1.0– Introdução
1.1 - Apresentação
A habilitação do bacharelado em geologia, na Universidade Federal da Bahia, tem como matéria curricular a elaboração de uma monografia pelo graduando. Esta faz parte da disciplina Trabalho Final de Graduação (GEO-064). O Programa de Recursos Humanos da ANP, aqui representado pelo convênio MCT/ANP/UFBA/PRH-08, prevê que a monografia trate da geologia do petróleo.
Segundo Severiano, 2001, a Estratigrafia de Seqüências é vista, por muitos autores, como Miall, 1992, e Della Fávella, 1995, como sendo uma verdadeira revolução científica nas geociências.
A indústria do petróleo tem utilizado a Estratigrafia de Seqüências nos estudos de exploração, produção e desenvolvimento de reservatórios. A aplicação da estratigrafia de seqüências em depósitos continentais está ainda em fase de inicial desenvolvimento.
Os reservatórios fluvio-eólicos da Formação Sergi são bons armazenadores de hidrocarbonetos da Bacia do Recôncavo. A Formação Sergi situa-se na parte superior do Grupo Brotas, sobre o Membro Capianga da Formação Aliança, ambos inseridos no Andar Dom João (Fig. 01). Estas rochas sedimentares são de idade Jurássica e registram a deposição sedimentar da fase pré-rift da Bacia do Recôncavo.
A caracterização da Fm. Sergi é necessário a compreensão dos sistemas deposicionais fluvial, eólico e lacustre. Devido a importância dos depósitos flúvio-eólicos no contexto da indústria do petróleo, foi realizado revisão bibliográfica sobre estes ambientes deposicionais, entretanto, na aplicação prática em afloramento, foi encontrado apenas os depósitos eólico e lacustre. Assim, o escopo deste trabalho, foi a caracterização das estruturas, fácies sedimentares e ambientes deposicionais, no contexto da Estratigrafia da Seqüências.
1.2 – Objetivo
O objetivo deste trabalho foi o estudo da fácies eólicas, no contexto da estratigrafia de seqüências e determinação das oscilações relativas do nível “eustático” dos lagos, na época da deposição da Formação Sergi.
1.3 - Metodologia
Na fase inicial do trabalho foi efetuada uma pesquisa bibliográfica com o intuito de aprimorar os conceitos sobre a estratigrafia de seqüências e dos sistemas deposicionais flúvio-eólicos, levando-se em consideração as relações dentre transporte e deposição sedimentar.
Os dados de campo foram coletados seguindo sugestões do Prof. Claiton Scherer (UFGRS), e segundo metodologia do seu orientando Dorval C. D. Filho. As instruções do Prof. Claiton foram fundamentais no desenvolvimento do trabalho de campo.
Na fase pós-campo, após realizada a identificação das fácies, foi confeccionada a seção estratigráfica e sugerida uma curva de oscilação “eustática” do nível do lago e adjacências, repositórios das fácies eólicas da Fm. Sergi.
PRINCÍPIOS DA SEDIMENTAÇÃO EÓLICA
2.0 - Os processos físicos de sedimentação eólica
A compreensão dos processos de formação e evolução de um ambiente eólico requer um bom entendimento dos fenômenos básicos de erosão, transporte e deposição dos sedimentos pelo vento. Os processos eólicos ocorrem numa variedade de ambientes deposicionais, incluindo regiões litorâneas, desertos e planícies aluviais.
O vento é um importante agente modelador da morfologia. Atuando sobre a praia e a supramarés ele consegue remover areias de suas superfícies, transportando-as em direção ao continente e depositando-as mais adiante, em locais
Os depósitos eólicos são excelentes reservatórios de hidrocarbonetos. Como exemplo podem ser citados: o arenito Rotliegendes; o arenito Aku do Permiano do Mar do Norte; e os arenitos Jurássicos da Fm. Sergi e da Fm. Água Grande, na Bacia do Recôncavo.
2.1 - Processos de transporte
O transporte de areia pelo vento se processa pelos seguintes mecanismos, em ordem decrescente de importância: 1) Saltação; 2) Rastejamento Superficial; e, 3) Suspensão (Fig. 02).
Figura 02 - Os processos básicos de transporte e sedimentação pelo vento (Greeley & Inversen, 1985, apud Tomazelli, 1990).
2.1.1 Saltação – No momento em que a pressão de cisalhamento exercida
pelo vento sobre um substrato arenoso ultrapassa um ponto crítico, alguns grãos começam a se mover para frente, chocando-se com outros grãos que estavam imóveis. O impacto gerado propicia que alguns grãos sejam arremessados para cima. Isso faz o vento penetrar em espaços com velocidades cada vez maiores. Os grãos arremessados descrevem uma trajetória parabólica muito característica, voltando a atingir o solo com ângulos muito baixos (10° a 16°), a depender da altura do salto, do tamanho dos grãos e da velocidade do vento. Como resultado deste efeito multiplicador, logo toda a superfície arenosa da praia entra em movimento, descrevendo umas verdadeiras “nuvens” de grãos em saltação que, geralmente, se
2.1.2 Rastejamento Superficial (“surface creep”) – Pode ocorre quando um
grão que se encontra em saltação cai sobre a areia da praia e se choca contra um grão bem maior. Este, devido ao seu peso não consegue ser lançado no ar, mas responde ao impacto através de um movimento de rolamento para frente (Figura 02). Segundo estudos de Bagnold (1941) apud Tomazelli (1990), cerca de ¼ do total da areia movida pelo o vento se desloca desta maneira. O restante move-se, basicamente, por saltação.
2.1.3 Suspensão – Este processo é limitado aos grãos de tamanho inferior a
0,125 cm (de areia menor que muito fina), sendo desenvolvido sempre que um fluxo turbulento do ar ascendente exceder a velocidade de assentamento destes grãos.
A representação gráfica de Bagnold (1941) apud Tomazelli (1990) descreve dois ventos com velocidades diferentes e suas devidas relações com a altura acima do solo, ao aproximar da superfície ocorre uma acentuada diminuição da velocidade dos ventos, devido aos efeitos de ficção, ilustrado no gráfico A da Figura 03. A representação obedece a uma curva logarítmica V1 e V2; em B estão diagramadas
as mesmas curvas num gráfico log-normal, que cruza a ordenada na altura Z0.
Abaixo desse valor o ar se mantém parado, independente da velocidade do vento, e está diretamente relacionado com a rugosidade da superfície e presença de cobertura vegetal. Por exemplo: uma praia plana, sem o transporte de areia, o valor de Z0 é aproximadamente igual a 1/30 do diâmetro médio da areia superficial.
Entretanto, em uma praia de superfície irregular, com morfologia de marcas onduladas, cristas, terraços, canais, etc., Z0 terá um valor maior.
Figura 03 – Gradientes de velocidade para dois ventos de diferentes intensidades que sopram sobre uma praia arenosa plana. Em (A) a distribuição é log-log e em (B)
Sobre o ponto de vista geomorfológico, um aspecto de fundamental importância é o relacionado com a quantidade total de areia movimentada pelo vento por unidade de tempo. A maioria dos autores concorda que a quantidade de areia transportada por unidade de tempo está relacionada com o cubo da velocidade do vento, como na fórmula abaixo, estabelecida por Bagnold (1941) apud Tomazelle (1990);
Q = (C √ D) . (U*) Onde:
Q = quantidade (peso) de areia movida por unidade de largura da praia, por unidade de tempo;
C = uma constante;
D = diâmetro médio dos grãos; U* = gradiente de velocidade.
Esta mesma fórmula, mas relacionando valores de velocidade do vento medidos a uma determinada altura desde o solo, pode ser escrita desta forma:
Q = C ( V1 – Vt )3
Onde:
V1 = velocidade do vento medida a 1 metro do solo;
Vt = velocidade limite crítica, para um determinado diâmetro de grão,
medida a 1 metro do solo; C = uma constante.
2.2 - Processos de deposição
A acumulação eólica refere-se à deposição do total de sedimentos através do tempo, gerando um corpo tridimensional de estratos que podem ser incorporados ao 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 perturbação no fluxo do ar, produzindo zonas favoráveis a deposição de sedimentos. Dentre os obstáculos, o mais comum encontrado nas regiões costeiras é a vegetação, que controla a formação das dunas de sombra (shadow dunes), segundo Bagnold (1941) apud Tomazelli (1990).
representada como uma superfície de equilíbrio, acima da qual ocorre transporte de sedimentos. Abaixo dela não há deslocamento de nenhuma partícula pelo o vento.
Os processos deposicionais podem ser classificados em três tipos, segundo Hunter, 1977; Fryberger e Schenk, 1981; Kocurek e Dott Jr., 1981 (apud Tomazelli, 1990): Deposição por queda livre de grãos; Deposição por avalanche de grãos (deslizamento e fluxo de grãos); Deposição associada a migração e cavalgamento de marcas onduladas.
-Queda livre de grãos (grain fall) – Ocorre pela a deposição de grãos arenosos que se encontravam em suspensão. Estes, ao entrarem em zonas abrigadas onde o ar está sem movimento, perdem energia e experimentam uma queda livre.
-Avalanche – Esta deposição se processa ao longo das superfícies com elevada declividade, sempre que a acumulação de areia exceder ao ângulo crítico de repouso da areia seca (~ 34°). Tal processo pode se manifestar sob duas formas:
-Transporte por fluxo de grãos (grain flow) – Ocorre quando os grãos são transportados como um fluxo não coesivo com interação grão a grão (areia seca). Formam uma geometria muito característica de línguas arenosas.
-Transporte por deslizamento gravitacional (slide e slumping) – Quando a areia apresenta um certo grau de umidade (coesão interna), o deslocamento se processa em declividade baixa, com os blocos arenosos coesos deslizando ao longo de uma superfície de cisalhamento bem definida. -Migração e cavalgamento– Ocorre quando na superfície desenvolvem-se marcas onduladas (ripples de impacto), que migram sobre condições de deposição, cavalgando umas sobre as outras preservando, no final, as marcas onduladas sob a forma de um estrato.
A cobertura vegetal funciona como elemento rugoso estabelecendo um valor de altura mais elevado (Z0), variando, a depender das espécies vegetais e de sua
densidade. As observações de Carter 1988 apud Tomazelli, 1990, mostram que a altura (Z0) é aproximadamente igual a 2/3 do tamanho médio das plantas.
A vegetação costeira exerce um efeito básico na deposição de carga sedimentar transportada por saltação, consistindo em uma deposição fundamentada em três mecanismos principais:
a) efeito de anteparo permeável à trajetória do vento, conduzindo à formação de dunas de sombras (shadow dunes);
b) aumento significativo no valor de altura (Z0), com extensas camadas de ar
estagnado junto à base da vegetação;
c) amortecimento por parte das folhas e ramos do impacto dos grãos, absorvendo sua energia.
2.3 - Estruturas sedimentares das dunas eólicas
A estrutura interna das dunas eólicas refletem os processos deposicionais que atuam junto à sua superfície externa. Reconhecem-se os seguintes tipos de estratos:
- Estratos de queda livre de grãos;
- Estratos de avalanche (deslizamento e fluxo de grãos); - Estratos transladantes cavalgantes.
As superfícies deposicionais resultantes dos processos de avalanche possuem uma distribuição espacial mais restrita do que as resultantes dos processos de cavalgamento, pois se desenvolvem quando a inclinação da superfície ultrapassa o ângulo crítico de repouso da areia (28° a 34°). Apresentam uma geometria de línguas arenosas de alguns centímetros de espessura, estendendo-se ao longo do declive da face de deslizamento.
PRINCÍPIOS DE SEDIMENTAÇÃO FLUVIAL
3.0 – Ambiente fluvial
O registro estratigráfico dos ambientes fluviais são bastante representativos. As bacias sedimentares que favorecem a acumulação subaérea (tipo rift, intra-arco, periférica de antepaís) podem ter espessos pacotes sedimentares arenosos, sendo importantes reservatórios porosos que podem conter petróleo, água, depósitos aluvionares de ouro, urânio, diamante e carvão.
Os fatores tempo e espaço variam significativamente nos ambientes fluviais, controlando o relevo e a descarga. Estes controlam a capacidade e competência do sistema refletindo em variações características dos sedimentos transportados e na morfologia do canal.
3.1 – Processos fluviais 3.1.1 – Erosão fluvial
Os eventos erosivos podem ser aglutinados em dois processos principais: incisão e migração lateral.
A incisão é a erosão vertical do substrato pelo canal do rio. Pode ser de natureza: alocíclica – relacionada a fenômenos que envolvem um período maior de tempo e que podem estar associadas a um aumento na descarga, controlada por fatores climáticos ou por rebaixamento do perfil de equilíbrio (Schumm, 1993 apud Scherer, 2001); autociclíca – está associada à avulsão de canais fluviais decorrente de processos hidrodinâmicos e geomorfológicos internos à planície aluvial (Jones & Schumm, 2000 apud Scherer, 2001).
A migração lateral decorre de uma progressiva e contínua erosão do banco externo de um canal de alta sinuosidade (meandro). Os rios margeados por sedimentos finos, com abundante vegetação, tendem a possuir uma maior coesividade em seus bancos dificultando a erosão e a migração lateral.
3.1.2 - Transporte e deposição fluvial
Os três principais mecanismos de transporte e deposição fluviais são: fluxo de detritos, carga de fundo e carga em suspensão.
Fluxo de detritos
Os sedimentos são transportados por fluxos gravitacionais de alta densidade, com alta quantidade de água nos poros. Ocorre quando uma grande quantidade de sedimentos é mobilizada por liquefação em uma superfície inclinada. Os depósitos são pobremente selecionados, com grande variação no tamanho dos grãos, desde grânulos até blocos, unidos por uma matriz areno-síltico-argilosa. Algumas vezes os grãos do arcabouço apresentam orientação incipiente, indicando a direção do fluxo.
Carga de fundo
Os grãos se movimentam de forma individualizada sobre o substrato. As correntes trativas são as principais transportadoras de sedimentos fluviais e criam uma série de tipologias de formas de leito arenosas. Com uma espessura de lâmina d’água constante, as formas de leito são controladas pela granulometria e velocidade do fluxo (Ashley, 1990 apud Scherer, 2001).
Carga em suspensão
O fluxo d’água turbulento carrega em suspensão sedimentos finos em rios com predominância de carga sedimentar síltico-argilosa. Este é o principal tipo de transporte de sedimentos. Nas regiões de baixa energia ocorre a deposição das partículas por assentamento gravitacional.
3.2 Tipos de canais fluviais
A classificação dos canais, podem seguir parâmetros relativos ao tamanho dos grãos transportados ou à sua morfologia. A morfologia dos canais fluviais, segundo Leopold & Wolman (1957) e Rust (1978) apud Scherer, 2001, obedece a seguinte subdivisão: entrelaçados, meandrantes, anastomosados e retos (Figura 04).
3.2.1- Rios entrelaçados
São rios de maior declividade, com alta variabilidade de descarga do fluxo ao longo do ano e alto suprimento sedimentar. Forma em seu leito uma rede de canais comunicantes separados por barras arenosas ou cascalhosas (barras de meio de canal – middle bar ou braided bar) (Figura 04). Este sistema apresenta uma variada hierarquia de formas de leito, incluindo marcas onduladas e dunas de diferentes morfologias coexistentes ao longo do canal, devido as freqüentes mudanças na descarga do fluxo e profundidade da lâmina d’água.
3.2.2 – Rios meandrantes
São caracterizados por canais de alta sinuosidade (Figura 04), de carga mista ou em suspensão, com pouca variação na descarga. Existem diferenças na velocidade do fluxo do lado interno e externo do meandro. A porção externa maior é erosiva, ao mesmo tempo que a deposição se dá na porção interna, formando as barras em pontal (Allen, 1965 apud Scherer, 2001). A variação na profundidade e velocidade do fluxo sobre a superfície da barra em pontal, resulta em uma seleção granulométrica e em uma assembléia de estruturas sedimentares, com uma tendência ascendente progressiva de diminuição do tamanho dos grãos e de ocorrência de estruturas de regime de fluxo inferior na mesma direção (Scherer, 2001).
3.2.3 – Rios retos e anastomosados
O rios retos são controlados por um sistema de falhas, com canal simples, limitados por diques marginais e flancos estáveis. Podem ter sedimentos de natureza variada. Estes tipos de rios são muito raros e observáveis, em sua maioria, em pequenos trechos de rios com outra tipologia.
Os anastomosados se comportam com uma rede diversificada de canais separados por planície de inundação (Smith, 1980; Makaske, 2001 apud Scherer, 2001). Seus sedimentos são, na sua maioria, de granulometria fina, podendo ser classificado como rio de carga em suspensão (Schumm, 1972 apud Scherer, 2001). Os canais possuem baixa sinuosidade, sendo estreitos e profundos, não tendo deslocamento lateral. A deposição ocorre por agradação vertical associada à sobreposição de dunas subaquosas (e, raramente, barras arenosas). Os diques marginais em conjunto com a agradação vertical, permitem que o rio se posicione topograficamente mais alto que a planície de inundação, podendo em períodos de cheias (maior descarga), sofrer rupturas de parte dos seus diques marginais, desenvolvendo assim um novo curso para o canal fluvial através de incisão e erosão dos depósitos da planície de inundação (Smith, 1983 apud Scherer, 2001) (Fig. 04).
Figura 04 – Tipos morfológicos básicos de canais fluviais (Miall, 1977 apud Scherer, 2001).
3.3 – Áreas externas aos canais (overbank areas), (Collinson, 1996 apud
Scherer, 2001).
3.3.1 – Diques marginais e espraiamento de crevasse.
Segundo Brierley et al., 1997 apud Scherer, 2001, os diques marginais são formados por sedimentos finos, depositados durante as cheias do canal fluvial. Os sedimentos formam cristas estreitas e contínuas, construídas em ambos os lados.
Os depósitos de espraiamento (crevasse splay) são pequenos lobos formados pelo extravasamento do canal fluvial durante as cheias.
3.3.2 – Planície de inundação
São regiões de baixo relevo com pouca drenagem e baixa taxa de acumulação. São repletas de sedimentos com granulometria muito fina. Por ordem de abundância, os depósitos de planície de inundação estão associados a canais fluviais na seguinte ordem: anastomosados, meadrantes e entrelaçados.
3.4 – Acumulação em sistemas fluviais 3.4.1 Perfil de equilíbrio
No contexto continental, o principal fator de preservação de sedimentos é a variação das taxas de criação de espaço de acomodação ao longo do tempo geológico (Shanley & McCabe, 1994 apud Scherer, 2001). Por espaço de acomodação entende-se o espaço disponível para o potencial armazenamento de sedimentos (Jervey, 1988 apud Scherer, 2001).
Nível de base é o plano teórico ou o nível mais baixo no qual a erosão da superfície da Terra busca atingir e os rios não conseguem mais erodir seus sedimentos.
Nível de base geomorfológico – Segundo os geomorfólogos Shaley & McCabe (1994) apud Scherer, 2001, o nível do mar é o grande nível de base (ultimate ou general baselevel) para a superfície terrestre (Fig. 05).
Nível de base estratigráfico – Segundo os mesmos autores, é definido como sendo uma superfície, acima do qual nenhuma partícula atinge o repouso e abaixo da qual a acumulação e soterramento de sedimentos são possíveis (Fig. 04).
Perfil de equilíbrio (equilibrium profile) – Representa uma superfície onde a energia existente para transportar sedimentos é totalmente compensada pela energia potencial liberada pelo fluxo. Nele o rio não terá agradação nem degradação (Leopold & Bull, 1979 apud Scherer, 2001).
3.5 - Mecanismo controladores da oscilação do perfil de equilíbrio
Dentre os fatores controladores do perfil de equilíbrio, podem se destacar: o clima, a tectônica e as variações do nível relativo do mar.
A influência do clima está presente nos períodos de chuva, quando ocorre o surgimento de rios efêmeros e o aumento na capacidade de transporte dos rios, elevando assim a movimentação de carga sedimentar. A taxa de erosão aumenta com a umidade e decai com aridez.
Os eventos isostáticos de subsidência e soerguimento das bacias modificam as suas capacidades de acumulação. Soerguimentos geram rebaixamentos relativo à superfície da terra dos perfis de equilíbrio e induzem os canais a erodirem os sedimentos. A subsidência proporciona uma subida relativa do perfil de equilíbrio, possibilitando a acumulação fluvial.
A eustasia e a fisiografia controlam o espaço de acomodação de sedimentos, podendo ou não alterar o perfil de equilíbrio, conforme evidente na ilustração da Figura 06, segundo Posamentier et. al., 1992 apud Scherer, 2001.
Figura 06 – Apresenta a relação dependente entre a variação do nível relativo do mar, a inclinação da plataforma e o perfil de equilíbrio. (A) o gradiente da plataforma excede o gradiente do perfil de equilíbrio fluvial, podendo ocorrer erosão e formação de vales incisos; (B) quando o declive da plataforma for igual a inclinação do perfil de equilíbrio, ocorrem pouca incisão, dominando a passagem de sedimentos (bypassing); (C) quando a inclinação da plataforma é menor do que o perfil de equilíbrio ocorre a deposição de sedimentos (Posamentier et al., 1992 apud Scherer, 2001).
3.6 Análise de sistemas fluviais no registro geológico
Depósitos sedimentares característicos de determinados estilos fluviais têm sido descritos e documentados. Trabalhos como o de Jackson (1978) apud Scherer, 2001, constam que rios meandrantes e entrelaçados podem vir a gerar sucessões verticais de fácies bastante semelhantes.
O desenvolvimento de um estudo detalhado de caracter bi e tridimensional dos depósitos aluvionáres demostram existir uma variedade infinita de estilos intermediários entre os quatros modelos clássicos. Allen (1983) e Miall (1985) apud Scherer, 2001, propuseram com base na reconstrução de seções laterais de afloramento, uma metodologia de análise faciológica, envolvendo uma investigação detalhada das fácies dos elementos arquiteturais e as superfícies limítrofes.
3.6.1 Fácies
As fácies sedimentares podem ser definidas como um conjunto de feições que caracterizam uma rocha sedimentar, sejam elas a cor, a granulação, as estruturas internas, a geometria deposicional, a espessura e os fósseis ou paleocorrentes (Della Fávera, 2001). Derivada do latim facies = face ou cara, é um termo que caracteriza pequenas porções ou fragmentos de uma estrutura, no qual podem ser reagrupados, sem perder as características originais do sistema onde foram formados. Segundo Miall (1977) apud Scherer, 2001, os sistemas fluviais possuem um número restrito de fácies, conforme classificação mostrada na Tabela 01 e amplamente utilizada pela comunidade científica para estudos de análise de sistemas atuais e antigos.
Código Fácies estruturas sedimentares
interpretação
Gmm Cascalho maciço matriz-suportado
Gradação incipiente Plastic. Debris Flow, fluxo viscoso, alta coesão interna Gmg Cascalho
matriz-suportado Gradação inversa anormal Pseudoplastic Debris Flow,fluxo viçoso, baixa coesão interna
Gci Cascalho
clasto-suportado Gradação inversa
Debris Flow, alta concentração de clastos (alta coesão interna) ou Pseudoplastic Debris Flow (baixa coesão)
Gcm Cascalho maciço
clasto-suportado _______ Pseudoplastic Debris Flow(inertial bedload, fluxo turbulento)
Gh Cascalho
clasto-suportado, acamamento incipiente
Acamamento horizontal,
imbricamento Formas de leito longitudinais,depósitos residuais (lags) e sieves
Gt Cascalho estratificado Estratificações cruzadas
acanaladas Preenchimento de pequenoscanais Gp
Cascalho estratificado Estratificações cruzadas planares
Formas de leito transversais, crescimento deltaico a partir de barras remanescentes
St Areia fina a muitogrossa (podendo ser cascalhosa)
Estratificações cruzadas acanaladas (solitárias ou agrupadas)
Dunas (3D), cristas sinuosas ou lingüóides
Sp Areia fina a muitogrossa (podendo ser cascalhosa) Estratificações cruzadas planares (solitárias ou agrupadas) Dunas transversais (2D), e lingüóides
Sr Areia muito fina a
grossa laminationRipple cross- Ripples (regime de fluxoinferior) Sh Areia fina a muito
grossa (podendo ser cascalhosa)
Laminação horizontal,
parting lineation Camadas planares (regime defluxo superior/crítico) Sl Areia fina a muitogrossa (podendo ser
cascalhosa)
Estratificações cruzadas de baixo ângulo (<15°), podendo ser sigmoidais
Preenchimento de suaves depressões (scour fills), “humpback dunes” ou dunas atenuadas, antidunas Ss Areia muito fina a
grossa (podendo ser cascalhosa)
Amplas e suaves
depressões (scours) Scour fill Sm Areia muito fina a
grossa Maciça ou laminaçãoindistinta Depósitos de fluxo gravitacional Fl Areia, silte, lama Laminações finas, ripples
de muito pequeno porte
Overbank, canais abandonados ou depósitos de inundação
Fsm Silte, lama Maciço Backswmap ou canais
abandonados
Fm Lama, silte Maciço, gretas de
contração Overbank, canaisabandonados, drapes
Fr Lama, silte Maciço, raízes,
bioturbação Solo incipiente
C Carvão, lama carbonosa Restos vegetais, filmes de
lama Depósitos de pântanosvegetados (swamps) P Paleosolo carbonático
(calcita, siderita)
Feições pedogênicas: nódulos, filamentos
Solo com precipitação química
Tabela 01 – Classificação das litofácies fluviais (Miall, 1977, 1996 apud Scherer, 2001).
3.6.2 Elementos arquiteturais
Compreende-se como elementos arquiteturais os litossomas caracterizados por suas geometria externa e interna, associação de fácies e escala, representando processos particulares ou conjuntos de processos atuando em um sistema deposicional.
Elementos arquiteturais de canal fluvial
Na Tabela 2 observa-se os 8 elementos arquiteturais de canais fluviais. Na Figura 07 está mostrando sua morfologia, sendo descritos, a seguir, os três principais e mais abundantes tipos em sistemas fluviais.
Figura 07 – Elementos arquiteturais básicos de canais fluviais (Miall, 1988 apud Scherer, 2001).
Elemento
arquitetural Símbolo Associaçõesde fácies Geometria e arquitetura interna Interpretação
Canal CH Combinação
variada
Corpos em lente, lençol ou fita, limitada por superfícies erosivas côncavas (superfícies de 5° ordem). Escala altamente variada Preenchimento de canais fluviais Depósitos de acresção frontal DA St, Sp, Sh, Sl, Sr, Se, Ss
Lentes constituídas por sets de estratos cruzados simples de grande porte ou estratos cruzados compostos caracterizados por sets de pequeno a médio-porte, limitados por superfícies inclinadas a favor do fluxo (superfície de 1°, 2° ou 3° ordem). Espessura de 2 a 5m e extensão lateral máxima de 250m
Migração a favor do fluxo de barras arenosos de meio de canal Depósito de acresção lateral LA St, Sp, Sh, Sl,Sr, Se, Ss, raramente Gm, Gt e Gp
Corpos lenticulares ou cuneiformes, caracterizando internamente por superfícies de acresção lateral (superfície de 1°, 2° ou 3° ordem). Espessura de 2 a 30m e extensão lateral máxima de 300m
Barras em portal ou acresção lateral em barras de meio de canal
Lençóis de areia
laminados LS Sh, Sl,raramente St,
Sp, Sr
Corpos com geometria em lençol formado por complexos amalgamados de estratos planoparalelos ou de baixo-ângulo. Espessura de 0,4 a 2,5m e extensão lateral máxima de 200m
Lençóis de areia, formados em contextos de rápida descarga
Formas de leito e
barras cascalhosas GB Gm, Gp, Gt
Corpos tabulares ou em lente, formado por complexos amalgamados de sets de estratos cruzados. Espessura de 0,5 a 1,5m e dezenas de metros de extensão lateral
Barras longitudinais cascalhosas
Hollow HO Sh, Sl
Corpos com geometria lenticular, limitados na base por superfícies erosivas côncavas. O mergulho dos planos de acamamento da litofácies Sl é paralelo a superfície limítrofe basal. Espessura máxima de 20m e extensão de até 250m
Feições erosivas formadas em regiões de confluência de fluxo, ou a jusante de barras arenosas de meio de canal
Formas de leito
arenosas SB St, Sp, Sh, Sl,Sr, Se, Ss
Corpos com geometria em lente ou lençol, formados por sets amalgamados de estratos cruzados, separados por superfícies (1°, 2° ou 3° ordem), suborizontais. Espessura de 1-4m e extensão lateral de dezenas a centenas de metros
Acreção vertical de dunas subaquosas
Fluxo de gravidade de sedimentos
SG Gmm, Gmg,
Gci, Gcm
Corpos com geometria lenticular, normalmente intercalados com elementos GB e SB. Espessura e extensão lateral variadas
Amalgamação de sucessivos episódios de fluxo de detritos
Elemento canal (CH) – Segundo Miall (1996) apud Scherer, 2001, a designação CH é para canais com preenchimento simples, quando não podem ser observados ou individualizados outros componentes. A geometria dos corpos arenosos é bastante importante para sua caracterização. São classificados dois tipos principais: corpos arenosos em fita (ribbon sandboadies) e corpos arenosos em lençol (sheet sandboadies) (Fig. 08).
Figura 08 – Corpos arenosos de canais fluviais em suas classificações geométricas, baseadas na razão largura versos profundidade, com associação de preenchimento
Elemento LA (depósitos de acreção lateral)
Esses depósitos são gerados em canais sinuosos. No lado interno do meandro ocorre uma menor velocidade de fluxo e se dá a deposição significativa de sedimentos. Isto faz com que o banco cresça com um alto ângulo em relação à direção do fluxo principal. Este tipo de depósito apresenta uma granodecrescência ascendente bem marcada, podendo ser gradacional ou apresentar um padrão inteiramente errático, dependendo da variabilidade da velocidade do fluxo, do tamanho dos sedimentos, entre outros fatores (Galloway & Hobday, 1996; Miall, 1996 apud Scherer, 2001). Neste tipo de elemento arquitetural o sentido do mergulho das superfícies de acreção lateral é aproximadamente transversal ao sentido de migração das formas de leito.
Elemento DA (macroforma de acreção frontal)
Esses depósitos representam barras ou complexos de barras de meio de canal (middle or braided bars). Diferente do elemento LA, os estratos cruzados compostos mergulham no mesmo sentido das superfícies que limitam o conjunto (sets) e indicam que dunas sobrepostas se deslocam paralelamente ao sentido de migração da forma de leito principal (barra arenosa).
Elementos arquiteturais externos aos canais
Miall (1996) apud Scherer, 2001, caracterizou e identificou 5 elementos arquiteturais externos aos canais: dique marginal (LV); canais de crevasse (CR); espraiamento de crevasse (CS); finos de planície de inundação (FF); e, canais abandonados CH (FF). Eles estão descritas na Tabela 03 e visualizados na Figura 09.
Figura 09 – Elementos arquiteturais básicos externos ao canal fluvial (Miall, 1996 apud Scherer, 2001).
Tabela 03 – Elementos arquiteturais externos aos canais fluviais (Miall, 1996 apud Scherer, 2001). Elemento
arquitetural
Simbologia Litofácies Geometria e arquitetura interna Interpretação
Dique marginal LV Fl, Sr
Depósitos em cunha anexados lateralmente aos depósitos canal fluvial (CH), comumente associados com canais com geometria em fita. Largura 10-500m, espessura 1-3m e comprimento de até dezenas de quilômetros
Agradação vertical de sedimentos arenosos na margem do canal, durante períodos de
inundação Canais de
crevasse CR St, Sr, Ss
Corpos arenosos em fita (ribbons), com uma largura < 100m, espessura de 5m, e
comprimento de até 10km Rompimento do canal principal
Expraiamento de
crevasse CS St, Sr, Sl
Lentes com espessuras de 2 a 6 metros, cobrindo uma área de 10 x 10 km
Desconfinamento dos fluxos de canais de
crevasse e geração de lobos que propagam
sobre corpos lacustres da planície de inundação
Finos de planicie
de inundação FF Fsm, Fl,Fm, Fr Pacotes tabulares, com espessura de até100m e extensão lateral de centenas de km Acumulação em corpos lacustres ou pântanosde planície de inundação
Canal abandonado CH (FF) Fsm, Fl,
Fm, Fr
Corpos em fita comparáveis em espessuras aos canais principais
3.6.3 Reconstrução da arquitetura de sistemas fluviais
Os depósitos internos e externos de canais possuem uma inter-relação na qual suas associações estabelecem a “arquitetura aluvial”.
Os sistemas fluviais anastomosados apresentam canais com geometria em fita, preenchidos dominantemente por formas de leito arenosas (SB), imersos em espessos e lateralmente contínuos depósitos de planície de inundação (Elbert & Miall, 1994 apud Scherer, 2001). Os sistemas meandrantes, apresentam canais em lençol, com abundantes feições de migração lateral (LA), intercalados por sedimentos finos de interflúvios de canais de crevasse (CR) e finos de planície de inundação (FF) (Halfar et al., 1998 apud Scherer, 2001). Os sistemas entrelaçados são dominados por sedimentos arenosos ou conglomeráticos de canais com geometria em lençol, preenchidos com um conjunto complexo e bastante diversificado de sedimentos, com diferentes associações arquiteturais, como formas de leito e barras cascalhosas (GB), fluxo de gravidade de sedimentos (SG), depósitos de acresção frontal (DA) e formas de leito arenosas (SB) (Rust & Glibing, 1989; Hjellbakk, 1997 apud Scherer, 2001). Na Figura 10 está apresentado um esquema entre as tipologias dos cursos fluviais, sua relação com os elementos arquiteturais e fácies.
Figura 10 – Representação esquemática de diferentes tipos morfológicos de rio e suas relações com os elementos arquiteturais de canal fluvial, fácies e estruturas sedimentares mais características.
4.0 – Estudo do afloramento
4.1 – Localização
O afloramento estudado encontra-se na borda leste da Bacia do Recôncavo, entre os paralelos 12° 00’ e 13°30’ S e os meridianos 38°00’ e 39°00” W, no Estado da Bahia. Localiza-se na BR 101, após o cruzamento com a BR 324, a 10 km na direção norte. Trata-se de um corte de estrada situado no Km 150 da BR-101. (Figura 11)
Figura 11 - Mapa de localização e situação do afloramento estudado, Bacia do Recôncavo. 10° 12° Bacia do Recôncavo Bacia Do Bacia de Jatobá Ocea no Atlân tico PC PC PC PC PC FEIRA DE SANTANA BR BR MZ SS BA ALAGOINHAS MZ SS IS SA BA SA MATA DE SÃO JOÃO IS IS BA BR BA QAL BA MZ SS IS SA BR Quaternário (Q) Rodovia Falha Cidade Grupo Barreiras (T) Formação Marizal (Ki) Formação São Sebastião (Ki) Grupo Ilhas (Ki) Grupo Santo Amaro(Ki) Grupo Brotas (Js) Pré-Cambriano (Pc) BA IS MZ IS QAL QAL QAL
BAÍA DE TODOS OS SANTOS
ITAPARICA OCEA NO ATLÂ NTIC O CANDEIAS AM ÉLIA RODRIGUES SALVADOR
ILHA DOS FRADES ILHA DE MARÉ . LEGENDA 38º45' W 12º55' S BR - 101 BR - 324 BA - 093 2.4 2.1 2.3 4.2 3.2 CABUÇU 4.1 3.4 SANTO AMARO 1.1 1.2 1.3 1.4 1.5 2.2 3.1 3.3 Afloramento estudado
4.2 - As fácies eólicas e o significado “eustático*”
A variação relativa do nível “eustático” dos lagos é o fator importante na criação e eliminação dos espaços disponíveis para a acomodação sedimentar. As fases de nível “eustático” baixo, permite a exposição dos sedimentos e consequentemente a atuação dos processos eólicos que irão transportar e retrabalhar esses sedimentos. Já a deposição, a maturidade textural, a composição mineralógica e a organização faciológica dos sedimentos transportados pelos ventos são fortemente controladas pelos espaços baciais disponíveis.
As fácies sedimentares eólicas e as fácies de afogamento dos sedimentos encontradas no afloramento estudado (Foto 01) podem ser sumariadas em quatro grandes grupos. (1) Fácies eólicas acanaladas (dry); (2) Fácies eólicas com acamamento plano-paralelo e laminação transladante-calvalgante (dry); (3) Fácies eólicas fluidizadas com estratos difusos ou deformados por fluxos conseqüentes da pressão de poros (wet); e, (4) Fácies pelíticas de afogamento do lago.
A organização das fácies eólicas presentes podem ser descritas admitindo-se os seguintes pressupostos: (a) quando o nível do lago está elevado ou em ascensão, a bacia está quase que completamente afogada e nela depositam-se pelitos retrogradacionais (Foto 07) que caracterizam marcos estratigráficos regionais; (b) quando o nível do lago está baixo, ou em queda acentuada, os sedimentos são expostos, retrabalhados pelos ventos e depositam-se como campo de dunas de grande porte que recobrem grandes áreas baciais (Foto 03 e Foto 05), representando os grandes e extensos depósitos eólicos com estratificação cruzada acanalada de grande porte; (c) quando as grandes dunas são erodidas e os sedimentos são depositados numa bacia rasa, adjacente, formam-se depósitos extensos, com estratos apresentando laminações plano-paralelas transladantes-cavalgantes, caracterizando nível de lago ainda baixo que começa a ascender (Foto 04 e Foto 05); (d) quando o nível do lago é ascendente e as dunas depositam-se rapidamente num corpo d’água em ascensão, os sedimentos eólicos incorporam água e argila nos poros ou os poros pré-existentes são rapidamente preenchidos por água e argila. A água, com dificuldade de ser expulsa do poro (baixa permeabilidade) durante a compactação, tende a suportar a pressão litostática e,
*O termo eustático foi definido por Edword Suess em 1906 para flutuação do nível do mar. Nos lagos o conceito foi aplicado, sempre entre aspas.
finalmente, é expulsa via dutos em fluxos ascendentes que caracterizam os processos de fluidização (Foto 06).
As fácies foram caracterizadas levando-se em consideração distinções tais como: cor, granulação, estruturas internas, geometria deposicional e espessura das camadas.
A descrição faciológica está abaixo detalhada:
1- Pelitos, com sedimentos finos de tamanho argila, às vezes siltico-argilosos, maciços a laminados, com algumas camadas apresentando estratificação plano-paralela. A cor dominante é vermelha e apresenta níveis de descoloração; caracteriza o nível “eustático” ascendente e elevado.
2- Arenitos com laminações plano-paralelas, finos a muito finos, micáceos, dispostos sob a forma lenticular, algumas vezes apresentando estratificações cruzadas de baixo ângulo (eólicos secos), com estratos transladantes-cavalgantes e sedimentos com grãos arredondados a sub-arredondados. Foi observada uma camada de arenito médio, de pequena espessura, com estratificações cruzadas, e estrutura crenulada (rugosa) de inter-duna úmida, com ciclos de ressecamento ascendente (dry
upping). Estes caracterizam o nível “eustático” baixo e em queda suave.
3- Arenitos fluidizados de granulação média, apresentando marcas de escape de fluidos. A estrutura é variegada, de cor vermelha clara. No topo da porção mais expressiva, o arenito é mais fino, micáceo, com quantidades maiores de silte-argila de cor violeta. Representam o nível “eustático” intermediário e ascendente.
4- Arenitos com estratificações acanaladas de grade porte, com espessos conjuntos de estratos transladantes, típicamente eólico, com granulometria média, muito bem selecionado, com alta esfericidade, estratatificações cruzadas acanaladas tangenciais de grande porte que caracterizam as dunas eólicas. Por vezes podem ser observados sob a forma de pequenas lentes com estratificação cruzada acanalada. Representam o nível “eustático” baixo e fortemente descendente.
Siltito maciço, cor vermelha, alguns níveis apresentando descoloração.
Pelito maciço, cor vermelha, alguns níveis apresentando descoloração. (Foto 07)
Arenito muito fino, micáceo, lenticular, com laminação plano-paralela.
Arenito médio, lenticular, com estratificações cruzadas, bem selecionado, apresentando boa esfericidade, subarredondado à arredondado e laminações transladantes, com estruturas de escorregamento (fácies eólica). Na base, o arenito apresenta-se com estratificação plano-paralela, com pouca espessura.
Arenito médio, apresentando marcas de escape de fluido. A estrutura é variegada, cor vermelho claro. Na porção do topo tem-se um arenito fino micáceo, com quantidade de silte-argila maior e com cor violeta. (Foto 06)
Arenito médio com laminação crenulada, sob a forma de camadas tabulares.
Pelitos (lacustres) maciços a laminados, estratificação plano-paralela, de cor vermelha.
Heterolitos areno-pelíticos, com estrutura variegada, com níveis centimétricos com areia grossa e grânulos dispersos, cor vermelha e níveis predominando a cor roxa.
Pelitos (lacustres) maciços a laminados, estratificação plano-paralela, de cor vermelha. (Foto 02)
Lençóis de areia eólicos secos, com vá e
lençóis de areia eólicos úmidos, de . Ambos com boa
esfericidade, sub-arredondados. Os eólicos secos com estratificações cruzadas de baixo ângulo e os eólicos úmidos
.
rias intercalações d cor roxa
apresentam marcas de escape de fluidos
Arenitos com sets de estratos transladantes (típic eólico).o
Arenito médio com estratificação cruzada acanalada tangencial de grande porte (dunas eólicas), lenticular, bem selecionado, com alta esfericidade e cor vermelho claro. (Foto 03)
Os são cortados na sua porção superior por estratificação plano-paralela. (Foto 04 e 05)sets
Presença de Wind ripple (transladantes), camada de arenito com laminação de baixo ângulo (lençol de reia eólico).a
Arenitos com sets de estratos transladantes (típico eólico).
Arenitos com sets de estratos transladantes (típico eólico).
Arenito médio, bem selecionado, apresentando marcas de escape de fluido.
Arenito com laminação plano-paralela Arenito com laminação plano-paralela
Arenito médio com estratificação cruzada de baixo ângulo, transladantes, na forma de camadas lenticulares, com estrutura crenulada (rugosa) de inter-duna úmida. Apresenta também ciclos
de .dry upping
Arenito médio, apresentando marcas de escape de fluido, a estrutura é variegada, cor vermelho claro
E sc al a es qu em át ic a
4.3 – Construção da curva “eustática” segundo a estratigrafia de
seqüências.
Os eventos isostáticos que atuaram na bacia, condicionaram o nível “eustático” definindo a capacidade volumétrica da bacia para acumulação sedimentar. É possível estabelecer uma relação direta entre a taxa flutuação “eustática”, com as fácies sedimentares depositadas. As repetições faciológicas encontradas no afloramento, foram agrupadas em 8 fases evolutivas (A, B, C, D, E, F e H), que serão objeto de descrição detalhada no item 4.4.
A curva “eustática” construída está mostrada na Figura 13, sendo caracterizado os seguintes padrões: os mínimos “eustáticos” (taxa) são os arenitos com estratificações cruzadas acanaladas de grande porte; os máximos “eustáticos” (taxa) são os pelitos; os níveis ascendentes são os arenitos fluidizados; e os níveis descendentes são os arenitos com estratificações plano-paralelas (Fig.13)
Figura 13 - Perfil estratigráfico e sua relação com a variação do nível “eustático” dos lagos na época da deposição da Fm. Sergi.
4.4 – Quadro esquemático do empilhamento faciológico versus flutuação do nível do lago.
O modelo do empilhamento está mostrado na figura 14. As flutuações “eustáticas”, conforme pressuposições, estão assim caracterizadas:
- Nível de lago ascendente, representado pelo arenito fluidizado, observado nas fases E e C;
- Nível do lago descendente, representado pelo arenito com estratificação planoparalela, nas fases G e C;
- Nível do lago baixo, arenito com estratificação cruzada acanalada de grande porte (dunas eólicas), observadas nas fases B e D; e
- Nível do lago alto, representado nos pelitos, e vista nas fases A, F e H.
5.0 - Conclusão
Este trabalho tentou comprovar a aplicabilidade da ferramenta Estratigrafia de Seqüências, no análise de uma bacia sedimentar continental.
O empilhamento faciológico e estratigráfico elaborado neste trabalho assegura a utilidade da ferramenta em analisar o conjunto das fácies, considerando as flutuações “eustáticas”, como mostrado na curva apresentada na Figura 13. O caráter preditivo da ferramenta Estratigrafia de Seqüências facilitou a análise do afloramento estudado e permitiu a construção do seu esquema evolutivo mostrado nas Figuras 13 e 14.
A elaboração da seção estratigráfica com a caracterização das fácies encontradas no afloramento quer sejam: pelíticas; arenito fluidizado; arenito com estratificação acanalada de grande porte (dunas) e arenito com laminação plano-paralela, e as possíveis oscilações relativas inferidas do nível “eustático” dos lagos, na época da deposição sedimentar da Fm. Sergi, permitiram concluir como as variações dos espaços para acomodar os sedimentos foram erigidas através do tempo. Isso valida o uso da ferramenta Estratigrafia de Seqüências na análise dos processos de empilhamento estratigráfico e respectivas deposições sedimentar, em depósitos continentais.
Como graduando da UFBa e bolsista da ANP espero que esta monografia venha a agregar conhecimento às gerações futuras que também pretendam trabalhar com análises estratigráficas.
