2).

38 38 Figura 3.2: Diagrama ternário dos tipos de deltas, baseado no processo atuante na frente deltaica (Galloway, 1975) Subambientes do complexo deltaico Como acima referido, o complexo deltaico subdivide-se em três ambientes: a planície deltaica ou fluvial; a frente deltaica; e o prodelta. A planície deltaica consiste em uma grande área continental formada por uma rede de canais distributários, alguns em fraca atividade ou abandonados. Nas áreas entre os canais, são formados lagos, pântanos, mangues, pequenas baías, planícies de inundação e de maré. Os depósitos correspondem a areias de granulação fina, depositadas durante períodos de inundação, formando fácies de extravasamento. A frente deltaica constitui o ambiente preferencial para a deposição da carga sedimentar trazida pelos rios, de modo que a ela relacionam-se as maiores espessuras de sedimentos. Os depósitos acumulados na desembocadura dos canais distributários tendem a formar lobos deltaicos de dimensões reduzidas e granulometria mais grossa. No prodelta depositam-se os sedimentos de menor granulometria, que foram transportados por suspensão. Estão ainda presentes sedimentos laminados de origem deltaica, intercalados com pelitos altamente bioturbados, nas partes mais profundas da bacia.

39 Algumas estruturas deposicionais As estruturas sedimentares presentes em sistemas deltaicos não são exclusivas dos mesmos, mas seu arranjo para a caracterização de fácies e associações de fácies contribui para a identificação destes sistemas. Algumas das estruturas presentes em deltas são descritas a seguir Estruturas físicas primárias (a) Estratificação Cruzada Acanalada/ Cruzada Tangencial/ Cruzada planar A migração em planta das formas de leito produz as estruturas sedimentares. Assim, a migração de dunas tridimensionais, isto é, aquelas nas quais existe uma curvatura na crista, tanto horizontal como verticalmente, produz a estratificação cruzada acanalada (Figura 3.3). Para dunas bidimensionais (crista retilínea), quando aumenta o teor de areia em relação aos finos que estão sendo transportados, a tendência é que se desenvolvam formas retilíneas em lugar de curvas. Um fluxo subaquoso mais argiloso produz estratificação tangencial à base. Se totalmente arenoso, produzirá estratificação cruzada planar, segundo Della Fávera (2001). Estratificações cruzadas de médio a grande porte são feições características em fácies de frente deltaica. Figura 3.3: Estratificação cruzada acanalada produzida por formas de leito tridimensionais. Fonte: Della Fávera (2001).

40 40 (b) Microestratificações cruzadas Dentre estas estruturas, são muito comuns as laminações cruzadas cavalgantes (climbing ripples), cuja origem relaciona-se à associação de processos de tração e suspensão (Figura 3.5). Os sedimentos depositam-se à medida que a velocidade do fluxo decresce, refletindo um progressivo incremento do material depositado por suspensão em relação à tração. Tais estruturas são comuns em deltas, notadamente na planície deltaica, onde caracterizam arenitos depositados em lobos de extravasamento ( crevasse splays ). Laminações cruzadas cavalgantes também ocorrem nas porções distais de uma frente deltaica. Figura 3.5: Climbing ripples. Fonte: Della Fávera (2001). (c) Estruturas relacionadas a depósitos interacamadados Seções representadas pela intercalação centimétrica de camadas arenolamosas relacionam-se a uma variação dinâmica no aporte sedimentar, em uma ambiente de energia relativamente baixa. Diferenças na razão arenito/folhelho relacionadas a estas mudanças na energia do meio aquoso e no aporte de sedimentos podem gerar estruturas do tipo flaser, wavy e linsen. As estruturas flaser caracterizam-se por níveis lamosos descontínuos, separados por camadas arenosas contínuas. Estruturas linsen (lentes de arenito) apresentam características opostas, estando definidas por camadas descontínuas de areia em meio a camadas contínuas de lama. Estruturas wavy (acamamento ondulado) refletem um equilíbrio nas proporções de areia e lama, sendo transicionais entre as estruturas flaser e lynsen, apresentando camadas contínuas de ambos os tipos litológicos. Na figura 3.4 ilustram-se estas relações. Depósitos interacamadados são comuns em ambientes de planície deltaica e na porção distal da frente deltaica. As estruturas do tipo flaser, em particular, são usualmente atribuídas a um sistema dominado por marés.

41 41 Figura 3.4:Estruturas wavy, flaser e linsen. Cor preta e branca representando lama e areia. Fonte: Reineck & Singh (1980) Estruturas físicas secundárias (a) Estruturas produzidas por fluidização São feições derivadas de um estado peculiar do sedimento, durante e após a deposição. A água que sustenta a coluna de grãos escapa, face à alguma perturbação, deformando os sedimentos. Estruturas convolutas, em prato, pilares e chaminés são os principais produtos. Em casos extremos, a completa obliteração das estruturas primárias pode resultar em fácies maciças. Processos relacionados a escape de fluidos são comuns na frente deltaica, dadas às elevadas taxas de acumulação de sedimentos. Também na planície deltaica podem se formar estruturas associadas, em arenitos relacionados a lobos de extravasamento ( crevasse splays ).

42 42 (b) Estruturas deformacionais São estruturas produzidas por processos pós-deposicionais ou quasedeposicionais, a exemplo de microfalhas e dobras de escorregamento. Neste último caso, as dobras teriam seu eixo paralelo à superfície de deslizamento. Estruturas produzidas por escorregamento são comuns na frente deltaica, uma vez que neste ambiente associam-se maiores taxas de acumulação de sedimentos e um substrato inclinado Estruturas biogênicas São feições bastante comuns, principalmente em sedimentos marinhos, resultando da bioturbação por diversos tipos de organismos. Em deltas lacustres, fácies relacionadas a um contexto de planície deltaica encontram-se frequentemente bioturbadas.

43 43 CAPÍTULO 4 - ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA E INTERPRETAÇÃO PALEOAMBIENTAL DE TESTEMUNHOS DO MEMBRO SANTIAGO, FORMAÇÃO POJUCA. Neste capítulo, apresentam-se os resultados da análise sequencial dos testemunhos selecionados nos poços A e B, buscando caracterizar as fácies identificadas, agrupando-as em associações de fácies diagnósticas dos subambientes que caracterizam um sistema deltaico. A partir destes dados e da bibliografia disponível, procura-se discutir, no capítulo 5, a organização interna do episódio progradacional estudado e os fatores que controlam a deposição de ciclos transgressivo-regressivos em seções deltaico-lacustres da Bacia do Recôncavo Trabalhos anteriores Inúmeros trabalhos têm se dedicado à caracterização das associações de fácies e processos sedimentares responsáveis pela deposição do Membro Santiago. Concepções diversas foram apresentadas, mesmo porque a sucessão observada, de modo geral granodecrescente para o topo, não reproduz o modelo deltaico tradicional, expresso pela progradação da frente deltaica sobre o prodelta, em padrão granocrescente ascendente. Por esta razão, Netto & Oliveira (1985, apud Guzzo, 1997) relacionam os arenitos do Membro Santiago a leques subaquosos depositados em contexto de água rasa e sobrepostos por folhelhos prodeltaicos. Nesta mesma linha, Della Fávera (1984, apud Guzzo, 1997) relaciona a deposição dos arenitos deltaicos da Formação Pojuca ao processo de desaceleração de fluxos turbulentos na desembocadura dos canais distributários, dando origem a lobos sigmoidais com distribuição preferencial das areias em suas porções proximais. Com referência,especificamente, à caracterização faciológica e interpretação paleoambiental do Mb Santiago, os trabalhos de Horschutz (1972), Mato (1984) e Matte (1998) são utilizados para balizar as interpretações aqui apresentadas. Em estudo de caráter regional, Horschutz (op. cit.) utiliza-se de dados de testemunho e perfis de poço (notadamente Potencial Espontâneo) para a construção de mapas de síntese paleoambiental ao tempo de deposição de sequências deltaicas reconhecidas entre os marcos 14 e 7 (vide figura 2.7 para referência).

44 44 Estes autores apresentam uma classificação informal para a seção compreendida entre os marcos 14 e 11, subdividindo-a em Santiago inferior e Santiago superior. A este último corresponde a definição original do Membro Santiago, como proposto por Viana et. al. (1971). O mapa paleoambiental desta seção superior é apresentado na figura 4.1. Figura 4.1: Mapa paleoambiental do Membro Santiago Superior no Campo de Miranga. Horschutz (op. cit.) definem quatro subambientes: prodelta, talude de frente deltaica, plataforma de frente deltaica e planície deltaica. Um resumo das fácies e associações de fácies que os caracterizam são apresentados na Tabela 2. Na área em que se situa o Ring Fence do campo de Miranga, os autores interpretam um contexto de planície deltaica.

45 45 Mato (1984), em estudo do Membro Santiago no Campo de Miranga, incluiu os testemunhos dos poços A e B em sua avaliação, subdividindo o registro em sete fácies para as quais discutiu a possível interpretação paleombiental (Tabela 3). Matte (1998), em trabalho realizado também no Campo de Miranga, abrangendo o poço B, definiu 14 fácies e 3 associações de fácies diagnósticas dos subambientes de prodelta, frente deltaica e planície deltaica.(tabela 4) Fácies sedimentares Della Fávera (2001) define fácies como o conjunto de feições que caracteriza uma rocha sedimentar, incluindo sua cor, granulação, estruturas internas, geometria deposicional, espessura, conteúdo fossilífero ou pelocorrentes. Com base nesta definição, as fácies propostas nesta monografia, a partir da descrição macroscópica dos testemunhos selecionados, diferenciam-se segundo aspectos texturais como composição, granulometria, cor, estruturas sedimentares primárias e secundárias, organização interna, etc. Foram identificadas vinte e três fácies, cuja designação segue os seguintes critérios, adotados na Petrobras para rochas terrígenas (Oliveira Filho et. al., 2008): i) as duas primeiras letras são maiúsculas e correspondem à litologia; b) após a litologia, segue-se a letra que caracteriza a granulação da rocha (uma ou duas letras, neste caso para fácies bimodais); c) uso do hífen para separar o conjunto litologia/granulometria do conjunto estrutura/ outras características; d) após o hífen, as duas letras seguintes são minúsculas e indicam a estrutura ou acamamento sedimentar mais diagnóstico da fácies; e) outros atributos importantes, como tipo de clasto ou cimento, seguem-se representados também por duas letras minúsculas; f) sequências de fácies interacamadadas são referidas pela designação de cada fácies, conforme os critérios anteriores, separadas por uma barra ( / ). Na tabela 5 indicam-se as convenções utilizadas para tipo litológico, tamanho de grão e estruturas sedimentares.

46 46 Tabela 2 Fácies, associações de fácies e ambiente deposicional interpretado por Horschutz et. al. (1972) para arenitos deltaicos da Fm Pojuca, Bacia do Recôncavo. Fácies Descrição Associações de fácies Ambiente deposicional L1 Lamito de coloração preta, com laminação plano paralela e aspecto físsil, comumente com elevados teores de matéria orgânica L2 Lamito cinza esverdeado, raramente preto, com laminação plano paralela regular a pouco definida, frequentemente bioturbado ou deformado, com teor de matéria orgânica baixo a moderado L1, L2 Prodelta Interlaminado de lamito cinza esverdeado, com laminação plano paralela pouco definida, eventualmente L3 deformada, e lentes ou lâminas de siltito com laminação cruzada cavalgante ou aspecto maciço. A bioturbação é comum e o teor de matéria orgânica moderado S1 Siltito cinza esverdeado a cinza claro, com laminação plano paralela mal definida e raras laminações cruzadas cavalgantes. A bioturbação é intensa, sendo ainda frequentes marcas de raízes S2 Siltito cinza esverdeado a cinza claro, com laminação cruzada cavalgante (fácies geralmente relacionada à porção superior dos corpos arenosos) L2, L3 Talude de frente deltaica A1 Arenito fino, síltico, cinza esverdeado a cinza claro, com laminação cruzada cavalgante (fácies geralmente relacionada à porção superior dos corpos arenosos) A2 Arenito muito fino a grosso, caracterizado por conjuntos de estratos plano paralelos, inclinados, ou laminação a estratificação cruzada de caráter planar A3 Arenito muito fino a fino, bem selecionado, com laminação plano paralela horizontal usualmente bem definida através níveis ricos em matéria orgânica A3, A6, A7; subordinadamente A2 e A4 Plataforma de frente deltaica A4 Arenito conglomerático intraformacional, com fragmentos de carvão e seixos e grânulos de lamito e siltito, em matriz arenosa muito fina a média. A5 Coquina ostracodal com matriz argilosa ou arenosa (fácies interposta entre os corpos arenosos de água rasa e os lamitos lacustres) Arenito muito fino a grosso, maciço, ocasionalmente caracterizado por fragmentos dispersos de lamito A6 Planície deltaica (canais ou carvão (fácies usualmente relacionada à porção basal dos corpos arenosos) L3, S1, S2, A1, A4, A7 distributários, diques marginais) Arenito muito fino a fino, síltico, por vezes bem selecionado, com laminações convolutas ou deformadas A7 e raras estruturas de escorregamento (fácies geralmente sobreposta aos arenitos maciços, caracterizando a porção inferior dos corpos arenosos)

47 47 Tabela 3 - Fácies, associações de fácies e ambiente deposicional interpretado por Mato (1984) para arenitos deltaicos do Membro Santiago no Campo de Miranga, Bacia do Recôncavo. Fácies Descrição Ambiente deposicional A Folhelho cinza esverdeado a preto, com laminação plano paralela, físsil, pouco calcífero e algo fossilífero (ostracodes e restos de matéria orgânica parcialmente carbonizada). Observam-se ocasionalmente intercalações centimétricas de calcareito médio, ostracodal, em parte dolomitizado. Prodelta B Siltito e lamito de coloração cinza esverdeada a cinza clara, com laminação plano paralela a maciço, Frente deltaica (área interlobos) estruturas de sobrecarga (bolas, almofadas e diques de areia) e bioturbação moderada. Arenitos muito / Planície dekltaica (depósitos finos, sílticos, com laminação cruzada acanalada de pequeno porte e laminação cruzada cavalgante interdistributários) ocorrem ocasionalmente como delgadas intercalações. C D E F Interlaminado de lamito cinza esverdeado e arenito muito fino, síltico, castanho claro, com laminação cruzada acanalada de pequeno porte e laminação cruzada cavalgante, usualmente deformadas face à bioturbação, moderada a intensa, bem como à sobrecarga (bolas, almofadas, diques de areia, estruturas em chama) e/ou escape de fluidos.são observados restos de matéria orgânica vegetal e marcas de raízes Arenito muito fino a fino, síltico, argiloso, com estratificação cruzada acanalada de pequeno porte, ressaltada por níveis ricos em minerais micáceos, intraclastos argilosos ou matéria orgânica vegetal parcialmente carbonizada. Deformações plásticas (escorregamento) afetam intensamente esta fácies, usualmente relacionada à base do corpo arenoso, sobrepondo-se às fácies A, B ou C. Arenito muito fino a fino, com seleção moderada, com estratificação cruzada acanalada de pequeno porte e laminação cruzada cavalgante, ressaltadas por níveis ricos em minerais micáceos, intraclastos argilosos ou fragmentos de matéria orgânica vegetal. Esta fácies ocorre usualmente na porção superior dos corpos arenosos ou intercala-se à fácies C Arenito fino a médio, com seleção moderada, estratificação cruzada acanalada e planar de médio a grande porte, estratificação horizontal ou subordinadamente maciço. Deformações relacionadas à fluidização são muito frequentes. Esta fácies ocorre característicamente nos pacotes arenosos mais espessos, em camadas com contato basal abrupto ou erosivo, marcado por níveis de conglomerado intraformacional com clastos de folhelho e fragmentos de matéria orgânica vegetal Frente deltaica / Planície deltaica (depósitos interdistributários) Frente deltaica Frente deltaica / crevasse splay Lobos deltaicos G Arenito muito fino, síltico, ostracodal, de aspecto maciço, calcífero Lacustre

48 48 Tabela 4 Fácies, associações de fácies e ambiente deposicional interpretado por Matte (1998) para arenitos deltaicos do Membro Santiago no Campo de Miranga, Bacia do Recôncavo. Fácies Descrição Associações de fácies Ambiente deposicional F Folhelho cinza escuro a cinza esverdeado, finamente laminado, algo calcífero, localmente com restos de matéria orgânica e slickensides. L Lamito esverdeado, maciço, eventualmente com delgadas intercalações de arenito muito fino. S Siltito por vezes arenoso, frequentemente com laminação plano paralela, localmente fossilífero (ostracodes). F, S, I, L, Abs, Asa Prodelta / áreas de abandono I Intercalações milimétricas, subparalelas, de arenito muito fino, eventualmente com laminação cruzada cavalgante, e siltito. Predomina a fração arenosa. Asa Arenito muito fino a fino, síltico, argiloso, eventualmente gradando a siltito, com marcas carga e diques de arenito. Abs Arenito muito fino a fino, com bioturbação fraca a moderada, apenas localmente intensa, e marcas de raízes. Os teores de silte e argila são usualmente elevados. Arenito muito fino a fino, com laminação cruzada cavalgante e intercalações centimétricas de lâminas Ara argilo-sílticas. São observadas feições locais de retrabalhamento por onda. Suas características permoporosas são ruins. Abs, AD, AR,Ara, Asa, Ci, I, AF, AH, S Frente deltaica AR Arenito muito fino a fino, com laminação cruzada cavalgante e seleção moderada a boa. AH Arenito muito fino a fino, com predomínio de laminações plano paralelas, por vezes levemente inclinadas, as quais se ressaltam pela ocorrência de intraclastos e bioclastos. AI Arenito muito fino a fino, com estratificação cruzada de médio porte, tangenciais e tabulares. Intraclastos, micas e matéria orgânica resaltam a laminação interna. Sua selação é moderada a boa. AD Arenito muito fino a fino com estruturas de escorregamento. O teor de argila é variável e a presença de cimento calcífero eventual. AF Arenito muito fino a fino, com estratos deformados por escape d água. Fragmentos de matéria orgânica carbonizada definem níveis de ocorrência localizada. AM Arenito muito fino a fino, bem selecionado, aparentemente maciço e eventualmente com feições de fluidização. AM, AF, AH, AI, AR, Ci, AD Planície deltaica Conglomerado intraformacional com fragmentos de arenito, carbonato e clastos achatados de folhelho Ci ou matéria orgânica lenhosa, dispersos em matriz arenosa. Usualmente compõe níveis centimétricos (média de 5 cm) na base dos corpos arenosos, estando por vezes parcial ou integralmente cimentado por carbonato de cálcio

49 49 Tabela 5: Convenções utilizadas para Litologia, Granulometria e Estruturas Sedimentares. Estruturas Sedimentares e outras características Litologia Granulometria la = laminação lc = laminação convoluta rp = ripples unidirecionais pp = estratificação planoparalela xb = cruzada de baixo ângulo xa = cruzada acanalada xi = cruzada indistinta sl = Feições de escorregamento fd = fluidização ma = maciço if = intraformacional fo = fosslífero FL = Folhelho LM = Lamito SL = Siltito AR = Arenito CG = Conglomerado CRE = Calcarenito f = Muito fino F = Fino M = Médio Para melhor caracterização dos processos que as caracterizam, primários ou não, as fácies foram agrupadas em nove classes conforme sua textura (tamanho de grão e estrutura associada) Pelitos e Lamitos Pelitos e lamitos são típicos de ambientes de baixa energia, nos quais predomina a decantação da fração silto-argilosa em suspensão. As fácies abaixo descritas relacionam-se, portanto, a um contexto deposicional francamente lacustre, prodeltaico ou ainda de planície deltaica Fácies FL-la (Fotos 1 e 2) Folhelho cinza esverdeado, cinza médio a escuro ou preto, laminado, em parte físsil, variavelmente calcífero, localmente piritoso, fossilífero (ostracodes). Slickensides e microfalhas ocorrem, localmente. Em seções lacustres, de caráter transgressivo, (testemunho 3 do poço A) intercalam-se níveis milimétricos, centimétricos ou mesmo decimétricos, enriquecidos em carbonato de cálcio, os

50 50 quais deformam ligeiramente a laminação dos estratos adjacentes, à semelhança de concreções. Esta fácies é típica de ambientes de prodelta e lacustre franco Fácies L-ma (Foto 3) Lamito cinza médio a escuro, de aspecto geral maciço, com laminação planoparalela restrita a intervalos mais argilosos e delgadas intercalações de arenito muito fino, síltico, ao nível das quais podem se desenvolver feições de sobrecarga (bolas e almofadas, pseudo-nódulos). A bioturbação é comum. São observadas concentrações locais de ostracodes. A fração silto-argilosa ilustra pequenos incrementos na energia do meio aquoso, mas sob um contexto predominantemente de baixa energia. Esta fácies relaciona-se usualmente a um ambiente de planície deltaica (áreas interdistributárias) ou à porção distal da frente deltaica e prodelta Litotipos Interacamadados Intervalos caracterizados pela intercalação de camadas silto-arenosas e lamosas, em escala mais comumente centimétrica, são comuns nos poços A e B, principalmente na porção superior dos corpos arenosos. A proporção relativa entre seus componentes é variável, sendo reconhecidas as seguintes fácies: Fácies SL/L-ma (Foto 4) Interacamadado de siltito cinza claro e lamito esverdeado, de aspecto maciço, intensamente bioturbado. São observadas feições de sobrecarga, como bolas e almofadas.

51 Figura 4.2 Fotos 1 e 2 - Pelitos lacustres laminados (Fácies FL-la); Foto 3 Lamito maciço (Fácies LM-ma). 51

52 Fácies ARf-rp / LM-ma (Fotos 5 e 6) Interacamadado de arenito muito fino, comumente síltico, cinza claro, e lamito cinza médio, em proporções variáveis. Os estratos arenosos apresentam, principalmente, laminação cruzada cavalgante e microestratificação cruzada acanalada, ou ainda, laminação plano-paralela e laminação ondulada, além de estruturas de carga (bolas e almofadas, pseudo-nódulos) e laminação convoluta. Acamamento lenticular e lentes de arenito são comuns em intervalos com menor razão arenito/folhelho. As estruturas primárias são comumente deformadas, ou mesmo obliteradas, por escape de fluidos e/ou por bioturbação moderada a intensa Fácies ARf-fo / L-ma Interacamadado de arenito muito fino, siltico, cinza claro, fossilífero (ostracodes) e lamito cinza médio. Esta fácies, de ocorrência restrita, relaciona-se mais comumente à porção superior de seções de planície deltaica. Não são reconhecidas estruturas primárias. Sucessões de litotipos interacamadados indicam condições paleoambientais nas quais há uma interação dinâmica entre processos trativos (arenitos com microestratificação cruzada acanalada), de tração conjugada à suspensão (arenitos com laminação cruzada cavalgante) e de decantação (lamitos). Mato (1984) considera que tais sucessões estejam presentes em ambientes de frente deltaica (áreas interlobos) ou planície deltaica (zonas interdistributárias). A maior intensidade da bioturbação e a presença ocasional de marcas de raízes (Foto 7) seriam diagnósticas desta última. Fácies de arenito muito fino, ostracoidal (ARf-fo) relacionam-se mais provavelmente, também mais a um contexto de planície deltaica.

53 53 Figura 4.3 Foto 4 :Interacamadado de siltito/arenito muito fino, síltico, com lamito maciço (Fácies SL/LM-ma). São observadas estruturas de carga e lentes silto-arenosas; Fotos 5 e 6 - Interacamadado de arenito muito fino, com microestratificações cruzadas, e lamito maciço (Fácies ARf-rp/LM-ma). Deformações relacionadas à sobrecarga, escape de fluidos e bioturbação são comuns nesta fácies (foto 5); Foto 7 interacamadado de arenito muito fino e lamito maciço, bioturbado, comumente fossilífero, com marcas de raízes (área delimitada em vermelho) Fácies ARf-fo/LM-ma.

54 Arenitos com microestratificação cruzada Fácies ARf-rp (Fotos 8 a 10) Arenito muito fino, cinza claro com microestratificação cruzada acanalada ou microestratificação cruzada cavalgante. Arenitos muito finos com microestratificação cruzada são comuns na porção superior dos corpos arenosos, estando variavelmente afetados por processos de escape de fluidos. Sua deposição relaciona-se a processos de tração e suspensão, podendo ocorrer em contexto de frente deltaica distal ou planície deltaica, neste caso como produto de leques de extravasamento ( crevasse splay ). Esta última é a associação mais comum, uma vez que tais fácies sobrepõem-se, de modo geral, a arenitos finos a médios com estratificação cruzada, definindo uma sucessão granodecrescente ascendente, que culmina com sucessões de litotipos interacamados, bioturbados, localmente com marcas de raízes (Foto 7) Arenitos com laminação plano-paralela Fácies ARf-pp, ARf-xb (Foto 11) Arenito muito fino, cinza esbranquiçado, com laminação plano-paralela (ARfpp) a cruzada de baixo ângulo, neste caso, definida pela presença de estratos levemente convergentes ou com discreto truncamento. Arenitos muito finos com laminação plano-paralela sub-horizontal a levemente inclinada ou cruzada de baixo ângulo são comuns no poço B. Horschutz (1972) os relaciona à porção mais superior da frente deltaica (plataforma de frente deltaica em sua caracterização).

55 55 Figura 4.4 Arenito muito fino com microestratificação cruzada acanalada (foto 8) e/ou microestratficação cruzada cavalgante (foto 9), localmente bioturbado (foto 10) Fácies ARf-rp.

56 Arenitos com estratificação cruzada Fácies ARF-xa, ARM-xa (Fotos 12 e 13 ) Arenito fino (ARF-xa) a médio (ARM-xa), cinza claro ou castanho claro, com estratificação cruzada acanalada. Os planos de estratificação são definidos por níveis enriquecidos em minerais micáceos. Fragmentos argilosos são comuns no intervalo e por vezes caracterizam os limites dos estratos cruzados. Cimento calcítico ocorre, localmente Fácies ARF-xi, ARM-xi (Foto 14) Arenito fino (ARF-xi) a médio (ARM-xi), cinza claro, esbranquiçado ou castanho claro, com estratificação cruzada indistinta. Os planos de estratificação são definidos por níveis enriquecidos, sobretudo em minerais micáceos, mas ainda fitoclastos e/ou intraclastos de folhelho. De modo geral, estas fácies são definidas por conjuntos de estratos subparalelos, inclinados, com cruzamento indicado por sua aparente convergência, em escala decimétrica, ou por truncamentos locais. Arenitos finos a médios com estratificação cruzada acanalada a indistinta de médio a grande porte são fácies características das porções basal a intermediária dos corpos arenosos. Deformações relacionadas a escape de fluidos comprometem comumente a individualização das estruturas primárias. Como indicado por Mato (1984), tais fácies relacionam-se a processos trativos desenvolvidos sob pequena lâmina d água, em contexto de frente deltaica.

57 57 Figura 4.5- Foto 11 Arenito muito fino com estratos subparalelos (Fácies ARf-pp); Fotos 12 e 13 - Arenito fino com estratificação cruzada acanalada (Fácies ARF-xa); Foto 14 Arenito fino com estratificação cruzada indistinta dada pelo discreto truncamento de estratos inclinados, subparalelos (ARF-xi).

58 Arenitos deformados ARf-lc Arenito muito fino, cinza claro, com laminação convoluta relacionada a escape de fluidos ARf- sl ARF-sl, ARM-sl (Foto 15 e 16) Arenito fino (ARF-sl) a médio (ARM-sl), cinza claro, esbranquiçado ou castanho claro, deformado por escorregamento, gerando comumente a subverticalização dos estratos. Intraclastos de folhelho ocorrem localmente, assim como níveis cimentados por calcita. Figura Foto 15 Arenito muito fino com feições de escorregamento (Fácies ARf-sl); Foto 16 Arenito fino com estrutura de escorregamento (Fácies ARF-sl).

59 ARf-fd, ARF-fd, ARM-fd (Foto 17) Arenito muito fino (ARf-fd), fino (ARF-fd) ou médio (ARM-fd), cinza claro a castanho claro, com estratificação variavelmente deformada por escape de fluidos. Em casos extremos, este processo tende a obliterar as estruturas primárias. Arenitos finos a médios deformados por escorregamento e/ou escape de fluidos são fácies comuns nas porções intermediária e superior dos corpos de arenito. Estes processos encontram-se intimamente associados e caracterizariam seções de frente deltaicas sujeitas à sobrecarga e remobilização, em face da alta taxa de aporte sedimentar sobre depósitos ainda plásticos. Fácies maciças seriam resultado da completa obliteração das estruturas primárias submetidas à escape de fluidos. Processos similares afetam fácies de arenito muito fino em seções interacamadadas ou não, na planície deltaica, resultando na formação de estruturas convolutas e na obliteração parcial ou completa das estruturas primárias (microestratificação cruzada) Arenitos maciços ARf-ma, ARF-ma, ARM-ma (Fotos 18 e 19) Arenito muito fino (ARf-ma), fino (ARF-ma) ou médio (ARM-ma), cinza claro, esbranquiçado ou castanho claro, de aspecto maciço, eventualmente com clastos dispersos de folhelho. Fácies maciças ocorrem em zonas nas quais o processo de escape de fluidos é intenso, de modo que sua origem está mais provavelmente relacionada à obliteração total de estruturas primárias em zonas com elevada taxa de acumulação de sedimentos, notadamente em contexto de frente deltaica.

60 60 Figura 4.7- Foto 17 Arenito muito fino, deformado por escape de fluidos (Fácies ARf-fd); Fotos 18 e 19 Arenito fino, maciço, localmente com clastos de argila (Fácies ARF-ma).

61 Conglomerado intraformacional Fácies CG-if (Fotos 20 e 21) Conglomerado intraformacional composto exclusivamente por fragmentos pelíticos angulosos a subangulosos, tamanho seixo, ou ainda por clastos de rochas carbonáticas e fitoclastos. Os intraclastos podem estar localmente orientados e mesmo imbricados. Gradação normal é comum. A matriz é de arenito fino, comumente cimentado por calcita. Fácies conglomeráticas foram diferenciadas por Horschutz (1972) e Matte (19 98), que as relacionam a ambientes tanto de frente deltaicas como de planície deltaica, neste caso como produto da erosão das margens de canais distributários. Mato (1984) não as discrimina, mas apenas relaciona-as, a exemplo de Matte (op. cit.), à base de seções arenosas com estratificação cruzada. Figura 4.8 Conglomerado intraformacional com fragmentos de pelitos e carbonatos não alinhados (foto 20) e alinhados (foto 21) Fácies CG-if

62 Fácies enriquecidas em ostracodes Litotipos enriquecidos em ostracodes são descritos tanto por Horschutz et. al. (1972), com a designação de coquina ostracoidal, como por Mato (1984), sob a denominação de arenito muito fino, síltico, ostracoidal. Embora estas classificações ofereçam uma avaliação simples e apenas parcial destes intervalos, adota-se aqui procedimento semelhante, descrevendo-se tais litotipos como calcarenitos ostracodais (CRE-ost). Sua melhor caracterização exigiria um estudo petrográfico, que foge aos objetivos desta monografia. Aparentemente, englobam-se fácies de mudstone impuro, bioturbado, e grainstone / packstone impuros, por vezes com intraclastos de folhelho, os quais ocorrem como níveis centimétricos em meio a folhelhos lacustres. Localmente desenvolve-se laminação plano-paralela definida pela intercalação de estratos enriquecidos em ostracodes, sobretudo articulados, e níveis silto-argilosos. Figura 4.9 Calcarenito ostracoidal maciço (foto 22) e laminado (23). Neste último caso observam-se intercalações entre níveis enriquecidos em carapaças articuladas de ostracodes e níveis lamosos (Fácies CRE-ost).

63 63 Um sumário com as principais características das litofácies acima descritas é apresentado na Tabela 6. Na Tabela 7 relacionam-se estas fácies e aquelas descritas por Horshutz (1972), Mato (1984) e Matte (1998) Associações de Fácies A tabela 8 reúne as associações de fácies que caracterizam os subambientes de lago, prodelta, frente deltaica (proximal e distal) e planície deltaica, conforme as considerações apresentadas para cada grupo de litofácies, no item 4.2. Em linhas gerais, fácies típicas de um contexto de frente deltaica, em sua porção proximal, são representadas por arenitos finos a médios, com estratificação cruzada de médio porte (ARF-xa, ARM-xa, ARF-xi, ARM-xi), variavelmente deformados por escorregamento (ARF-sl, ARM-sl) e escape de fluidos (ARF-fd, ARM-fd), com desenvolvimento local de fácies maciças (ARF-ma, ARM-ma). Tais fácies usualmente relacionam-se às porções basal e intermediária dos corpos arenosos, estando relacionadas a processos trativos desenvolvidos em lâmina d agua rasa, sob elevadas taxas de acumulação e um gradiente deposicional que favorece a remobilização e deformação dos estratos. Arenitos finos com laminação plano-paralela, sub-horizontal (ARF-pp), ou estratificação cruzada de baixo ângulo (ARF-xb), estariam relacionados à porção mais superior da frente deltaica. Os arenitos de frente deltaica são os que apresentam maior porosidade aparente, constituindo os melhores reservatórios de petróleo em um sistema deltaico.. As fácies que caracterizam ambientes de frente deltaica distal e planície deltaica são semelhantes, uma vez que se caracterizam principalmente por sequências de litotipos interacamadados (SL/LM-ma, ARf-rp/LM-ma) e arenitos com microestratificações cruzadas (ARf-rp), identificando processos de tração e tração/suspensão. Sucessões relacionadas à planície deltaica diferenciam-se por apresentarem intervalos com bioturbação moderada a intensa, obliterando estruturas primárias, e presença local de marcas de raízes e concentrações de ostracodes (ARf-fo/LM-ma). Estas características são comuns na porção superior dos corpos arenosos, definindo uma tendência de raseamento para o topo. Associações de frente deltaica distal estariam mais bem definidas na porção inferior da seção analisada em ambos os poços, abaixo dos níveis conglomeráticos que marcam a base dos arenitos com estratificação cruzada (CG-if).

64 64 Folhelhos laminados (FL-la), lamitos maciços (LM-ma) e calcarenitos ostracodais (CRE-ost) representam as fácies de ambiente lacustre. As duas primeiras também podem evidenciar um contexto de prodelta, quando claramente relacionadas, em uma sucessão vertical, a fácies de frente deltaica distal. Um modelo esquemático para a distribuição de fácies nos diversos subambientes do sistema deltaico é ilustrado na Figura Tabela 6 Sumário com as principais características das litofácies descritas neste trabalho. Categorias de fácies Fácies Tamanho de grão Cor Pelitos e lamitos FL-la L-ma Argila Argila/Silte Estruturas Sedimentares cinza esverdeado, Laminado/ Slickensides e cinza médio a escuro, microfalhas ocorrem preto localmente. Maciço/ feições de cinza esverdeado, sobrecarga (bolas e cinza médio pseudo-nódulos). Interpretação do Processo deposição por gravidade em ambientes de baixa energia Litotipos interacamadados SL/L-ma ARf-xa/ L-ma ARf-rp/ L-ma ARf-fo/ L-ma Argila/silte Areia muito fina/argila/silte Areia muito fina/argila/silte Areia muito fina/argila/silte cinza claro e cinza médio Laminação plano-paralela, laminação ondulada, laminação cruzada cavalgante, lentes de arenito, estruturas de carga (chama, bolas e almofadas, pseudonódulos), diques de arenito, bioturbação (marcas de raízes localmente) tração, tração/suspensão, deposição por gravidade Arenitos com microestratificação cruzada ARf-rp Areia muito fina cinza claro/esbranquiçado, castanho claro microestratificação cruzada acanalada laminação cavalgante cruzada tração tração/ suspensão Arenitos com laminação planoparalela Arf-pp, Arf-xb Areia muito fina cinza claro/esbranquiçado laminação plano-paralela a cruzada de baixo ângulo tração Arenitos com estratificação cruzada ARF-xi, ARM-xi ARF-xa, ARM-xa Areia fina a média Areia fina a média cinza claro/esbranquiçado, castanho claro estratificação cruzada indistinta de médio porte estratificação cruzada acanalada de médio porte tração Arenitos deformados Arenitos maciços Conglomerado intraformacional ARf-lc Areia muito fina laminação convoluta cinza ARF-sl, ARM-sl Areia fina a média claro/esbranquiçado, escorregamento castanho claro ARf-fd, ARF-fd, ARM-fd Arf-ma, ARF-ma, ARM-ma CG-if Areia muito fina a média Areia muito fina a média Grânulos e seixos em matriz de areia fina cinza claro/esbranquiçado, castanho claro cinza claro não diagnósticas ausentes ausentes ou orientação de clastos escorregamento e/ou escape de fluidos escape de fluidos tração Calcarenito ostracodal CRE-ost areia fina a média cinza claro, castanho ausentes ou laminação plano-paralela tração, bioacumulação

65 65 Tabela 7 Relação entre as litofácies definidas neste trabalho e aquelas propostas em Horschutz (1972), Mato (1984) e Matte (1998). Esta monografia Horschutz (1972) Mato (1984) Mate (1998) FL-la L1, L2 A F LM-ma L2 B L SL, ARf-rp / LM-ma S1, L3 C I, Asa, Abs, Ara ARf-rp A1, S2 E AR ARf-pp A3 F AH ARF-xi, ARF-xa, ARM-xa, ARM-xi A2 F AI ARF-sl, ARM-sl, ARF-fd, ARM-fd A7 F AD, AF ARF-ma, ARM-ma A6 F AM CG-if A4 Ci CRE-ost A5 G Tabela 8 Associações de fácies reconhecidas neste trabalho e sua relação com os diferentes subambientes de um sistema deltaico. Associações de fácies FL-la, CRE-ost FL-la, LM-ma LM-ma, SL/L-ma, ARf-rp/ L-ma, Arf-lc Ambiente deposicional Lacustre Prodelta Frente deltaica distal Arf-pp, Arf-xb, ARF-xi, ARF-xa, ARM-xi, ARM-xa, ARF-sl, ARM-sl, ARF-fd, ARM-fd, ARF-ma, ARM-ma, CG-if Frente deltaica proximal LM-ma, SL/L-ma, ARf-rp/ L-ma, ARf-rp, Arf-lc, Arf-fd, Arf-ma Planície deltaica

66 Figura 4.10 Modelo esquemático para a distribuição das principais litofácies identificadas nos poços A e B, em relação aos diferentes subambientes de um sistema deltaico (modificado de Silva, 2013). 66

67 67 CAPITULO 5 : CONTROLES ESTRATIGRÁFICOS NA DEPOSIÇÃO DO MEMBRO SANTIAGO - CLIMA X TECTÔNICA Em riftes intracontinentais, a exemplo da Bacia do Recôncavo, clima e tectonismo são fatores determinantes na definição dos padrões de preenchimento, controlando a arquietura estratigráfica de tais sistemas. Determinar sua contribuição relativa para a distribuição de sedimentos e definição de ciclos deposicionais não é uma tarefa fácil, sendo comuns interpretações diversas para ciclos de constituição semelhante. Os trabalhos de Guzzo (1997) e Santos (2005) ilustram estas diferentes visões. Ambos os autores realizaram estudos na Bacia do Recôncavo, abordando sucessões deltaico-lacustres a fluvio-deltaico-lacustres. Guzzo (op. cit.) considera que a deposição do Membro Santiago esteja relacionada a um ciclo tectônico, no qual variações nas taxas de subsidência controlariam a progradação de sistemas deltaicos ou seu afogamento para deposição de pelitos lacustres (Figura 5.1). Em seu modelo, o autor avalia que a deposição dos arenitos deltaicos daquela unidade tenha ocorrido como resposta a menores taxas de subsidência, em um período de relativa quiescência tectônica. A transgressão lacustre que encerra este episódio progradacional indicaria uma retomada da atividade tectônica, com recuo dos sistemas proximais. Ainda segundo Guzzo (op. cit.), o clima atuaria no âmbito de cada episódio progradacional, controlando a sucessão de ciclos progradacionais e retrogradacionais, mas com baixo potencial de preservação dos registros transgressivos face às reduzidas taxas de subsidência. Santos (2005) apresentou os resultados de trabalho desenvolvido em seção mais jovem que a estudada por Guzzo (op. cit.) e, portanto mais jovem que a seção estudada nesta monografia. O autor dedicou-se à caracterização dos ciclos deposicionais reconhecidos no Andar Buracica. Nas porções central e norte da Bacia do Recôncavo, incluindo o Campo de Miranga, tais ciclos incluem elementos fluviais, deltaicos e lacustres, correspondendo à Formação São Sebastião. No sul da bacia, o registro é deltaico-lacustre, sendo englobado na Formação Pojuca e, portanto, apresentando características similares às de sequências deltaicas mais antigas (idade Eoaratu), aqui analisadas.

68 68 Figura 5.1 Modelo idealizado de uma sequência tectônica, conforme Guzzo (1997). Neste modelo, períodos com baixas taxas de subsidência favoreceriam a progradação de sistemas proximais. Com o aumento da subsidência, ocorreria o recuo destes sistemas (modificado de Guzzo, op. cit.). Santos (op. cit.) reconheceu sequências estratigráficas de terceira e quarta ordens com padrão de modo geral retrogradacional, expresso por ciclos com depósitos fluviais e ou deltaicos, na base, e lacustres, no topo. O autor considera que a tectônica teria atuado na criação do espaço de acomodação e o clima no preenchimento do mesmo, determinando a sucessão temporal dos ambientes deposicionais e, portanto, dos ciclos sedimentares. No modelo proposto por Santos (op. cit.), fácies deltaico-lacustres corresponderiam ao registro de um trato de sistemas de lago baixo, depositado em contexto de umidificação do clima, respondendo por um incremento no influxo de água e, consequentemente, no aporte de sedimentos. A superfície que os sobrepõe abruptamente a registros lacustres corresponderia ao limite de sequência e estaria relacionada a um rebaixamento prévio do nível do lago, sob clima mais seco. Assim

69 69 considerados, tais depósitos seriam um análogo das cunhas de mar baixo no modelo tradicional da Estratigrafia de Sequências. Fácies deltaicas e sobretudo pelíticas constituiriam o trato de sistemas de lago transgressivo. O trato de sistemas de lago alto estaria representado também por pelitos e não por progradações deltaicas, uma vez que sua deposição teria ocorrido sob condições de balanço hídrico já predominantemente negativo (evaporação> precipitação) Figura 5.2. Figura 5.2 Modelo idealizado por Santos (2005) para as sequências deposicionais do Andar Buracica da Bacia do Recôncavo. São indicadas as posições relativas de tratos de sistema e das principais superfícies estratigráficas em relação a curvas de balanço hídrico e nível do lago (modificado de Santos, op. cit.) Os modelos de Guzzo (1997) e Santos (2005) baseiam-se em uma série de dados não disponíveis nesta monografia, dentre os quais destacam-se análises isotópicas de carbono e oxigênio, nas quais os autores fundamentaram grande parte de suas interpretações. Em Santos (op. cit.), acrescenta-se o elevado número de poços utilizados, em escala regional, abrangendo toda a Bacia do Recôncavo. O

70 70 contexto geológico aqui ilustrado é restrito, mesmo no âmbito do Campo de Miranga, e baseia-se apenas nos perfis de dois poços e em testemunhos do Membro Santiago neles coletados. Desta maneira, as observações aqui apresentadas procuram uma analogia com tais modelos, mas sob a limitação de um conjunto restrito de dados. Considerando-se o modelo proposto por Santos (op. cit.), a deposição do Membro Santiago poderia ter uma interpretação alternativa ao modelo tectônico de Guzzo (1997). Os depósitos deltaicos relacionados à porção superior do Membro Santiago, que representam essencialmente o intervalo diagnóstico da unidade, na concepção original de Viana et al. (1971), definiriam um trato de sistemas de lago baixo. De fato, o Arenito Santiago superior configura um evento regressivo de grande magnitude na Bacia do Recôncavo, tanto é que constitui o único a definir uma unidade litoestratigráfica formal. Sua base é abrupta e, nos poços avaliados, apresenta um delgado registro de conclomerados intraformacionais, podendo estar relacionada a um limite de sequências, fato destacado por Matte (1998). Depósitos transgressivos incluiriam pelitos lacustres, com intercalações de biocalcarenitos, além de progradações deltaicas em pequena escala, evidenciando o caráter retrogradacional do registro nesta fase (Poço A, testemunho 4, caixas 4 a 7). O trato de sistemas de lago alto estaria igualmente representado por pelitos e biocalcarenitos. Uma subdivisão do registro estratigráfico baseada no modelo de Santos (op. cit.), como acima descrito, converge com a proposta por Matte (op. cit) para uma série de poços do Campo de Miranga. Este autor também relaciona grande parte dos depósitos deltaicos a um trato de sistemas de lago baixo. A porção superior destes depósitos e os pelitos sobrepostos comporiam o trato de sistemas transgressivo, com superfície de inundação máxima ao nível do Marco 11. Matte (1998) não reconhece um controle climático específico para esta sucessão, à qual atribui uma hierarquia de terceira ordem, indicando apenas que clima e/ou tectonismo seriam os principais fatores que controlaram a sedimentação. A exemplo de Matte (1998), considera-se nesta monografia que os arenitos do Membro Santiago superior e os folhelhos a ele sobrepostos pertençam, respectivamente, aos tratos de lago baixo e transgressivo de uma sequência de terceira ordem, em escala comparável às sequências de mesma ordem definidas por Santos (1998), no Andar Buracica. Como não há dados que permitam corroborar a

71 71 hipótese de um controle climático na deposição, infere-se apenas um possível controle do clima para a deposição dos ciclos deltaico-lacustres da Formação Pojuca. No âmbito do Membro Santiago, três ciclos menores, de quarta ordem, designados A, B e C, do mais antigo para o mais novo, podem ser identificados através da correlação de perfis, associada à interpretação faciológica (Figura 5.3). Ciclos comparáveis foram definidos por Mato (1984). O padrão básico de empilhamento de um ciclo envolve a deposição de fácies relacionadas à frente deltaica (lobos deltaicos), na base, sucedidas por fácies de planície deltaica (Figura 5.3). Sob esta interpretação faciológica, a tendência granodecrescente para o topo, em cada ciclo, não representa uma retrogradação. Trata-se de ciclos de raseamento para o topo, à semelhança de parassequências. Os ciclos assim caracterizados estão muito bem definidos no poço B, onde se evidencia uma redução na espessura dos depósitos de frente deltaica, sugerindo uma tendência geral transgressiva. No poço A, esta sucessão é menos característica, estando presente nos ciclos basal (A) e superior (B). No ciclo intermediário (C), o empilhamento é em grande parte agradacional, dado o predomínio de fácies de planície deltaica. Em ambos os poços, conglomerados intraformacionais ocorrem na base do ciclo A, podendo estar associados a um limite de sequências, conforme a concepção de Matte (1998) e Santos (2005). As diferenças observadas na composição dos ciclos descritos nos poços A e B são naturais em sistemas deltaicos, que possuem uma dinâmica favorável a variações laterais e verticais de seus subambientes. Esta dinâmica é controlada por fatores internos, relacionados a processos autocíclicos (variações na descarga dos distributários, avulsões, etc). Em linhas gerais, pode-se dizer que o Membro Santiago representa um importante episódio progradacional na Bacia do Recôncavo, estando associado necessariamente a um período de baixa atividade tectônica que favoreceu um balanço positivo entre taxas de acumulação de sedimentos e taxas de subsidência. Como não há aporte sedimentar nesta escala sem que também se conjugue um maior influxo de água, é provável que variações climáticas tenham controlado a ciclicidade do registro vinculado à Formação Pojuca.

72 72 Figura 5.3 Correlação do Membro Santiago entre os poços A e B, tendo por base feições de perfis elétricos (Raios Gama e Potencial Espontâneo), bem como os resultados da análise sequencial de testemunhos coletados em ambos os poços. LS= Limite de Sequência de 3º ordem, ST= Superfície Transgressiva de terceira ordem (vide comentários no texto).

73 73 CAPÍTULO 6 CONCLUSÕES Este trabalho teve como proposta o reconhecimento das fácies e associações de fácies diagnósticas de uma seção deltaica na Bacia do Recôncavo, buscando avaliar os fatores que controlaram a deposição dos ciclos transgressivo-regressivos que identificam a Formação Pojuca, nesta bacia. A seção de referência para esta avaliação foi o Membro Santiago, cuja caracterização baseou-se na análise seqüencial de 100,65m de testemunhos coletados em dois poços do Campo de Miranga, compartimento central do Recôncavo. Estes testemunhos, originalmente descritos por Mato (1984) e Matte (1998), foram revistos para esta monografia, tendo sido reconhecidas vinte e três litofácies, agrupadas em nove classes, conforme sua textura (tamanho de grão e estrutura associada): i) pelitos e lamitos, ii) litotipos interacamadados, iii) arenitos com microestratificação cruzada, iv) arenitos com laminação plano-paralela, v) arenitos com estratificação cruzada, vi) arenitos deformados (escorregamento e fluidização), vii) arenitos maciços, viii) conglomerados intraformacionais e ix) calcarenitos ostracodais. As fácies assim caracterizadas permitiram definir cinco associações de fácies, relacionadas a ambiente lacustre e aos diversos subambientes de um sistema deltaico: prodelta, frente deltaica (proximal e distal) e planície deltaica. Através da caracterização faciológica e paleoambiental foram possíveis avaliar a organização interna do episódio progradacional estudado, além de discutir os fatores que teriam controlado sua deposição. Os depósitos deltaicos relacionados à porção superior do Membro Santiago, que representam essencialmente o intervalo diagnóstico da unidade, na concepção original de Viana et al. (1971), definiriam um trato de sistemas de lago baixo de uma sequência de terceira ordem. Depósitos transgressivos e de lago alto estariam representados por pelitos lacustres, com intercalações de biocalcarenitos. Esta concepção converge com a proposta de Matte (1998) e assemelha-se à subdivisão apresentada por Santos (2005) para ciclos flúvio-deltaico-lacustres do Andar Buracica. No âmbito do Membro Santiago, três ciclos menores, de quarta ordem, foram identificados através da correlação de perfis, associada à interpretação faciológica. Ciclos comparáveis foram definidos por Mato (1984).

74 74 O padrão básico de empilhamento de um ciclo envolve a deposição de fácies relacionadas à frente deltaica (lobos deltaicos), na base, sucedidas por fácies de planície deltaica. Trata-se de ciclos de raseamento para o topo, à semelhança de parassequências. As diferenças observadas na composição dos ciclos são comuns em sistemas deltaicos, cuja dinâmica proporciona variações laterais e verticais de seus subambientes. Esta dinâmica é controlada por fatores internos, relacionados a processos autocíclicos (variações na descarga dos distributários, avulsões, etc). O Membro Santiago representa um importante episódio progradacional na Bacia do Recôncavo, estando associado necessariamente a um período de baixa atividade tectônica. Além disso, é provável que variações climáticas tenham sido responsáveis pela sucessão de caráter retrogradacional observada na sobreposição de fácies deltaicas por pelitos lacustres, comum às diversas sequências regressivastransgressivas que compõem a Formação Pojuca, conferindo um caráter cíclico ao registro.

75 75 REFERÊNCIAS BHATTACHARYA, J. P. - Deltas. In: Facies models revisited (ed. POSAMENTIER, H; WALKER, R.), SEPM SP84, pp CAMPINHO, V. S.; FLORES, A. C. C.; FORBRIG, L. C.; DUPUY, I. S. S. Perfilagem conceitos e aplicações. E&P-BA/GEXP/GEAGEO, 14p. Relatório Interno CASTRO, J. C./ Classificação de deltas lacustres: aplicação ao Cretáceo Inferior das bacias marginais do Brasil Águas de São Pedro In: SIMPÓSIO SOBRE O CRETÁCEO DO BRASIL, 4, pág , CASTRO, J.C.; CASTRO, M.R. Ambientes Deltáicos. In: PEDREIRA, A.J.C.L.;ARAGÃO, M.A.N.F.; MAGALHÃES, A.J.C. [Org]. Ambientes de Sedimentação Siliciclásticas do Brasil, Ed. Beca-Ball, São Paulo, 2008, p DELLA FAVERA, J.C. Fundamentos de Estratigrafia Moderna. Rio de Janeiro: Ed. UERJ, 2001, 264p. FILHO OLIVEIRA, J. S; RODRIGUES, E. B; & D`AVILA, R. S. F Denominação para rochas siliciclásticas, evaporíticas, ígneas e metamórficas. E&P-EXP/GEO- ESA/GEXP/GELAB,& CENPES/PDEXP/GSEP. Relatório Interno GALLOWAY, W. E. Process framework for describing the morphologic and stratigraphic evolution of deltaic depositional systems, in BROUSSARD, M.L., (Ed.), Deltas, models exploration, Houston, Society, p TX, Houston Geological GILBERT, G.K.,The topographic features of lake shores. U.S. Geol. Surv., Annu.Rep. 5, GUZZO, J. V. P. / Estratigrafia integrada e paleolimnologia de uma seção de idade Aratu (Eocretáceo) da Bacia do Recôncavo, NE do Brasil, 1997,238 pág, Porto Alegre, Universidade Federal do Rio Grande do Sul. Dissertação de Mestrado.

76 76 HORSCHUTZ, P. M. C.; DELLA FAVERA, J. C. & PASSOS, L. J. / Sedimentação deltaica das sequências Santiago e Cambuqui, Formação Pojuca, Bacia do Recôncavo. Aracaju, In: CONGR. BRAS. GEOL., 27, v. 2, pág , LAMBIASE, J. J. / A model for tectonic control of lacustrine stratigraphic sequences in continental rift basins. In: LACUSTRINE BASIN EXPLORATION - CASE STUDIES AND MODERN ANALOGS (ed. KATZ, B. J.), AAPG Memoir 50, pág , 1990 MAGNAVITA, L. P.; SILVA, R. R.; SANCHES, C. P. Roteiros geológicos:guia de Campo da Bacia do Recôncavo, NE do Brasil. Boletim de Geociências da Petrobras bacias rifte, Rio de Janeiro, v. 13, n. 2, p , maio/nov MATTE, R. R. - Arenitos reservatório do Membro Santiago superior, Bacia do Recôncavo, blocos 2 e 3. E&P-BA/GEXP/GELAB, 68p. Relatório Interno MATO, L. F. - Arenitos reservatório do Membro Santiago superior no Campo de Miranga bloco principal e bloco norte, Bacia do Recôncavo. Salvador, DEXBA/DINTER/SEGED I, 35p. Relatório Interno MATO, L. F.; CAIXETA, J. M. & MAGALHÃES, M. R. da C. / Padrões de sedimentação na passagem da Formação Marfim para a Formação Pojuca (Andar Rio da Serra/Andar Aratu) e significado estratigráfico do marco 15, Cretáceo Inferior, Bacia do Recôncavo, Bahia, Bol. Geoc. PETROBRAS, Rio de Janeiro, v. 6, n. 1/2, pp , MILHOMEM, P. S.; MAMAN, E. J; OLIVEIRA, F. M.; CARVALHO, M. S. S.; SOUZA- LIMA, W. Bacia do Recôncavo. Bacias Sedimentares Brasileiras. Fundação Paleontológica Phoenix, [s.l.], ano 5, n 51, mar Disponível em: < Acesso em: 13 dez OLIVEIRA, F. M. Análise estratigráfica da Formação Sergi, Campo de Fazenda Bálsamo, Bacia do Recôncavo, Bahia p. Dissertação (mestrado) - Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul (UFRGS), Porto Alegre, 2005.

77 77 PEDREIRA, A.J.C.L.; ARAGÃO, M.A.N.F.; MAGALHÃES, A.J.C.(Org). Ambientes de Sedimentação Siliciclásticas do Brasil. São Paulo: Ed. Beca-Ball, p. 17. REINECK, H.-E. & SINGH, I. B. / Depositional sedimentary environments - with reference to terrigenous clastics, Berlin: Springer-Verlag, 551p, SANTOS, C. F Estratigrafia de sequências da fase final de preenchimento de um rifte intracontinental: um modelo com base no Barremiano Inferior da Bacia do Recôncavo. Bol. Geoc.da Petrobrás, v. 13, n. 2, pp SILVA, D. E. R. da.- Caracterização Sedimentologica e Estratigráfica de Testemunhos da Formação Itaparica, Campo Fazenda Alforada, Bacia do Recôncavo, Bahia, Brasil. Salvador: 2013, 69p. Monografia de graduação. Instituto de Geociência, Universidade Federal da Bahia, Salvador, SILVA, O. B.; CAIXETA, J. M.; MILHOMEM, P. S.; KOSIN, M. D. Bacia do Recôncavo. Boletim de Geociências da Petrobras cartas estratigráficas, Rio de Janeiro, v. 15, n. 2, p , maio/nov SOARES, C.M. Análise Estratigráfica e Geoestatística de Reservatórios Deltáicos da Bacia do Recôncavo (Ba). Campinas: 1997, 120p. Disponível em < Acesso em: 13 dez WALKER, R. G. & JAMES, N. P. / Facies models: response to sea level change. Geol. Assoc. Canada, 409 p,

78 78 ANEXO ANÁLISE SEQUENCIAL DE TESTEMUNHOS (ANASETE) DOS POÇOS A E B - CAMPO DE MIRANGA BACIA DO RECÔNCAVO. LEGENDA DAS DESCRIÇÕES.

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