UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
IARA MARIA RODRIGUES BRASILEIRO
ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA E ESTRATIGRÁFICA DA
FORMAÇÃO SERGI, CAMPO DOM JOÃO, BACIA DO
RECÔNCAVO, BAHIA, BRASIL
Salvador 2014
IARA MARIA RODRIGUES BRASILEIRO
ANÁLISE 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: Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite
Salvador
Salvador 2012 Salvador
TERMO DE APROVAÇÃO
AP
IARA MARIA RODRIGUES BRASILEIRO
Salvador, janeiro de 2014
ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA E ESTRATIGRÁFICA 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 – Dr. Carlson de Matos Maia Leite
IGEO - UFBA/PETROBRAS
________________________________________________________________ 2° Examinador – Geólogo Cícero da Paixão Pereira
ANP - UFBA
________________________________________________________________ 3° Examinador – MSc. Edson Souza Medeiros
À todos que contribuíram direta ou indiretamente Com a minha formação acadêmica.
AGRADECIMENTOS
A minha família que sempre me apoiou nas escolhas tomadas.
Aos meus filhos Iago e Liz pelo incentivo e carinho sempre dispensado.
Agradeço ao meu orientador Carlson que teve papel importante na elaboração deste trabalho, pela sua dedicação em me orientar, pelos esclarecimentos e correções sugeridas.
Aos colegas e amigos da Petrobras, em especial ao pessoal do Laboratório de Sedimentologia e Estratigrafia que ajudaram muito no meu trabalho de forma direta ou indireta: Edson Medeiros, Flávio, Rodrigo, Alessandra, Lucinha, Mirian, Nelma, Soninha, Dora, Claudineuza, Iguatemi, Adilson, Thiago, Ju, Val e Edson Cosme. Ao gerente do setor de Sedimentologia e Estratigrafia da UO-BA/EXP, Márcio, por autorizar a utilização do espaço e os dados internos o que me permitiu a execução deste trabalho..
Agradeço ao gerente João Batista, do setor de Avaliação e Acompanhamento Geológico de Poço da UO-BA/EXP, setor que trabalho, pelo apoio que me possibilitou a conclusão do curso assim como aos colegas da AAG em especial à Aline, Lene e Ná.
Aos professores que me orientaram ao longo do curso.
"No mistério do sem-fim equilibra-se um planeta. E no planeta um jardim e no jardim um canteiro no canteiro uma violeta e sobre ela o dia inteiro entre o planeta e o sem-fim a asa de uma borboleta”.(Cecília Meireles)
RESUMO
A Formação Sergi, abrange uma sucessão fluvial-eólica-lacustre do Jurássico Superior da Bacia do Recôncavo e evoluiu durante a fase de tectônica e sedimentação pré-rifte da bacia. Suas sequências deposicionais de origem flúvio- eólica são essencialmente compostas por arenitos finos a conglomeráticos. O objetivo principal desta monografia é fornecer uma análise sedimentológica e estratigráfica detalhada de 45 metros de testemunhos da Formação Sergi amostrados no compartimento sul da Bacia do Recôncavo, em um poço no Campo de Dom João. Os aspectos do reservatório também são discutidos na monografia. Foram identificadas quatro associações de fácies nos testemunhos descritos: eólico seco, eólico úmido, fluvial efêmero e fluvial entrelaçado perene. Este último é sub-dividido em barra longitudinal, canal e planície fluvial. Estas fácies foram relacionadas à duas das três sequências deposicionais da Formação Sergi, adotando-se a proposta de Scherer et all (2005, 2007); a sequência II, que compreende a associação de fácies fluviais entrelaçadas e a sequência III, que ocorre na porção superior do intervalo estudado, caracterizada pelos depósitos fluviais efêmeros e eólicos. Foram constatados alguns intervalos com boas condições permo-porosas, corroborando com o potencial de reservatório de toda a unidade, caracterizadas por menor cimentação carbonática e menor argilosidade..
ABSTRACT
The Sergi Formation encompasses an upper Jurassic fluvial-eolian-lacustre sucession, in the Reconcavo Basin and evolved during the stage of pre -rift tectonic-sedimentation of this basin. Their depositional sequences deposits of fluvial- aeolian are, essentially composed of fine to conglomeratic sandstones . The main goal of this monography is to provide a detailed sedimentologic and stratigraphic analysis of 45 meters of cores of Sergi Formation sampled in the south portion of the Reconcavo Basin in Dom João Field. The reservoir aspects of sucession are also discussed in the monography Four facies associations has been discriminated withim the study cores: dry aeolion, humid aeolion, ephemeral fluvial, perennial fluvial. The latter being subdivided in longitudinal bar, channel and fluvial plain facies associations. These facies has been to two of the three depositional sequences of the Sergi Formation after Scherer et al (2005, 2007): sequence II, that consists of perennial braided fluvial facies association; and sequence III, which occurs in the upper portion of the studied cores characterized by ephemeral fluvial and eolian deposits. Some intervals with good permo - porous conditions, corroborates the potential reservoir of the sandstones and is related to less cements of carbonate and clay-minerals.
LISTA DE FIGURAS
Figura 1-1. Localização limites e arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo. ... 14 Figura 2-1. Seção esquemática na direção NW-SE da Bacia do Recôncavo, ilustrando a morfologia de meio graben com as bordas flexural (oeste) e falhada (leste) e mergulho
preferencial das camadas para sudeste. ... 17 Figura 2-2. Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo com destaque para a Formação Sergi. ... 18 Figura 2-3. Paleoambiente deposicional da Bacia do Recôncavo durante o estágio pré-rifte (Modificado de MEDEIROS & PONTE ,1981 apud MAGNAVITA, 2005) ... 19 Figura 2-4. Paleoambiente deposicional da Bacia do recôncavo durante o estágio rifte
(Modificado de MEDEIROS & PONTE, 1981 apud MAGNAVITA,2005). ... 21 Figura 2-5. Modelo deposicional de seção sin-rifte fazendo alusão à deposição da Formação Taquipe (Figueiredo et al, 1994, apud Gontijo, 2011). ... 22 Figura 2-6. 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. ... 25 Figura 2-7. Campos de produção de óleo e gás da Bacia do Recôncavo. Em destaque o Campo de Dom João. ... 28 Figura 3-1. Tipos morfológicos básicos de canais fluviais (Modificado de MIALL, 1977 apud SCHERER, 2008) ... 31 Figura 3-2. Perfil de equilíbrio de sistemas fluviais que corresponde ao nível de base
estratigráfico em sucessões aluviais... 34 Figura 3-3. Modelo hipotético destacando a criação de espaço e acomodação resultante de uma subida do perfil de equilíbrio. ... 34 Figura 3-4. Variações das zonas interdunas de acordo com o nível de saturação de areia, sendo classificadas em zonas subsaturadas, metassaturadas e saturadas. ... 36 Figura 3-5. Três estágios de desenvolvimento de um pavimento de deflação. A) Deflação inicial dos sedimentos arenosos; B) Concentração dos clastos a medida que ocorre deflação; C) Término da deflação em decorrência do recobrimento do substrato por clastos. ... 37 Figura 3-6. Quatro estágios do desenvolvimento de um ventifacto. O clasto torna-se um ventifacto entre o estágio A e B. ... 38
Figura 3-7. Tipos de transporte eólico, compreendendo saltação, rolamento e suspensão. ... 38 Figura 3-8. Apresentação básica do sistema eólico, mostrando o nível freático e as variações de comportamento do sistema a partir dessa superfície. ( Modificado de KOCUREK &
HAVHLM, 1993 ). ... 39 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). ... 41 Figura 3-10. Representação esquemática dos principais elementos que controlam a
acumulação e preservação de sedimentos em sistemas eólicos secos. ... 41 Figura 3-11. Representação esquemática dos principais elementos que controlam a
acumulação e preservação de sedimentos em sistemas eólicos úmidos. ... 42 Figura 3-12. Transição entre sistemas eólicos úmidos e secos, marcada por um aumento na disponibilidade de areia. ... 43 Figura 3-13. Representação esquemática dos conceitos de acumulação, espaço de acumulação e espaço de preservação. ... 43 Figura 4-1. Morfologia e elementos internos de canais fluviais entrelaçados (Coleman, 1969). O corte a-a' ressalta uma diminuição da largura no aprofundamento do canal principal. Na seção b-b' são evidenciadas inúmeras barras e ilhas internas ao canal principal, segmentando-o em fluxsegmentando-os secundárisegmentando-os mais rassegmentando-os. ... 52 Figura 4-2. Anasete mostrando análise sedimentológica do poço em estudo no campo de Dom João. ... 62
LISTA DE FOTOS
Foto 4-1. Arenito conglomerático com seixos de quartzo e concreções silicosas. ... 47
Foto 4-2.Arenito conglomerático apresentando manchas de óleo castanho escura. ... 48
Foto 4-3. Arenito apresentando estrutura mosqueada. ... 49
Foto 4-4. Arenito apresentando níveis calcíticos preenchendo microfraturas. ... 50
Foto 4-5. Paleossolo arenoso com concreções centimétricas de calcrete e silcrete. ... 51
Foto 4-6. Paleossolo arenoso apresentando calcrete e silcrete e localmente manchas de óleo castanho escuro. ... 53
Foto 4-7. Arenito conglomerático com clastos de argila e manchado de óleo. ... 55
Foto 4-8. Paleossolo arenoso com concreções carbonáticas e níveis de calcrete ... 56
Foto 4-9. Arenito saturado em óleo com estratificação cruzada de baixo ângulo com laminação pin-stripe. ... 58
Foto 4-10. Testemunho 2 - Arenito saturado em óleo castanho escuro. ... 59
LISTA DE TABELAS
Tabela 4-1: Tabela com as convenções utilizadas ... 44 Tabela 4-2: Litofácies descritas nos testemunhos da Formação Sergi no Campo Dom João. . 45
SUMÁRIO
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO ...13 1.1.OBJETIVOS ...15 1.2.JUSTIFICATIVAS ...15 1.3.MÉTODO DE TRABALHO ...16 1.3.1. Pesquisa bibliográfica ...16 1.3.2. Aquisição de dados ...16 1.3.3. Tratamento de dados ...16CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL ...17
2.1. Estratigrafia ...17
2.1.1. Embasamento ...18
2.1.2. Supersequência Paleozóica ...18
2.1.3. Supersequência Pré-Rifte ...19
2.1.4. Supersequência Rifte ...20
2.2.AFORMAÇÃO SERGI E O CAMPO DOM JOÃO ...25
CAPÍTULO 3 - FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ...29
3.1.SISTEMAS FLUVIAIS ...29
3.1.1. Processos fluviais ...29
3.1.1.1. Erosão fluvial ... 29
3.1.1.2. Transporte e deposição fluvial ... 30
3.1.2. Classificação dos canais fluviais ...31
3.1.2.1. Rios entrelaçados (braided rivers) ... 31
3.1.2.2. Rios retilíneos (straight rivers) ... 32
3.1.2.3. Rios anastomosados (anastomosed rivers) ... 32
3.1.2.4. Rios meandrantes (meandering rivers) ... 32
3.1.3. Acumulação fluvial ...33
3.2.SISTEMAS EÓLICOS ...34
3.2.1. Morfologia e tamanho das acumulações de areia ...35
3.2.1.1. Lençóis de areia ... 35
3.2.1.2. Campos de dunas... 35
3.2.2. Processos eólicos ...37
Transporte eólico ... 38
3.2.3. Deposição eólica ... 39
3.2.4. Acumulação e tipos de sistemas eólicos ...40
3.2.4.1. Sistemas eólicos secos ... 41
3.2.4.2. Sistemas eólicos úmidos ... 42
3.2.4.3. Sistemas eólicos estabilizados ... 42
3.2.5. Preservação de sistemas eólicos ...42
CAPÍTULO 4 - ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA DE TESTEMUNHOS ...44
DA FORMAÇÃO SERGI NO CAMPO DOM JOÃO ...44
4.1.FÁCIES SEDIMENTARES ...44
4.2.ASSOCIAÇÃO DE FÁCIES ...46
4.2.1. Associação de Fácies Fluvial Entrelaçado Perene ...46
4.2.3. Associação de Fácies Planície Fluvial...53
4.2.4. Associação de Fácies Fluvial Efêmero ...54
4.2.1. Associação de Fácies Eólico Seco ...57
4.2.2. Associações de Fácies Eólico Úmido ...60
4.3.SEQUÊNCIAS DEPOSICIONAIS ...61
CAPÍTULO 5 - CONCLUSÕES ...63
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO
A Bacia do Recôncavo localiza-se no centro-leste do Estado da Bahia, onde 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 1.1) (MILHOMEM et al., 2003; SILVA et al., 2007).
Segundo Magnavita et al. (2005), a Bacia do Recôncavo faz parte do sistema de riftes intracontinentais Recôncavo-Tucano-Jatobá formado através de campos de tensões responsáveis pela ruptura do supercontinente Gondwana durante o Eocretáceo e que promoveu a abertura do Oceano Atlântico Sul.
Segundo Silva et al. (2007), o preenchimento da Bacia do Recôncavo se deu através de deposição de sequências sedimentares nos estágios pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte.
A Formação Sergi foi depositada durante a fase pré-rifte da evolução da Bacia. É representada por sequências de origem flúvio-lacustre-eólica, que englobam arenitos finos a conglomeráticos (SCHERER et al., 2005, 2007). Esta formação constitui principal reservatório da Bacia do Recôncavo.
Estudos mais atuais (SCHERER et al, 2005,2007) subdividem a Formação Sergi em três sequências deposicionais. A sequência I é composta dominantemente por depósitos fluviais efêmeros e eólicos, predominando arenitos finos a médios, maciços ou laminados; a sequência II é composta por arenitos grossos à 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 laminações de baixo ângulo de marcas onduladas, eólicas, intercalados com arenitos de mesma granulometria, maciços ou com estratificações plano paralelas, depositados por canais fluviais efêmeros.
Figura 1-1. Localização limites e arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo.
1.1. Objetivos
O trabalho aqui apresentado tem como objetivo geral realizar as descrições faciológicas de testemunhos da Formação Sergi amostrados em um poço no Campo Dom João, para interpretação dos seus ambientes deposicionais segundo as sequências sedimentares definidas por SCHERER et al, 2005. Ao mesmo tempo, serão discutidos os aspectos de reservatórios das associações de fácies aqui interpretadas.
Os principais objetivos específicos são:
i) identificar litologias, estruturas e texturas sedimentares; ii) caracterizar as associações faciológicas;
iii) identificar os ambientes deposicionais; iv) correlacionar perfil-rocha;
v) discutir os aspectos de permoporosidade dos reservatórios.
1.2. Justificativas
A Formação Sergi constitui o principal reservatório de hidrocarbonetos da Bacia do Recôncavo apresentando ainda um grande potencial para contribuir com o aumento de produção nos campos petrolíferos da Bahia. O Campo Dom João constitui um importante campo de produção explorado pela Petrobras.
Este estudo contribuirá com informações acerca das características de reservatório da Formação Sergi no Campo de Dom João. Além disso, contribuirá com a atualização do banco de dados da Petrobrás de acordo com os procedimentos atuais da empresa.
1.3. Método de Trabalho
A metodologia aplicada neste estudo foi dividida em pesquisa bibliográfica, aquisição de dados e tratamento de dados.
1.3.1. Pesquisa bibliográfica
Esta etapa consistiu no estudo de textos relacionados à Bacia do Recôncavo, à evolução e estratigrafia da Formação Sergi, ao Campo de Dom João e sistemas deposicionais eólicos e fluviais. Esta etapa perdurou durante toda a realização da monografia.
1.3.2. Aquisição de dados
A análise dos testemunhos foi realizada no Laboratório de Sedimentologia e Estratigrafia da Petrobras, Unidade de Operações da Bahia (UO-BA). Durante esta fase, foram selecionados intervalos de testemunhos para serem fotografados, a fim de ilustrar características observadas.
Nesta etapa foram observadas as características dos testemunhos, tais como: composição, cor, granulometria, organização interna, espessura, estimativa de percentagem de cimento, argilosidade e presença de hidrocarbonetos. Os testemunhos foram descritos utilizando o programa Anasete – Análise Sequencial de Testemunhos –, de propriedade da Petrobras.
1.3.3. Tratamento de dados
Nesta etapa, 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.
Foram identificadas associações de fácies, possibilitando interpretar o ambiente de sedimentação. Sendo assim, cada fácies dentro da associação representa um determinado processo deposicional (ETCHEBEHERE & SAAD, 2003).
Em anexo está representado o resultado da descrição dos testemunhos do poço em análise, no programa Anasete.
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL
A Bacia do Recôncavo ocupa uma área de aproximadamente 11.500km² e exibe uma geometria de meio-grabén de direção NE-SW. Seus limites são representados, a norte e noroeste, pelo Alto de Aporá; pelo sistema de falhas da Barra (Figura 2.1), 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 graben com as bordas flexural (oeste) e falhada (leste) e mergulho preferencial das camadas para sudeste.
Fonte: Milhomem et al. (2003).
2.1. Estratigrafia
A carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo (Figura 2.2) foi readaptada em uma nova proposta onde foram incorporadas algumas modificações, baseadas nos trabalhos de Netto e Oliveira (1985) e Aguiar e Mato (1990).
Não houve mudanças nas unidades bioestratigráficas e cronoestratigráficas, porém houve uma melhor caracterização das relações laterais e cronológicas entre as diferentes unidades, dando maior clareza à história do preenchimento da bacia (SILVA et. al., 2007).
Figura 2-2. Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo com destaque para a Formação Sergi.
Fonte: Silva et al., 2007
2.1.1. Embasamento
O embasamento da Bacia do Recôncavo é constituído predominantemente por gnaisses granulíticos arqueanos pertencentes ao Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá a oeste e sudoeste; e pelo cinturão granulítico-anfibolítico Salvador-Esplanada, a leste-nordeste; por gnaisses e anfibolitos arqueanos com intrusões de granitos paleoproterozóicos que constituem o Bloco Serrinha, a noroeste-oeste e por rochas metassedimentares neoproterozóicas do Grupo Estância, a norte.
2.1.2. Supersequência Paleozóica
Os sedimentos da sequência paleozóica estão basicamente representados pelos membros Pedrão (inferior) e Cazumba (superior) da Formação Afligidos.
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 por evaporitos, siltitos e laminitos microbiais e no Membro Cazumba predominam pelitos e lamitos avermelhados lacustres, com nódulos de anidrita na base de acordo com Caixeta et al. (1994), Milhomem et al. (2003) e Silva et al. (2007),
Segundo Aguiar & Mato (1990, apud Silva et al., 2007), as associações faciológicas que caracterizam esta supersequência paleozóica têm uma tendência regressiva com transição de uma sedimentação marinha rasa marginal a bacias evaporíticas isoladas em ambientes de sabkha continental e lacustre.
2.1.3. Supersequência Pré-Rifte
A sedimentação nesta fase está relacionada ao estágio inicial da flexura da crosta continental em resposta aos esforços que originaram o sistema de riftes. Segundo Silva et al. (2007), esta sedimentação engloba três grandes ciclos flúvio-eólicos, separados por transgressões lacustres, que resultaram que resultaram na deposição, da base para o topo, das formações Aliança e Sergi, do Grupo Brotas (Andar Dom João); e das formações Itaparica e Água Grande (Andar Rio da Serra inferior), do Grupo Santo Amaro (Figura 2.3).
Figura 2-3. Paleoambiente deposicional da Bacia do Recôncavo durante o estágio pré-rifte (Modificado de MEDEIROS & PONTE ,1981 apud MAGNAVITA, 2005)
A Formação Aliança está sobreposta à Formação Afligidos, cujo contato é discordante na maior parte da Bacia do Recôncavo, e é representada pelos Membros Boipeba e Capianga, conforme pode ser verificado na carta estratigráfica (Figura 2.2). O Membro Boipeba consiste de rochas sedimentares de origem flúvio-eólica-lacustre e é composto por arenito arcoseano
com coloração marrom avermelhada, granulometria fina a média e estratificação cruzada, enquanto que o Membro Capianga é constituído por folhelhos vermelho acastanhados de origem lacustre.
A Formação Sergi consiste em arenitos cinza-esverdeados a avermelhados com granulometria fina a conglomerática e estratificação cruzada com intercalações de folhelhos vermelhos a cinza-esverdeados (CAIXETA et al., 1994). Foi depositada concordantemente sobre a Formação Aliança. Caracterizam sistemas eólicos, intercalados por fluviais efêmeros e entrelaçados (SCHERER et al., 2005).
A Formação Itaparica é a unidade basal do Grupo Santo Amaro. Está depositada concordantemente sobre a Formação Sergi e é compreendida por folhelhos marrom a cinza-oliva de origem lacustre e siltitos com raras intercalações de arenitos finos. É interpretada como sendo formada em ambiente lacustre com pequenas incursões fluviais (ALMEIDA, 2004, apud SANTOS, 2011).
A Formação Água Grande é representada por arenito cinza-claro a esverdeado, com granulometria de fino a grosso e estratificação cruzada acanalada, sendo interpretada por Barroso & Rivas (1984 apud CAIXETA et al., 1994) como deposição por sistemas fluviais com retrabalhamento eólico. O contato superior com a Formação Candeias é discordante.
2.1.4. Supersequência Rifte
O início do rifteamento está relacionado à transgressão regional que sobrepõe os pelitos lacustres do Membro Tauá à fácies eólicas presentes no topo da Formação Água Grande. Essa transgressão, segundo CAIXETA et al, (1994) está marcada por uma importante mudança climática, de árido para úmido e a um incremento nas taxas de subsidência, com distensão da crosta sob atividade moderada. Compreende as formações Candeias, Maracangalha, Marfim, Pojuca, Taquipe, São Sebastião e Salvador, como pode ser visto na carta estratigráfica anteriormente apresentada (Figura 2.2).
Segundo Magnavita et al. (2005), dois sistemas progradantes preencheram a Bacia do Recôncavo durante a fase rifte: i) fluvio-deltáico-lacustre (longitudinal a oblíquo), oriundo da Bacia do Tucano que depositou folhelhos e arenitos, incluindo turbiditos e depósitos de escorregamento, constituindo as formações Candeias e Maracangalha (Grupo Santo Amaro), Marfim, Pojuca e Taquipe (Grupo Ilhas) e por fim a Formação São Sebastião (Grupo Massacará) depositada em ambiente fluvio-deltáico (Figura 2.4); ii) sistema de leques deltaicos, localizado transversalmente à bacia, que foi depositado em leques conglomeráticos
subaquáticos derivados da erosão do bloco alto da falha de borda, o qual constitui a Formação Salvador que, devido a seu evento deposicional está presente em todo o evento rifte da bacia.
Figura 2-4. Paleoambiente deposicional da Bacia do recôncavo durante o estágio rifte (Modificado de MEDEIROS & PONTE, 1981 apud MAGNAVITA,2005).
A Formação Candeias, depositada discordantemente sobre a Formação Água Grande, é constituída por pelitos escuros, compreendendo o Membro Tauá, e folhelhos e lamitos cinza-esverdeados intercalados com camadas de calcilutito e de arenitos turbidíticos, que abrangem o Membro Gomo (CAIXETA et al., 1994; MILHOMEM et al., 2003).
A Formação Maracangalha possui contato basal discordante com a Formação Candeias e se caracteriza por pelitos cinza-escuros e pacotes espessos de arenitos maciços e fluidizados relacionados a processos gravitacionais sub-aquosos que constituem os membros Caruaçu e Pitanga (MAGNAVITA et al., 2005).
A Formação Marfim é constituída por arenitos com granulometria fina a média, bem selecionados, cinza-claros, apresentando intercalações com folhelhos cinza esverdeados, possui contato basal gradativo interdigitado ou concordante com a Formação Maracangalha (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 finos níveis calcários e vários corpos arenosos (CAIXETA et al., 1994).
A Formação Taquipe (Figura 2.5) é composta por 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 corresponde a 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.
Figura 2-5. Modelo deposicional de seção sin-rifte fazendo alusão à deposição da Formação Taquipe (Figueiredo et
al, 1994, apud Gontijo, 2011).
A Formação São Sebastião é constituída por arenito com granulometria grossa, amarelo-avermelhado e intercalações de argila síltica e foi depositada por sistemas fluviais, deltaicos e lacustres, que encerram o assoreamento da Bacia do Recôncavo, (CAIXETA et al., 1994).
A Formação Salvador está associada aos sistemas deltáicos sin-tectônicos relacionados ao sistema de falhas de Salvador (MILHOMEM et al., 2003) e é caracterizada por conglomerados e arenitos provenientes da borda falhada à leste da Bacia do Recôncavo, presentes durante todo o estágio sin-rifte.
2.1.5. Supersequência Pós-Rifte
A fase pós-rifte corresponde ao Andar Alagoas, que se estende do 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).
2.1.6. Arcabouço Estrutural
A Bacia do Recôncavo compõe a porção sul do rifte intracontinental Recôncavo-Tucano-Jatobá, que se desenvolveu sobre um complexo mosaico de terrenos de idade predominantemente Pré-Cambriana.
De norte para sul, o maciço Alagoas-Pernambuco (Bacia de Jatobá), o Sistema de Dobramentos Sergipano (Bacia do Tucano Norte), o Cráton de São Francisco (bacias de Tucano Central e Sul e Recôncavo) servem de embasamento para o Rifte.
As estruturas desse embasamento exerceram forte influência na geometria final do arcabouço da bacia, controlando a orientação das zonas de falha, dos altos do embasamento como também das zonas de acomodação (SZATMARI et al., 1984; MILANI, 1987 e MAGNAVITA & CUPERTINO, 1988 in RODRIGUES, 1990). Como resultado, a Bacia do Recôncavo herdou uma forma alongada segundo N30E, produto da ação tectônica formadora e deformadora da Bacia, bem como das heterogeneidades de seu substrato.
A Bacia está limitada à leste pelo sistemas de falhas de Salvador, com direção N30ºE e seu rejeito total é de cerca de 6.0 quilômetros, e à oeste é limitada pelo sistema de falhas de Maragogipe, com mesma direção porém com rejeitos inferiores à 500 mestros. Ao norte é separada da Bacia de Tucano pelo Alto de Aporá e ao sul é separada da Bacia de Camamu pela Falha da Barra e os falhamentos que lhe dão continuidade para sudeste, (BRUHN, 1985).
O sistema de falhas NE divide a bacia em área que foram relativamente estáveis, configurando patamares adjacentes aos grandes baixos regionais, onde se destacam o Baixo de Camaçari e o Baixo de Miranga (Figura 2.6) (SANTOS et al., 1990).
O trend geral dos blocos que constituem a Bacia do Recôncavo é interrompido por outro sistema de falhamentos, de direção N40°W, que tem como principais representantes as Falhas de Mata-Catu e Itanagra-Araçás, interpretadas como falhas de transferência que acomodaram diferentes taxas de estiramento crustal durante o desenvolvimento da bacia (SANTOS et al., 1990).
Figura 2-6. 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).
2.2. A Formação Sergi e o Campo Dom João
A Formação Sergi acumulou-se em grande bacia (depressão afro-brasileira) que cobria uma extensa área do nordeste brasileiro, estendendo-se inclusive ao continente africano, sendo
constituído essencialmente por depósitos fluviais e eólicos (Küchle et al. 2011). Ocorre nas Bacias do Recôncavo, Tucano, Jatobá e Camamu-Almada.
A ampla ocorrência e espessura desta unidade, associada à alta permeabilidade e porosidade dos arenitos, confere-lhe o status de maior reservatório na Bacia do Recôncavo. 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).
A Formação Sergi foi subdividida em três sequências deposicionais, limitadas por discordâncias regionais (Scherer et al. 2005, 2007).
A sequência I, basal, é composta pelas associações de fácies fluviais efêmeros e fácies eólicas. Os pacotes fluviais são compostos por arenitos finos a médios, maciços ou estratificados (estratificação cruzada acanalada, estratificação cruzada de baixo ângulo e/ou laminação 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 são compostos por lençóis de areia com laminações horizontais e por depósitos de dunas com estratificação cruzada. Os lençóis de areia compreendem arenitos finos a médios, bem selecionados, com estratificações sub-horizontais de baixo ângulo e/ou laminações transladantes. Os depósitos de dunas são caracterizados por arenitos médios a grossos com cruzadas de grande porte, por vezes maciços ou fluidizados. Nas porções basal e intermediária dos pacotes flúvio-eólicos há ocorrência de pelitos lacustres maciços ou finamente laminados.
A incidência do retrabalhamento eólico e a presença bastante comum de horizontes com nódulos de caliches e silcretes, em meio às seqüências deposicionais, atestam a dominância de um clima árido durante a deposição do Sergi (De Ros, 1986; Figueiredo et al., 1994). Por outro lado, a presença constante de pelitos lacustres em meio à Seqüência I indica intervalos de condições relativamente mais úmidas, marcados provavelmente por uma subida do lençol freático e conseqüente afogamento de áreas da bacia.
A sequência II é representada por uma associação tipicamente fluvial de fácies arenosas, composta por arenitos grossos a conglomeráticos, formando ciclos com granodecrescência ascendente com 1 a 5 metros de espessura. Estes arenitos são interpretados como depósitos de canais fluviais entrelaçados, perenes, com significativa variação de descarga, cujo fluxo era para NW. Por vezes ocorrem pelitos que separam os corpos arenosos. No topo da sequência II ocasionalmente ocorrem níveis de paleoalteração, e o limite superior
dessa sequência é marcado pelo recobrimento desses depósitos fluviais pelos depósitos eólicos da sequência III.
A sequência III é representada pelos arenitos eólicos no topo da Formação Sergi, caracterizada por arenitos finos a médios com marcas onduladas eólicas. Estes arenitos foram depositados em lençóis de areia eólicos ou em cruzados tangenciais, estratos compostos por lâminas de fluxo de grãos e marcas onduladas, 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 marca um retorno de condições deposicionais semelhantes à sequência I, porém com um domínio dos processos eólicos, sendo raros os sedimentos fluviais e inexistentes os depósitos lacustres.
O Campo de Dom João, descoberto em 1947, está localizado nas proximidades do município de São Francisco do Conde, na parte sudoeste da Bacia do Recôncavo (Figura 2.7). 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).
A estrutura do campo é um horst alongado a SSW-NNE com cerca de 24 km de comprimento, possuindo de 1 a 3,5 km de largura. 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 2-7. Campos de produção de óleo e gás da Bacia do Recôncavo. Em destaque o Campo de Dom João.
CAPÍTULO 3 - FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
A Formação Sergi é constituída, predominantemente, por sedimentos oriundos de sistemas fluviais e eólicos, assim, neste capítulo, serão abordados os principais processos associados a estes sistemas.
3.1. Sistemas Fluviais
Os rios são cursos naturais de água doce, na maioria das vezes com canais definidos e fluxo permanente ou sazonal que migra em direção a um oceano, lago ou outro rio. Dada a sua capacidade de erosão, transporte e deposição, os rios são uns dos principais agentes dos processos exógenos.
3.1.1. Processos fluviais
Segundo Scherer (2004, 2008), as relações entre os processos erosivos e deposicionais configuram as características gerais dos sistemas fluviais e a interação destes processos fluviais erosivos e de transporte e deposição resulta na morfologia aluvial.
3.1.1.1. Erosão fluvial
Os principais processos erosivos em sistemas fluviais são a incisão e migração lateral. A incisão é a erosão vertical do substrato, promovendo um aprofundamento do canal, podendo 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 taxa de erosão devido a migração lateral ocorre em canais com alta sinuosidade, onde o banco externo do meandro sofre contínua erosão.
3.1.1.2. Transporte e deposição fluvial
Fluxo de detritos, carga de fundo e carga de suspensão são os mecanismos de transporte e deposição dos sedimentos de origem fluvial.
Fluxo de detritos
São fluxos plásticos, laminares, ricos em sedimentos, onde a quantidade de água existente nos poros é baixa. 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
É a principal forma de transporte fluvial, ocorre por correntes trativas, onde os grãos são carreados ao longo do leito do rio através de arrasto e rolamento (grãos maiores) e saltação (grãos menores).
O movimento de areia resulta numa série de tipos de formas de leito, cuja morfologia é controlada pela profundidade da lâmina d’água associada à granulometria e à velocidade do fluxo. Em condições de baixa velocidade do fluxo e fração granulométrica entre silte e areia fina desenvolvem-se marcas onduladas, formas de leito com altura máxima de 5cm e comprimento de onda inferior a 0,5m. Com o aumento progressivo da velocidade do fluxo ocorre a formação de dunas subaquáticas (SCHERER, 2008).
Carga de suspensão
O material é transportado em suspensão em decorrência da turbulência do fluxo. Predomina a carga sedimentar síltico-argilosa, cuja deposição ocorre em regiões de baixa energia através de assentamento gravitacional de partículas. A interação dos processos de tração e suspensão gera marcas onduladas cavalgantes (climbing ripples), quanto maior a tração, menor será o ângulo de cavalgamento das marcas onduladas.
3.1.2. Classificação dos canais fluviais
A classificação dos sistemas fluviais baseia-se dominantemente nas características dos seus canais, levando em conta a carga sedimentar transportada e a morfologia. 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-load).
Com base na morfologia dos canais, os rios podem ser classificados em entrelaçado, meandrante, anastomosado e reto (LEOPOLD & WOLMAN, 1957; MIALL, 1977; RUST, 1978 apud SCHERER, 2008) (Figura 3.1).
Figura 3-1. Tipos morfológicos básicos de canais fluviais (Modificado de MIALL, 1977 apud SCHERER, 2008)
3.1.2.1. Rios entrelaçados (braided rivers)
Os rios entrelaçados formam uma rede de canais interconectados separados por barras arenosas e/ou cascalhosas longitudinais e transversais que migram no sentido do fluxo. Os depósitos de planície de inundação são restritos. Constituem rios de carga de fundo com geometria em lençol, onde o preenchimento é complexo e bastante diversificado. A Formação de canais entrelaçados é favorecida pela presença de fortes declividades, abundância de carga de fundo de granulação grossa, grande variabilidade na descarga e facilidade de erosão das margens.
Durante períodos de diminuição da velocidade do fluxo, a deposição da carga de fundo no canal fluvial propicia o desenvolvimento de barras que obstruem a corrente e
ramificam-na, processo facilitado quando as margens são facilmente erodíveis, com consequente aumento do suprimento detrítico (MIALL, 1981 apud RICCOMINI & COIMBRA, 1993).
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).
3.1.2.2. Rios retilíneos (straight rivers)
Os rios retilíneos são pouco frequentes na natureza e podem apresentar sedimentos diversos. Geralmente são canais poucos extensos e controlados por sistemas de falhas/fraturas. Segundo SCHERER (2004, 2008) constituem canais simples, com flancos estáveis e limitados por diques marginais.
3.1.2.3. Rios anastomosados (anastomosed rivers)
São caracterizados por uma rede interconectada de canais separados por áreas de planície de inundação. Os canais são dominados por sedimentos de granulometria fina, sendo classificados como rios de carga em suspensão, segundo Schumm (1972). Suas margens são, coesas e vegetadas, ocasionando alta estabilidade aos canais, o que reduz a migração lateral (SCHERER, 2004, 2008).
3.1.2.4. Rios meandrantes (meandering rivers)
Este padrão é caracterizado pela alta sinuosidade, pouca variação na descarga, geometria em lençol, altas taxas de migração e carga mista. A formação de canais meandrantes ocorre pela erosão e transporte de sedimentos na porção externa do meandro, onde a velocidade de fluxo é maior e a deposição do sedimento ocorre na parte interna do meandro seguinte, onde a velocidade de fluxo é menor
Rios efêmeros
Os rios efêmeros se formam geralmente após chuvas com inundações rápidas sendo alimentados por água de escoamento superficial. São característicos de regiões áridas e semi-áridas. 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 podem desenvolver dunas e marcas onduladas sob o regime de fluxo inferior, onde ocorre uma rápida desaceleração da corrente. Desta forma, um evento de inundação tende a formar um ciclo com progressiva diminuição de granulometria e ocorrência de estruturas geradas em condições de regime de fluxo inferior em direção ao topo. (SCHERER, 2008).
3.1.3. Acumulação fluvial
O principal mecanismo controlador da preservação dos sedimentos depositados em contextos continentais é a 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..
O nível de base estratigráfico em ambientes aluviais é determinado pelo comportamento do perfil de equilíbrio (Figuras 3.2 e 3.3) que 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.
Os períodos de acumulação e erosão fluviais de uma determinada área são determinados pelo comportamento do perfil de equilíbrio. Durante os intervalos de subida do perfil de equilíbrio haverá agradação (acumulação fluvial), enquanto que os processos de erosão e degradação fluvial associam-se a intervalos de rebaixamento do perfil de equilíbrio (Figuras 3.2 e 3.3).
Figura 3-2. 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 3-3. 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).
3.2. Sistemas Eólicos
Os sistemas deposicionais eólicos têm o vento como principal agente geológico responsável pela erosão, transporte e deposição de sedimentos expostos à ação atmosférica. O nível de base da atuação é definido pelo nível freático, abaixo do qual o vento não atua.
Observa-se uma grande atuação dos sistemas eólicos nos desertos, onde o nível freático é profundo. O vento também atua como importante agente geológico em ambientes costeiros 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
Segundo sua morfologia, as acumulações de areia podem ser divididas em dois tipos básicos: lençóis de areia (sand sheets) e campos de dunas (dune fields), subdivididas em dunas e interdunas , de acordo com Giannini et al. (2008). Em escalas centimétricas, ainda existem as marcas onduladas que constituem formas de leito que podem se desenvolver em lençóis de areia, interdunas e dunas. O desenvolvimento dessas formas está relacionado a alguns fatores, tais como regime de vento, taxa de acumulação de areia e tamanho de grãos (LANCASTER, 1988, apud SCHERER, 2004).
3.2.1.1. Lençóis de areia
São massas de areia eólica em movimento sem superposição de dunas com faces de avalanche (GIANNINI et al., 2008). A estrutura mais comum desses depósitos são as estratificações planas, de baixo ângulo, com alternância de granulometria. Kocurek & Nielson (1986 apud GIANINNI et al., 2008), atribuem um ou mais, dentre cinco fatores, que favorecem a formação de lençóis de areia e obstruem a formação de dunas: granulação grossa, cimentação superficial, nível elevado do lençol freático, enchentes periódicas e cobertura vegetal.
3.2.1.2. Campos de dunas
São grandes massas individuais de areias em movimento, sendo constituídas de dunas eólicas simples, compostas, cavalgantes e coalescentes entre as quais podem existir áreas de interdunas.
As dunas eólicas são formas de leito onduladas, 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 caracteriza-se por inclinação maior no lado sotavento que no lado barlavento.
As dunas possuem comprimento de ondas variando de 3 a 500 metros e altura de 0,1 a 100 metros. São chamadas de draa as formas de leito maiores que as dunas, com comprimento de onda de 300 a 500 metros e altura de 20 a 450 metros.
As dunas eólicas 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).
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.
A classificação morfodinâmica se baseia no posicionamento das formas de leito em relação ao vetor médio dos ventos de uma determinada área.
As regiões de interdunas apresentam diferentes geometrias de acordo com a forma das dunas. São zonas onde atuam processos eólicos e não-eólicos, predominantemente erosivos e dominantemente deposicionais.
A extensão das interdunas depende da saturação de areia do sistema, sendo classificadas em zonas subsaturadas, metassaturadas e supersaturadas (Figura 3.4) (Wilson, 1971, apud SCHERER, 2004). As zonas saturadas são caracterizadas por uma cobertura total de areia e as interdunas consistem em pequenas depressões entre a face frontal da duna anterior e o dorso da duna subseqüente. As zonas metassaturadas são áreas com uma cobertura incompleta de areia, caracterizadas por amplas regiões de interduna plana e as zonas subsaturadas são áreas onde o fluxo de areia é inferior ao valor crítico necessário para o embrionamento das formas de leito. As interdunas deposicionais podem ser secas, quando a superfície deposicional é seca, úmida, sob condições de lençol freático próximo à superfície deposicional, ou encharcada, marcada por inundações periódicas por fluxos fluviais ou nível do lençol freático alto (SCHERER, 2004).
Figura 3-4. Variações das zonas interdunas de acordo com o nível de saturação de areia, sendo classificadas em zonas subsaturadas, metassaturadas e saturadas.
3.2.2. Processos eólicos
Os processos envolvidos na formação de depósitos eólicos são basicamente: erosão, transporte e deposição pela ação do vento.
Erosão
A erosão promovida pelo vento é característica de ambiente com ausência de vegetação e baixa umidade do solo, colaborando com a diminuição da coesão dos grãos e conseguindo remover e transportar grande quantidade de material.
A deflação é a principal forma de erosão promovida pelo vento, pois a competência baixa do vento carreia os sedimentos de granulação fina (silte e areia) promovendo uma seleção dos grãos transportados e deixando um pavimento de grãos mais grossos (grânulos e seixos) (Figura 3.5).
Figura 3-5. Três estágios de desenvolvimento de um pavimento de deflação. A) Deflação inicial dos sedimentos arenosos; B) Concentração dos clastos a medida que ocorre deflação; C) Término da deflação em decorrência do recobrimento do substrato por clastos.
Fonte: Scherer (2004).
Outra importante forma de erosão eólica é a abrasão que a consiste no desgaste mecânico de partículas transportadas pelo vento devido ao choque entre elas. Denomina-se ventifacto qualquer clasto que tenha sido facetado e/ou abrasado por partículas transportadas pelo vento, sendo que as faces abrasadas são inclinadas para o sentido contrário do vento (Figura 3.6).
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).
Transporte eólico
O transporte pelo do vento se dá através de saltação, suspensão e rolamento (Figura 3.7) que dependem, dentre outros fatores, do tamanho da partícula, da tensão do cisalhamento do vento e da intensidade da turbulência (LANCASTER, 2005).
Figura 3-7. Tipos de transporte eólico, compreendendo saltação, rolamento e suspensão.
Fonte: Modificado de Silva (2009).
Os grãos de tamanho areia muito fina a fina são transportados principalmente por saltação, no qual descrevem uma trajetória parabólica. Quando a tensão de cisalhamento do vento alcança um valor crítico, alguns grãos começam a mover-se para frente e se chocam com outros grãos que se encontram imóveis. O impacto proporciona que os grãos sejam arremessados para cima, onde penetram em espaços com velocidades maiores, perfazendo um caminho parabólico. Ao caírem, chocam-se com outras partículas, sendo que as que possuem granulometria semelhante ampliam o processo de saltação (SCHERER, 2004).
As partículas de tamanho areia muito fina e silte são transportadas através de suspensão e são mantidas no ar pela turbulência no vento, podendo atingir longas distâncias.
Os grãos em saltação se chocam com os grãos maiores que estão no substrato. Desta forma, os grãos de granulometria grossa respondem ao impacto arrastando-se pela superfície, evidenciando o processo de rolamento, gerando uma reação em cadeia (SILVA, 2009).
3.2.3. Deposição eólica
A deposição dos sedimentos pela ação do vento se dá através de três mecanismos: cavalgamento de marcas onduladas, queda de grãos e fluxo de grãos (fluxo de escorregamento).
Cavalgamento de marcas onduladas (climbing ripples)
As marcas onduladas formadas na superfície dos sedimentos em resposta à ação do vento podem cavalgar umas sobre as outras ocorrendo em decorrência da saltação e suspensão dos grãos, que predominam sobre os mecanismos trativos que aplainam o substrato. Como consequência, a preservação da crista e do lado barlavento (Figura 3.8) das marcas onduladas é favorecida e as mesmas apresentam facilidade para cavalgar (GIANNINI et al., 2008).
Figura 3-8. Apresentação básica do sistema eólico, mostrando o nível freático e as variações de comportamento do sistema a partir dessa superfície. ( Modificado de KOCUREK & HAVHLM, 1993 ).
Queda de grãos (grainfall)
Os sedimentos transportados em suspensão no lado sotavento (Figura 3.8), encontram uma região hidrodinamicamente protegida e sofrem rápida desaceleração e a deposição tende a ser macissa. Esta deposição ocorre preferencialmente na face frontal da duna pelo fato de desenvolver uma zona de separação de fluxo, onde os grãos são depositados por queda livre (SCHERER, 2004).
Fluxo de grãos (grainflow)
O fluxo de grãos se dá pela concentração de grãos maiores e mais pesados por saltação na crista e na parte superior e mais íngreme do flanco de sotavento.
O processo gravitacional ocorre através de sucessivas colisões entre os grãos adjacentes, mecanismo conhecido como pressão dispersiva (GIANNINI et al., 2008). Este mecanismo de interação intergranular atua quando a areia encontra-se incoesa (seca), sendo depositada em forma de lobos linguóides. No caso em que a areia apresenta-se coesa, ou seja, com certo grau de umidade, a deposição ocorre por slide e slump, onde os blocos escorregam ao longo da superfície de deslizamento (SCHERER, 2004).
3.2.4. Acumulação e tipos de sistemas eólicos
A acumulação eólica refere-se à deposição do total de sedimentos através do tempo, gerando um corpo tridimensional de estratos que podem ser incorporados no registro geológico (Kocurek & Havholm, 1993 apud Tomazelli, 1990). Vários são os fatores que favorecem a deposição da carga arenosa; a presença de obstáculos pode ocasionar uma pertubação no fluxo do ar, produzindo zonas favoráveis a deposição de sedimentos. Dentre os obstáculos encontrados, o mais comum nas regiões costeiras é a vegetação, que controla a formação das dunas de sombra.
Para que haja acumulação é necessário que o volume que entra seja maior que o volume que sai de um determinado sistema eólico (Figura 3.9). Quando esse balanço é neutro ou negativo, desenvolvem-se superfícies de bypass ou de erosão, respectivamente. Além disso, é necessário que ocorra migração e cavalgamento de dunas eólicas em relação à superfície de acumulação.
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).
Os sistemas eólicos foram classificados em secos, úmidos e estabilizados, nos quais os dois primeiros são os tipos mais comuns na natureza (KOCUREK & HAVHOLM, 1993).
3.2.4.1. Sistemas eólicos secos
Os sistemas eólicos secos são caracterizados pelo nível do lençol freático e sua franja de capilaridade abaixo da superfície de deposição. Os processos de erosão e estabilização são regidos por fatores aerodinâmicos e aporte sedimentar.
É necessário que haja um decréscimo na taxa de transporte e/ou decréscimo na concentração com o tempo para que as condições de saturação de superfície deposicional sejam alcançadas e ocorra acumulação em um sistema eólico seco (KOCUREK & HAVHOLM, 1993). O espaço de acumulação e a preservação de sedimentos em sistemas eólicos secos são controlados pela subsidência da bacia (Figura 3.10).
Figura 3-10. Representação esquemática dos principais elementos que controlam a acumulação e preservação de sedimentos em sistemas eólicos secos.
3.2.4.2. Sistemas eólicos úmidos
Nos sistemas eólicos úmidos, o nível do lençol freático e sua franja de capilaridade encontram-se na superfície de deposição ou próximos dela. A presença da água diminui o potencial erosivo e a quantidade de sedimentos que podem ser transportados pelo vento (KOCUREK & HAVHOLM, 1993).
O espaço de acumulação e a preservação de sedimentos nestes sistemas são controlados pela taxa de subsidência e nível do lençol freático (Figura 3.11), sendo este influenciado por mudanças climáticas, variações do nível do mar e subsidência da bacia. A transição de um sistema eólico úmido para seco se dá pelo incremento de sedimentos (Figura 3.12) (SCHERER, 2004).
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).
3.2.4.3. Sistemas eólicos estabilizados
Os sistemas eólicos estabilizados sofrem ação de fatores estabilizados que atuam simultaneamente ao transporte, deposição e acumulação de sedimentos sem afetar o sistema na íntegra. Estes fatores são a vegetação, umidade do substrato, cimentação, filmes de lama e depósitos residuais de cascalho (lags).
3.2.5. Preservação de sistemas eólicos
As acumulações eólicas, para serem incorporadas no registro geológico, necessitam de um conjunto de processos que proporcionem a sua preservação, sendo que o espaço de acumulação e a preservação nem sempre são coincidentes nesses sistemas (Figura 3.13) (KOCUREK & HAVHOLM, 1993).
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).
Figura 3-13. Representação esquemática dos conceitos de acumulação, espaço de acumulação e espaço de preservação.
Fonte: Kocurek & Havholm (1993, apud OLIVEIRA, 2005).
Os três principais fatores que promovem a preservação de estratos eólicos são: subsidência da acumulação abaixo do nível de base de erosão, que pode ser controlada por tectonismo, carga sedimentar e/ou compactação; incorporação da acumulação dentro da zona saturada devido à subida (relativa ou absoluta) do nível do lençol freático ocasionada por mudanças climáticas ou nível eustático em regiões costeiras; e desenvolvimento de superfícies de estabilização que aumentem a resistência à erosão (KOCUREK & HAVHOLM, 1993.).
CAPÍTULO 4 - ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA DE TESTEMUNHOS
DA FORMAÇÃO SERGI NO CAMPO DOM JOÃO
Neste capítulo serão apresentadas as descrições e interpretações das litofácies e associações de fácies observadas nos testemunhos da Formação Sergi no Campo Dom João, Bacia do Recôncavo.
4.1. Fácies sedimentares
Fácies sedimentares é o conjunto de características de uma rocha ou de sedimentos no que se refere à composição mineralógica e texturas, próprias de determinado ambiente ou bacia e seu estudo está ligado a determinação de sistemas deposicionais.
A observação e descrição das associações de fácies é um método muito utilizado em análises sedimentológicas e tem como objetivo principal a reconstituição e distribuição temporal e espacial dos sistemas deposicionais envolvidos, levando em consideração os padrões organizacionais de litofácies reconhecidos na literatura.
No presente estudo foram identificadas nove litofácies, que incluem arenitos, conglomerados e paleossolos, apresentadas na Tabela 4.1. Para suas descrições, são utilizadas nomenclaturas nas quais as duas primeiras letras maiúsculas correspondem à litologia, no caso, AR igual a arenito, as duas próximas letras antes do hífen correspondem à granulometria e as letras que se encontram após o hífen correspondem à estrutura observada.
Tabela 4-1: Tabela com as convenções utilizadas
LITOLOGIA GRANULOMETRIA ESTRUTURA/OUTROS
AR Arenito F Fino ag Argiloso
M Médio cb Concreções carbonáticas
G Grosso cs Concreções silicosas g Muito grosso ma Maciço
C Conglomerático ps paleossolo
xb Estratificação cruzada de baixo ângulo
45 Tabela 4-2: Litofácies descritas nos testemunhos da Formação Sergi no Campo Dom João.
Fácies Frequência Descrição Processo Sedimentar
ARC-xb 23,3%
Arenito conglomerático, cinza amarelado, mal selecionado, com grão de quartzo sub-arredondados a sub-angulares, argiloso, localmente calcítico, localmente apresentando estratificações cruzadas de baixo ângulo, semi-friável.
Fluxo de detritos coesivos (alta densidade) sob condições sub-aquosas.
ARC 1,9% Arenito conglomerático, composto por seixos de quartzo sub-arredondados a sub-angulosos, semi-friável.
Depósitos residuais de leito de canais.
ARFg-ag 25,6% Arenito fino a muito grosso, mal selecionado, sub-arredondado a sub-anguloso, muito argiloso, semi-friável. Migração de formas de leito quase planas sob regime intermediário superior
ARFg-cs 1,3% Arenito fino a muito grosso, mal selecionado, sub-arredondado, pouco argiloso, levemente calcítico, com concreções silicosas, semi-friável. Migração de formas de leito quase planas sob regime intermediário superior
ARFg-ma 1,9% Arenito fino a muito grosso, mal selecionado, arredondado a sub-anguloso, pouco argiloso, calcítico, maciço, compacto.
Rápida desaceleração de fluxos gravitacionais sub-aquosos.
ARFg-xbcb 2,6% Arenito fino a muito grosso, mal selecionado, sub-arredondado a sub-anguloso, argiloso, estratificação cruzada de baixo ângulo e concreções carbonáticas, semi-friável
Migração de formas de leito quase planas (transição entre regime de fluxo inferior e superior)
ARM-xb 30,1% Arenito médio cinza claro, bem selecionado, sub-arredondado a sub-anguloso, apresentando estratificações cruzadas de baixo ângulo, semi-friável.
Migração de formas de leito quase planas formadas pela agradação de marcas onduladas eólicas.
ARM-cb 3,3% Arenito médio, bem selecionado, sub-arredondado, pouco argiloso, com concreções carbonáticas, semi-friável.
Exposição ou flutuação do nível freático na zona meteórica.
ARFG-ps 10,0% Paleossolo arenoso fino a grosso, mal selecionado, sub-arredondado, argiloso, localmente mosqueado, com concreções milimétricas de calcrete e silcrete, semi-friável
Baixa taxa de agradação sedimentar e pedogênese silmultâneas.
4.2. Associação de Fácies
De acordo com a identificação das litofácies e seus padrões organizacionais em associações de fácies, é possível a interpretação dos ambientes deposicionais. Foram determinadas seis associações de fácies: planície fluvial, fluvial efêmero, eólico seco, eólico úmido, fluvial entrelaçado perene de canal e de barras longitudinais.
4.2.1. Associação de Fácies Fluvial Entrelaçado Perene
Esta associação de fácies predomina nos testemunhos descritos (Figura 4.2), perfazendo aproximadamente 57,56% do total. Possui limite superior com a associação de fácies fluvial efêmero e constitui a base do intervalo testemunhado. Os depósitos de canais e de barras longitudinais pertencem à fácies fluvial entrelaçado perene.
A associação de fácies fluvial perene de canal corresponde a 32,97% do percentual total do testemunho descrito e é composta pelas fácies ARC-xb, predominantemente, e pela fácies ARFg-ag. A fácies ARC-xb é representada por arenitos cinza amarelados conglomeráticos com matriz muito grossa e arcabouço constituído por seixos de quartzo, mal selecionados, com concreções silicosas (Foto 4.1), sub-arredondados, argilosos, levemente calcítico, com estratificação cruzada de baixo ângulo, apresentando localmente manchas de óleo castanho escuro (Foto 4.2). A fácies ARFg-ag é composta por arenito médio a muito grosso, coloração amarela pálida, mal selecionados, com grãos de quartzo sub-arredondados argiloso, apresentando localmente estrutura mosqueada (Foto 4.3). Esta estrutura mosqueada é formada pelo preenchimento dos poros do arenito pela argila eodiagenética e logo após a infiltração de fluido rico em cimento carbonático preenchendo os espaços vazios não preenchidos pela argila.
Foto 4-1. Arenito conglomerático com seixos de quartzo e concreções silicosas.
Foto 4-3. Arenito apresentando estrutura mosqueada.
A associação de fácies perene de barras longitudinais é composta pelas fácies ARM-xb (predominantemente), ARFG-ps e ARM-cb. A fácies ARM-xb é representada por arenito cinza, de granulometria média, bem selecionado, sub-arredondado, apresentando estratificações cruzadas de baixo ângulo e localmente estratificação cruzada acanalada e níveis calcíticos preenchendo micro-fraturas deformadas (Foto 4.4), semi-friável.
A fácies ARFG-ps é composta por paleossolo arenoso de fino a grosso, apresenta coloração variando de vermelho acinzentado a amarelo e concreções centimétricas de calcrete e silcrete (Foto 4.5). A fácies ARM-cb é composta por arenito médio, cinza amarelado, bem selecionado, com concreções carbonáticas, argiloso, semi-friável.
