UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
REBECA SANTOS DE ALMEIDA NASCIMENTO
CARACTERIZAÇÃO SEDIMENTOLÓGICA E
ESTRATIGRÁFICA DE TESTEMUNHOS DA FORMAÇÃO
SERGI, CAMPO DOM JOÃO, BACIA DO RECÔNCAVO,
BAHIA, BRASIL
Salvador 2012
CARACTERIZAÇÃO SEDIMENTOLÓGICA E
ESTRATIGRÁFICA DE TESTEMUNHOS DA FORMAÇÃO
SERGI, CAMPO DOM JOÃO, 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.
Orientador: MSc. Flávio Miranda de Oliveira
Co-orientador: Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite
Salvador 2012
TERMO DE APROVAÇÃO
REBECA SANTOS DE ALMEIDA NASCIMENTO
Salvador, junho de 2012
CARACTERIZAÇÃO SEDIMENTOLÓGICA E
ESTRATIGRÁFICA DE TESTEMUNHOS DA FORMAÇÃO
SERGI, CAMPO DOM JOÃO, BACIA DO RECÔNCAVO,
BAHIA, BRASIL
Trabalho Final de Graduação aprovado como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
________________________________________________________________ 1° Examinador - Carlson de Matos Maia Leite
Doutor em Geologia pela Universidade Federal da Bahia IGEO - UFBA/PETROBRAS
________________________________________________________________ 2° Examinador - Michael Holz
Doutor em Geociências pela Universidade Federal do Rio Grande do Sul IGEO - UFBA
________________________________________________________________ 3° Examinadora - Valterlene de Oliveira
Mestra em Geologia e Geofísica Marinha pela Universidade Federal Fluminense PETROBRAS
AGRADECIMENTOS
Que esta etapa em nossas vidas é estressante, de noites mal dormidas e por aí vai, todos já sabem. Porém os sentimentos de ter conhecido um curso tão maravilhoso e de ter concluído mais uma etapa de nossas vidas são maiores.
Antes de tudo, devo agradecer a Deus pela vida, pelas oportunidades, pelas conquistas, pelas derrotas e perdas ao longo desses quatro anos e meio de curso que fizeram e fazem com que eu cresça e aprenda mais.
Agradeço ao Flávio pela disposição e dedicação em me orientar, bem como pelas correções sugeridas no meu trabalho. Ao Carlson, pela co-orientação, dúvidas esclarecidas e sugestões dadas.
Devo agradecer à Petrobras, empresa que concedeu seu espaço físico e material para ser possível a realização deste trabalho e por ser tão prestativa! E o que seria de uma empresa sem seus funcionários? Desta forma, sou muito grata ao pessoal do Laboratório de Sedimentologia e Estratigrafia que ajudaram no meu trabalho de forma direta ou indireta: Clau, Iguatemi, Adilson, Miriam, Edson Gomes, Paulo Milhomem, Soninha, Edson Medeiros, Rodrigo e a ao gerente do setor de Sedimentologia e Estratigrafia, Márcio, por autorizar os dados internos para eu fazer o trabalho e a todos os outros que me acolheram tão bem. E aos que não fazem parte do Laboratório, mas devem ser agradecidos:, Iarinha, Aline, Ioná, Lene e Cris, do setor de Avaliação e Acompanhamento Geológico de Poço, pelo carinho.
Muito obrigada ao programa ANP/PRH-08 pela bolsa de estudo nas pessoas de Sato e Cícero.
Agradecimentos vão para a UFBA/IGEO pela minha formação que, apesar de todos os problemas inerentes a qualquer instituição pública (pelo menos no Brasil), levarei seu nome com muito orgulho. Professores maravilhosos que constituem a sustentação do IGEO devem ser citados e são responsáveis em boa parte pelo conhecimento que adquiri até o momento, por desvendar a Geologia de forma apaixonante e/ou pelo carinho e amizade adquiridos: a Osmário, pelos primeiros conhecimentos adquiridos, Moacyr Moura, Michael Holz, André Netto, Simone, Ângela, Telésforo, Olívia, Flávio Sampaio, Roberto Rosa e ao grande mestre Haroldo Sá. Aos funcionários do IGEO, em especial a Mércia, André, Boçal, Aldacy, Evandro.
Agradeço aos colegas geológicos que enfrentaram momentos difíceis e de gastações, pelas parcerias em trabalhos e grupos de estudos e que me ajudaram de alguma forma: Cabeça, Pri, Vitinho, Alexandre (pela ajuda na descrição de testemunhos), Laurinha (ajuda
amor incondicional e festa ao me verem chegar em casa, iluminaram e iluminam meu dia-a-dia!
Ao meu amigo, companheiro, namorado, Peu, por todo seu amor, carinho, paciência, dedicação. A você dedico todo meu amor!
A todos que de alguma forma contribuíram para este trabalho e minha mente falha esqueceu de citar, meu “muito obrigada”!
"Contra o positivismo, que para perante os fenômenos e diz: 'Há apenas fatos', eu digo: 'Ao contrário, fatos é o que não há, há apenas interpretações'." (Nietzsche)
final do Jurássico, e compreende depósitos de origem flúvio-lacustre-eólico, englobando, essencialmente, arenitos finos a conglomeráticos. O objetivo principal deste trabalho foi analisar 243 metros de testemunhos da Formação Sergi amostrados em um poço locado no Campo de Dom João, compartimento sul da Bacia do Recôncavo, a fim de identificar suas características texturais e genéticas, sequências deposicionais e aspectos de reservatório. Como resultado da descrição, foram identificadas 13 litofáces, que permitem estabelecer cinco associações de fácies com caráter genético: flúvio-lacustre, fluvial efêmero, fluvial entrelaçado perene, lençóis de areia eólicos e dunas eólicas. Os testemunhos descritos foram relacionados às três sequências deposicionais da Formação Sergi propostas por outros autores: a sequência III, que ocorre na porção superior do intervalo estudado, caracterizada pelos depósitos fluviais efêmeros; a sequência II, que compreende depósitos fluviais entrelaçados perenes; e a sequência I, posicionada na base da Formação Sergi, constituída por depósitos flúvio-lacustres, fluviais efêmeros, e eólicos. Foram verificados, visualmente, significativos intervalos com boas condições permo-porosas, corroborando com o potencial de reservatório de toda a unidade.
ABSTRACT
The Recôncavo Basin is part of the rifte intracontinental system, named Recôncavo-Tucano-Jatobá, and envolved during the lower Cretaceous. It is located in central eastern state of Bahia and has an area of 11.500 km2. The basin architecture shows a oriented NE-SW half-graben. The tectonic evolution happened in three phases: pre-rifte, syn-rifte and post-rifte. The Sergi Formation, focus of this monograph, was deposited in pre-rifte phase, Upper Jurassic, and consists of fine-grained to conglomeratic sandstones deposited by fluvial-aeolian-lacustrine systems. The main object of this study has been to analyze 243 meters of Sergi Formation’s cores samples from Dom João Field, south of Recôncavo Basin, to identify its textural and genetic characteristics, depositional sequences and reservoir aspects. As a result of the description, 13 lithofacies has been identified, which allow us to establish five facies associations with genetic character: fluvial-lacustrine, ephemeral fluvial, perennial braided fluvial, aeolian sand sheets and aeolian dunes. The described cores samples were associated with three depositional sequences of the Sergi Formation, proposed by others authors: the sequence III, that occurs in the upper portion, characterized by ephemeral fluvial deposits; the sequence II, that consists of perennial braided fluvial deposits; and the sequence I, positioned at the base of Sergi Formation, comprises of fluvial-lacustrine, ephemeral fluvial and aeolian deposits. Significant intervals were visually verified with good permo-porosity, confirming the reservoir potential of the entire unit.
preferencial das camadas para sudeste. Fonte: Milhomem et al. (2003). ... 23 Figura 2.2: Domínios estruturais do embasamento em torno do sistema de riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá. Fonte: Magnavita (1992, 1996, apud Santos 2011). ... 23 Figura 2.3: Carta estratigráfica proposta para a Bacia do Recôncavo com destaque para o intervalo que compreende a Formação Sergi. Fonte: Caixeta et al. (1994, apud OLIVEIRA, 2005). ... 25 Figura 2.4: (a) Mapa simplificado do arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo com as principais estruturas rúpteis associadas; (b) Seções geológicas esquemáticas; (c) Seção ao longo do strike da Falha de Salvador. Fonte: Destro et al. (2003, apud Santos 2011). ... 29 Figura 2.5: Mapa geológico esquemático ilustrando a distribuição de sedimentos pré, sin e pós-rifte aflorantes nas bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá. Fonte: Magnavita (1992, apud Magnavita et al., 2005). ... 31 Figura 2.6: Paleogeografia pré-rifte da Bacia do Recôncavo, mostrando a direção da fonte de sedimentos do Grupo Brotas (formações Aliança e Sergi) a sudoeste. Fonte: Modificado de Medeiros e Ponte (1981, apud Magnavita et al., 2005). ... 32 Figura 2.7: Paleogeografia sin-rifte da Bacia do Recôncavo, notando-se a argilocinese na Formação Maracangalha, onde a sobrecarga de sedimentos sobrepostos a ela promoveu a geração de diápiros. Observar que a fonte de sedimentos está na borda nordeste. Fonte: Medeiros e Ponte (1981, apud Magnavita et al., 2005). ... 33 Figura 2.8: Paleogeografia da Bacia do Recôncavo durante a deposição da Formação Taquipe. Fonte: Figueiredo et al. (1994, apud Magnavita et al., 2005). ... 33 Figura 2.9: Campos de produção de óleo e gás da Bacia do Recôncavo. Em destaque está o Campo de Dom João. Fonte: Gontijo (2011). ... 36 Figura 3.1: Perfil de equilíbrio de sistemas fluviais, que corresponde ao nível de base estratigráfico em sucessões aluviais. Fonte: Modificado de Dalrymple (1998, apud SCHERER, 2004). ... 40 Figura 3.2: Modelo hipotético destacando a criação de espaço e acomodação resultante de uma subida do perfil de equilíbrio. Fonte: Modificado de Dalrymple (1998, apud SCHERER, 2004). ... 40 Figura 3.3: Padrões básicos de canais fluviais. Fonte: Modificado de Miall (1977, apud SCHERER, 2004). ... 41 Figura 3.4: Variações das zonas interdunas de acordo com o nível de saturação de areia, sendo classificadas em zonas subsaturadas, metassaturadas e saturadas. Fonte: Wilson (1971, apud SCHERER, 2004). ... 47
Figura 3.5: Classificação do tipo de estratificação de marcas onduladas eólicas de acordo com o ângulo de cavalgamento relativo a inclinação do dorso da forma de leito e a presença ou ausência de laminações cruzadas. Fonte: Hubin (1977, apud SCHERER, 2004). ... 48 Figura 3.6: Quatro estágios do desenvolvimento de um ventifacto. O clasto torna-se um ventifacto entre o estágio A e B. Fonte: Scherer (2004). ... 49 Figura 3.7: Três estágios de desenvolvimento de um pavimento de deflação. A) Deflação inicial dos sedimentos arenosos; B) concentração dos clastos à medida que ocorre a deflação; C) término da deflação em decorrência do recobrimento do substrato por clastos. Fonte: Scherer (2004). ... 50 Figura 3.8: Tipos de transporte eólico, compreendendo saltação, rolamento e suspensão. Fonte: Modificado de Silva (2009). ... 50 Figura 3.9: Representação esquemática de acumulação eólica. A acumulação acontece quando o balanço é positivo, ou seja, o volume de sedimentos que entra (Qi) em uma área é maior que o volume que sai da mesma área (Qo). Fonte: Kocurek e Havholm (1993, apud OLIVEIRA, 2005). ... 53 Figura 3.10: Representação esquemática dos principais elementos que controlam a acumulação e preservação de sedimentos em sistemas eólicos secos. Fonte: Kocurek & Havholm (1993, apud OLIVEIRA, 2005). ... 54 Figura 3.11: Representação esquemática dos principais elementos que controlam a acumulação e preservação de sedimentos em sistemas eólicos úmidos. Fonte: Kocurek & Havholm (1993, apud OLIVEIRA, 2005). ... 55 Figura 3.12: Transição entre sistemas eólicos úmidos e secos, marcada por um aumento na disponibilidade de areia. Fonte: Kocurek & Havholm (1993, apud SCHERER, 2004). ... 56 Figura 3.13: Representação esquemática dos conceitos de acumulação, espaço de acumulação e espaço de preservação. Fonte: Kocurek & Havholm (1993, apud OLIVEIRA, 2005). ... 56 Figura 3.14: Seção esquemática de marcas onduladas mostrando a concentração de grãos mais grossos (areia fina a média) na crista e grãos mais finos (silte e areia muito fina) na calha. Este efeito produz a gradação inversa comum nessas formas de leito. Fonte: Fryberger & Schenk (1988, apud OLIVEIRA, 2005). ... 58 Figura 3.15: Estruturas sedimentares em depósitos eólicos: A) laminação transladante cavalgante, sendo que a seta está indicando o sentido do fluxo do vento; B) estratificação cruzada marcada pela alternância de lâminas de queda de grãos e fluxo de grãos, sendo o sentido do fluxo da direita para esquerda. Em ambas, o corte é paralelo ao fluxo. Fonte: Silva (2009). ... 59 Figura 4.1: Imagem do Anasete mostrando os ciclos granodecrescentes pouco desenvolvidos dos arenitos com estratificação cruzada acanalada (Axa) da associação de fácies fluvial entrelaçado perene. ... 78 Figura 4.2: Imagem do Anasete mostrando o intervalo compreendido pela Sequência II, cujos contatos superior e inferior são abruptos marcados, principalmente, pelo aumento da granulometria e organização interna... 83
Foto 4.4: Litofácies Ama exibindo grânulos dispersos. ... 68
Foto 4.5: Litofácies Ama exibindo coloração castanho escuro devido a saturação de óleo... 68
Foto 4.6: Litofácies Ama apresentando maior nível de argilosidade...68
Foto 4.7: Litofácies Ama exibindo textura mosqueada...68
Foto 4.8: Litofácies Afd apresentando alta argilosidade...69
Foto 4.9: Na litofácies Afd muitas vezes a estrutura primária da rocha torna-se difusa...69
Foto 4.10: Arenito com estratificação cruzada de baixo ângulo (litofácies Axb)...69
Foto 4.11: Litofácies Axb com alto nível de argilosidade e com porções fluidizadas...69
Foto 4.12: Arenito com estratificação cruzada tabular (litofácies Axt) com presença de intraclastos de argila...71
Foto 4.13: Arenito com estratificação cruzada indefinida e incipiente (Axi) evidenciada por níveis alinhados ricos em argila...71
Foto 4.14: Litofácies Ali com lâminas de concentrações de material carbonático e argila...71
Foto 4.15: Litofácies Axa. Notar relação de truncamento de estratos em evidência...71
Foto 4.16: Litofácies App com níveis ricos em argila...72
Foto 4.17: Arenito argiloso exibindo estratificação cruzada cavalgante na base (Arp)...72
Foto 4.18: Lamito (Lli) exibindo fissilidade incipiente, fraturas preenchidas por calcita e planos espelhados de falhas (slickensides).......
.
...73Foto 4.19: Concreções calcíticas em torno de 5 cm na litofácies Ama...73
Foto 4.20: Desenvolvimento de paleossolo incipiente muito comum na associação de fácies fluvial efêmero...73
Foto 4.21: Arenito com estratificação cruzada acanalada (Axa), com evidente truncamento em destaque...76
Foto 4.22: Grânulos alinhados segundo os planos de estratificação (litofácies Axa)...76
Foto 4.23: Litofácies Ama com alta argilosidade...76
Foto 4.24: Arenito maciço saturado em óleo...76
Foto 4.25: Litofácies Axb-E com arenito saturado em óleo...79
Foto 4.26: Arenito exibindo estratificação cruzada tabular (Axt-E)...81
Foto 4.28: Litofácies Axt-E exibindo lentes com grãos mais grossos alternados com grãos mais finos...81
Foto 4.29: Arenito com aspecto maciço da litofácies Ama-E...81 Foto 4.30: Conjunto de testemunhos que mostra a transição, linha vermelha, entre a sequência III (caixas 5 e 6) e a sequência II (caixas 7 e 8)...84 Foto 4.31: Conjunto de testemunhos que mostra a transição, linha vermelha, entre a sequência II (caixa 1) e a sequência I (caixas 2 e 3)...85
SUMÁRIO
CAPÍTULO 1 -INTRODUÇÃO ... 16 1.1.OBJETIVOS ... 18 1.2.JUSTIFICATIVAS ... 18 1.3.MÉTODO DE TRABALHO... 19 1.3.1. Pesquisa bibliográfica ... 19 1.3.2. Aquisição de dados ... 19 1.3.3. Tratamento de dados ... 20CAPÍTULO 2 -GEOLOGIA REGIONAL ... 22
2.1.BACIA DO RECÔNCAVO ... 22 2.1.1. Estratigrafia ... 24 Estratigrafia do Paleozoico ... 24 Estratigrafia do Mesozoico ... 24 Estratigrafia do Cenozoico ... 28 2.1.2. Arcabouço estrutural... 28 2.1.3. Evolução tectono-sedimentar ... 30
2.2.AFORMAÇÃO SERGI E O CAMPO DOM JOÃO ... 34
CAPÍTULO 3 -FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA... 37
3.1.SISTEMAS FLUVIAIS ... 37
3.1.1. Processos fluviais ... 37
3.1.1.1. Erosão fluvial ... 37
3.1.1.2. Transporte e deposição fluvial ... 38
3.1.2. Acumulação fluvial ... 39
3.1.3. Tipos de canais e áreas externas ... 40
3.1.3.1. Rios retilíneos (straight rivers) ... 42
3.1.3.2. Rios anastomosados (anastomosed rivers) ... 42
3.1.3.3. Rios meandrantes (meandering rivers) ... 42
3.1.3.4. Rios entrelaçados (braided rivers) ... 43
3.2.SISTEMAS EÓLICOS ... 44
3.2.1. Morfologia e tamanho das acumulações de areia ... 44
3.2.1.1. Campos de dunas ... 45 3.2.1.2. Lençóis de areia ... 47 3.2.1.3. Marcas onduladas ... 47 3.2.2. Processos eólicos ... 48 3.2.2.1. Erosão eólica... 49 3.2.2.2. Transporte eólico ... 50 3.2.2.3. Deposição eólica ... 51
3.2.3. Acumulação e tipos de sistemas eólicos ... 53
3.2.3.1. Sistemas eólicos secos ... 54
3.2.3.2. Sistemas eólicos úmidos ... 54
3.2.3.3. Sistemas eólicos estabilizados ... 55
3.2.4. Preservação de sistemas eólicos ... 55
CAPÍTULO 5 -CONCLUSÕES ... 86 REFERÊNCIAS ... 87 ANEXO...............90
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO
Segundo Magnavita et al. (2005), a Bacia do Recôncavo faz parte do sistema de riftes intracontinentais Recôncavo-Tucano-Jatobá (Figura 1.1) formado através de campos de tensões responsáveis pela ruptura do supercontinente Gondwana durante o Eocretáceo e que promoveu a abertura do Oceano Atlântico Sul.
Localizada no centro-leste do Estado da Bahia, a Bacia do Recôncavo ocupa uma área com cerca de 11500km2 e sua orientação geral segue o trend NE-SW. Seus limites são representados, a norte e noroeste, pelo Alto de Aporá; pelo sistema de falhas da Barra, a sul; pelo sistema de falhas de Salvador, a leste; e, a oeste, pela Falha de Maragogipe (Figura 1.2) (MILHOMEM et al., 2003; SILVA et al., 2007).
Figura 1.1: Localização do sistema de riftes intracontinentais Recôncavo-Tucano-Jatobá. Fonte: Dias Filho (2002,
Figura 1.2: Limites e orientação geral NE-SW da Bacia do Recôncavo. Fonte: Santos (1998, apud Oliveira 2005).
Segundo Silva et al. (2007), o preenchimento da Bacia do Recôncavo se deu através de deposição de sequências nos estágios pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte.
Neste contexto, a Formação Sergi foi depositada durante a fase pré-rifte de evolução da Bacia, no final do Jurássico, compreendendo depósitos de origem flúvio-lacustre-eólica, englobando arenitos finos a conglomeráticos (SCHERER et al., 2005, 2007). Trata-se de uma formação que está representada por toda a Bacia do Recôncavo, constituindo o seu principal reservatório em termos de extensão e importância, porém sua ocorrência em superfície está restrita às bordas norte e oeste. A espessura máxima está em torno de 450m, sendo que os estratos estão inclinados regionalmente para leste (MILANI, 1987, apud SCHERER et al., 2005).
Scherer et al. (2005) subdividiram a Formação Sergi em três sequências deposicionais separadas por discordâncias. A sequência I é composta, dominantemente, por arenitos finos a médios, maciços ou laminados, depositados por sistemas fluviais efêmeros e eólicos; a sequência II consiste em arenitos grossos a conglomeráticos com estratificações cruzadas acanaladas a planares depositados por sistemas fluviais entrelaçados perenes; e a sequência III é representada por arenitos finos a médios com marcas onduladas eólicas intercalados com arenitos de mesma granulometria, maciços ou com estratificações plano paralelas, depositados por canais fluviais efêmeros.
O presente trabalho resulta da descrição sedimentológica de, aproximadamente, 243 metros de testemunhos amostrados no Campo Dom João, cujo intervalo corresponde à Formação Sergi, inserida no Grupo Brotas juntamente com a Formação Aliança.
1.1. Objetivos
A monografia que aqui se segue tem como objetivo geral descrever testemunhos da Formação Sergi amostrados em um poço no Campo Dom João, a fim de identificar suas características genéticas, sequências deposicionais e aspectos de reservatório.
Os principais objetivos específicos são:
i) identificar litologias, estruturas e texturas sedimentares; ii) identificar zonas com indícios de hidrocarbonetos; iii) caracterizar as associações faciológicas;
iv) identificar os ambientes deposicionais.
1.2. Justificativas
Desde a descoberta de óleo no bairro do Lobato (Salvador), no ano de 1939, os intensos estudos exploratórios resultaram em 80 campos de produção na Bacia do Recôncavo, bem como uma grande quantidade de dados. Alinhado a isto, o eficiente sistema petrolífero fazem desta Bacia uma das mais produtivas do Brasil (MAGNAVITA et al., 2005).
Os depósitos flúvio-eólicos da Formação Sergi constituem um dos principais reservatórios de hidrocarbonetos da Bacia do Recôncavo e o Campo Dom João corresponde a um importante campo de produção explorado pela Petrobras.
O método de trabalho empregado para a realização desta monografia pode ser dividido em três partes, que consistem na pesquisa bibliográfica, aquisição de dados e tratamento de dados.
1.3.1. Pesquisa bibliográfica
Consiste em uma etapa inerente e importante na realização de qualquer trabalho e perdurou durante toda a realização da monografia. Foram consultados inúmeros trabalhos publicados sobre a Bacia do Recôncavo, em especial a sua evolução e estratigrafia, Formação Sergi e sobre os depósitos fluviais e eólicos.
1.3.2. Aquisição de dados
Esta etapa foi realizada no Laboratório de Sedimentologia e Estratigrafia da Petrobras, Unidade de Operações da Bahia (UO-BA). Consistiu na descrição macroscópica e sistemática de cerca de 243m de testemunhos de um poço amostrado no Campo Dom João no ano de 1979. Para tanto, foram utilizados recursos oferecidos pelo programa Anasete – Análise Sequencial de Testemunhos –, de propriedade da Petrobras.
A análise dos testemunhos seguiu procedimentos adotados pela Petrobras, a saber: composição, cor, granulometria, organização interna, espessura, geometria, avaliação visual dos teores de cimento (através de reações com ácido clorídrico diluído), argilosidade e hidrocarbonetos. Durante a realização desta fase, foram selecionados intervalos de testemunhos para serem fotografados, a fim de ilustrar características observadas.
1.3.3. Tratamento de dados
Compreendeu uma etapa na qual os dados adquiridos na fase anterior foram integrados e interpretados. As litofácies sedimentares foram individualizadas levando em consideração suas características quanto à geometria, composição, granulometria e estruturas sedimentares.
Em seguida, foi proposta uma associação de fácies, que compreende um agrupamento de fácies relacionadas geneticamente, sendo possível interpretar o ambiente de sedimentação. Sendo assim, cada fácies dentro da associação representa um determinado processo deposicional (ETCHEBEHERE & SAAD, 2003).
Por fim, foi feita a elaboração da monografia.
Análise Sequencial de Testemunhos - Anasete
O programa utilizado para a descrição dos testemunhos – Anasete –, possibilita a visualização integrada de diversos atributos medidos diretamente em laboratório e em subsuperfície. Seu principal objetivo é disponibilizar as imagens das informações tratadas com recursos de computação gráfica (SOMBRA et al., 2002, apud OLIVEIRA, 2005).
No Anexo está representado o resultado da descrição dos testemunhos do poço em análise, organizado da seguinte forma:
- a 1ª trilha destina-se à divisão das sequências deposicionais, propostas para a Formação Sergi, por outros autores. Estão nomeadas da seguinte maneira: S-III (sequência III), S-II (sequência II) e S-I (sequência I);
- a 2ª trilha mostra o perfil de raios-gama (GR), medido em unidades API, o qual quantifica 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 3ª trilha indica a profundidade do poço obtida por dispositivos eletrônicos de perfilagem. É diferente da obtida mecanicamente durante a perfuração e, portanto, mais precisa;
- as 4ª e 5ª trilhas representam, respectivamente, a sequência numeral contínua dos testemunhos de cima para baixo e suas respectivas caixas;
- a 6ª trilha reproduz, graficamente, a curva granulométrica das litologias descritas nos testemunhos, cujas escalas de granulometria vão desde argila a matacão. Os padrões e as cores de preenchimento para os diferentes litotipos são próprios do programa Anasete;
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL
No Mesozoico, há cerca de 120 milhões de anos, houve a ruptura do supercontinente Gondwana, marcada pelo surgimento de riftes abortados (i. e. aulacógenos) na região emersa intracontinental. No nordeste, destaca-se o sistema de riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá, sendo que estas três bacias são separadas entre si por altos/arcos do embasamento (MOHRIAK, 2003; PEDREIRA et al., 2003).
Trata-se de um sistema de semigrabens de direção NE-SW (Recôncavo) que muda para N-S (Tucano) e depois, abruptamente, para ENE-WSW (Jatobá), ocupando cerca de 45.000km2. Sua origem está relacionada aos estágios iniciais da abertura do Oceano Atlântico Sul, em resposta ao campo de tensões que ocasionou a quebra da crosta entre o Mesojurássico (~ 165 Ma) e o Eocretáceo (~ 115 Ma) (ABRAHÃO & WARMER, 1990, apud MILHOMEM
et al., 2003).
Magnavita (1992, apud Magnavita et al., 2005) propõe um modelo de rifteamento duplo, o qual se baseia em dois eventos tectônicos sin-rifte. O primeiro teria acontecido durante o Andar Rio da Serra Médio (Berriasiano), onde houve a distensão na direção E-W do rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá e o segundo evento, com distensão na direção NW-SE, estaria relacionado à propagação da abertura do Atlântico Sul.
2.1. Bacia do Recôncavo
A Bacia do Recôncavo localiza-se no Estado da Bahia e ocupa uma área com cerca de 11.500km2, seguindo um trend na direção NE-SW. Seus limites são representados, a norte e noroeste, pelo Alto de Aporá; pelo sistema de falhas da Barra, a sul; pelo sistema de falhas de Salvador, a leste; e, a oeste, pela Falha de Maragogipe (SILVA et al., 2007; MILHOMEM et
al., 2003).
A arquitetura básica da Bacia do Recôncavo é de semigráben (Figura 2.1), resultante dos esforços distensionais sobre um embasamento pré-cambriano heterogêneo, com borda falhada (sistema de falhas de Salvador), a sudeste, e flexural, a oeste (PEDREIRA et al., 2003; MILHOMEM et al., 2003; MAGNAVITA et al., 2005; SILVA et al., 2007).
Figura 2.1: Seção esquemática na direção NW-SE da Bacia do Recôncavo, ilustrando a morfologia de meio gráben com as bordas flexural (oeste) e falhada (leste) e mergulho preferencial das camadas para sudeste. Fonte:
Milhomem et al. (2003).
Os sedimentos que preencheram a Bacia do Recôncavo foram depositados sobre um embasamento cristalino de idade pré-cambriana e que, segundo Silva et al. (2007), engloba uma série de gnaisses, granulitos e migmatitos de idades arqueana a paleoproterozoica, que fazem parte do Bloco Serrinha, a oeste e norte; cinturões Itabuna-Salvador-Curaçá, a oeste-sudoeste; e Salvador-Esplanada, a leste-nordeste (Figura 2.2.). Ocorrem, ainda, rochas metassedimentares neoproterozoicas de baixo grau pertencentes ao Grupo Estância, que faz parte da Faixa Sergipana, localizada ao sul do Maciço Pernambuco-Alagoas, limite nordeste do Cráton de São Francisco (UHLEIN et al., 2011).
Figura 2.2: Domínios estruturais do embasamento em torno do sistema de riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá. Fonte: Modificado de Magnavita (1992, 1996, apud Santos, 2011).
2.1.1. Estratigrafia
As sequências estratigráficas observadas na Bacia do Recôncavo englobam estratos com idades desde o Paleozoico até o Cenozoico (Figura 2.3), sendo que os primeiros são separados do embasamento por contato discordante (CAIXETA et al., 1994).
Estratigrafia do Paleozoico
Como pode ser observado na carta estratigráfica (Figura 2.3) proposta por Caixeta et
al. (1994), os sedimentos paleozoicos estão agrupados nos membros Pedrão (inferior) e
Cazumba (superior) e são pertencentes à Formação Afligidos. Apesar de haver uma carta estratigráfica mais recente (proposta por Silva et al., 2007), adotou-se neste trabalho a de Caixeta et al. (1994) por uma questão de melhor visualização do empilhamento estratigráfico. Além do mais, na seção estudada (pré-rifte) não houve modificações.
De acordo com Caixeta et al. (1994), Milhomem et al. (2003) e Silva et al. (2007), o Membro Pedrão é constituído por arenitos com granulometria fina a muito fina, coloração cinza-claro a bege, apresentando feições que sugerem retrabalhamento por ondas, intercalados a siltitos, laminitos algais e evaporitos (anidrita e halita). O Membro Cazumba, por sua vez, compreende pelitos e lamitos avermelhados de origem lacustre, com nódulos de anidrita na base.
Segundo Aguiar & Mato (1990, apud Silva et al., 2007), as associações faciológicas que compreendem as unidades paleozoicas foram depositadas sob condições de bacia intracratônica e clima árido. Evidenciam uma tendência regressiva com transição de sedimentação marinha rasa (Membro Pedrão) a lacustre (Membro Cazumba).
Estratigrafia do Mesozoico
As sequências depositadas entre o Neojurássico e o Eocretáceo podem ser divididas nas fases pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte, de acordo com a evolução tectônica da Bacia. Com base no conteúdo de ostracodes, Viana et al. (1971, apud Magnavita et al., 2005) propuseram seis andares locais para a Bacia do Recôncavo, a saber: Dom João, Rio da Serra, Aratu, Buracica, Jiquiá e Alagoas.
Figura 2.3: Carta estratigráfica proposta para a Bacia do Recôncavo com destaque para o intervalo que compreende a Formação Sergi. Fonte: Caixeta et al. (1994, apud OLIVEIRA, 2005).
a) Fase pré-rifte (Andar Dom João ao Rio da Serra Inferior – Tithoniano ao Berriasiano)
A sedimentação nesta fase ocorreu no início da flexura da crosta continental que originou o sistema de riftes. Segundo Milhomem et al. (2003), a sedimentação neste estágio é representada por ciclos flúvio-eólicos que se intercalam com sistemas lacustres transgressivos. É representada pelos membros Boipeba e Capianga da Formação Aliança e pelas formações Sergi, Itaparica e Água Grande.
A Formação Aliança, que possui contato discordante com a sequência sotoposta (Formação Afligidos), foi depositada por sistemas flúvio-lacustres em clima árido (CAIXETA
et al., 1994) e abrange os Membros Boipeba e Capianga, conforme pode ser verificado na
carta estratigráfica (Figura 2.3). O Membro Boipeba é representado por arenito arcóseo com coloração marrom avermelhada, granulometria fina a média e estratificação cruzada, enquanto que o Membro Capianga é constituído por folhelhos avermelhados.
A Formação Sergi, depositada concordantemente sobre a Formação Aliança, compreende arenitos com granulometria fina a conglomerática, coloração cinza-esverdeada e avermelhada e estratificação cruzada acanalada, além de intercalações de folhelhos vermelhos a cinza-esverdeados (CAIXETA et al., 1994). Tais arenitos são interpretados como sendo depositados por sistemas fluviais com posterior retrabalhamento eólico.
A Formação Itaparica está depositada concordantemente sobre a Formação Sergi, sendo constituída por folhelho marrom a cinza-oliva de origem lacustre e siltitos com raras intercalações de arenitos finos. É, portanto, interpretada como sendo formada em ambiente lacustre com pequenas incursões fluviais (ALMEIDA, 2004, apud SANTOS, 2011).
Por fim, a Formação Água Grande, que se encontra em contato discordante com a Formação Itaparica, é representada por arenito fino a grosso, cinza-claro a esverdeado e estratificação cruzada acanalada. Esta sequência fora depositada por sistemas fluviais com retrabalhamento eólico (CAIXETA et al., 1994).
b) Fase sin-rifte (Andar Rio da Serra Inferior ao Jiquiá – Berriasiano Inferior ao Aptiano Inferior)
O início da fase sin-rifte está marcado por uma importante mudança climática, de árido para úmido (CAIXETA et al., 1994), com o desenvolvimento de um lago profundo (SILVA et al., 2007). Compreende as formações Candeias, Maracangalha, Marfim, Pojuca, Taquipe, São Sebastião e Salvador, como pode ser visto na carta estratigráfica anteriormente apresentada (Figura 2.3).
Segundo Magnavita et al. (2005), esta fase compreendeu dois sistemas progradantes, sendo o principal flúvio-deltaico-lacustre, longitudinal a oblíquo, oriundo da Bacia do Tucano, o qual depositou folhelhos prodeltaicos e arenitos turbidíticos. O secundário compreendeu leques conglomeráticos provenientes da erosão da borda falhada, a leste, sendo transversal à Bacia.
Caruaçu e Pitanga (MAGNAVITA et al., 2005).
A Formação Marfim possui contato basal gradativo interdigitado ou concordante com a Formação Maracangalha (SANTOS, 2011). É constituída por arenitos com granulometria fina a média, bem selecionados, cinza-claros, apresentando intercalações com folhelhos cinza esverdeados (VIANA et al., 1971, apud CAIXETA et al., 1994). O Membro Catu, que faz parte desta formação, representa níveis arenosos bem caracterizados e posicionados através de marcos elétricos.
A Formação Pojuca está sobreposta à Formação Marfim e é constituída por intercalações de arenitos cinza muito finos a médios, folhelhos cinza-esverdeados, siltitos cinza-claros e calcários castanhos. Possui o Membro Santiago, que compreende uma camada de arenito fino bem demarcada por delgados níveis calcários e vários corpos arenosos (CAIXETA et al., 1994).
A Formação Taquipe compreende folhelhos cinza com lentes de arenitos muito finos maciços (NETTO et al., 1984, apud CAIXETA et al., 1994), além de siltitos e, subordinadamente, conglomerados, margas e calcarenitos ostracodais (MILHOMEM et al., 2003). Esta sequência ocupa uma feição erosiva em forma de cânion alongada na direção norte-sul e presente na porção centro-oeste da Bacia do Recôncavo. Desta forma, a Formação Taquipe está justaposta à Formação Pojuca em discordância erosiva, sendo recoberta concordantemente pela mesma.
A Formação São Sebastião, depositada por sistemas fluviais, deltaicos e lacustres, que encerram o assoreamento da Bacia do Recôncavo, é constituída por arenito com granulometria grossa, amarelo-avermelhado e intercalações de argila síltica (CAIXETA et al., 1994).
A Formação Salvador é caracterizada por conglomerados e arenitos provenientes da borda falhada a leste da Bacia do Recôncavo, presentes durante todo o estágio sin-rifte. Esta unidade está associada aos leques aluviais sintectônicos relacionados ao sistema de falhas de Salvador (MILHOMEM et al., 2003).
c) Fase pós-rifte (Andar Alagoas – Aptiano ao Albiano Inferior)
Segundo Magnavita et al. (2005), a fase pós-rifte é representada por depósitos aluviais de conglomerados, arenitos e, subordinadamente, folhelhos e calcários que compõem a Formação Marizal. Sua deposição ocorreu numa depressão do tipo sinéclise, quando houve uma subsidência térmica pós-rifte. Uma discordância angular separa esta fase da anterior (sin-rifte).
Estratigrafia do Cenozoico
Durante o Mesoalbiano (Cretáceo) e Eoceno (Paleógeno) não há registros estratigráficos preservados na Bacia do Recôncavo. No período Neógeno, entretanto, ocorreu uma ingressão marinha próxima à atual linha de costa, ocasionando a deposição da Formação Sabiá (MAGNAVITA et al., 2005). Esta é constituída de folhelhos cinza-esverdeados e calcários impuros ricos em foraminíferos.
Sobrepostos à Formação Sabiá estão registrados depósitos de arenitos com granulometria grossa e estratificação cruzada, associados a leques aluviais de idade pliocênica que constituem o Grupo Barreiras (MAGNAVITA et al., 2005; SILVA et al., 2007).
Por fim, completando a estratigrafia do Cenozoico, encontram-se sedimentos pleistocênicos a holocênicos (Quaternário) de praias e aluviões (SILVA et al., 2007).
2.1.2. Arcabouço estrutural
O arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo reflete os elementos estruturais do substrato no qual se implantou o rifte, ou seja, no Cráton de São Francisco. É constituída por um sistema de falhas normais, longitudinais à principal direção do rifte, orientadas preferencialmente na direção N30° que proporcionam o mergulho das camadas para sudeste (MILHOMEM et al., 2003), como pode ser observado na seção geológica esquemática apresentada anteriormente na Figura 2.1.
A arquitetura estrutural da Bacia do Recôncavo é complementada, ainda, por falhas de transferências com direção N40°W transversais ao principal eixo do rifte, ocasionando a compartimentação de blocos. Constituem zonas de acomodação que refletem taxas de extensão diferenciadas ao longo da bacia, a exemplo das falhas de Mata-Catu e de Itanagra-Araçás e que subdividiram a Bacia do Recôncavo em três compartimentos: Sul, Central e
Figura 2.4: (a) Mapa simplificado do arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo com as principais estruturas rúpteis associadas; (b) Seções geológicas esquemáticas; (c) Seção ao longo do strike da Falha de Salvador. Fonte:
2.1.3. Evolução tectono-sedimentar
Segundo Magnavita et al. (2005), o sistema Recôncavo-Tucano-Jatobá tem sido interpretado como sendo um ramo abortado do Atlântico Sul, originado a partir da tectônica distensiva que promoveu a ruptura do supercontinente Gondwana.
A evolução tectono-sedimentar da Bacia do Recôncavo pode ser compartimentada em quatro estágios, denominados de sinéclise, pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte (CAMPINHO, 2002,
apud OLIVEIRA, 2005). As sequências aflorantes na bacia depositadas nestas fases podem
ser verificadas na Figura 2.5.
O estágio sinéclise, ocasionado pelo flexuramento crustal em decorrência da deformação elástica, está associado ao preenchimento de áreas intracratônicas durante o Paleozoico. As associações faciológicas que compõem a Formação Afligidos, de acordo com Aguiar e Mato (1990, apud Silva et al., 2007), sugerem um paleoclima árido e condições regressivas, com transição de uma sedimentação marinha rasa, marginal, a bacias evaporíticas isoladas, ambientes de sabkha continental e, finalmente, sistemas lacustres.
O estágio pré-rifte está relacionado à subsidência da crosta que antecedeu o seu rompimento, onde os sedimentos foram depositados em uma calha ampla e rasa, denominada de Depressão Afro-Brasileira (PONTE et al., 1971, apud OLIVEIRA, 2005).
A sedimentação neste estágio foi controlada pela taxa de subsidência e clima e ocorreu a partir de três ciclos flúvio-eólicos representados, da base para o topo, pelo Membro Boipeba (Formação Aliança) e formações Sergi e Água Grande. Transgressões lacustres de caráter regional com deposição majoritariamente pelítica compõem o Membro Capianga (Formação Aliança) e a Formação Itaparica (SILVA et al., 2007).
De acordo com Magnavita et al. (2005), a área fonte dos sedimentos que constituem o Grupo Brotas (formações Aliança e Sergi) estava localizada a sudoeste da atual Bacia do Recôncavo (Figura 2.6), enquanto que a da Formação Água Grande estava situada a noroeste-norte da Bacia.
Figura 2.5: Mapa geológico esquemático ilustrando a distribuição de sedimentos pré, sin e pós-rifte aflorantes nas bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá. Fonte: Magnavita (1992, apud Magnavita et al., 2005).
O estágio rifte se caracteriza por uma evolução da bacia, onde houve o falhamento da crosta em decorrência dos esforços distensivos que ali atuavam. A passagem do estágio pré-rifte para o pré-rifte é objeto de discussão entre diversos autores. Entretanto, neste trabalho será adotada a proposta de Caixeta et al. (1994), que sugere o limite entre as Formações Água Grande e Candeias.
Figura 2.6: Paleogeografia pré-rifte da Bacia do Recôncavo, mostrando a direção da fonte de sedimentos do Grupo Brotas (formações Aliança e Sergi) a sudoeste. Fonte: Modificado de Medeiros e Ponte (1981, apud Magnavita et
al., 2005).
A umidificação climática, associada à intensa atividade tectônica, proporcionou o desenvolvimento de uma fisiografia caracterizada por áreas plataformais relativamente estáveis e depocentros com altas taxas de subsidência, favorecendo a criação de um lago profundo e estreito. Nesta época, predominou a sedimentação pelítica intercalada a pacotes arenosos gerados por fluxos gravitacionais subaquosos com fonte na borda nordeste da bacia, representados pelas formações Candeias e Maracangalha (OLIVEIRA, 2005; SILVA et al., 2007).
De acordo com Magnavita et al. (2005), a carga excessiva de depósitos deltaicos sobre os folhelhos da Formação Maracangalha propiciou a pressurização dos mesmos, resultando em diápiros com falhas de crescimento associadas (Figura 2.7).
O assoreamento dos depocentros em consequência da diminuição da atividade tectônica e da taxa de subsidência da bacia proporcionou uma morfologia de rampa. Sendo assim, deltas progradaram de NNW sobre as plataformas existentes na borda flexural do rifte preenchendo os depocentros com arenitos, siltitos, folhelhos e ocasionais carbonatos do Grupo Ilhas (formações Marfim e Pojuca).
Figura 2.7: Paleogeografia sin-rifte da Bacia do Recôncavo, notando-se a argilocinese na Formação Maracangalha, onde a sobrecarga de sedimentos sobrepostos a ela promoveu a geração de diápiros. Observar que a fonte de
sedimentos está na borda nordeste. Fonte: Medeiros e Ponte (1981, apud Magnavita et al., 2005).
Posteriormente, uma queda do nível do lago controlada pela tectônica e clima deu origem ao cânion de Taquipe (Figura 2.8), que se localiza na porção oeste das bacias do Recôncavo e Tucano Sul (BUENO, 1987, apud MAGNAVITA et al., 2005). Isto favoreceu a deposição lacustre com fluxos gravitacionais representados pela Formação Taquipe. Neste contexto ainda prevaleciam os sistemas deltaicos relacionados à Formação Pojuca (SILVA et
al., 2007), fato pelo qual os sedimentos desta formação recobrem concordantemente a
sequência da Formação Taquipe (CAIXETA et al., 1994).
Figura 2.8: Paleogeografia da Bacia do Recôncavo durante a deposição da Formação Taquipe. Fonte: Figueiredo et
A fase final de assoreamento do rifte é representada pela predominância de sedimentação fluvial, onde as maiores taxas de subsidência foram compensadas pelas elevadas taxas de aporte sedimentar. Desta forma, foi depositada uma sucessão estratigráfica de caráter agradacional com espessas seções fluviais, representada pela Formação São Sebastião (SILVA et al., 2007).
Durante todo o intervalo que compreende a fase rifte, conglomerados foram depositados ao longo da borda falhada, a leste, a partir de leques aluviais sintectônicos, constituindo a Formação Salvador.
Sob um contexto de subsidência termal, no estágio pós-rifte, ocorreu a deposição de conglomerados, arenitos, folhelhos e calcários da Formação Marizal, relacionada a sistemas aluviais. Os estratos são sub-horizontais e estão sobrepostos discordantemente sobre a sequência rifte (SILVA et al., 2007).
Após um hiato de, aproximadamente, 65 milhões de anos de não deposição, houve uma ingressão marinha responsável pela deposição de pelitos e calcáreos miocênicos da Formação Sabiá (GHIGNONE, 1979, apud OLIVEIRA, 2005). Sobrepostos a esta formação, ocorrem depósitos aluviais motivados por um basculamento regional da plataforma sul-america para leste durante o Plioceno, constituindo o Grupo Barreiras.
2.2. A Formação Sergi e o Campo Dom João
A Formação Sergi foi depositada no Neojurássico, localmente no Andar Dom João, e compreende arenitos finos a conglomeráticos implantados por sistemas flúvio-eólico-lacustres em condições semiáridas peridesérticas (DA ROSA & GARCIA, 2000, apud OLIVEIRA, 2005). Pertence ao Grupo Brotas, juntamente com a Formação Aliança, sendo sobreposta a esta de forma concordante.
A Formação Sergi ocorre nas bacias do Recôncavo, Tucano, Jatobá e Camamu-Almada, sendo que na primeira a espessura máxima está em torno de 450 metros, conforme pode ser visto na carta estratigráfica proposta por Caixeta et al. (1994) apresentada anteriormente na Figura 2.3.
Trata-se de uma formação que está representada por toda a Bacia do Recôncavo, constituindo o seu principal reservatório em termos de extensão e importância. Todavia, sua ocorrência em superfície está restrita às bordas norte e oeste, sendo que os estratos estão inclinados regionalmente para leste (MILANI, 1987, apud SCHERER et al., 2005).
plano-paralela), que são limitados por superfícies erosivas cobertas por conglomerados intraformacionais. Os estratos fluviais indicam uma paleocorrente média para NE.
Os depósitos eólicos da sequência I compreendem arenitos finos a médios, bem selecionados, com estratificações sub-horizontais que possuem laminações transladantes cavalgantes, interpretados como lençóis de areia, ou estratificações cruzadas tangenciais. Estas estratificações são marcadas pela alternância de lâminas de fluxo de grãos e queda de grãos nas porções mais íngremes e marcas onduladas em direção à base, sendo os estratos classificados como dunas eólicas que apresentam paleocorrente média para SW. Nas porções basal e intermediária dos pacotes flúvio-eólicos há ocorrência de pelitos lacustres maciços ou finamente laminados.
A sequência II consiste em arenitos grossos a conglomeráticos com estratificações acanaladas a planares, depositados em ambiente fluvial entrelaçado perene com significativa variação de descarga, cujo fluxo era para NW. Por vezes ocorrem pelitos que separam os corpos arenosos. A discordância entre as sequências I e II é consequência de mudança climática e rearranjo tectônico da bacia.
Por fim, a sequência III é representada por arenitos finos a médios com marcas onduladas eólicas, interpretados como lençóis de areia eólicos, e/ou estratos cruzados tangenciais compostos por lâminas de fluxo de grãos e marcas onduladas eólicas, constituindo depósitos residuais de dunas eólicas. Intercalados a estes depósitos ocorrem arenitos de mesma granulometria, maciços e com estratificação plano-paralela e, mais raramente, com estratificação cruzada acanalada, interpretados como depósitos fluviais efêmeros. Essa sequência indica retorno às condições mais áridas na bacia. A discordância entre as sequências II e III está relacionada à queda do nível de base estratigráfico consequente da deflação eólica na bacia.
O Campo de Dom João está localizado nas imediações do município de São Francisco do Conde, na parte sudoeste da Bacia do Recôncavo (Figura 2.9) e foi descoberto em 1947. Possui uma extensão de 24 quilômetros de comprimento e largura de 1 a 3,5 quilômetros.
Dois terços do campo estão imersos nas águas da Baía de Todos os Santos, sendo dividido em Dom João Mar e Dom João Terra. As acumulações presentes nesse campo são rasas, situadas entre 160 e 375 metros de profundidade. Na extremidade norte do campo, a Formação Sergi possui espessura de 280 metros e, na porção sul, 460 metros (GHIGNONE, 1978).
Estruturalmente, o Campo de Dom João possui forma de um horst dirigido para N10°E. As principais falhas limitantes possuem rejeitos entre 100 e 500 metros e o mergulho da Formação Sergi não ultrapassa 5° para NE (GHIGNONE, 1978).
Figura 2.9: Campos de produção de óleo e gás da Bacia do Recôncavo. Em destaque está o Campo de Dom João. Fonte: Petrobras (apud Gontijo, 2011).
principalmente em planícies aluviais submetidas a clima árido/semiárido, havendo predominância de um sistema em determinados estágios evolutivos (CORTEZ, 1996).
3.1. Sistemas Fluviais
Os rios são os principais agentes geológicos que atuam na superfície da Terra (PRESS
et al., 2006) e os seus depósitos são bastante representativos no registro estratigráfico,
constituindo importantes reservatórios de petróleo e água, além de depósitos de placeres.
3.1.1. Processos fluviais
Segundo Scherer (2004, 2008), a interação de processos fluviais erosivos e de transporte e deposição resulta na morfologia aluvial.
3.1.1.1. Erosão fluvial
A erosão fluvial se dá por dois principais processos, que são a incisão e migração lateral. A incisão consiste na erosão vertical do substrato, promovendo um aprofundamento do canal e pode estar associada a um progressivo aumento da descarga devido a mudanças climáticas ou a um rebaixamento do perfil de equilíbrio (natureza alocíclica). Pode estar associada também ao deslocamento de canais fluviais decorrentes de processos hidrodinâmicos e geomorfológicos internos à planície aluvial (natureza autocíclica). A migração lateral ocorre em canais com alta sinuosidade, onde o banco externo do meandro (vide item 3.1.3.3.) sofre contínua erosão.
3.1.1.2. Transporte e deposição fluvial
Os sedimentos de origem fluvial são transportados e depositados através de três principais mecanismos: fluxo de detritos, carga de fundo e carga de suspensão.
Fluxo de detritos
Este processo é responsável pelo transporte de sedimentos em fluxos plásticos, densos, laminares e com baixa quantidade de água nos poros. O movimento acontece quando grande quantidade de sedimentos é mobilizada por liquefação em uma superfície inclinada, podendo tornar-se turbulento em decorrência da diminuição de viscosidade. O fluxo de detritos gera depósitos mal selecionados, clastos cujos tamanhos variam de grânulos a blocos podendo apresentar orientação incipiente e matriz areno-síltica-argilosa.
Carga de fundo
O transporte por carga de fundo, principal na dinâmica fluvial, ocorre por correntes trativas, onde os grãos transportam-se individualmente ao longo do leito do rio através de arrasto e rolamento (grãos maiores) e saltação (grãos menores).
As formas de leito são desenvolvidas através do transporte de areia que, mantendo-se a profundidade da lâmina d’água constante, são controladas pela granulometria e pela velocidade de fluxo. As marcas onduladas (ripples) são formas de leito com altura máxima de 5 cm que podem ocorrer somente em areias com diâmetros menores que 0,7 mm, sendo normalmente restritas a fluxos de baixa velocidade (BRIDGE, 2006). O aumento progressivo da velocidade do fluxo proporciona formação de dunas, sendo que a passagem entre estas duas formas de leito é abrupta e ambas possuem estrutura interna do tipo estratificação cruzada (PRESS et al., 2006). As dunas podem ser bidimensionais, quando possuem linha de crista reta, e tridimensionais, quando há desenvolvimento de linha de crista sinuosa. Estratos de leito plano e antidunas são formas de leito criadas quando o fluxo atinge valor crítico, sendo facilmente destruídas por mudanças nos padrões de turbulência e, portanto, dificilmente preservadas.
com a tração.
3.1.2. Acumulação fluvial
A preservação dos sedimentos depositados em contextos continentais é controlada pela variação das taxas de criação de espaço de acomodação ao longo do tempo. Jervey (1988,
apud SHANLEY & McCABE, 1994) descreveu que o espaço de acomodação é o espaço
disponível para potencial acumulação de sedimentos, sendo controlado pelo perfil de equilíbrio.
O perfil de equilíbrio é representado pelo balanço entre erosão e deposição, onde o contexto em que a energia necessária para transportar sedimentos é balanceada pela energia potencial liberada pelo fluxo, sendo que o rio não sofre agradação e nem degradação. Portanto, os períodos de acumulação e erosão fluviais são determinados pelo comportamento do perfil de equilíbrio. Assim, haverá agradação (acumulação) nos períodos em que ocorrer a subida do perfil de equilíbrio, enquanto que os processos de erosão e degradação fluvial associam-se a intervalos de rebaixamento do perfil de equilíbrio, como pode ser observado nas Figuras 3.1 e 3.2. Estas oscilações observadas são controladas, predominantemente, pelo clima, tectônica e nível relativo do mar, onde este último possui uma influência direta no perfil de equilíbrio fluvial em regiões costeiras (SCHERER, 2004, 2008).
Figura 3.1: Perfil de equilíbrio de sistemas fluviais, que corresponde ao nível de base estratigráfico em sucessões aluviais. Fonte: Modificado de Dalrymple (1998, apud SCHERER, 2004).
Figura 3.2: Modelo hipotético destacando a criação de espaço e acomodação resultante de uma subida do perfil de equilíbrio. Fonte: Modificado de Dalrymple (1998, apud SCHERER, 2004).
3.1.3. Tipos de canais e áreas externas
Os canais fluviais podem ser classificados de acordo com a carga sedimentar transportada ou pela morfologia apresentada. No primeiro caso, Schumm (1972, apud SCHERER, 2004, 2008) classificou os rios em carga de fundo (bed-load), carga mista
(mixed-load) e carga de suspensão (suspended-(mixed-load).
Os fatores tais como descarga, aporte sedimentar, granulometria da carga transportada, coesividade dos bancos, vegetação e inclinação do terreno são responsáveis pela morfologia dos canais. Sendo assim, estes podem ser divididos em quatro padrões: retilíneo, anastomosado, meandrante e entrelaçado (CORTEZ, 1996; WALKER & CANT, 1984; SCHERER, op. cit.) (Figura 3.3).
Figura 3.3: Padrões básicos de canais fluviais. Fonte: Modificado de Miall (1977, apud SCHERER, 2004).
O reconhecimento de muitas variações dentro dos quatro estilos apresentados de canais revela que os sistemas deposicionais fluviais nem sempre podem ser enquadrados em um dos modelos extremos (CORTEZ, 1996). Tendo em vista a atuação dos fatores que controlam a morfologia dos canais dentro das principais bacias aluviais, nas suas porções proximais, um rio tende a ser entrelaçado, enquanto que nas partes distais, o rio normalmente apresenta padrão meandrante (MIALL, 1992, apud SCHERER, 2004, 2008). É possível, ainda, que rios entrelaçados passem gradualmente para anastomosados nas porções distais, desde que haja obstrução do fluxo através de falhas, soerguimento ou outros fatores, o que ocasiona agradação dos canais fluviais.
As áreas externas aos canais, segundo Collinson (1996, apud SCHERER, 2004, 2008), podem ser subdivididas em dois tipos: i) diques marginais e depósitos de crevasse e ii) planície de inundação.
Os diques marginais constituem cristas estreitas e contínuas formadas ao longo das margens dos canais fluviais através da deposição de sedimentos finos durante as cheias do rio. Os depósitos de espraiamento de crevasse (crevasse splay) são lobos desenvolvidos a partir do extravasamento do canal fluvial durante grandes cheias. Ambas as áreas ocorrem em rios com padrões anastomosado e meandrante, raramente em canais entrelaçados.
As planícies de inundação compreendem regiões de baixo relevo, pouco drenadas, onde a taxa de acumulação é baixa e dominada por sedimentos de granulometria muito fina (silte e argila). Essas áreas são abundantes em canais anastomosados e quase inexistentes em rios entrelaçados.
3.1.3.1. Rios retilíneos (straight rivers)
Os rios retilíneos não são comuns na natureza e podem apresentar sedimentos diversos. De acordo com Bridge (2006), esses canais ocorrem onde o fluxo não tem energia suficiente para erodir os bancos de canais. Geralmente são canais poucos extensos e encaixados em lineamentos estruturais como falhas/fraturas e, sobretudo, são decorrentes de obras de engenharia. Segundo SCHERER (2004, 2008) constituem canais simples, com flancos estáveis e limitados por diques marginais.
3.1.3.2. Rios anastomosados (anastomosed rivers)
São caracterizados por uma rede interconectada de canais separados por áreas de planície de inundação e possuem geometria em fita. Os canais são dominados por carga de suspensão, apresentando-se profundos, estreitos e com moderada a baixa sinuosidade. Suas margens são, geralmente, coesas e vegetadas, ocasionando alta estabilidade aos canais, o que reduz a migração lateral (SCHERER, 2004, 2008).
3.1.3.3. Rios meandrantes (meandering rivers)
Os canais meandrantes caracterizam-se pela alta sinuosidade, geometria em lençol, pouca variação na descarga, altas taxas de migração e carga mista. São rios que fluem em declives suaves de planícies ou terras baixas onde, geralmente, cortam sedimentos inconsolidados ou substrato rochoso facilmente erodível (PRESS et al., 2006).
O padrão meandrante dos canais é mantido pela erosão dos bancos externos proporcionada pela maior velocidade da corrente em relação às porções internas, onde a diminuição da velocidade ocasiona a deposição dos sedimentos arenosos, formando as barras de pontal (WALKER & CANT, 1984). Os sedimentos finos (argila e silte) são depositados nos diques marginais e nas planícies de inundação. As sequências formadas são caracterizadas por possuir granodecrescência ascendente, onde é possível observar estratificações cruzadas acanaladas decorrentes da migração de dunas subaquosas e, nas partes mais rasas, marcas onduladas (ripples) (WALKER & CANT, 1984).
áreas com maiores declividades, caracterizando-se por altas velocidades da corrente, alto suprimento sedimentar e alta variabilidade de descarga, além de baixa sinuosidade. As formas de leito dominantes nesse padrão são marcas onduladas e dunas, sendo que as sequências depositadas exibem uma granodecrescência ascendente pouco desenvolvida.
A sedimentação nos canais entrelaçados é, principalmente, ao longo de barras longitudinais e transversais. Os sedimentos geralmente são compostos por areia de granulometria média a grossa e cascalho, sendo que argila e silte são raramente preservados dentro desses sistemas. O contato basal e superior com outras fácies é frequentemente abrupto (BROWN & FISHER, 1976).
Segundo Coleman (1969), os tipos de estratificações em depósitos aluviais de canais entrelaçados são muito variáveis e complexos. São destacadas, portanto, três principais tipos: i) estratificação cruzada de grande porte formada pela migração de formas de leito maiores, tais como dunas; ii) estratificação cruzada de pequeno porte originada pela migração de formas de leito menores, tais como as marcas onduladas (“ripples”); iii) estratificação horizontal composta por lâminas tabulares, que pode estar associada ao regime de fluxo superior, onde há uma rápida migração e agradação de formas de leito menores.
Os rios entrelaçados ocorrem com mais frequência em regiões árticas e alpinas, pois possuem elevada precipitação e cabeceiras íngremes. Todavia, eles também ocorrem em climas árido e Mediterrâneo, sujeitos a chuvas torrenciais, e em algumas regiões tropicais onde há chuvas de monções (GRAY & HARDING, 2007).
Rios efêmeros
Os rios efêmeros merecem atenção especial, pois arenitos formados sob tais condições constituem os principais reservatórios em muitos campos de óleo e gás (NORTH & TAYLOR, 1996).
Os rios efêmeros são característicos de regiões áridas e semiáridas associados a inundações rápidas e momentâneas, o que ocorre geralmente após tempestade sem haver qualquer escoamento superficial (BENITO et al., 2003, apud SCHERER, 2008). Os depósitos de canais fluviais efêmeros são pouco espessos em comparação com os depósitos de canais perenes, sendo que apresentam várias classes granulométricas.
Nos estágios finais da inundação, sob o regime de fluxo inferior, onde ocorre uma rápida desaceleração da corrente, desenvolvem-se dunas e marcas onduladas como formas de leito. Desta forma, um evento de inundação tende a depositar sequências que apresentam granodecrescência ascendente e estruturas em direção ao topo da sucessão (SCHERER, 2008).
3.2. Sistemas Eólicos
Os sistemas deposicionais eólicos são controlados principalmente pelo vento, que constitui um importante agente geológico responsável pela erosão, transporte e deposição de sedimentos expostos à ação atmosférica. Sua atuação é acentuada pelo nível freático profundo, pois promove a suscetibilidade do terreno à erosão, escassez de vegetação e ventos fortes, fatores pelos quais os depósitos eólicos são característicos de desertos semiáridos a hiperáridos.
Embora seja mais expressivo em desertos, o vento também atua como importante agente geológico em ambientes costeiros. Isto é devido a ocorrência de correntes atmosféricas geradas a partir do contraste de calor específico e do aquecimento diferencial entre continente e oceano, especialmente em áreas onde ocorre um alto suprimento de areia (GIANNINI et al., 2008).
3.2.1. Morfologia e tamanho das acumulações de areia
De acordo com Giannini et al. (2008), as acumulações de areia podem ser divididas, segundo as suas morfologias, em dois tipos básicos: campos de dunas (dune fields) e lençóis
Os campos de dunas consistem em grandes massas individuais de areias em movimento, sendo constituídas de dunas eólicas simples e/ou compostas entre as quais podem existir áreas de interdunas.
Dunas eólicas
As dunas eólicas são formas de leito, predominantemente assimétricas, produzidas onde existe um suprimento suficiente de areia, ventos para transportar os grãos e condições que promovam a deposição do sedimento transportado (LANCASTER, 2005). A assimetria observada nas dunas eólicas é o resultado de uma maior inclinação no lado sotavento que no lado barlavento. Desta forma, desenvolvem-se avalanches de areia no lado sotavento (GIANNINI et al., 2008).
As dunas possuem comprimento de ondas variando de 3 a 500 metros e altura de 0,1 a 100 metros. Existe o termo draa que se restringe as formas de leito maiores que as dunas, com comprimento de onda de 300 a 500 metros e altura de 20 a 450 metros.
Quanto à classificação das dunas eólicas, estas podem ser classificadas de acordo com dois esquemas independentes entre si: morfológico (MCKEE, 1979, apud SCHERER, 2004) e morfodinâmico (HUNTER et al., 1983, apud SCHERER, 2004). Ambas as classificações são necessárias, tendo em vista que nem sempre os dois tipos coincidem. Os tipos de dunas variam não somente de um campo de dunas para outro, como também dentro de um mesmo campo de dunas (GIANNINI et al., 2008).
A classificação morfológica leva em consideração as características geométricas, como a sinuosidade da crista, números de faces frontais e presença ou ausência de dunas superpostas. O principal controle dos tipos de dunas é a variação na direção do regime do vento e, subordinadamente, alguns fatores contribuem para a morfologia, tais como tamanho
dos grãos, cobertura vegetal e suprimento de sedimentos. De acordo com Scherer (2004) e Lancaster (2005), existem quatro tipos principais: crescente, linear, estrela e parabólica.
As dunas crescentes, dominantes quando a vegetação está ausente, apresentam assimetria bem definida com uma superfície de barlavento com mergulho suave (<12°) e uma acentuada inclinação da face frontal. Podem ser isoladas (ou barcanas), quando o suprimento sedimentar é pequeno, ou podem coalescer lateralmente quando há aumento do suprimento sedimentar, formando as barcanóides. As dunas lineares são simétricas e formam-se em áreas de regimes de vento bimodais ou amplamente unimodais, apresentando tanto cristas retas quanto sinuosas e espaçamento regular. As dunas estrelas, geralmente estacionárias, são simétricas e possuem uma forma piramidal com cristas agudas sinuosas ou retas irradiando de um pico central e várias faces de avalanche. Estas dunas ocorrem sob regimes de ventos multidirecionais ou complexos. As dunas parabólicas são caracterizadas pela forma em “U” ou “V”, vinculadas a sistemas parcialmente estabilizados pela vegetação.
A classificação morfodinâmica tem como base o posicionamento das formas de leito em relação ao vetor médio dos ventos de uma determinada área. Hunter et al. (1983, apud SCHERER, 2004) sugerem três tipos principais: longitudinais, oblíquas e transversais. As dunas longitudinais são aquelas que apresentam cristas paralelas ao vetor médio dos ventos, enquanto que as transversais possuem linha orientada ortogonalmente ao mesmo vetor. As dunas oblíquas são as que apresentam a linha de crista orientada entre 15° e 75° em relação ao vetor médio dos ventos.
Interdunas
As áreas de interdunas são zonas entre dunas eólicas ou draas que apresentam extensão e geometria variadas, onde atuam processos eólicos, predominantemente erosivos, e processos não eólicos, dominantemente deposicionais (GIANNINI et al., 2008).
De acordo com Wilson (1971, apud SCHERER, 2004), a extensão das interdunas depende da saturação de areia do sistema, sendo classificadas em zonas subsaturadas, metassaturadas e supersaturadas, conforme pode ser visto na Figura 3.4. As zonas subsaturadas são áreas onde o fluxo de areia é inferior ao valor crítico necessário para o embrionamento das formas de leito. As zonas metassaturadas consistem de áreas com uma cobertura incompleta de areia (dunas eólicas espaçadas entre si), caracterizadas por amplas regiões de interduna plana. As zonas saturadas são marcadas por uma total cobertura de areia
