Evolução Tectono-Sedimentar

A evolução tectono-sedimentar da Bacia de Sergipe-Alagoas tem sido dividida em 4 estágios principais (Ponte & Asmus, 1976; Chang et al., 1992; Feijó, 1994): pré-rifte, sin-rifte, transicional e margem passiva (Figuras 4.2). Os limites entre esses estágios são motivos de discussão entre diversos geólogos, inclusive com propostas recentes de considerar o estágio transicional integrando uma fase rifte tardia (Karner & Driscoll, 1999), e a pré-rifte (Depressão Afro-Brasileira), de ser uma fase rifte inicial (Chagas et al., 1993; Matos, 1999; Zalán, 2004; Jardim de Sá et al., 2006). Relíquias de bacias intracratônicas paleozóicas estão preservadas em algumas áreas da bacia, produto do que vários autores denominam de estágio intracratônico (Sequências Carbonífera e Permiana).

O estágio rifte é polifásico, caracterizados por pulsos que originaram sequências de 2ª e 3ª ordem (Figura 4.3).

Considerando uma primeira manifestação do processo de rifteamento, o primeiro pulso resultou nos depósitos continentais (red beds) da Sequência J20-K5 (formações Candeeiro, Bananeiras e Serraria), de idade jurássica-eocretácea (Andar Local Dom João), depositados em uma bacia alongada norte-sul, denominada Depressão Afro-Brasileira (Ponte, 1971). Alguns autores (Feijó, 1994; Chagas et al.

1993; Chiossi, 1997) incluíram também as Sequências K10-K20 (Formação Feliz Deserto, andar local Rio da Serra) neste ciclo, ao qual chamaram de “Estiramento Inicial”. Recentemente, com base em datação radiométrica, Silva et al. (2006) encontraram idade triássica para os pelitos da porção basal da Formação Bananeiras, o que a desvincularia, ao menos em parte, da Sequência J20-K5. A Discordância Pré-Aratu (reconhecida por Galm e Santos, 1994) é considerada o limite superior desta sequência, e separa a Formação Feliz Deserto da Formação Barra de Itiúba (Campos Neto et al., 2007).

Durante o Andar Rio da Serra, o rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá já apresentava forte tectonismo, enquanto em Sergipe-Alagoas, somente no Andar Aratu houve aumento da intensidade, época em que o rifte Recôncavo-Tucano- Jatobá já diminuía a atividade tectônica (Lana, 1985; Chagas et al. 1993; Destro, 1994; Bueno, 2001). Isto possivelmente se deve à interrupção da propagação do rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá ao encontrar como anteparo a zona de cisalhamento do Lineamento Pernambuco, passando a abertura a ocorrer na bacia de Sergipe- Alagoas, abortando o rifte original (Szatmari e Milani, 1999). Segundo Bueno (2001), a este evento estaria ligada a Discordância Pré-Aratu, a qual considerou como uma “discordância de propagação do rifte”.

O segundo pulso do rifteamento resultou na deposição da Sequência K34- K36, composta pelas formações Barra de Itiuba, Penedo e Rio Pitanga (andares locais Aratu, Buracica e Eo-Jiquiá). Para Chagas et al. (1993), foi o início da ruptura crustal, do rifte como expressão topográfica, com o desenvolvimento de hemi- grabens, ainda sem ombreiras pronunciadas e com falhamentos restritos. Nos principais depocentros, na porção alagoana da bacia, acumularam-se mais de 2000m de sedimentos. Este pulso tectônico é descrito pela passagem das fácies de lago raso para fácies de lago mais profundo (Chagas et al., 1993; Chiossi, 1997), precedido pela erosão de significativa porção dos sedimentos de idade Rio da Serra nas áreas soerguidas, que resultou na Discordância Pré-Aratu.

Para Chagas et al. (1993), na fase rifte, a Bacia de Sergipe-Alagoas seria uma “grande rampa flexural de um enorme rifte assimétrico, onde a falha principal estaria situada atualmente em águas profundas ou na África, no compartimento sul da Bacia do Gabão”. Para Bueno (2006), já existiriam bordas ativas na Bacia de Sergipe-Alagoas, enquanto na Bacia do Gabão a evolução de um rifte assimétrico para simétrico teria produzido a superposição de duas falhas de borda.

Um terceiro pulso, caracterizado pelo significativo aumento da taxa de subsidência, resultou na deposição da Sequência K38, representada pela Formação Coqueiro Seco (idade local Neo-Jiquiá), e em sua porção inferior pela presença de espessos pacotes de coquinas (Formação Morro do Chaves), associados aos leques deltaicos (Arenito Pilar) e folhelhos lacustres ricos em matéria orgânica. Esta fase foi denominada de Rifteamento Maduro (Chagas et al., 1993), quando o rifte já exibia ombreiras bem desenvolvidas e sub-bacias assimétricas. Nesta época, acumularam- se mais de 2500m de sedimentos na porção alagoana da bacia. Diferentemente do pulso anterior, o intenso tectonismo produziu sub-bacias com diferentes padrões de sedimentação, ora mais abertas, ora mais fechadas (Chagas et al., 1993).

Um quarto pulso tectônico, já no andar local Alagoas (Meso-Aptiano?/Eo- Albiano?), resultou na deposição da Sequência K40, constituída de leques deltaicos, turbiditos, de sedimentos de origem marinha lagunar e evaporitos, correspondentes às formações Maceió e Poção em Alagoas e Muribeca em Sergipe. Este evento foi o clímax do rifte, com a formação da Linha de Charneira Alagoas. A ocorrência de evaporitos, denotando as primeiras ingressões marinhas num golfo proto-oceânico, fez com que alguns autores (como Chang et al., 1992) incluíssem esses depósitos como pertencentes à Megassequência Transicional.

Ao final dessa fase, o eixo do rifte se concentrou ao longo da margem continental que viria a ser implantada, enquanto parte do rifte anterior foi soerguido e erodido, comportando-se como uma ombreira do novo rifte, originando a Discordância Pré-Neo-Alagoas. Os maiores rejeitos de falhas na Sub-bacia de Alagoas estão relacionados a esta fase, como já foi apontado por Weidmann e Formoso (1987) no Campo de Pilar. Grandes soerguimentos associados aos ajustes isostáticos também podem estar ligados à estruturação da maioria dos campos de petróleo alagoanos, como Furado e Pilar. Para Hamsi & Karner (2005), os grandes rejeitos podem ter sido produto da carga flexural provocada pelo espesso preenchimento vulcano-sedimentar (seaward dipping reflectors – SDR) na porção distal do rifte (atualmente localizado sob águas profundas). Os SDRs teriam se formado no final da fase rifte, sobre a crosta continental altamente estirada.

As sucessões pós-rifte são condicionadas principalmente pelas variações relativas do nível do mar. Durante o Albiano, foram depositados carbonatos nos ambientes de plataforma, e argilas pelágicas e hemipelágicas, em condições progressivamente mais profundas. Correspondem à Formação Riachuelo

(Sequências K62 a K84), passando para os depósitos mais profundos da Formação Cotinguiba, já no Cenomaniano-Turoniano (K86-K88). A existência de conglomerados de borda (Membro Angico da Formação Riachuelo) ainda sugere tectonismo, denominado por Chagas et al. (1993) de Reativação Albiana. Nesta época, a subsidência térmica produziu o basculamento generalizado da bacia para sudeste, ocasionando erosão em toda a sub-bacia de Alagoas e intensa sedimentação na porção sergipana.

Ao final do Cretáceo houve um retorno à deposição siliciclástica (Sequências K90 a N60), provavelmente devido ao desenvolvimento de uma rede de drenagem na costa nordestina, como o Rio São Francisco. Desde então, foram depositadas as formações Marituba (leques costeiros), Mosqueiro (plataforma carbonática) e Calumbi (talude/bacia).

Uma regressão global, no Plioceno, foi responsável pela deposição dos sedimentos continentais da Formação Barreiras, que hoje recobre, na forma de tabuleiros costeiros, grande parte da bacia. Regressões forçadas do Quaternário produziram incisões fluviais nos tabuleiros da Formação Barreiras, resultando na atual fisiografia do litoral alagoano (falésias, vales incisos e lagunas).

Apesar das diferentes visões dos autores citados nos parágrafos acima, o que se percebe, de um modo geral, é um aumento progressivo nas taxas de subsidência e sedimentação, desde a pequena intensidade no estiramento inicial até a formação de grandes falhas no Albiano. As falhas resultantes dos diversos pulsos (Figuras 2.2 e 2.3), com diferentes direções, também apresentam diversas interpretações quanto à sua gênese, se contemporâneas ou não, se puramente normais ou com componente direcional (Lana, 1985; Chagas et al., 1993; Matos, 1999; Hamsi Jr., 2006).

Figura 4.2 – Carta estratigráfica da Sub-bacia de Alagoas (compilada de Campos Neto at al., 2007), com o intervalo estudado em destaque.

Figura 4.3 – Detalhe da Carta estratigráfica da Sub-bacia de Alagoas (modificada de Campos Neto et al., 2007), com as principais sequências constituintes da seção rifte. Dependendo do critério, a Sequência J20-K5 já seria constituinte de uma fase rifte inicial.