caracterizaÇÃo sedimentolÓgica e estratigrÁfica … · rebeca santos de almeida nascimento...
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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA
REBECA SANTOS DE ALMEIDA NASCIMENTO
CARACTERIZAÇÃO SEDIMENTOLÓGICA E
ESTRATIGRÁFICA DE TESTEMUNHOS DA FORMAÇÃO
SERGI, CAMPO DOM JOÃO, BACIA DO RECÔNCAVO,
BAHIA, BRASIL
Salvador
2012
REBECA SANTOS DE ALMEIDA NASCIMENTO
CARACTERIZAÇÃO SEDIMENTOLÓGICA E
ESTRATIGRÁFICA DE TESTEMUNHOS DA FORMAÇÃO
SERGI, CAMPO DOM JOÃO, BACIA DO RECÔNCAVO,
BAHIA, BRASIL
Monografia apresentada ao Curso de Geologia,
Instituto de Geociências, Universidade Federal da
Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau
de Bacharel em Geologia.
Orientador: MSc. Flávio Miranda de Oliveira
Co-orientador: Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite
Salvador
2012
TERMO DE APROVAÇÃO
REBECA SANTOS DE ALMEIDA NASCIMENTO
Salvador, junho de 2012
CARACTERIZAÇÃO SEDIMENTOLÓGICA E
ESTRATIGRÁFICA DE TESTEMUNHOS DA FORMAÇÃO
SERGI, CAMPO DOM JOÃO, BACIA DO RECÔNCAVO,
BAHIA, BRASIL
Trabalho Final de Graduação aprovado como requisito parcial para obtenção do grau de
Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
________________________________________________________________
1° Examinador - Carlson de Matos Maia Leite
Doutor em Geologia pela Universidade Federal da Bahia
IGEO - UFBA/PETROBRAS
________________________________________________________________
2° Examinador - Michael Holz
Doutor em Geociências pela Universidade Federal do Rio Grande do Sul
IGEO - UFBA
________________________________________________________________
3° Examinadora - Valterlene de Oliveira
Mestra em Geologia e Geofísica Marinha pela Universidade Federal Fluminense
PETROBRAS
À Ciência mais apaixonante e viciante
AGRADECIMENTOS
Que esta etapa em nossas vidas é estressante, de noites mal dormidas e por aí vai,
todos já sabem. Porém os sentimentos de ter conhecido um curso tão maravilhoso e de ter
concluído mais uma etapa de nossas vidas são maiores.
Antes de tudo, devo agradecer a Deus pela vida, pelas oportunidades, pelas conquistas,
pelas derrotas e perdas ao longo desses quatro anos e meio de curso que fizeram e fazem com
que eu cresça e aprenda mais.
Agradeço ao Flávio pela disposição e dedicação em me orientar, bem como pelas
correções sugeridas no meu trabalho. Ao Carlson, pela co-orientação, dúvidas esclarecidas e
sugestões dadas.
Devo agradecer à Petrobras, empresa que concedeu seu espaço físico e material para
ser possível a realização deste trabalho e por ser tão prestativa! E o que seria de uma empresa
sem seus funcionários? Desta forma, sou muito grata ao pessoal do Laboratório de
Sedimentologia e Estratigrafia que ajudaram no meu trabalho de forma direta ou indireta:
Clau, Iguatemi, Adilson, Miriam, Edson Gomes, Paulo Milhomem, Soninha, Edson Medeiros,
Rodrigo e a ao gerente do setor de Sedimentologia e Estratigrafia, Márcio, por autorizar os
dados internos para eu fazer o trabalho e a todos os outros que me acolheram tão bem. E aos
que não fazem parte do Laboratório, mas devem ser agradecidos:, Iarinha, Aline, Ioná, Lene e
Cris, do setor de Avaliação e Acompanhamento Geológico de Poço, pelo carinho.
Muito obrigada ao programa ANP/PRH-08 pela bolsa de estudo nas pessoas de Sato e
Cícero.
Agradecimentos vão para a UFBA/IGEO pela minha formação que, apesar de todos os
problemas inerentes a qualquer instituição pública (pelo menos no Brasil), levarei seu nome
com muito orgulho. Professores maravilhosos que constituem a sustentação do IGEO devem
ser citados e são responsáveis em boa parte pelo conhecimento que adquiri até o momento,
por desvendar a Geologia de forma apaixonante e/ou pelo carinho e amizade adquiridos: a
Osmário, pelos primeiros conhecimentos adquiridos, Moacyr Moura, Michael Holz, André
Netto, Simone, Ângela, Telésforo, Olívia, Flávio Sampaio, Roberto Rosa e ao grande mestre
Haroldo Sá. Aos funcionários do IGEO, em especial a Mércia, André, Boçal, Aldacy,
Evandro.
Agradeço aos colegas geológicos que enfrentaram momentos difíceis e de gastações,
pelas parcerias em trabalhos e grupos de estudos e que me ajudaram de alguma forma:
Cabeça, Pri, Vitinho, Alexandre (pela ajuda na descrição de testemunhos), Laurinha (ajuda
nos testemunhos, abstract e críticas construtivas), Lucas, Cipri, Bia, Bruno Emo, Bruno Ovo,
Acácio, Marcelinho, Anibal, Carolzinha, Chapa, Ramonstro, Fabi, MV, Eula.
À minha mãe pelo apoio prestado ao longo do curso, cuidando de meus bebês durante
meus muitos momentos de ausência (campos, congressos, encontros, simpósios etc.) e
preparando minhas marmitas.
Aos meus bebês, Fofinha, Pimentinha e Dengosa (in memoriam) que, mesmo podendo
não ter consciência, foram cruciais nos momentos de estresses e tristezas. Com a fidelidade,
amor incondicional e festa ao me verem chegar em casa, iluminaram e iluminam meu dia-a-
dia!
Ao meu amigo, companheiro, namorado, Peu, por todo seu amor, carinho, paciência,
dedicação. A você dedico todo meu amor!
A todos que de alguma forma contribuíram para este trabalho e minha mente falha
esqueceu de citar, meu “muito obrigada”!
"Contra o positivismo, que para perante os
fenômenos e diz: 'Há apenas fatos', eu digo:
'Ao contrário, fatos é o que não há, há apenas
interpretações'." (Nietzsche)
RESUMO
A Bacia do Recôncavo está inserida em um sistema de riftes intracontinentais, denominado de
Recôncavo-Tucano-Jatobá, originado no Eocretáceo. Está localizada no centro-leste do
Estado da Bahia e sua área é estimada em 11.500 km2. A arquitetura da bacia mostra um meio
gráben orientado segundo NE-SW. A sua evolução tectônica se deu em três fases: pré-rifte,
sin-rifte e pós-rifte. A Formação Sergi, tema deste estudo, foi depositada na fase pré-rifte, ao
final do Jurássico, e compreende depósitos de origem flúvio-lacustre-eólico, englobando,
essencialmente, arenitos finos a conglomeráticos. O objetivo principal deste trabalho foi
analisar 243 metros de testemunhos da Formação Sergi amostrados em um poço locado no
Campo de Dom João, compartimento sul da Bacia do Recôncavo, a fim de identificar suas
características texturais e genéticas, sequências deposicionais e aspectos de reservatório.
Como resultado da descrição, foram identificadas 13 litofáces, que permitem estabelecer
cinco associações de fácies com caráter genético: flúvio-lacustre, fluvial efêmero, fluvial
entrelaçado perene, lençóis de areia eólicos e dunas eólicas. Os testemunhos descritos foram
relacionados às três sequências deposicionais da Formação Sergi propostas por outros autores:
a sequência III, que ocorre na porção superior do intervalo estudado, caracterizada pelos
depósitos fluviais efêmeros; a sequência II, que compreende depósitos fluviais entrelaçados
perenes; e a sequência I, posicionada na base da Formação Sergi, constituída por depósitos
flúvio-lacustres, fluviais efêmeros, e eólicos. Foram verificados, visualmente, significativos
intervalos com boas condições permo-porosas, corroborando com o potencial de reservatório
de toda a unidade.
Palavras-chave: testemunho, Formação Sergi, Campo Dom João, Bacia do Recôncavo.
ABSTRACT
The Recôncavo Basin is part of the rifte intracontinental system, named Recôncavo-Tucano-
Jatobá, and envolved during the lower Cretaceous. It is located in central eastern state of
Bahia and has an area of 11.500 km2. The basin architecture shows a oriented NE-SW half-
graben. The tectonic evolution happened in three phases: pre-rifte, syn-rifte and post-rifte.
The Sergi Formation, focus of this monograph, was deposited in pre-rifte phase, Upper
Jurassic, and consists of fine-grained to conglomeratic sandstones deposited by fluvial-
aeolian-lacustrine systems. The main object of this study has been to analyze 243 meters of
Sergi Formation’s cores samples from Dom João Field, south of Recôncavo Basin, to identify
its textural and genetic characteristics, depositional sequences and reservoir aspects. As a
result of the description, 13 lithofacies has been identified, which allow us to establish five
facies associations with genetic character: fluvial-lacustrine, ephemeral fluvial, perennial
braided fluvial, aeolian sand sheets and aeolian dunes. The described cores samples were
associated with three depositional sequences of the Sergi Formation, proposed by others
authors: the sequence III, that occurs in the upper portion, characterized by ephemeral fluvial
deposits; the sequence II, that consists of perennial braided fluvial deposits; and the sequence
I, positioned at the base of Sergi Formation, comprises of fluvial-lacustrine, ephemeral fluvial
and aeolian deposits. Significant intervals were visually verified with good permo-porosity,
confirming the reservoir potential of the entire unit.
Key-words: core, Sergi Formation, Dom João Field, Recôncavo Basin.
LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1: Localização do sistema de riftes intracontinentais Recôncavo-Tucano-Jatobá.
Fonte: Dias Filho (2002, apud Oliveira 2005). ........................................................................ 16
Figura 1.2: Limites e orientação geral NE-SW da Bacia do Recôncavo. Fonte: Santos (1998,
apud Oliveira 2005). ................................................................................................................. 17
Figura 2.1: Seção esquemática na direção NW-SE da Bacia do Recôncavo, ilustrando a
morfologia de meio gráben com as bordas flexural (oeste) e falhada (leste) e mergulho
preferencial das camadas para sudeste. Fonte: Milhomem et al. (2003). ................................. 23
Figura 2.2: Domínios estruturais do embasamento em torno do sistema de riftes Recôncavo-
Tucano-Jatobá. Fonte: Magnavita (1992, 1996, apud Santos 2011). ....................................... 23
Figura 2.3: Carta estratigráfica proposta para a Bacia do Recôncavo com destaque para o
intervalo que compreende a Formação Sergi. Fonte: Caixeta et al. (1994, apud OLIVEIRA,
2005). ........................................................................................................................................ 25
Figura 2.4: (a) Mapa simplificado do arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo com as
principais estruturas rúpteis associadas; (b) Seções geológicas esquemáticas; (c) Seção ao
longo do strike da Falha de Salvador. Fonte: Destro et al. (2003, apud Santos 2011). ........... 29
Figura 2.5: Mapa geológico esquemático ilustrando a distribuição de sedimentos pré, sin e
pós-rifte aflorantes nas bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá. Fonte: Magnavita (1992, apud
Magnavita et al., 2005). ............................................................................................................ 31
Figura 2.6: Paleogeografia pré-rifte da Bacia do Recôncavo, mostrando a direção da fonte de
sedimentos do Grupo Brotas (formações Aliança e Sergi) a sudoeste. Fonte: Modificado de
Medeiros e Ponte (1981, apud Magnavita et al., 2005). .......................................................... 32
Figura 2.7: Paleogeografia sin-rifte da Bacia do Recôncavo, notando-se a argilocinese na
Formação Maracangalha, onde a sobrecarga de sedimentos sobrepostos a ela promoveu a
geração de diápiros. Observar que a fonte de sedimentos está na borda nordeste. Fonte:
Medeiros e Ponte (1981, apud Magnavita et al., 2005). .......................................................... 33
Figura 2.8: Paleogeografia da Bacia do Recôncavo durante a deposição da Formação Taquipe.
Fonte: Figueiredo et al. (1994, apud Magnavita et al., 2005). ................................................. 33
Figura 2.9: Campos de produção de óleo e gás da Bacia do Recôncavo. Em destaque está o
Campo de Dom João. Fonte: Gontijo (2011). .......................................................................... 36
Figura 3.1: Perfil de equilíbrio de sistemas fluviais, que corresponde ao nível de base
estratigráfico em sucessões aluviais. Fonte: Modificado de Dalrymple (1998, apud
SCHERER, 2004). .................................................................................................................... 40
Figura 3.2: Modelo hipotético destacando a criação de espaço e acomodação resultante de
uma subida do perfil de equilíbrio. Fonte: Modificado de Dalrymple (1998, apud SCHERER,
2004). ........................................................................................................................................ 40
Figura 3.3: Padrões básicos de canais fluviais. Fonte: Modificado de Miall (1977, apud
SCHERER, 2004). .................................................................................................................... 41
Figura 3.4: Variações das zonas interdunas de acordo com o nível de saturação de areia, sendo
classificadas em zonas subsaturadas, metassaturadas e saturadas. Fonte: Wilson (1971, apud
SCHERER, 2004). .................................................................................................................... 47
Figura 3.5: Classificação do tipo de estratificação de marcas onduladas eólicas de acordo com
o ângulo de cavalgamento relativo a inclinação do dorso da forma de leito e a presença ou
ausência de laminações cruzadas. Fonte: Hubin (1977, apud SCHERER, 2004). ................... 48
Figura 3.6: Quatro estágios do desenvolvimento de um ventifacto. O clasto torna-se um
ventifacto entre o estágio A e B. Fonte: Scherer (2004). ......................................................... 49
Figura 3.7: Três estágios de desenvolvimento de um pavimento de deflação. A) Deflação
inicial dos sedimentos arenosos; B) concentração dos clastos à medida que ocorre a deflação;
C) término da deflação em decorrência do recobrimento do substrato por clastos. Fonte:
Scherer (2004). ......................................................................................................................... 50
Figura 3.8: Tipos de transporte eólico, compreendendo saltação, rolamento e suspensão.
Fonte: Modificado de Silva (2009). .......................................................................................... 50
Figura 3.9: Representação esquemática de acumulação eólica. A acumulação acontece quando
o balanço é positivo, ou seja, o volume de sedimentos que entra (Qi) em uma área é maior que
o volume que sai da mesma área (Qo). Fonte: Kocurek e Havholm (1993, apud OLIVEIRA,
2005). ........................................................................................................................................ 53
Figura 3.10: Representação esquemática dos principais elementos que controlam a
acumulação e preservação de sedimentos em sistemas eólicos secos. Fonte: Kocurek &
Havholm (1993, apud OLIVEIRA, 2005). ............................................................................... 54
Figura 3.11: Representação esquemática dos principais elementos que controlam a
acumulação e preservação de sedimentos em sistemas eólicos úmidos. Fonte: Kocurek &
Havholm (1993, apud OLIVEIRA, 2005). ............................................................................... 55
Figura 3.12: Transição entre sistemas eólicos úmidos e secos, marcada por um aumento na
disponibilidade de areia. Fonte: Kocurek & Havholm (1993, apud SCHERER, 2004). ......... 56
Figura 3.13: Representação esquemática dos conceitos de acumulação, espaço de acumulação
e espaço de preservação. Fonte: Kocurek & Havholm (1993, apud OLIVEIRA, 2005). ........ 56
Figura 3.14: Seção esquemática de marcas onduladas mostrando a concentração de grãos mais
grossos (areia fina a média) na crista e grãos mais finos (silte e areia muito fina) na calha. Este
efeito produz a gradação inversa comum nessas formas de leito. Fonte: Fryberger & Schenk
(1988, apud OLIVEIRA, 2005). ............................................................................................... 58
Figura 3.15: Estruturas sedimentares em depósitos eólicos: A) laminação transladante
cavalgante, sendo que a seta está indicando o sentido do fluxo do vento; B) estratificação
cruzada marcada pela alternância de lâminas de queda de grãos e fluxo de grãos, sendo o
sentido do fluxo da direita para esquerda. Em ambas, o corte é paralelo ao fluxo. Fonte: Silva
(2009). ...................................................................................................................................... 59
Figura 4.1: Imagem do Anasete mostrando os ciclos granodecrescentes pouco desenvolvidos
dos arenitos com estratificação cruzada acanalada (Axa) da associação de fácies fluvial
entrelaçado perene. ................................................................................................................... 78
Figura 4.2: Imagem do Anasete mostrando o intervalo compreendido pela Sequência II, cujos
contatos superior e inferior são abruptos marcados, principalmente, pelo aumento da
granulometria e organização interna......................................................................................... 83
LISTA DE FOTOS
Foto 4.1: Arenito argiloso com estratificação plano-paralela difusa devido a processos de
fluidização. ............................................................................................................................... 65
Foto 4.2: Arenito argiloso avermelhado com intercalações de arenito amarelado. .................. 65
Foto 4.3: Conjunto de testemunhos mostrando a transição entre os arenitos argilosos
avermelhados, que ocorrem na base do poço, com arenitos amarelados de granulometria
levemente maior, ambos da associação de fácies flúvio-lacustre. ............................................ 66
Foto 4.4: Litofácies Ama exibindo grânulos dispersos. ........................................................... 68
Foto 4.5: Litofácies Ama exibindo coloração castanho escuro devido a saturação de óleo..... 68
Foto 4.6: Litofácies Ama apresentando maior nível de argilosidade........................................68
Foto 4.7: Litofácies Ama exibindo textura mosqueada.............................................................68
Foto 4.8: Litofácies Afd apresentando alta argilosidade...........................................................69
Foto 4.9: Na litofácies Afd muitas vezes a estrutura primária da rocha torna-se difusa...........69
Foto 4.10: Arenito com estratificação cruzada de baixo ângulo (litofácies Axb).....................69
Foto 4.11: Litofácies Axb com alto nível de argilosidade e com porções fluidizadas.................69
Foto 4.12: Arenito com estratificação cruzada tabular (litofácies Axt) com presença de
intraclastos de argila.....................................................................................................................71
Foto 4.13: Arenito com estratificação cruzada indefinida e incipiente (Axi) evidenciada por
níveis alinhados ricos em argila...................................................................................................71
Foto 4.14: Litofácies Ali com lâminas de concentrações de material carbonático e argila........71
Foto 4.15: Litofácies Axa. Notar relação de truncamento de estratos em evidência..................71
Foto 4.16: Litofácies App com níveis ricos em argila....................................................................72
Foto 4.17: Arenito argiloso exibindo estratificação cruzada cavalgante na base (Arp)............72
Foto 4.18: Lamito (Lli) exibindo fissilidade incipiente, fraturas preenchidas por calcita e
planos espelhados de falhas (slickensides).............................................................................................73
Foto 4.19: Concreções calcíticas em torno de 5 cm na litofácies Ama..........................................73
Foto 4.20: Desenvolvimento de paleossolo incipiente muito comum na associação de fácies
fluvial efêmero...............................................................................................................................73
Foto 4.21: Arenito com estratificação cruzada acanalada (Axa), com evidente truncamento em
destaque.....................................................................................................................................76
Foto 4.22: Grânulos alinhados segundo os planos de estratificação (litofácies Axa)....................76
Foto 4.23: Litofácies Ama com alta argilosidade......................................................................................76
Foto 4.24: Arenito maciço saturado em óleo.................................................................................76
Foto 4.25: Litofácies Axb-E com arenito saturado em óleo............................................................79
Foto 4.26: Arenito exibindo estratificação cruzada tabular (Axt-E).........................................81
Foto 4.27: Litofácies Axt-E com níveis de saturação de óleo..............................................................81
Foto 4.28: Litofácies Axt-E exibindo lentes com grãos mais grossos alternados com grãos
mais finos...............................................................................................................................................81
Foto 4.29: Arenito com aspecto maciço da litofácies Ama-E...................................................81
Foto 4.30: Conjunto de testemunhos que mostra a transição, linha vermelha, entre a sequência
III (caixas 5 e 6) e a sequência II (caixas 7 e 8)........................................................................84
Foto 4.31: Conjunto de testemunhos que mostra a transição, linha vermelha, entre a sequência
II (caixa 1) e a sequência I (caixas 2 e 3)..................................................................................85
LISTA DE TABELAS
Tabela 4.1: Principais características e processos genéticos das 13 litofácies descritas nos
testemunhos da Formação Sergi no Campo Dom João. ........................................................... 62
SUMÁRIO
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO ........................................................................................... 16
1.1. OBJETIVOS ...................................................................................................................... 18
1.2. JUSTIFICATIVAS .............................................................................................................. 18
1.3. MÉTODO DE TRABALHO.................................................................................................. 19
1.3.1. Pesquisa bibliográfica ............................................................................................. 19
1.3.2. Aquisição de dados ................................................................................................. 19
1.3.3. Tratamento de dados ............................................................................................... 20
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL .......................................................................... 22
2.1. BACIA DO RECÔNCAVO ................................................................................................... 22
2.1.1. Estratigrafia ............................................................................................................ 24
Estratigrafia do Paleozoico ........................................................................................... 24
Estratigrafia do Mesozoico ........................................................................................... 24
Estratigrafia do Cenozoico ........................................................................................... 28
2.1.2. Arcabouço estrutural............................................................................................... 28
2.1.3. Evolução tectono-sedimentar ................................................................................. 30
2.2. A FORMAÇÃO SERGI E O CAMPO DOM JOÃO .................................................................. 34
CAPÍTULO 3 - FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA.............................................................. 37
3.1. SISTEMAS FLUVIAIS ........................................................................................................ 37
3.1.1. Processos fluviais ................................................................................................... 37
3.1.1.1. Erosão fluvial ................................................................................................... 37
3.1.1.2. Transporte e deposição fluvial ......................................................................... 38
3.1.2. Acumulação fluvial ................................................................................................ 39
3.1.3. Tipos de canais e áreas externas ............................................................................. 40
3.1.3.1. Rios retilíneos (straight rivers) ........................................................................ 42
3.1.3.2. Rios anastomosados (anastomosed rivers) ...................................................... 42
3.1.3.3. Rios meandrantes (meandering rivers) ............................................................ 42
3.1.3.4. Rios entrelaçados (braided rivers) ................................................................... 43
3.2. SISTEMAS EÓLICOS ......................................................................................................... 44
3.2.1. Morfologia e tamanho das acumulações de areia ................................................... 44
3.2.1.1. Campos de dunas ............................................................................................. 45
3.2.1.2. Lençóis de areia ............................................................................................... 47
3.2.1.3. Marcas onduladas ............................................................................................ 47
3.2.2. Processos eólicos .................................................................................................... 48
3.2.2.1. Erosão eólica.................................................................................................... 49
3.2.2.2. Transporte eólico ............................................................................................. 50
3.2.2.3. Deposição eólica .............................................................................................. 51
3.2.3. Acumulação e tipos de sistemas eólicos ................................................................. 53
3.2.3.1. Sistemas eólicos secos ..................................................................................... 54
3.2.3.2. Sistemas eólicos úmidos .................................................................................. 54
3.2.3.3. Sistemas eólicos estabilizados ......................................................................... 55
3.2.4. Preservação de sistemas eólicos ............................................................................. 55
3.2.5. Características dos depósitos eólicos ...................................................................... 57
CAPÍTULO 4 - ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA E ESTRATIGRÁFICA DOS
TESTEMUNHOS DA FORMAÇÃO SERGI NO CAMPO DOM JOÃO ........................ 61
4.1. FÁCIES SEDIMENTARES ................................................................................................... 61
4.2. ASSOCIAÇÃO DE FÁCIES ................................................................................................. 64
4.2.1. Associação de fácies flúvio-lacustre (FL) .............................................................. 64
4.2.2. Associação de fácies fluvial efêmero (Fe) .............................................................. 66
4.2.3. Associação de fácies fluvial entrelaçado perene (FEp) .......................................... 75
4.2.4. Associação de fácies de lençóis de areia eólicos (LAE) ........................................ 79
4.2.5. Associação de fácies de dunas eólicas (DE) ........................................................... 80
4.3. SEQUÊNCIAS DEPOSICIONAIS .......................................................................................... 82
CAPÍTULO 5 - CONCLUSÕES ........................................................................................... 86
REFERÊNCIAS ..................................................................................................................... 87
ANEXO.........................................................................................................................................90
16
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO
Segundo Magnavita et al. (2005), a Bacia do Recôncavo faz parte do sistema de riftes
intracontinentais Recôncavo-Tucano-Jatobá (Figura 1.1) formado através de campos de
tensões responsáveis pela ruptura do supercontinente Gondwana durante o Eocretáceo e que
promoveu a abertura do Oceano Atlântico Sul.
Localizada no centro-leste do Estado da Bahia, a Bacia do Recôncavo ocupa uma área
com cerca de 11500km2
e sua orientação geral segue o trend NE-SW. Seus limites são
representados, a norte e noroeste, pelo Alto de Aporá; pelo sistema de falhas da Barra, a sul;
pelo sistema de falhas de Salvador, a leste; e, a oeste, pela Falha de Maragogipe (Figura 1.2)
(MILHOMEM et al., 2003; SILVA et al., 2007).
Figura 1.1: Localização do sistema de riftes intracontinentais Recôncavo-Tucano-Jatobá. Fonte: Dias Filho (2002,
apud Oliveira 2005).
17
Figura 1.2: Limites e orientação geral NE-SW da Bacia do Recôncavo. Fonte: Santos (1998, apud Oliveira 2005).
Segundo Silva et al. (2007), o preenchimento da Bacia do Recôncavo se deu através
de deposição de sequências nos estágios pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte.
Neste contexto, a Formação Sergi foi depositada durante a fase pré-rifte de evolução
da Bacia, no final do Jurássico, compreendendo depósitos de origem flúvio-lacustre-eólica,
englobando arenitos finos a conglomeráticos (SCHERER et al., 2005, 2007). Trata-se de uma
formação que está representada por toda a Bacia do Recôncavo, constituindo o seu principal
reservatório em termos de extensão e importância, porém sua ocorrência em superfície está
restrita às bordas norte e oeste. A espessura máxima está em torno de 450m, sendo que os
estratos estão inclinados regionalmente para leste (MILANI, 1987, apud SCHERER et al.,
2005).
18
Scherer et al. (2005) subdividiram a Formação Sergi em três sequências deposicionais
separadas por discordâncias. A sequência I é composta, dominantemente, por arenitos finos a
médios, maciços ou laminados, depositados por sistemas fluviais efêmeros e eólicos; a
sequência II consiste em arenitos grossos a conglomeráticos com estratificações cruzadas
acanaladas a planares depositados por sistemas fluviais entrelaçados perenes; e a sequência III
é representada por arenitos finos a médios com marcas onduladas eólicas intercalados com
arenitos de mesma granulometria, maciços ou com estratificações plano paralelas, depositados
por canais fluviais efêmeros.
O presente trabalho resulta da descrição sedimentológica de, aproximadamente, 243
metros de testemunhos amostrados no Campo Dom João, cujo intervalo corresponde à
Formação Sergi, inserida no Grupo Brotas juntamente com a Formação Aliança.
1.1. Objetivos
A monografia que aqui se segue tem como objetivo geral descrever testemunhos da
Formação Sergi amostrados em um poço no Campo Dom João, a fim de identificar suas
características genéticas, sequências deposicionais e aspectos de reservatório.
Os principais objetivos específicos são:
i) identificar litologias, estruturas e texturas sedimentares;
ii) identificar zonas com indícios de hidrocarbonetos;
iii) caracterizar as associações faciológicas;
iv) identificar os ambientes deposicionais.
1.2. Justificativas
Desde a descoberta de óleo no bairro do Lobato (Salvador), no ano de 1939, os
intensos estudos exploratórios resultaram em 80 campos de produção na Bacia do Recôncavo,
bem como uma grande quantidade de dados. Alinhado a isto, o eficiente sistema petrolífero
fazem desta Bacia uma das mais produtivas do Brasil (MAGNAVITA et al., 2005).
Os depósitos flúvio-eólicos da Formação Sergi constituem um dos principais
reservatórios de hidrocarbonetos da Bacia do Recôncavo e o Campo Dom João corresponde a
um importante campo de produção explorado pela Petrobras.
19
Desta forma, este estudo contribuirá com informações acerca das características de
reservatório da Formação Sergi no Campo em questão. Além disso, se insere em projetos
internos à Petrobras, que visa atualizar o seu banco de dados segundo os procedimentos e
metodologias atuais.
1.3. Método de Trabalho
O método de trabalho empregado para a realização desta monografia pode ser dividido
em três partes, que consistem na pesquisa bibliográfica, aquisição de dados e tratamento de
dados.
1.3.1. Pesquisa bibliográfica
Consiste em uma etapa inerente e importante na realização de qualquer trabalho e
perdurou durante toda a realização da monografia. Foram consultados inúmeros trabalhos
publicados sobre a Bacia do Recôncavo, em especial a sua evolução e estratigrafia, Formação
Sergi e sobre os depósitos fluviais e eólicos.
1.3.2. Aquisição de dados
Esta etapa foi realizada no Laboratório de Sedimentologia e Estratigrafia da Petrobras,
Unidade de Operações da Bahia (UO-BA). Consistiu na descrição macroscópica e sistemática
de cerca de 243m de testemunhos de um poço amostrado no Campo Dom João no ano de
1979. Para tanto, foram utilizados recursos oferecidos pelo programa Anasete – Análise
Sequencial de Testemunhos –, de propriedade da Petrobras.
A análise dos testemunhos seguiu procedimentos adotados pela Petrobras, a saber:
composição, cor, granulometria, organização interna, espessura, geometria, avaliação visual
dos teores de cimento (através de reações com ácido clorídrico diluído), argilosidade e
hidrocarbonetos. Durante a realização desta fase, foram selecionados intervalos de
testemunhos para serem fotografados, a fim de ilustrar características observadas.
20
1.3.3. Tratamento de dados
Compreendeu uma etapa na qual os dados adquiridos na fase anterior foram integrados
e interpretados. As litofácies sedimentares foram individualizadas levando em consideração
suas características quanto à geometria, composição, granulometria e estruturas sedimentares.
Em seguida, foi proposta uma associação de fácies, que compreende um agrupamento
de fácies relacionadas geneticamente, sendo possível interpretar o ambiente de sedimentação.
Sendo assim, cada fácies dentro da associação representa um determinado processo
deposicional (ETCHEBEHERE & SAAD, 2003).
Por fim, foi feita a elaboração da monografia.
Análise Sequencial de Testemunhos - Anasete
O programa utilizado para a descrição dos testemunhos – Anasete –, possibilita a
visualização integrada de diversos atributos medidos diretamente em laboratório e em
subsuperfície. Seu principal objetivo é disponibilizar as imagens das informações tratadas
com recursos de computação gráfica (SOMBRA et al., 2002, apud OLIVEIRA, 2005).
No Anexo está representado o resultado da descrição dos testemunhos do poço em
análise, organizado da seguinte forma:
- a 1ª trilha destina-se à divisão das sequências deposicionais, propostas para a
Formação Sergi, por outros autores. Estão nomeadas da seguinte maneira: S-III (sequência
III), S-II (sequência II) e S-I (sequência I);
- a 2ª trilha mostra o perfil de raios-gama (GR), medido em unidades API, o qual
quantifica a radioatividade natural das rochas em função dos isótopos de urânio (U), tório
(Th) e potássio (K). Em condições normais, essa medida correlaciona-se com o nível de
argilosidade das formações, visto que as argilas tendem a concentrar elementos radioativos;
- a 3ª trilha indica a profundidade do poço obtida por dispositivos eletrônicos de
perfilagem. É diferente da obtida mecanicamente durante a perfuração e, portanto, mais
precisa;
- as 4ª e 5ª trilhas representam, respectivamente, a sequência numeral contínua dos
testemunhos de cima para baixo e suas respectivas caixas;
- a 6ª trilha reproduz, graficamente, a curva granulométrica das litologias descritas nos
testemunhos, cujas escalas de granulometria vão desde argila a matacão. Os padrões e as
cores de preenchimento para os diferentes litotipos são próprios do programa Anasete;
21
- as 7ª e 8ª trilhas mostram, respectivamente, as litofácies identificadas de acordo com
o item 4.1 deste trabalho e as associações de fácies, segundo o item 4.2.
22
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL
No Mesozoico, há cerca de 120 milhões de anos, houve a ruptura do supercontinente
Gondwana, marcada pelo surgimento de riftes abortados (i. e. aulacógenos) na região emersa
intracontinental. No nordeste, destaca-se o sistema de riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá, sendo
que estas três bacias são separadas entre si por altos/arcos do embasamento (MOHRIAK,
2003; PEDREIRA et al., 2003).
Trata-se de um sistema de semigrabens de direção NE-SW (Recôncavo) que muda
para N-S (Tucano) e depois, abruptamente, para ENE-WSW (Jatobá), ocupando cerca de
45.000km2. Sua origem está relacionada aos estágios iniciais da abertura do Oceano Atlântico
Sul, em resposta ao campo de tensões que ocasionou a quebra da crosta entre o Mesojurássico
(~ 165 Ma) e o Eocretáceo (~ 115 Ma) (ABRAHÃO & WARMER, 1990, apud MILHOMEM
et al., 2003).
Magnavita (1992, apud Magnavita et al., 2005) propõe um modelo de rifteamento
duplo, o qual se baseia em dois eventos tectônicos sin-rifte. O primeiro teria acontecido
durante o Andar Rio da Serra Médio (Berriasiano), onde houve a distensão na direção E-W do
rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá e o segundo evento, com distensão na direção NW-SE, estaria
relacionado à propagação da abertura do Atlântico Sul.
2.1. Bacia do Recôncavo
A Bacia do Recôncavo localiza-se no Estado da Bahia e ocupa uma área com cerca de
11.500km2, seguindo um trend na direção NE-SW. Seus limites são representados, a norte e
noroeste, pelo Alto de Aporá; pelo sistema de falhas da Barra, a sul; pelo sistema de falhas de
Salvador, a leste; e, a oeste, pela Falha de Maragogipe (SILVA et al., 2007; MILHOMEM et
al., 2003).
A arquitetura básica da Bacia do Recôncavo é de semigráben (Figura 2.1), resultante
dos esforços distensionais sobre um embasamento pré-cambriano heterogêneo, com borda
falhada (sistema de falhas de Salvador), a sudeste, e flexural, a oeste (PEDREIRA et al.,
2003; MILHOMEM et al., 2003; MAGNAVITA et al., 2005; SILVA et al., 2007).
23
Figura 2.1: Seção esquemática na direção NW-SE da Bacia do Recôncavo, ilustrando a morfologia de meio gráben
com as bordas flexural (oeste) e falhada (leste) e mergulho preferencial das camadas para sudeste. Fonte:
Milhomem et al. (2003).
Os sedimentos que preencheram a Bacia do Recôncavo foram depositados sobre um
embasamento cristalino de idade pré-cambriana e que, segundo Silva et al. (2007), engloba
uma série de gnaisses, granulitos e migmatitos de idades arqueana a paleoproterozoica, que
fazem parte do Bloco Serrinha, a oeste e norte; cinturões Itabuna-Salvador-Curaçá, a oeste-
sudoeste; e Salvador-Esplanada, a leste-nordeste (Figura 2.2.). Ocorrem, ainda, rochas
metassedimentares neoproterozoicas de baixo grau pertencentes ao Grupo Estância, que faz
parte da Faixa Sergipana, localizada ao sul do Maciço Pernambuco-Alagoas, limite nordeste
do Cráton de São Francisco (UHLEIN et al., 2011).
Figura 2.2: Domínios estruturais do embasamento em torno do sistema de riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá. Fonte:
Modificado de Magnavita (1992, 1996, apud Santos, 2011).
24
2.1.1. Estratigrafia
As sequências estratigráficas observadas na Bacia do Recôncavo englobam estratos
com idades desde o Paleozoico até o Cenozoico (Figura 2.3), sendo que os primeiros são
separados do embasamento por contato discordante (CAIXETA et al., 1994).
Estratigrafia do Paleozoico
Como pode ser observado na carta estratigráfica (Figura 2.3) proposta por Caixeta et
al. (1994), os sedimentos paleozoicos estão agrupados nos membros Pedrão (inferior) e
Cazumba (superior) e são pertencentes à Formação Afligidos. Apesar de haver uma carta
estratigráfica mais recente (proposta por Silva et al., 2007), adotou-se neste trabalho a de
Caixeta et al. (1994) por uma questão de melhor visualização do empilhamento estratigráfico.
Além do mais, na seção estudada (pré-rifte) não houve modificações.
De acordo com Caixeta et al. (1994), Milhomem et al. (2003) e Silva et al. (2007), o
Membro Pedrão é constituído por arenitos com granulometria fina a muito fina, coloração
cinza-claro a bege, apresentando feições que sugerem retrabalhamento por ondas, intercalados
a siltitos, laminitos algais e evaporitos (anidrita e halita). O Membro Cazumba, por sua vez,
compreende pelitos e lamitos avermelhados de origem lacustre, com nódulos de anidrita na
base.
Segundo Aguiar & Mato (1990, apud Silva et al., 2007), as associações faciológicas
que compreendem as unidades paleozoicas foram depositadas sob condições de bacia
intracratônica e clima árido. Evidenciam uma tendência regressiva com transição de
sedimentação marinha rasa (Membro Pedrão) a lacustre (Membro Cazumba).
Estratigrafia do Mesozoico
As sequências depositadas entre o Neojurássico e o Eocretáceo podem ser divididas
nas fases pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte, de acordo com a evolução tectônica da Bacia. Com
base no conteúdo de ostracodes, Viana et al. (1971, apud Magnavita et al., 2005) propuseram
seis andares locais para a Bacia do Recôncavo, a saber: Dom João, Rio da Serra, Aratu,
Buracica, Jiquiá e Alagoas.
25
Figura 2.3: Carta estratigráfica proposta para a Bacia do Recôncavo com destaque para o intervalo que compreende
a Formação Sergi. Fonte: Caixeta et al. (1994, apud OLIVEIRA, 2005).
a) Fase pré-rifte (Andar Dom João ao Rio da Serra Inferior – Tithoniano ao
Berriasiano)
A sedimentação nesta fase ocorreu no início da flexura da crosta continental que
originou o sistema de riftes. Segundo Milhomem et al. (2003), a sedimentação neste estágio é
representada por ciclos flúvio-eólicos que se intercalam com sistemas lacustres transgressivos.
É representada pelos membros Boipeba e Capianga da Formação Aliança e pelas formações
Sergi, Itaparica e Água Grande.
26
A Formação Aliança, que possui contato discordante com a sequência sotoposta
(Formação Afligidos), foi depositada por sistemas flúvio-lacustres em clima árido (CAIXETA
et al., 1994) e abrange os Membros Boipeba e Capianga, conforme pode ser verificado na
carta estratigráfica (Figura 2.3). O Membro Boipeba é representado por arenito arcóseo com
coloração marrom avermelhada, granulometria fina a média e estratificação cruzada, enquanto
que o Membro Capianga é constituído por folhelhos avermelhados.
A Formação Sergi, depositada concordantemente sobre a Formação Aliança,
compreende arenitos com granulometria fina a conglomerática, coloração cinza-esverdeada e
avermelhada e estratificação cruzada acanalada, além de intercalações de folhelhos vermelhos
a cinza-esverdeados (CAIXETA et al., 1994). Tais arenitos são interpretados como sendo
depositados por sistemas fluviais com posterior retrabalhamento eólico.
A Formação Itaparica está depositada concordantemente sobre a Formação Sergi,
sendo constituída por folhelho marrom a cinza-oliva de origem lacustre e siltitos com raras
intercalações de arenitos finos. É, portanto, interpretada como sendo formada em ambiente
lacustre com pequenas incursões fluviais (ALMEIDA, 2004, apud SANTOS, 2011).
Por fim, a Formação Água Grande, que se encontra em contato discordante com a
Formação Itaparica, é representada por arenito fino a grosso, cinza-claro a esverdeado e
estratificação cruzada acanalada. Esta sequência fora depositada por sistemas fluviais com
retrabalhamento eólico (CAIXETA et al., 1994).
b) Fase sin-rifte (Andar Rio da Serra Inferior ao Jiquiá – Berriasiano Inferior ao
Aptiano Inferior)
O início da fase sin-rifte está marcado por uma importante mudança climática, de
árido para úmido (CAIXETA et al., 1994), com o desenvolvimento de um lago profundo
(SILVA et al., 2007). Compreende as formações Candeias, Maracangalha, Marfim, Pojuca,
Taquipe, São Sebastião e Salvador, como pode ser visto na carta estratigráfica anteriormente
apresentada (Figura 2.3).
Segundo Magnavita et al. (2005), esta fase compreendeu dois sistemas progradantes,
sendo o principal flúvio-deltaico-lacustre, longitudinal a oblíquo, oriundo da Bacia do
Tucano, o qual depositou folhelhos prodeltaicos e arenitos turbidíticos. O secundário
compreendeu leques conglomeráticos provenientes da erosão da borda falhada, a leste, sendo
transversal à Bacia.
27
A Formação Candeias, que está depositada discordantemente sobre a Formação Água
Grande, é constituída por folhelhos escuros, compreendendo o Membro Tauá, e folhelhos
cinza-esverdeados intercalados com camadas de calcilutito e de arenitos turbidíticos, que
abrangem o Membro Gomo (CAIXETA et al., 1994; MLHOMEM et al., 2003).
A Formação Maracangalha possui contato basal discordante com a Formação
Candeias e se caracteriza por folhelhos cinza-escuros e espessos pacotes 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 possui contato basal gradativo interdigitado ou concordante com
a Formação Maracangalha (SANTOS, 2011). É constituída por arenitos com granulometria
fina a média, bem selecionados, cinza-claros, apresentando intercalações com folhelhos cinza
esverdeados (VIANA et al., 1971, apud CAIXETA et al., 1994). O Membro Catu, que faz
parte desta formação, representa níveis arenosos bem caracterizados e posicionados através de
marcos elétricos.
A Formação Pojuca está sobreposta à Formação Marfim e é constituída por
intercalações de arenitos cinza muito finos a médios, folhelhos cinza-esverdeados, siltitos
cinza-claros e calcários castanhos. Possui o Membro Santiago, que compreende uma camada
de arenito fino bem demarcada por delgados níveis calcários e vários corpos arenosos
(CAIXETA et al., 1994).
A Formação Taquipe compreende folhelhos cinza com lentes de arenitos muito finos
maciços (NETTO et al., 1984, apud CAIXETA et al., 1994), além de siltitos e,
subordinadamente, conglomerados, margas e calcarenitos ostracodais (MILHOMEM et al.,
2003). Esta sequência ocupa uma feição erosiva em forma de cânion alongada na direção
norte-sul e presente na porção centro-oeste da Bacia do Recôncavo. Desta forma, a Formação
Taquipe está justaposta à Formação Pojuca em discordância erosiva, sendo recoberta
concordantemente pela mesma.
A Formação São Sebastião, depositada por sistemas fluviais, deltaicos e lacustres, que
encerram o assoreamento da Bacia do Recôncavo, é constituída por arenito com
granulometria grossa, amarelo-avermelhado e intercalações de argila síltica (CAIXETA et al.,
1994).
A Formação Salvador é caracterizada por conglomerados e arenitos provenientes da
borda falhada a leste da Bacia do Recôncavo, presentes durante todo o estágio sin-rifte. Esta
unidade está associada aos leques aluviais sintectônicos relacionados ao sistema de falhas de
Salvador (MILHOMEM et al., 2003).
28
c) Fase pós-rifte (Andar Alagoas – Aptiano ao Albiano Inferior)
Segundo Magnavita et al. (2005), a fase pós-rifte é representada por depósitos aluviais
de conglomerados, arenitos e, subordinadamente, folhelhos e calcários que compõem a
Formação Marizal. Sua deposição ocorreu numa depressão do tipo sinéclise, quando houve
uma subsidência térmica pós-rifte. Uma discordância angular separa esta fase da anterior (sin-
rifte).
Estratigrafia do Cenozoico
Durante o Mesoalbiano (Cretáceo) e Eoceno (Paleógeno) não há registros
estratigráficos preservados na Bacia do Recôncavo. No período Neógeno, entretanto, ocorreu
uma ingressão marinha próxima à atual linha de costa, ocasionando a deposição da Formação
Sabiá (MAGNAVITA et al., 2005). Esta é constituída de folhelhos cinza-esverdeados e
calcários impuros ricos em foraminíferos.
Sobrepostos à Formação Sabiá estão registrados depósitos de arenitos com
granulometria grossa e estratificação cruzada, associados a leques aluviais de idade pliocênica
que constituem o Grupo Barreiras (MAGNAVITA et al., 2005; SILVA et al., 2007).
Por fim, completando a estratigrafia do Cenozoico, encontram-se sedimentos
pleistocênicos a holocênicos (Quaternário) de praias e aluviões (SILVA et al., 2007).
2.1.2. Arcabouço estrutural
O arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo reflete os elementos estruturais do
substrato no qual se implantou o rifte, ou seja, no Cráton de São Francisco. É constituída por
um sistema de falhas normais, longitudinais à principal direção do rifte, orientadas
preferencialmente na direção N30° que proporcionam o mergulho das camadas para sudeste
(MILHOMEM et al., 2003), como pode ser observado na seção geológica esquemática
apresentada anteriormente na Figura 2.1.
A arquitetura estrutural da Bacia do Recôncavo é complementada, ainda, por falhas de
transferências com direção N40°W transversais ao principal eixo do rifte, ocasionando a
compartimentação de blocos. Constituem zonas de acomodação que refletem taxas de
extensão diferenciadas ao longo da bacia, a exemplo das falhas de Mata-Catu e de Itanagra-
Araçás e que subdividiram a Bacia do Recôncavo em três compartimentos: Sul, Central e
29
Nordeste (MILANI, 1985, apud OLIVEIRA, 2005). Esta configuração estrutural pode ser
visualizada no mapa simplificado apresentado na Figura 2.4.
Figura 2.4: (a) Mapa simplificado do arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo com as principais estruturas
rúpteis associadas; (b) Seções geológicas esquemáticas; (c) Seção ao longo do strike da Falha de Salvador. Fonte:
Destro et al. (2003, apud Santos, 2011).
30
2.1.3. Evolução tectono-sedimentar
Segundo Magnavita et al. (2005), o sistema Recôncavo-Tucano-Jatobá tem sido
interpretado como sendo um ramo abortado do Atlântico Sul, originado a partir da tectônica
distensiva que promoveu a ruptura do supercontinente Gondwana.
A evolução tectono-sedimentar da Bacia do Recôncavo pode ser compartimentada em
quatro estágios, denominados de sinéclise, pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte (CAMPINHO, 2002,
apud OLIVEIRA, 2005). As sequências aflorantes na bacia depositadas nestas fases podem
ser verificadas na Figura 2.5.
O estágio sinéclise, ocasionado pelo flexuramento crustal em decorrência da
deformação elástica, está associado ao preenchimento de áreas intracratônicas durante o
Paleozoico. As associações faciológicas que compõem a Formação Afligidos, de acordo com
Aguiar e Mato (1990, apud Silva et al., 2007), sugerem um paleoclima árido e condições
regressivas, com transição de uma sedimentação marinha rasa, marginal, a bacias evaporíticas
isoladas, ambientes de sabkha continental e, finalmente, sistemas lacustres.
O estágio pré-rifte está relacionado à subsidência da crosta que antecedeu o seu
rompimento, onde os sedimentos foram depositados em uma calha ampla e rasa, denominada
de Depressão Afro-Brasileira (PONTE et al., 1971, apud OLIVEIRA, 2005).
A sedimentação neste estágio foi controlada pela taxa de subsidência e clima e ocorreu
a partir de três ciclos flúvio-eólicos representados, da base para o topo, pelo Membro Boipeba
(Formação Aliança) e formações Sergi e Água Grande. Transgressões lacustres de caráter
regional com deposição majoritariamente pelítica compõem o Membro Capianga (Formação
Aliança) e a Formação Itaparica (SILVA et al., 2007).
De acordo com Magnavita et al. (2005), a área fonte dos sedimentos que constituem o
Grupo Brotas (formações Aliança e Sergi) estava localizada a sudoeste da atual Bacia do
Recôncavo (Figura 2.6), enquanto que a da Formação Água Grande estava situada a noroeste-
norte da Bacia.
31
Figura 2.5: Mapa geológico esquemático ilustrando a distribuição de sedimentos pré, sin e pós-rifte aflorantes nas
bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá. Fonte: Magnavita (1992, apud Magnavita et al., 2005).
O estágio rifte se caracteriza por uma evolução da bacia, onde houve o falhamento da
crosta em decorrência dos esforços distensivos que ali atuavam. A passagem do estágio pré-
rifte para o rifte é objeto de discussão entre diversos autores. Entretanto, neste trabalho será
adotada a proposta de Caixeta et al. (1994), que sugere o limite entre as Formações Água
Grande e Candeias.
32
Figura 2.6: Paleogeografia pré-rifte da Bacia do Recôncavo, mostrando a direção da fonte de sedimentos do Grupo
Brotas (formações Aliança e Sergi) a sudoeste. Fonte: Modificado de Medeiros e Ponte (1981, apud Magnavita et
al., 2005).
A umidificação climática, associada à intensa atividade tectônica, proporcionou o
desenvolvimento de uma fisiografia caracterizada por áreas plataformais relativamente
estáveis e depocentros com altas taxas de subsidência, favorecendo a criação de um lago
profundo e estreito. Nesta época, predominou a sedimentação pelítica intercalada a pacotes
arenosos gerados por fluxos gravitacionais subaquosos com fonte na borda nordeste da bacia,
representados pelas formações Candeias e Maracangalha (OLIVEIRA, 2005; SILVA et al.,
2007).
De acordo com Magnavita et al. (2005), a carga excessiva de depósitos deltaicos sobre
os folhelhos da Formação Maracangalha propiciou a pressurização dos mesmos, resultando
em diápiros com falhas de crescimento associadas (Figura 2.7).
O assoreamento dos depocentros em consequência da diminuição da atividade
tectônica e da taxa de subsidência da bacia proporcionou uma morfologia de rampa. Sendo
assim, deltas progradaram de NNW sobre as plataformas existentes na borda flexural do rifte
preenchendo os depocentros com arenitos, siltitos, folhelhos e ocasionais carbonatos do
Grupo Ilhas (formações Marfim e Pojuca).
33
Figura 2.7: Paleogeografia sin-rifte da Bacia do Recôncavo, notando-se a argilocinese na Formação Maracangalha,
onde a sobrecarga de sedimentos sobrepostos a ela promoveu a geração de diápiros. Observar que a fonte de
sedimentos está na borda nordeste. Fonte: Medeiros e Ponte (1981, apud Magnavita et al., 2005).
Posteriormente, uma queda do nível do lago controlada pela tectônica e clima deu
origem ao cânion de Taquipe (Figura 2.8), que se localiza na porção oeste das bacias do
Recôncavo e Tucano Sul (BUENO, 1987, apud MAGNAVITA et al., 2005). Isto favoreceu a
deposição lacustre com fluxos gravitacionais representados pela Formação Taquipe. Neste
contexto ainda prevaleciam os sistemas deltaicos relacionados à Formação Pojuca (SILVA et
al., 2007), fato pelo qual os sedimentos desta formação recobrem concordantemente a
sequência da Formação Taquipe (CAIXETA et al., 1994).
Figura 2.8: Paleogeografia da Bacia do Recôncavo durante a deposição da Formação Taquipe. Fonte: Figueiredo et
al. (1994, apud Magnavita et al., 2005).
34
A fase final de assoreamento do rifte é representada pela predominância de
sedimentação fluvial, onde as maiores taxas de subsidência foram compensadas pelas
elevadas taxas de aporte sedimentar. Desta forma, foi depositada uma sucessão estratigráfica
de caráter agradacional com espessas seções fluviais, representada pela Formação São
Sebastião (SILVA et al., 2007).
Durante todo o intervalo que compreende a fase rifte, conglomerados foram
depositados ao longo da borda falhada, a leste, a partir de leques aluviais sintectônicos,
constituindo a Formação Salvador.
Sob um contexto de subsidência termal, no estágio pós-rifte, ocorreu a deposição de
conglomerados, arenitos, folhelhos e calcários da Formação Marizal, relacionada a sistemas
aluviais. Os estratos são sub-horizontais e estão sobrepostos discordantemente sobre a
sequência rifte (SILVA et al., 2007).
Após um hiato de, aproximadamente, 65 milhões de anos de não deposição, houve
uma ingressão marinha responsável pela deposição de pelitos e calcáreos miocênicos da
Formação Sabiá (GHIGNONE, 1979, apud OLIVEIRA, 2005). Sobrepostos a esta formação,
ocorrem depósitos aluviais motivados por um basculamento regional da plataforma sul-
america para leste durante o Plioceno, constituindo o Grupo Barreiras.
2.2. A Formação Sergi e o Campo Dom João
A Formação Sergi foi depositada no Neojurássico, localmente no Andar Dom João, e
compreende arenitos finos a conglomeráticos implantados por sistemas flúvio-eólico-lacustres
em condições semiáridas peridesérticas (DA ROSA & GARCIA, 2000, apud OLIVEIRA,
2005). Pertence ao Grupo Brotas, juntamente com a Formação Aliança, sendo sobreposta a
esta de forma concordante.
A Formação Sergi ocorre nas bacias do Recôncavo, Tucano, Jatobá e Camamu-
Almada, sendo que na primeira a espessura máxima está em torno de 450 metros, conforme
pode ser visto na carta estratigráfica proposta por Caixeta et al. (1994) apresentada
anteriormente na Figura 2.3.
Trata-se de uma formação que está representada por toda a Bacia do Recôncavo,
constituindo o seu principal reservatório em termos de extensão e importância. Todavia, sua
ocorrência em superfície está restrita às bordas norte e oeste, sendo que os estratos estão
inclinados regionalmente para leste (MILANI, 1987, apud SCHERER et al., 2005).
35
Scherer et al. (2005, 2007), a partir de dados de afloramentos e testemunhos,
subdividiram a Formação Sergi em três sequências deposicionais separadas por discordâncias.
A sequência I é composta dominantemente por depósitos fluviais efêmeros e eólicos,
sendo que o contato entre eles é abrupto, marcado por superfícies planas de deflação (base dos
depósitos eólicos) ou por superfícies de relevo acentuado (base dos depósitos fluviais). 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 compreendem arenitos finos a médios, bem
selecionados, com estratificações sub-horizontais que possuem laminações transladantes
cavalgantes, interpretados como lençóis de areia, ou estratificações cruzadas tangenciais.
Estas estratificações são marcadas pela alternância de lâminas de fluxo de grãos e queda de
grãos nas porções mais íngremes e marcas onduladas em direção à base, sendo os estratos
classificados como dunas eólicas que apresentam paleocorrente média para SW. Nas porções
basal e intermediária dos pacotes flúvio-eólicos há ocorrência de pelitos lacustres maciços ou
finamente laminados.
A sequência II consiste em arenitos grossos a conglomeráticos com estratificações
acanaladas a planares, depositados em ambiente fluvial entrelaçado perene com significativa
variação de descarga, cujo fluxo era para NW. Por vezes ocorrem pelitos que separam os
corpos arenosos. A discordância entre as sequências I e II é consequência de mudança
climática e rearranjo tectônico da bacia.
Por fim, a sequência III é representada por arenitos finos a médios com marcas
onduladas eólicas, interpretados como lençóis de areia eólicos, e/ou estratos cruzados
tangenciais compostos por lâminas de fluxo de grãos e marcas onduladas eólicas, constituindo
depósitos residuais de dunas eólicas. Intercalados a estes depósitos ocorrem arenitos de
mesma granulometria, maciços e com estratificação plano-paralela e, mais raramente, com
estratificação cruzada acanalada, interpretados como depósitos fluviais efêmeros. Essa
sequência indica retorno às condições mais áridas na bacia. A discordância entre as
sequências II e III está relacionada à queda do nível de base estratigráfico consequente da
deflação eólica na bacia.
O Campo de Dom João está localizado nas imediações do município de São Francisco
do Conde, na parte sudoeste da Bacia do Recôncavo (Figura 2.9) e foi descoberto em 1947.
Possui uma extensão de 24 quilômetros de comprimento e largura de 1 a 3,5 quilômetros.
36
Dois terços do campo estão imersos nas águas da Baía de Todos os Santos, sendo dividido em
Dom João Mar e Dom João Terra. As acumulações presentes nesse campo são rasas, situadas
entre 160 e 375 metros de profundidade. Na extremidade norte do campo, a Formação Sergi
possui espessura de 280 metros e, na porção sul, 460 metros (GHIGNONE, 1978).
Estruturalmente, o Campo de Dom João possui forma de um horst dirigido para
N10°E. As principais falhas limitantes possuem rejeitos entre 100 e 500 metros e o mergulho
da Formação Sergi não ultrapassa 5° para NE (GHIGNONE, 1978).
Figura 2.9: Campos de produção de óleo e gás da Bacia do Recôncavo. Em destaque está o Campo de Dom João.
Fonte: Petrobras (apud Gontijo, 2011).
37
CAPÍTULO 3 - FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
A Formação Sergi no Campo Dom João, bem como em outras áreas da Bacia do
Recôncavo e demais bacias sedimentares onde ocorre, é constituída, predominantemente, por
sedimentos oriundos de sistemas fluviais e, subordinadamente, eólicos (NETTO et al., 1982,
apud OLIVEIRA, 2005). Sendo assim, este capítulo abordará uma síntese dos aspectos
teóricos relacionados aos sistemas fluviais e eólicos. A interação entre ambos ocorre
principalmente em planícies aluviais submetidas a clima árido/semiárido, havendo
predominância de um sistema em determinados estágios evolutivos (CORTEZ, 1996).
3.1. Sistemas Fluviais
Os rios são os principais agentes geológicos que atuam na superfície da Terra (PRESS
et al., 2006) e os seus depósitos são bastante representativos no registro estratigráfico,
constituindo importantes reservatórios de petróleo e água, além de depósitos de placeres.
3.1.1. Processos fluviais
Segundo Scherer (2004, 2008), a interação de processos fluviais erosivos e de
transporte e deposição resulta na morfologia aluvial.
3.1.1.1. Erosão fluvial
A erosão fluvial se dá por dois principais processos, que são a incisão e migração
lateral. A incisão consiste na erosão vertical do substrato, promovendo um aprofundamento
do canal e pode estar associada a um progressivo aumento da descarga devido a mudanças
climáticas ou a um rebaixamento do perfil de equilíbrio (natureza alocíclica). Pode estar
associada também ao deslocamento de canais fluviais decorrentes de processos
hidrodinâmicos e geomorfológicos internos à planície aluvial (natureza autocíclica). A
migração lateral ocorre em canais com alta sinuosidade, onde o banco externo do meandro
(vide item 3.1.3.3.) sofre contínua erosão.
38
3.1.1.2. Transporte e deposição fluvial
Os sedimentos de origem fluvial são transportados e depositados através de três
principais mecanismos: fluxo de detritos, carga de fundo e carga de suspensão.
Fluxo de detritos
Este processo é responsável pelo transporte de sedimentos em fluxos plásticos, densos,
laminares e com baixa quantidade de água nos poros. O movimento acontece quando grande
quantidade de sedimentos é mobilizada por liquefação em uma superfície inclinada, podendo
tornar-se turbulento em decorrência da diminuição de viscosidade. O fluxo de detritos gera
depósitos mal selecionados, clastos cujos tamanhos variam de grânulos a blocos podendo
apresentar orientação incipiente e matriz areno-síltica-argilosa.
Carga de fundo
O transporte por carga de fundo, principal na dinâmica fluvial, ocorre por correntes
trativas, onde os grãos transportam-se individualmente ao longo do leito do rio através de
arrasto e rolamento (grãos maiores) e saltação (grãos menores).
As formas de leito são desenvolvidas através do transporte de areia que, mantendo-se a
profundidade da lâmina d’água constante, são controladas pela granulometria e pela
velocidade de fluxo. As marcas onduladas (ripples) são formas de leito com altura máxima de
5 cm que podem ocorrer somente em areias com diâmetros menores que 0,7 mm, sendo
normalmente restritas a fluxos de baixa velocidade (BRIDGE, 2006). O aumento progressivo
da velocidade do fluxo proporciona formação de dunas, sendo que a passagem entre estas
duas formas de leito é abrupta e ambas possuem estrutura interna do tipo estratificação
cruzada (PRESS et al., 2006). As dunas podem ser bidimensionais, quando possuem linha de
crista reta, e tridimensionais, quando há desenvolvimento de linha de crista sinuosa. Estratos
de leito plano e antidunas são formas de leito criadas quando o fluxo atinge valor crítico,
sendo facilmente destruídas por mudanças nos padrões de turbulência e, portanto, dificilmente
preservadas.
39
Carga de suspensão
Inclui todo o material suspenso no fluxo de forma temporária ou permanente 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), cujo ângulo possui uma relação indiretamente proporcional
com a tração.
3.1.2. Acumulação fluvial
A preservação dos sedimentos depositados em contextos continentais é controlada pela
variação das taxas de criação de espaço de acomodação ao longo do tempo. Jervey (1988,
apud SHANLEY & McCABE, 1994) descreveu que o espaço de acomodação é o espaço
disponível para potencial acumulação de sedimentos, sendo controlado pelo perfil de
equilíbrio.
O perfil de equilíbrio é representado pelo balanço entre erosão e deposição, onde o
contexto em que a energia necessária para transportar sedimentos é balanceada pela energia
potencial liberada pelo fluxo, sendo que o rio não sofre agradação e nem degradação.
Portanto, os períodos de acumulação e erosão fluviais são determinados pelo comportamento
do perfil de equilíbrio. Assim, haverá agradação (acumulação) nos períodos em que ocorrer a
subida do perfil de equilíbrio, enquanto que os processos de erosão e degradação fluvial
associam-se a intervalos de rebaixamento do perfil de equilíbrio, como pode ser observado
nas Figuras 3.1 e 3.2. Estas oscilações observadas são controladas, predominantemente, pelo
clima, tectônica e nível relativo do mar, onde este último possui uma influência direta no
perfil de equilíbrio fluvial em regiões costeiras (SCHERER, 2004, 2008).
40
Figura 3.1: Perfil de equilíbrio de sistemas fluviais, que corresponde ao nível de base estratigráfico em sucessões
aluviais. Fonte: Modificado de Dalrymple (1998, apud SCHERER, 2004).
Figura 3.2: Modelo hipotético destacando a criação de espaço e acomodação resultante de uma subida do perfil de
equilíbrio. Fonte: Modificado de Dalrymple (1998, apud SCHERER, 2004).
3.1.3. Tipos de canais e áreas externas
Os canais fluviais podem ser classificados de acordo com a carga sedimentar
transportada ou pela morfologia apresentada. No primeiro caso, Schumm (1972, apud
SCHERER, 2004, 2008) classificou os rios em carga de fundo (bed-load), carga mista (mixed-
load) e carga de suspensão (suspended-load).
Os fatores tais como descarga, aporte sedimentar, granulometria da carga transportada,
coesividade dos bancos, vegetação e inclinação do terreno são responsáveis pela morfologia
dos canais. Sendo assim, estes podem ser divididos em quatro padrões: retilíneo,
anastomosado, meandrante e entrelaçado (CORTEZ, 1996; WALKER & CANT, 1984;
SCHERER, op. cit.) (Figura 3.3).
41
Figura 3.3: Padrões básicos de canais fluviais. Fonte: Modificado de Miall (1977, apud SCHERER, 2004).
O reconhecimento de muitas variações dentro dos quatro estilos apresentados de
canais revela que os sistemas deposicionais fluviais nem sempre podem ser enquadrados em
um dos modelos extremos (CORTEZ, 1996). Tendo em vista a atuação dos fatores que
controlam a morfologia dos canais dentro das principais bacias aluviais, nas suas porções
proximais, um rio tende a ser entrelaçado, enquanto que nas partes distais, o rio normalmente
apresenta padrão meandrante (MIALL, 1992, apud SCHERER, 2004, 2008). É possível,
ainda, que rios entrelaçados passem gradualmente para anastomosados nas porções distais,
desde que haja obstrução do fluxo através de falhas, soerguimento ou outros fatores, o que
ocasiona agradação dos canais fluviais.
As áreas externas aos canais, segundo Collinson (1996, apud SCHERER, 2004, 2008),
podem ser subdivididas em dois tipos: i) diques marginais e depósitos de crevasse e ii)
planície de inundação.
Os diques marginais constituem cristas estreitas e contínuas formadas ao longo das
margens dos canais fluviais através da deposição de sedimentos finos durante as cheias do rio.
Os depósitos de espraiamento de crevasse (crevasse splay) são lobos desenvolvidos a partir
do extravasamento do canal fluvial durante grandes cheias. Ambas as áreas ocorrem em rios
com padrões anastomosado e meandrante, raramente em canais entrelaçados.
As planícies de inundação compreendem regiões de baixo relevo, pouco drenadas,
onde a taxa de acumulação é baixa e dominada por sedimentos de granulometria muito fina
(silte e argila). Essas áreas são abundantes em canais anastomosados e quase inexistentes em
rios entrelaçados.
42
3.1.3.1. Rios retilíneos (straight rivers)
Os rios retilíneos não são comuns na natureza e podem apresentar sedimentos
diversos. De acordo com Bridge (2006), esses canais ocorrem onde o fluxo não tem energia
suficiente para erodir os bancos de canais. Geralmente são canais poucos extensos e
encaixados em lineamentos estruturais como falhas/fraturas e, sobretudo, são decorrentes de
obras de engenharia. Segundo SCHERER (2004, 2008) constituem canais simples, com
flancos estáveis e limitados por diques marginais.
3.1.3.2. Rios anastomosados (anastomosed rivers)
São caracterizados por uma rede interconectada de canais separados por áreas de
planície de inundação e possuem geometria em fita. Os canais são dominados por carga de
suspensão, apresentando-se profundos, estreitos e com moderada a baixa sinuosidade. Suas
margens são, geralmente, coesas e vegetadas, ocasionando alta estabilidade aos canais, o que
reduz a migração lateral (SCHERER, 2004, 2008).
3.1.3.3. Rios meandrantes (meandering rivers)
Os canais meandrantes caracterizam-se pela alta sinuosidade, geometria em lençol,
pouca variação na descarga, altas taxas de migração e carga mista. São rios que fluem em
declives suaves de planícies ou terras baixas onde, geralmente, cortam sedimentos
inconsolidados ou substrato rochoso facilmente erodível (PRESS et al., 2006).
O padrão meandrante dos canais é mantido pela erosão dos bancos externos
proporcionada pela maior velocidade da corrente em relação às porções internas, onde a
diminuição da velocidade ocasiona a deposição dos sedimentos arenosos, formando as barras
de pontal (WALKER & CANT, 1984). Os sedimentos finos (argila e silte) são depositados
nos diques marginais e nas planícies de inundação. As sequências formadas são caracterizadas
por possuir granodecrescência ascendente, onde é possível observar estratificações cruzadas
acanaladas decorrentes da migração de dunas subaquosas e, nas partes mais rasas, marcas
onduladas (ripples) (WALKER & CANT, 1984).
43
3.1.3.4. Rios entrelaçados (braided rivers)
Os rios entrelaçados são representados por canais interligados separados por barras
arenosas e/ou cascalhosas longitudinais e transversais que migram de acordo com o 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.
Ainda de acordo com o autor acima citado, o padrão entrelaçado tende a se formar em
áreas com maiores declividades, caracterizando-se por altas velocidades da corrente, alto
suprimento sedimentar e alta variabilidade de descarga, além de baixa sinuosidade. As formas
de leito dominantes nesse padrão são marcas onduladas e dunas, sendo que as sequências
depositadas exibem uma granodecrescência ascendente pouco desenvolvida.
A sedimentação nos canais entrelaçados é, principalmente, ao longo de barras
longitudinais e transversais. Os sedimentos geralmente são compostos por areia de
granulometria média a grossa e cascalho, sendo que argila e silte são raramente preservados
dentro desses sistemas. O contato basal e superior com outras fácies é frequentemente abrupto
(BROWN & FISHER, 1976).
Segundo Coleman (1969), os tipos de estratificações em depósitos aluviais de canais
entrelaçados são muito variáveis e complexos. São destacadas, portanto, três principais tipos:
i) estratificação cruzada de grande porte formada pela migração de formas de leito maiores,
tais como dunas; ii) estratificação cruzada de pequeno porte originada pela migração de
formas de leito menores, tais como as marcas onduladas (“ripples”); iii) estratificação
horizontal composta por lâminas tabulares, que pode estar associada ao regime de fluxo
superior, onde há uma rápida migração e agradação de formas de leito menores.
Os rios entrelaçados ocorrem com mais frequência em regiões árticas e alpinas, pois
possuem elevada precipitação e cabeceiras íngremes. Todavia, eles também ocorrem em
climas árido e Mediterrâneo, sujeitos a chuvas torrenciais, e em algumas regiões tropicais
onde há chuvas de monções (GRAY & HARDING, 2007).
44
Rios efêmeros
Os rios efêmeros merecem atenção especial, pois arenitos formados sob tais condições
constituem os principais reservatórios em muitos campos de óleo e gás (NORTH &
TAYLOR, 1996).
Os rios efêmeros são característicos de regiões áridas e semiáridas associados a
inundações rápidas e momentâneas, o que ocorre geralmente após tempestade sem haver
qualquer escoamento superficial (BENITO et al., 2003, apud SCHERER, 2008). Os depósitos
de canais fluviais efêmeros são pouco espessos em comparação com os depósitos de canais
perenes, sendo que apresentam várias classes granulométricas.
Nos estágios finais da inundação, sob o regime de fluxo inferior, onde ocorre uma
rápida desaceleração da corrente, desenvolvem-se dunas e marcas onduladas como formas de
leito. Desta forma, um evento de inundação tende a depositar sequências que apresentam
granodecrescência ascendente e estruturas em direção ao topo da sucessão (SCHERER,
2008).
3.2. Sistemas Eólicos
Os sistemas deposicionais eólicos são controlados principalmente pelo vento, que
constitui um importante agente geológico responsável pela erosão, transporte e deposição de
sedimentos expostos à ação atmosférica. Sua atuação é acentuada pelo nível freático
profundo, pois promove a suscetibilidade do terreno à erosão, escassez de vegetação e ventos
fortes, fatores pelos quais os depósitos eólicos são característicos de desertos semiáridos a
hiperáridos.
Embora seja mais expressivo em desertos, o vento também atua como importante
agente geológico em ambientes costeiros. Isto é devido a ocorrência de correntes atmosféricas
geradas a partir do contraste de calor específico e do aquecimento diferencial entre continente
e oceano, especialmente em áreas onde ocorre um alto suprimento de areia (GIANNINI et al.,
2008).
3.2.1. Morfologia e tamanho das acumulações de areia
De acordo com Giannini et al. (2008), as acumulações de areia podem ser divididas,
segundo as suas morfologias, em dois tipos básicos: campos de dunas (dune fields) e lençóis
45
de areia (sand sheets), sendo o primeiro subdividido em dunas e interdunas. Existem, ainda,
as marcas onduladas que constituem formas de leito em escalas centimétricas 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. Campos de dunas
Os campos de dunas consistem em grandes massas individuais de areias em
movimento, sendo constituídas de dunas eólicas simples e/ou compostas entre as quais podem
existir áreas de interdunas.
Dunas eólicas
As dunas eólicas são formas de leito, predominantemente assimétricas, produzidas
onde existe um suprimento suficiente de areia, ventos para transportar os grãos e condições
que promovam a deposição do sedimento transportado (LANCASTER, 2005). A assimetria
observada nas dunas eólicas é o resultado de uma maior inclinação no lado sotavento que no
lado barlavento. Desta forma, desenvolvem-se avalanches de areia no lado sotavento
(GIANNINI et al., 2008).
As dunas possuem comprimento de ondas variando de 3 a 500 metros e altura de 0,1 a
100 metros. Existe o termo draa que se restringe as formas de leito maiores que as dunas,
com comprimento de onda de 300 a 500 metros e altura de 20 a 450 metros.
Quanto à classificação das dunas eólicas, estas podem ser classificadas de acordo com
dois esquemas independentes entre si: morfológico (MCKEE, 1979, apud SCHERER, 2004) e
morfodinâmico (HUNTER et al., 1983, apud SCHERER, 2004). Ambas as classificações são
necessárias, tendo em vista que nem sempre os dois tipos coincidem. Os tipos de dunas
variam não somente de um campo de dunas para outro, como também dentro de um mesmo
campo de dunas (GIANNINI et al., 2008).
A classificação morfológica leva em consideração as características geométricas,
como a sinuosidade da crista, números de faces frontais e presença ou ausência de dunas
superpostas. O principal controle dos tipos de dunas é a variação na direção do regime do
vento e, subordinadamente, alguns fatores contribuem para a morfologia, tais como tamanho
46
dos grãos, cobertura vegetal e suprimento de sedimentos. De acordo com Scherer (2004) e
Lancaster (2005), existem quatro tipos principais: crescente, linear, estrela e parabólica.
As dunas crescentes, dominantes quando a vegetação está ausente, apresentam
assimetria bem definida com uma superfície de barlavento com mergulho suave (<12°) e uma
acentuada inclinação da face frontal. Podem ser isoladas (ou barcanas), quando o suprimento
sedimentar é pequeno, ou podem coalescer lateralmente quando há aumento do suprimento
sedimentar, formando as barcanóides. As dunas lineares são simétricas e formam-se em áreas
de regimes de vento bimodais ou amplamente unimodais, apresentando tanto cristas retas
quanto sinuosas e espaçamento regular. As dunas estrelas, geralmente estacionárias, são
simétricas e possuem uma forma piramidal com cristas agudas sinuosas ou retas irradiando de
um pico central e várias faces de avalanche. Estas dunas ocorrem sob regimes de ventos
multidirecionais ou complexos. As dunas parabólicas são caracterizadas pela forma em “U”
ou “V”, vinculadas a sistemas parcialmente estabilizados pela vegetação.
A classificação morfodinâmica tem como base o posicionamento das formas de leito
em relação ao vetor médio dos ventos de uma determinada área. Hunter et al. (1983, apud
SCHERER, 2004) sugerem três tipos principais: longitudinais, oblíquas e transversais. As
dunas longitudinais são aquelas que apresentam cristas paralelas ao vetor médio dos ventos,
enquanto que as transversais possuem linha orientada ortogonalmente ao mesmo vetor. As
dunas oblíquas são as que apresentam a linha de crista orientada entre 15° e 75° em relação ao
vetor médio dos ventos.
Interdunas
As áreas de interdunas são zonas entre dunas eólicas ou draas que apresentam
extensão e geometria variadas, onde atuam processos eólicos, predominantemente erosivos, e
processos não eólicos, dominantemente deposicionais (GIANNINI et al., 2008).
De acordo com Wilson (1971, apud SCHERER, 2004), a extensão das interdunas
depende da saturação de areia do sistema, sendo classificadas em zonas subsaturadas,
metassaturadas e supersaturadas, conforme pode ser visto na Figura 3.4. As zonas
subsaturadas são áreas onde o fluxo de areia é inferior ao valor crítico necessário para o
embrionamento das formas de leito. As zonas metassaturadas consistem de áreas com uma
cobertura incompleta de areia (dunas eólicas espaçadas entre si), caracterizadas por amplas
regiões de interduna plana. As zonas saturadas são marcadas por uma total cobertura de areia
47
e as interdunas consistem em pequenas depressões entre a face frontal da duna anterior e o
dorso da duna subsequente.
Langford (1989, apud GIANNINI et al., 2008) destacou que os processos de oscilação
do nível freático são de essencial relevância na dinâmica sedimentar das interdunas. As
interdunas deposicionais podem ser secas, quando a superfície deposicional é seca, úmida, sob
condições de lençol freático ou franja capilar 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. Fonte: Wilson (1971, apud SCHERER, 2004).
3.2.1.2. Lençóis de areia
Os lençóis de areia consistem em áreas cobertas por areia onde não há superimposição
de dunas com faces de avalanche (GIANNINI et al., 2008). Kocurek & Nielson (1986, apud
SCHERER, 2004) sugerem alguns fatores capazes de desenvolver lençóis de areia em
detrimento de dunas eólicas, sendo eles: i) granulação grossa (areia grossa a cascalho),
dificultando a geração de dunas eólicas; ii) cimentação superficial; iii) nível do lençol freático
elevado; iv) inundações periódicas que limitam o tempo disponível para a formação de dunas;
e v) cobertura vegetal.
3.2.1.3. Marcas onduladas
As marcas onduladas consistem em formas de leito de escala centimétrica que são
geradas pela movimentação de grãos de areia (sand ripples) ou grânulos (granule ripples).
Geralmente as formas de leito cavalgam umas sobre as outras, resultando em uma forma de
leito preservada sob a forma de um estrato (estratos cavalgantes). O ângulo de cavalgamento
48
varia dependendo do volume de sedimento e da taxa de migração da marca ondulada e pode
ser supercrítico, crítico e subcrítico (Figura 3.5) (SCHERER, 2004).
A marca ondulada com cavalgamento supercrítico ocorre quando o ângulo de
cavalgamento (α) é maior que o ângulo de inclinação (β) do dorso da marca ondulada
precedente. A forma de leito com cavalgamento crítico ocorre quando os ângulos de
cavalgamento e inclinação são idênticos. Finalmente, a marca ondulada com cavalgamento
subcrítico ocorre quando o ângulo de cavalgamento é menor que o ângulo de inclinação do
dorso.
Figura 3.5: Classificação do tipo de estratificação de marcas onduladas eólicas de acordo com o ângulo de
cavalgamento relativo a inclinação do dorso da forma de leito e a presença ou ausência de laminações cruzadas.
Fonte: Hubin (1977, apud SCHERER, 2004).
3.2.2. Processos eólicos
Os processos responsáveis por depósitos eólicos envolvem uma série de peculiaridades
físicas e mecanismos do vento e englobam erosão, transporte e deposição.
49
3.2.2.1. Erosão eólica
O vento apresenta pouca capacidade de erosão primária das rochas, visto que consiste
em um fluido de baixa viscosidade. Entretanto, ele consegue remover e transportar uma
grande quantidade de material inconsolidado, principalmente em clima árido por causa da
ausência de vegetação e baixa umidade do solo (SCHERER, 2004).
Abrasão
A abrasão eólica consiste no desgaste mecânico de partículas transportadas pelo vento
devido ao choque entre elas. Como consequência, são geradas algumas feições, dentre as
quais os ventifactos são mais comuns. 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).
Deflação
A deflação consiste em um processo de remoção de material inconsolidado, sendo a
principal forma de erosão eólica (SCHERER, 2004; LANCASTER, 2005). O vento tende a
ser seletivo no transporte, motivo pelo qual ele remove a fração de granulometria mais fina,
ocasionando a concentração de material de granulometria mais grossa. Quando a deflação dos
depósitos alcança um nível suficiente para criar uma cobertura contínua de seixos e grânulos,
a erosão eólica cessa. Formam-se, então, os chamados lags de deflação (Figura 3.7).
50
Figura 3.7: Três estágios de desenvolvimento de um pavimento de deflação. A) Deflação inicial dos sedimentos
arenosos; B) concentração dos clastos à medida que ocorre a deflação; C) término da deflação em decorrência do
recobrimento do substrato por clastos. Fonte: Scherer (2004).
3.2.2.2. Transporte eólico
O movimento da partícula é alcançado através da combinação da tensão de
cisalhamento exercida pelo vento sobre a superfície e a turbulência atmosférica. Existem três
modos de transporte pelo vento, sendo eles rolamento, saltação e suspensão (Figura 3.8) que
dependem, dentre outros fatores, do tamanho da partícula, da tensão do cisalhamento do vento
e da intensidade da turbulência (LANCASTER, 2005).
Figura 3.8: Tipos de transporte eólico, compreendendo saltação, rolamento e suspensão. Fonte: Modificado de Silva
(2009).
51
Rolamento (creep ou reptation)
As partículas de tamanho areia grossa/muito grossa e grânulos são transportadas pelo
vento quando este apresenta uma velocidade maior. Adicionalmente, os grãos em saltação se
chocam com os grãos maiores que estão no substrato. Desta forma, os grãos de granulometria
grossa respondem ao impacto rolando/arrastando-se pela superfície, gerando uma reação em
cadeia (SILVA, 2009).
Saltação (saltation)
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).
Suspensão (suspension)
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.
Geralmente se acumulam fora da zona de agradação eólica mais ativa, por vezes formando
depósitos maciços do tipo loess (MORAES & GABAGLIA, 1986).
3.2.2.3. Deposição eólica
Os sedimentos transportados pelo vento podem ser depositados nas dunas através de
três principais mecanismos: cavalgamento de marcas onduladas, queda de grãos e fluxo de
grãos (fluxo de escorregamento).
52
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. Essa superposição é facilitada pelo fato da
saltação e suspensão prevaleceram na deposição eólica em detrimento dos mecanismos
trativos que aplainam o substrato. Como consequência, a preservação da crista e do lado
barlavento das marcas onduladas é favorecida e as mesmas apresentam facilidade para
cavalgar (GIANNINI et al., 2008).
Devido à baixa viscosidade do vento, o impacto dos grãos em movimento no lado
barlavento é mais intenso que na água. Sendo assim, existe uma tendência para erosão parcial
no dorso da marca ondulada. Com isto, os tipos de cavalgamento mais comuns na deposição
eólica são o subcrítico e o crítico, ou seja, quando o ângulo de cavalgamento é menor ou igual
ao ângulo de inclinação do flanco barlavento, respectivamente (GIANNINI et al., 2008).
Queda de grãos (grainfall)
Os sedimentos que estão em suspensão, ao serem transportados para o lado sotavento,
encontram uma região hidrodinamicamente protegida e sofrem rápida desaceleração. A
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)
Os sedimentos mais pesados e/ou mais grossos transportados tendem a se
concentrarem por saltação na crista e na parte superior e mais íngreme da porção frontal da
duna. Quando esta acumulação exceder o ângulo crítico de repouso da areia seca, em torno de
34º (SCHERER, 2004), torna-se instável e os sedimentos são depositados por avalanche ao
longo da face frontal da duna (superfície de deslizamento).
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).
53
3.2.3. Acumulação e tipos de sistemas eólicos
A deposição de sedimentos não necessariamente implica na sua acumulação. Segundo
Kocurek & Havholm (1993), a acumulação ocorre quando a deposição de sedimentos ao
longo do tempo gera corpos em três dimensões de estratos que podem ser incorporados ao
registro geológico.
Ainda segundo os mesmos autores, para que haja acumulação é necessário um balanço
positivo de sedimentos, ou seja, o volume que entra deve ser 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, definida como a superfície que une as dunas, acima da qual os sedimentos são
transportados e abaixo da qual as partículas não sofrem transporte, constituindo a 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).
As acumulações são caracterizadas por um conjunto de processos geológicos em
sistemas eólicos que são controlados por mudanças na competência de agente de transporte e
na concentração de sedimentos deslocados (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).
54
3.2.3.1. Sistemas eólicos secos
Os sistemas eólicos secos são aqueles caracterizados pelo nível do lençol freático e sua
franja de capilaridade abaixo da superfície de deposição. A sedimentação é regida por fatores
aerodinâmicos e todo o sedimento no substrato é disponibilizado para transporte eólico.
A transformação de planícies interdunas em depressões interdunas é necessária para
que ocorra acumulação neste tipo de sistema eólico, uma vez que a acumulação se inicia sob
uma condição de saturação de areia marcada pelo cavalgamento de dunas eólicas (SCHERER,
2004; GIANNINI et al., 2008).
Para que as condições de saturação de superfície deposicional sejam alcançadas e
ocorra acumulação em um sistema eólico seco, é necessário que haja um decréscimo na taxa
de transporte e/ou um decréscimo na concentração com o tempo (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. Fonte: Kocurek & Havholm (1993, apud OLIVEIRA, 2005).
3.2.3.2. Sistemas eólicos úmidos
Os sistemas eólicos úmidos são caracterizados pelo nível do lençol freático e sua
franja de capilaridade na superfície de deposição ou próximos dela (até poucos metros). Em
consequência disto, os processos sedimentares (deposição, bypass e erosão) ao longo do
substrato são controlados não somente pelos fatores aerodinâmicos, como também pelo
conteúdo de água do substrato (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 fatores alocíclicos, tais como mudanças climáticas, variações do nível do
55
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). No registro geológico, os
sistemas eólicos úmidos são reconhecidos pela presença de depósitos interdunas intercalados
com estratos cruzados de dunas.
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).
3.2.3.3. Sistemas eólicos estabilizados
Os sistemas eólicos estabilizados são aqueles nos quais algum fator (ou fatores)
periódico ou contínuo estabiliza o substrato enquanto o sistema permanece ativo. Dentre esses
fatores, podem ser citados a vegetação, umidade do substrato, cimentação, filmes de lama e
depósitos residuais de cascalho (lags). Para que a acumulação neste tipo de sistema seja
efetiva, é necessário que os processos de estabilização sejam contínuos ou repetitivos
(KOCUREK & HAVHOLM, 1993).
3.2.4. 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).
56
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: i)
subsidência da acumulação abaixo do nível de base de erosão, que pode ser controlada por
tectonismo, carga sedimentar e/ou compactação; ii) 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 iii) desenvolvimento de
57
superfícies de estabilização que aumentem a resistência à erosão (KOCUREK &
HAVHOLM, op. cit.).
3.2.5. Características dos depósitos eólicos
É comum a ocorrência de depósitos fluviais associados a depósitos eólicos no registro
geológico. Sendo assim, é importante conhecer as características dos estratos eólicos, uma vez
que se constituem critérios para o seu reconhecimento e distinção daqueles depositados por
sistemas fluviais.
Parâmetros composicionais e texturais
O vento é um agente de transporte que possui menores viscosidade e densidade do
meio em relação à água. Como consequência, os sedimentos transportados por ele possuem
características texturais peculiares ou muito frequentes no sistema eólico.
A baixa viscosidade do ar favorece o fluxo turbulento e, consequentemente, o intenso
choque entre as partículas transportadas. Assim, os grãos mais frágeis são rapidamente
destruídos e há um aumento na maturidade composicional dos sedimentos. Fragmentos de
rochas vulcânicas, minerais ferromagnesianos, material carbonático e feldspato, cujas
clivagens consistem em planos de fraqueza, tendem a desaparecer com o contínuo transporte
eólico. O resultado é um enriquecimento de quartzo nos depósitos eólicos (MORAES &
GABAGLIA, 1986).
Em escalas microscópicas, é possível observar linhas paralelas de grãos com
bimodalidade bem definida. Esta característica é mais evidente quando ocorre em ondulações
sem faces de avalanche, mais típico de interdunas e lençóis de areia (GIANNINI et al., 2008).
O impacto subaéreo entre os grãos, menos amortecido no meio subaquoso, tem poder
abrasivo e de arredondamento. Todavia, a produção de grãos arredondados pelo vento não
está ligada somente à abrasão, como também ao tempo de desgaste e ao transporte seletivo
preferencial de grãos mais esféricos e arredondados por saltação (BIGARELLA, 1972 e 1973;
MAZZULO et al., 1986; todos apud GIANNINI et al., 2008). A abrasão mecânica e a
dissolução química subaérea são fatores que proporcionam uma textura fosca em areias
eólicas.
De acordo com Moraes & Gabaglia (1986), o vento seleciona muito bem a carga de
saltação, porém a granulometria média das partículas transportadas muda à medida que há
58
uma modificação na velocidade do vento. Sendo assim, produzirá uma textura de lâminas
internamente bem selecionadas com granulometria diferente típica da face frontal das dunas.
Outra textura que pode ser encontrada em depósitos eólicos é a gradação inversa que,
junto com outros critérios, é usada para identificar depósitos eólicos. Esta textura pode ocorrer
nas lâminas de fluxo de grãos pelo choque de partículas devido à ação da pressão dispersiva e
nas marcas onduladas. Neste último caso, ela ocorre através da concentração de material fino
(silte e areia muito fina) nas calhas e material mais grosso (areia fina a média) nas cristas das
marcas onduladas, sendo chamada de pin stripe lamination (Figura 3.14) (FRYBERGER &
SCHENK, 1988).
Nas intercalações dos processos fluviais e eólicos é possível a ocorrência de areia bem
selecionada, de origem eólica, recobrindo lamitos no topo de ciclos granodecrescentes
ascendentes, de origem fluvial, e sotoposta ao contato erosional que marca o início de um
novo ciclo fluvial (MORAES & GABAGLIA, 1986).
Figura 3.14: Seção esquemática de marcas onduladas mostrando a concentração de grãos mais grossos (areia fina a
média) na crista e grãos mais finos (silte e areia muito fina) na calha. Este efeito produz a gradação inversa comum
nessas formas de leito. Fonte: Fryberger & Schenk (1988, apud OLIVEIRA, 2005).
Parâmetros estruturais
Para a identificação de dunas eólicas, os tipos de estratificação consistem no atributo
mais confiável que, como já foi discutido, compreendem laminações cavalgantes
transladantes (Figura 3.15A), queda de grãos e fluxo de grãos (Figura 3.15B).
A laminação por queda de grãos está associada ao regime irregular dos ventos e é
caracterizada pela deposição intercalada de, geralmente, areia média e fina em níveis
milimétricos com excelente seleção dos grãos em uma mesma lâmina (MORAES &
GABAGLIA, 1986).
59
A estratificação cruzada por fluxo de grãos pode apresentar espessuras milimétricas a
centimétricas. Em geral possui granulometria homogênea, porém é comum a ocorrência de
gradação inversa em decorrência da pressão dispersiva resultante do intenso choque entre as
partículas durante o fluxo de grãos. Quando o corte é transversal ao mergulho dos estratos
cruzados, os depósitos por fluxo de grãos possuem geometria lenticular. Quando o corte é
paralelo ao mergulho, esses depósitos apresentam geometria em cunha (SCHERER, 2004).
Figura 3.15: Estruturas sedimentares em depósitos eólicos: A) laminação transladante cavalgante, sendo que a seta
está indicando o sentido do fluxo do vento; B) estratificação cruzada marcada pela alternância de lâminas de queda
de grãos e fluxo de grãos, sendo o sentido do fluxo da esquerda para direita. Em ambas, o corte é paralelo ao fluxo.
Fonte: Silva (2009).
A laminação cavalgante transladante possui espessura milimétrica e gradação inversa e
pode estar associada tanto na face barlavento quanto na face sotavento da duna (MORAES &
GABAGLIA, 1986; SCHERER, 2004).
Os depósitos de interdunas são caracterizados pela formação de estratos planos cujas
extensões variam de poucas dezenas de metros até dezenas de quilômetros e separam estratos
cruzados de dunas eólicas. Os estratos de interdunas se interdigitam lateral e verticalmente
com estratos de dunas, o que indica a contemporaneidade de ambos (SCHERER, 2004).
A estrutura sedimentar mais comum em depósitos de lençóis de areia é a estratificação
cruzada de baixo ângulo (menor que 15º) disposta em pacotes tabulares com espessuras de
poucos centímetros até dezenas de metros. Esses depósitos podem apresentar internamente
alternância de laminações transladantes cavalgantes e marcas onduladas de grânulos, quando
estiverem inseridos em um contexto onde o nível do lençol freático esteja abaixo da superfície
deposicional (SCHERER, 2004; GIANNINI et al., 2008). Ou, ainda, pode ser encontrada uma
variedade de estruturas de adesão, fruto da aderência da areia trazida pelo vento sobre um
60
substrato úmido (nível do lençol freático próximo ou na superfície) (MORAES &
GABAGLIA, 1986).
De acordo com Scherer (2004), intercalados com estratos eólicos ocorrem feições
sedimentares aquosas. Como exemplos, podem ser citados marcas de ondas, estratos cruzados
acanalados, arenitos maciços, níveis pelíticos com gretas de contração e níveis de argila
retorcida que indicam inundações fluviais.
61
CAPÍTULO 4 - ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA E ESTRATIGRÁFICA DOS
TESTEMUNHOS DA FORMAÇÃO SERGI NO CAMPO DOM
JOÃO
Este capítulo destina-se a apresentar os dados obtidos a partir da descrição
sedimentológica e estratigráfica dos testemunhos da Formação Sergi no Campo Dom João,
Bacia do Recôncavo. Os dados foram coletados segundo o que foi apresentado no item 1.3.1.,
ou seja, através da descrição macroscópica levando-se em consideração aspectos tais como
composição, cor, granulometria, organização interna, dentre outros.
4.1. Fácies sedimentares
Por fácies sedimentares entende-se um grupo de sedimentos ou rochas sedimentares
que pode ser reconhecido e distinguido de outros pela geometria, composição, estruturas
sedimentares, dentre outros aspectos (SELLEY, 1982, apud ETCHEBEHERE & SAAD,
2003).
A descrição macroscópica dos testemunhos do poço amostrado resultou em um
agrupamento de 13 litofácies, sumarizadas na Tabela 4.1. A nomeação dessas fácies segue o
seguinte critério: i) a primeira letra corresponde à litologia; ii) a segunda e terceira letras
fazem referência à organização interna; iii) a quarta letra, após o hífen, indica a origem eólica
para distinguir dos fluviais. Os cálculos das frequências que serão apresentadas foram feitos
no software Microsoft Office Excel 2007.
62
Tabela 4.1: Principais características e processos genéticos das 13 litofácies descritas nos testemunhos da Formação Sergi no Campo Dom
João.
Ali
Afd
Axb
Axa
Axt
Ama
Arenito acastanhado a tons acinzentados e esverdeados, médio a
grosso, subordinadamente fino, mal selecionado, semifriável a friável,
por vezes com concentrações calcíferas, bioturbado, argiloso e
maciço.
Rápida desaceleração do fluxo em condições subaquáticas.37,0
LITOFÁCIES DESCRIÇÃOFREQUÊNCIA
(%)PROCESSO SEDIMENTAR
16,2 Migração de dunas subaquáticas com cristas sinuosas (3D).
16,5Migração de formas de leito quase planas sob regime
intermediário superior.
0,6Deposição de partículas sob regime de fluxo inferior com
perda parcial da estrutura.
2,2 Migração de dunas subaquosas com cristas retas (2D).
Arenito acinzentado com tons esverdeados e avermelhados, fino a
médio, por vezes grosso, mal a bem selecionado, semifriável, argiloso
e com concentrações calcíferas, fluidizado.
Fluidização de depósitos subaquáticos.19,0
Arenito acastanhado a mosqueado, fino a médio, também grosso,
mal selecionado, semifriável, por vezes apresenta concentrações
calcíferas e fluidização, com estratificação cruzada de baixo ângulo.
Arenito esverdeado a acastanhado, grosso a muito grosso, também
médio e fino, mal selecionado, semifriável a friável, por vezes argiloso
e com concentrações calcíferas, com estratificação cruzada
acanalada.
Arenito acastanhado a mosqueado, fino a médio, seleção regular,
semifriável, por vezes apresenta intraclastos de argila e
concentrações calcíferas, com estratificação cruzada tabular.
Arenito arroxeado, fino, seleção regular, semifriável, argiloso, com
laminação incipiente dada por níveis ricos em concentrações
calcíferas ou argilosas.
63
Deposição de partículas finas em suspensão através do
assentamento gravitacional sob regime de fluxo inferior,
posterior cisalhamento rúptil por processos de deslizamento
de grãos, moagem e tração com percolação de fluidos ricos
em cálcio (Ca) e gás carbônico (CO2)
0,4 Fluidização de depósitos eólicos.
Lamito roxo acinzentado, duro, com laminação incipiente,
slickensides e fraturas preenchidas por calcita.
Arenito marrom avermelhado, muito fino a fino, bem selecionado,
semifriável, argiloso, com laminação cruzada cavalgante (climbing
ripples ).
Arenito acastanhado a avermelhado, fino a médio, bem selecionado,
semifriável a friável, com estratificação cruzada tabular.
Arenito acastanhado, fino a médio, bem selecionado, semifriável,
com estratificação cruzada de baixo ângulo.
LITOFÁCIES DESCRIÇÃOFREQUÊNCIA
(%)
Arenito marrom avermelhado e esverdeado, fino a médio, bem
selecionado, semifriável a friável, maciço.
Migração de formas de leito eólicas quase planas.
6,4 Migração de dunas eólicas.
1,0
Arenito esverdeado a arroxeado, médio a grosso, mal selecionado,
semifriável, argiloso, com estratificação cruzada indefinida e incipiente
evidente por níveis ricos de argila.
Arenito esverdeado a avermelhado, muito fino a fino, bem
selecionado, semifriável, argiloso, com laminação plano-paralela.
0,1Cavalgamento de marcas onduladas subaquáticas sob
regime de fluxo inferior.
Deposição de formas de leito plano sob regime de fluxo
superior.
Migração de formas de leito subaquosas sob regime de fluxo
inferior.
0,2
PROCESSO SEDIMENTAR
0,1
Ama-E
Lli
Axi
App
Arp
Axt-E
Axb-E
0,3
64
4.2. Associação de Fácies
Com base nas litofácies identificadas e descritas, é possível fazer o agrupamento
levando-se em conta as associações genéticas, podendo-se interpretar os seus ambientes
deposicionais. Foram determinadas cinco associações de fácies, a saber: i) flúvio-lacustre; ii)
fluvial efêmero; iii) fluvial entrelaçado perene; iv) dunas eólicas; e v) lençóis de areia eólicos.
4.2.1. Associação de fácies flúvio-lacustre (FL)
Os sedimentos da associação de fácies flúvio-lacustre ocorrem na base do poço e
perfazem 5%, sendo composta pelas litofácies Afd e App. Estas são representadas por arenitos
argilosos, avermelhados a arroxeados com aspecto mosqueado, granulometria muito fina, bem
selecionados, semifriáveis. Por vezes pode ser observada uma estratificação plano-paralela
difusa devido a processos de fluidização (Foto 4.1) e também marcas de carga.
Os pacotes sedimentares dessa associação de fácies possuem uma espessura de 1,2
metros e intercalam-se com arenitos amarelados (Foto 4.2), granulometria fina a média, bem
selecionados, semifriáveis, fluidizados e, por vezes, com pequenas concentrações calcíferas.
Interpretação
Os sedimentos descritos posicionam-se na base da Formação Sergi e representam uma
transição entre esta unidade e o Membro Capianga (Formação Aliança), que é constituído por
pelitos avermelhados (origem lacustre).
Os processos de escape d’água e deformação plástica verificados nos arenitos
fluidizados estão relacionados à instabilidade da carga sedimentar devido à sobrecarga em
meio subaquoso. Os depósitos dispostos em estratos plano-paralelos resultam do
assentamento de partículas sob um regime de fluxo de baixa energia em leito plano.
As intercalações dos arenitos amarelados com os arenitos argilosos sugerem um
ambiente de deposição fluvial com influência lacustre. A coloração avermelhada dos arenitos
argilosos indica um ambiente lacustre raso, ou seja, oxigenado (Foto 4.3).
É possível que o lago responsável pela deposição do Membro Capianga tenha se
expandido sobre a planície aluvial já formada da Formação Sergi. Outra explicação é que nos
estágios finais das cheias dos fluxos fluviais (considerando canais efêmeros), instalaram-se
depressões rasas alagadiças.
65
Foto 4.1: Arenito argiloso com estratificação
plano-paralela difusa devido a processos de
fluidização.
Foto 4.2: Arenito argiloso avermelhado com
intercalações de arenito amarelado.
66
Foto 4.3: Conjunto de testemunhos mostrando a transição entre os arenitos argilosos avermelhados, que ocorrem na
base do poço, com arenitos amarelados de granulometria levemente maior, ambos da associação de fácies flúvio-
lacustre.
4.2.2. Associação de fácies fluvial efêmero (Fe)
Esta associação de fácies possui a maior ocorrência nos testemunhos descritos e perfaz
um total de 76%. Compreende as litofácies Ama, Afd, Axb, Axt, Axi, Ali, Axa, App, Arp e
Lli dispostas em ordem decrescente de ocorrência.
Os arenitos maciços (Ama) ocorrem com maior frequência e possuem granulometria
variando de fina a grossa e são, predominantemente, mal selecionados, sendo comum a
presença de grânulos dispersos (Foto 4.4). A coloração varia de castanho escuro (Foto 4.5) a
claro (quando há indícios de óleo) e a tons acinzentados (Foto 4.6) e esverdeados (quando
apresentam argilosidade alta). Nos intervalos iniciais do testemunho (primeiros 23 metros), a
litofácies Ama intercala-se com a Axb com espessuras mínimas e máximas em torno de 3,4
67
metros e 7,0 metros, respectivamente. Ainda analisando os intervalos iniciais, observa-se
baixa argilosidade, com apenas alguns picos de alta argilosidade, e forte indício de
hidrocarbonetos nos arenitos. À medida que se aprofunda no poço, a coloração dos arenitos
maciços assume tons esverdeados, acinzentados, arroxeados, sendo comum a textura
mosqueada (Foto 4.7). A argilosidade aumenta e são poucos os intervalos que apresentam
indícios de hidrocarbonetos. Verificam-se intercalações entre a litofácies Ama com as demais
litofácies desse grupo, como também com a associação de fácies eólicas (dunas e lençóis de
areia). Supõe-se que o aspecto maciço desses arenitos pode também ser resultado de
processos pós-deposicionais que mascararam as estruturas primárias. Nesses intervalos a
espessura mínima registrada dos arenitos maciços é de 90 centímetros e a máxima é de 12,8
metros.
Os arenitos fluidizados (Afd) são argilosos (Foto 4.8), com colorações em tons
acinzentados, esverdeados e arroxeados (textura mosqueada), com granulometria variando de
fina a grossa e seleção média a baixa, com algumas ocorrências de intraclastos de argila. São
representados por pequenos intervalos de 1,3 a 2,5 metros, intercalados com as demais
litofácies dessa associação, nos quais as estruturas primárias dos arenitos estão parcial ou
totalmente difusas (Foto 4.9).
A litofácies Axb é representada por arenitos com estratificação cruzada de baixo
ângulo (Foto 4.10). Ocorrem com maior frequência nas profundidades iniciais do poço,
assumindo colorações em tons acastanhados, devido à presença de óleo. A granulometria
varia de média a grossa e, subordinadamente, fina e as espessuras mínimas e máximas são de
70 centímetros e 3,2 metros, respectivamente. Em maiores profundidades, a argilosidade nos
arenitos aumenta e a coloração adota tons acinzentados, rosados e acastanhados. A
estratificação cruzada de baixo ângulo torna-se, frequentemente, difusa por causa dos
processos de fluidização (Foto 4.11) e os pacotes são pouco espessos, sendo que
pontualmente apresenta uma espessura máxima de 5,2 metros. Há intercalações com as
litofácies Axb-E e Axt-E.
68
Foto 4.4: Litofácies Ama exibindo grânulos
dispersos.
Foto 4.6: Litofácies Ama apresentando maior
nível de argilosidade.
Foto 4.5: Litofácies Ama exibindo coloração
castanho escuro devido a saturação de óleo
Foto 4.7: Litofácies Ama exibindo textura
mosqueada.
69
Foto 4.8: Litofácies Afd apresentando alta
argilosidade.
Foto 4.10: Arenito com estratificação cruzada
de baixo ângulo (litofácies Axb).
Foto 4.9: Na litofácies Afd muitas vezes a
estrutura primária da rocha torna-se difusa.
Foto 4.11: Litofácies Axb com alto nível de
argilosidade e com porções fluidizadas.
70
A litofácies Axt foi identificada em dois intervalos no poço descrito, apresenta
espessuras de 3,90 e 1,70 metros e intercala-se com as litofácies Axb e Afd. É representada
por arenitos com estratificação cruzada tabular, colorações cinza acastanhados, rosados e
esverdeados. Apresenta textura mosqueada, granulometria fina a média, variando de mal a
bem selecionados. Por vezes, há ocorrência de intraclastos de argila (Foto 4.12).
Os arenitos com estratificação cruzada indefinida e incipiente (Axi) ocorrem em
pacotes com até 1,0 metro de espessura e intercalam-se com a litofácies Ama. Exibem
colorações cinza esverdeados, parte roxo acinzentados, granulometria média a grossa, mal
selecionados. Apresentam alta argilosidade, sendo comum a presença de argilas tanto
disseminadas (conferindo textura mosqueada) quanto concentradas em lâminas, sendo estas
responsáveis por ressaltar alguns aspectos da estratificação (Foto 4.13).
A litofácies Ali (Foto 4.14) ocorre pontualmente em pequenas espessuras (30 a 90
centímetros), intercalando-se com as litofácies Ama e Afd. É composta por arenitos argilosos,
roxo acinzentados, granulometria fina, seleção média. Concentrações orientadas de
constituintes calcíferos e níveis argilosos com desenvolvimento de fissilidade conferem uma
laminação incipiente a esses arenitos.
Os arenitos com estratificação cruzada acanalada (Axa) (Foto 4.15) possuem
coloração variando de tons acastanhados, esverdeados a avermelhados, exibem granulometria
fina a média, são mal selecionados com ocorrência de grãos mais grossos dispersos. Por vezes
apresentam alta argilosidade, com níveis ricos em argilas dispostos nos planos de
estratificação. A litofácies Axa possui baixa continuidade vertical, sendo que a espessura
máxima é de 2,6 metros e ocorre junto com as litofácies Ama, Afd, Axb e Ali.
As litofácies App e Arp ocorrem pontualmente e apresentam espessuras de 40 e 30
centímetros, respectivamente. Os arenitos com laminação plano-paralela (Foto 4.16) são
argilosos, possuem coloração esverdeada mosqueada a avermelhada, granulometria muito fina
a fina, bem selecionados, sendo que as laminações são dadas por concentrações argilosas e
ocorrem associados com os arenitos maciços. A litofácies Arp (Foto 4.17) é composta por
arenito argiloso, marrom avermelhado claro, muito fino a fino e bem selecionado, com
estratificação cruzada cavalgante. Ocorre associada com os arenitos que exibem estratificação
cruzada de baixo ângulo.
71
Foto 4.12: Arenito com estratificação cruzada
tabular (litofácies Axt) com presença de
intraclastos de argila.
Foto 4.14: Litofácies Ali com lâminas de
concentrações de material carbonático e argila.
Foto 4.13: Arenito com estratificação cruzada
indefinida e incipiente (Axi) evidenciada por
níveis alinhados ricos em argila.
Foto 4.15: Litofácies Axa. Notar relação de
truncamento de estratos em evidência.
72
Foto 4.16: Litofácies App com níveis ricos em
argila.
Foto 4.17: Arenito argiloso exibindo
estratificação cruzada cavalgante na base (Arp).
A litofácies Lli ocorre de forma subordinada e é representada por lamito roxo
acinzentado, duro, com planos de falha (slickensides), veios de calcita e fissilidade incipiente
(Foto 4.18).
Ao longo dos testemunhos descritos, verifica-se que é comum a presença de
concreções carbonáticas (Foto 4.19) de variados tamanhos (milimétricos a centimétricos) e
formação de níveis de paleossolo incipiente (Foto 4.20).
73
Foto 4.20: Desenvolvimento de paleossolo incipiente muito comum na associação de fácies fluvial efêmero.
74
Interpretação
Os arenitos maciços têm sua gênese associada à desaceleração de fluxos gravitacionais
subaquosos hiperconcentrados e turbulentos, comuns em fluxos fluviais torrenciais e
momentâneos ou, ainda, a eventos pós-deposicionais. Quando existe uma alta taxa de
deposição, o rápido assentamento de grandes volumes de sedimentos promove o aumento da
pressão dos poros e consequente perda d’água. Assim, deformações plásticas ocorrem nas
estruturas primárias e resultam na liquefação parcial dos sedimentos. O resultado destes
processos é a fluidização de sedimentos que, muitas vezes, apaga as estruturas primárias
completamente.
Os depósitos arranjados em estratos cruzados de baixo ângulo geralmente são
formados em cursos d’água pouco profundos em regime de fluxo intermediário a superior.
Essa organização interna está associada à migração de dunas subaquosas com relevo muito
baixo (levemente inclinadas), sendo muito comuns em fluxos fluviais efêmeros. A ocorrência
de estratos cruzados tabulares e acanalados indica condições de fluxo mais profundo ou com
menores energias e menos concentrados que os estratos cruzados de baixo ângulo.
Os arenitos argilosos dispostos em estratos plano-paralelos e cruzados cavalgantes
remetem a condições de baixa energia do fluxo. Ambos os casos estão associados ao
assentamento de partículas nos estágios finais das cheias. No caso dos estratos cruzados
cavalgantes, além da decantação de sedimentos, ocorre o movimento unidirecional do fluxo e
cujo resultado é a feição de cavalgamento. Os intraclastos argilosos podem ser oriundos da
erosão do substrato, principalmente aquele associado aos fluxos terminais.
O depósito de lamito tem sua gênese associada à decantação de partículas em
suspensão formado nos estágios finais das inundações. A pequena espessura e a não
continuidade vertical sugerem que a formação de depósitos de partículas finas ocorria de
forma subordinada ou que seus registros foram erodidos pelos eventos fluviais posteriores.
A formação de paleossolos demanda muito tempo, na ordem de milhares de anos
(MIDDLETON & BLAKEY, 1983; WRIGHT & TUCKER, 1991; todos apud OLIVEIRA,
2005). O seu desenvolvimento é favorecido em áreas alcançadas por fluxos enfraquecidos, em
posição distal ou topograficamente mais elevada que os canais. As concreções calcíferas
verificadas podem ser resultantes de exposições ou subida do nível do lençol freático.
Diante do exposto acima e das características das litofácies, podemos concluir que esta
associação de fácies foi depositada por sistemas fluviais efêmeros. Outro fator que corrobora
75
a gênese efêmera é a ocorrência de fácies eólicas associadas aos depósitos fluviais, o que
indica exposições subaéreas em condições de aridização.
4.2.3. Associação de fácies fluvial entrelaçado perene (FEp)
Esta associação de fácies abrange, aproximadamente, 11% do total e há ocorrência da
litofácies Axa e, subordinadamente, da Ama. Possui limites superiores e inferiores com a
associação de fácies fluvial efêmero.
A litofácies Axa (Foto 4.21) predomina e é representada por arenitos com colorações
variando desde tons esverdeados a arroxeados, quando apresentam argilosidade, até castanhos
claros a escuros, quando possui indícios de hidrocarbonetos, fato esse comum neste grupo. A
granulometria é, essencialmente, muito grossa e os arenitos são mal selecionados, sendo
comum a presença de grânulos dispersos e/ou alinhados segundo os planos de estratificação
(Foto 4.22). Estão organizados internamente por estratos cruzados acanalados, possui
intervalos com alta porosidade e apresentam considerável continuidade vertical, com
espessura máxima em torno de 25 metros. Verifica-se a ocorrência de ciclos
granodecrescentes ascendentes sutis, perceptíveis quando o perfil é analisado como um todo.
Nos intervalos mais rasos constituídos por essa litofácies, há ocorrências de concreções
calcíferas de até 10 centímetros.
Os arenitos maciços, com espessuras em torno de 30 centímetros, ocorrem de forma
subordinada e pontual dentro dos pacotes de arenitos com estratificação cruzada acanalada.
Exibem coloração roxo acinzentado (Foto 4.23) a castanho escuro, quando estão saturados de
óleo (Foto 4.24), granulometria variando de média a muito grossa, alta argilosidade e
concreções calcíferas de até 3 centímetros.
76
Foto 4.21: Arenito com estratificação cruzada
acanalada (Axa), com evidente truncamento em
destaque.
Foto 4.23: Litofácies Ama com alta
argilosidade.
Foto 4.22: Grânulos alinhados segundo os
planos de estratificação (litofácies Axa).
Foto 4.24: Arenito maciço saturado em óleo.
77
Interpretação
Os arenitos com estratificação cruzada acanalada foram formados pela migração de
dunas subaquáticas de cristas sinuosas. Como os testemunhos correspondem a porções
limitadas das rochas, essa estrutura muitas vezes foi inferida. Os pacotes com aspecto maciço,
por ocorrerem pontualmente em espessuras reduzidas em comparação com os pacotes
estratificados, podem ser interpretados como decorrentes de processos de fluidização,
responsáveis pela destruição das estruturas primárias.
A argilosidade dos arenitos, por vezes verificada nessa unidade, pode ser explicada
pela infiltração mecânica de argilas detríticas através de processos gravitacionais logo após a
deposição. Neste caso, a sua percolação é facilitada pela granulometria dos arenitos, que
apresentam poros mais significativos. Segundo estudos petrológicos realizados por diversos
autores nos reservatórios da Formação Sergi, a infiltração de argilas constitui o evento
diagenético de maior impacto nas suas qualidades permo-porosas (NETTO et al., 1982; DE
ROS, 1985; PINHO, 1987; RODRIGUES, 1990; todos apud OLIVEIRA, 2005).
Os ciclos granodecrescentes ascendentes pouco desenvolvidos (Figura 4.1) nos
remetem a uma deposição por sistemas fluviais entrelaçados, conforme abordado no Capítulo
3 (item 3.1.3.4.). Sugerem, ainda, um comportamento cíclico com variações na descarga e/ou
na velocidade do fluxo. A continuidade constatada da organização interna e a ausência de
feições que indicam exposições subaéreas prolongadas (paleossolo, retrabalhamento eólico,
etc.) revelam que os canais estavam submetidos à presença regular de água. Portanto, diante
dos argumentos apresentados, pode ser inferido um ambiente fluvial entrelaçado perene.
78
Figura 4.1: Imagem do Anasete mostrando os ciclos granodecrescentes ascendentes pouco desenvolvidos dos
arenitos com estratificação cruzada acanalada (Axa) da associação de fácies fluvial entrelaçado perene.
79
4.2.4. Associação de fácies de lençóis de areia eólicos (LAE)
Os depósitos da associação de fácies de lençóis de areia eólicos representam apenas
1% do total e são compostos, exclusivamente, pela litofácies Axb-E. Tratam-se de arenitos
amarelados a acastanhados claros e escuros, finos a médios, grãos subarredondados, bem
selecionados e que apresentam estratificação cruzada de baixo ângulo (Foto 4.25). Ocorrem
em pacotes pouco espessos (entre 30 e 90 cm) descontínuos e intercalados a sedimentos da
associação de fácies fluvial efêmero (Axb e Ama). Em todos os intervalos são constatados
indícios de hidrocarbonetos, mais ou menos expressivos, inversamente proporcionais ao nível
de argilosidade.
Foto 4.25: Litofácies Axb-E com arenito saturado em óleo.
Interpretação
Como já foi discutido no item 3.2.5 deste trabalho, é comum a ocorrência de depósitos
eólicos e fluviais associados. Diferenciá-los, à vezes, é difícil, principalmente em amostras
testemunhos. Algumas características, quando analisadas em conjunto, ajudam a distinguir
pacotes eólicos dos fluviais, dentre as quais se destacam: i) granulometria; ii) selecionamento;
80
iii) arredondamento; iv) ausência ou carência de intraclastos de argila; e v) condições permo-
porosas favoráveis.
Conforme observado no Capítulo 3, as estruturas sedimentares comuns nos lençóis de
areia são as estratificações cruzadas de baixo ângulo. Estas são formadas pela migração de
formas de leito quase planas (agradação de marcas onduladas eólicas). Diante disto,
juntamente com as características sedimentares apresentadas pela litofácies Axb-E, pode ser
inferido que esta associação tem gênese relacionada a ambientes de lençóis de areia eólicos. A
sua formação ocorreu em períodos de prolongadas exposições subaéreas, onde os depósitos
fluviais efêmeros foram retrabalhados pelo vento através de mecanismos de saltação e
rolamento sobre uma superfície deposicional plana ou quase plana, posteriormente recoberta
por novos ciclos fluviais.
4.2.5. Associação de fácies de dunas eólicas (DE)
Este grupo representa 7% dos testemunhos descritos e é composto pelas litofácies Axt-
E e Ama-E. Os pacotes com estratificação cruzada tabular (Foto 4.26) são compostos por
arenitos amarelados, acastanhados e marrom avermelhados, finos a médios, bem
selecionados, cujos grãos apresentam-se subarredondados. Por vezes, registra-se a presença de
concentrações calcíferas dispersas. Ocorrem associados aos depósitos fluviais efêmeros
(litofácies Axb e Ama), sendo que o pacote mais significativo possui espessura de 15 metros.
Possuem baixa argilosidade e há intervalos saturados com óleo, supostamente com boas
condições permo-porosas (Foto 4.27). Localmente, verificam-se lentes (0,5 a 2,0 cm)
compostas por grãos mais grossos (Foto 4.28), dando um indicativo de que ali atuaram
processos de queda de grãos.
Dentro dos pacotes dos arenitos da litofácies Axt-E ocorrem arenitos esverdeados e
avermelhados, finos a médios, bem selecionados, com aspecto maciço arranjados em pacotes
pouco espessos (em torno de 40 cm) que constituem as litofácies Ama-E (Foto 4.29). Quando
em contato com a litofácies Afd da associação de fácies fluvial efêmero apresenta alta
argilosidade, tanto concentrada em níveis como em forma de intraclastos.
81
Foto 4.26: Arenito exibindo estratificação
cruzada tabular (Axt-E).
Foto 4.28: Litofácies Axt-E exibindo lentes com
grãos mais grossos alternados com grãos mais
finos.
Foto 4.27: Litofácies Axt-E com níveis de
saturação de óleo.
Foto 4.29: Arenito com aspecto maciço da
litofácies Ama-E.
82
Interpretação
Dunas eólicas são formas de leito de grande porte e os depósitos da litofácies Axt-E
possuem estratos cruzados em alto ângulo (em torno de 30°). Esta organização interna,
alinhada aos aspectos texturais apresentados, sugerem uma associação de fácies de dunas
eólicas.
A migração de dunas eólicas resulta em estratificações cruzadas acanaladas e
tabulares, sendo evidentes nos testemunhos. Os pacotes maciços, intercalados aos
estratificados, podem ser resultado de processos pós-deposicionais ocasionados pela expulsão
da água dos poros dos sedimentos ainda inconsolidados. A ocorrência de lentes de fluxos e
queda de grãos evidenciada pela presença de grãos mais grossos arranjados em níveis
centimétricos, fortalece a ideia de que as litofácies Axt-E e Ama-E são registros de dunas
eólicas.
4.3. Sequências Deposicionais
As amostras disponíveis no presente estudo têm caráter limitado, não só pela
quantidade de testemunhos analisados, como também por sua própria natureza, pois este tipo
de amostra tem, essencialmente, caráter unidimensional. Todavia, buscou-se fazer uma
analogia com a cultura e o conhecimento atual sobre a Formação Sergi.
A partir das características composicionais, texturais, estruturais e das associações de
fácies interpretadas nos testemunhos do poço em estudo, foram limitadas as três sequências da
Formação Sergi, conforme os trabalhos de Scherer et al. (2005, 2007) e de Oliveira (2005).
A sequência III ocorre na porção superior do intervalo analisado e ocupa cerca de 7%
da Formação Sergi. Ocorre entre as profundidades de 196 e 219 metros. É constituída pela
associação de fácies fluvial efêmero (litofácies Axb e Ama).
A sequência II é marcada, principalmente, pelo aumento da granulometria e
organização interna dos estratos (Figura 4.2) e o contato com a unidade superior é abrupto
(Foto 4.30). Se estende até a profundidade de 251 metros, perfazendo um total de 11%. Esta
unidade é constituída pela associação de fácies fluvial entrelaçado perene.
A sequência I, posicionada na base da Formação Sergi, é a mais expressiva,
perfazendo cerca de 82% e ocorre até as profundidades finais do poço (465 metros). Seu
início foi marcado, principalmente, pela mudança na granulometria (diminuição), aumento
considerável da argilosidade e aparecimento de paleossolo e concreções calcíferas (Foto
83
4.31). Compreende as associações de fácies flúvio-lacustre, fluvial efêmero, de lençóis de
areia e de dunas eólicas.
Figura 4.2: Imagem do Anasete mostrando o intervalo compreendido pela Sequência II, cujos contatos superior e
inferior são abruptos marcados, principalmente, pelo aumento da granulometria e organização interna.
84
Foto 4.30: Conjunto de testemunhos que mostra a transição, linha vermelha, entre a sequência III (caixas 5 e 6) e a
sequência II (caixas 7 e 8).
85
Foto 4.31: Conjunto de testemunhos que mostra a transição, linha vermelha, entre a sequência II (caixa 1) e a
sequência I (caixas 2 e 3).
86
CAPÍTULO 5 - CONCLUSÕES
O trabalho realizado teve como finalidade a análise e interpretação paleoambiental de
243 metros de testemunhos da Formação Sergi amostrados no Campo de Dom João,
localizado na Bacia do Recôncavo.
Diante dos objetivos propostos e dos dados disponibilizados, pode ser concluído:
1) A Formação Sergi é composta, essencialmente, por arenitos com características
variadas, desde finos e argilosos a muito grossos e mal selecionados. As amostras analisadas
conseguem contemplar, de forma bem ilustrativa, a Formação Sergi, desde sua transição com
a Formação Aliança (Membro Capianga) até a sequência mais superior.
2) Com base em estudos realizados, foram observadas 13 litofácies que, quando
relacionadas geneticamente, nos indicam a presença de cinco associações de fácies, a saber:
flúvio-lacustre, fluvial efêmero, fluvial entrelaçado perene, lençóis de areia eólicos e dunas
eólicas.
3) Foram identificadas, nos testemunhos, as três sequências deposicionais na
Formação Sergi, em concordância com outros estudos sobre a unidade: a Sequência III ocorre
no topo e é composta por depósitos fluviais efêmeros, perfazendo 7%; a Sequência II é bem
evidenciada pelos arenitos grossos e ocupa 11%; e a Sequência I é caracterizada pela presença
de depósitos eólicos de dunas e lençóis de areia intercalados ao registro de sistemas fluviais
efêmeros, representando 82%.
4) Foi verificado que a Formação Sergi apresenta intervalos significativos,
visualmente identificados, com boas a excelentes condições permo-porosas, o que corrobora
com o seu potencial de reservatório.
5) A partir da análise do perfil litológico, é possível inferir as condições climáticas da
área durante o Neojurássico. Na base da sucessão, o registro da atividade eólica, associada aos
sedimentos depositados por canais fluviais efêmeros, indica condições áridas. A brusca
mudança das características texturais dos sedimentos sugere a presença de sistemas de canais
fluviais entrelaçados perenes da Sequência II, revelando condições climáticas menos áridas.
No topo do pacote, onde tem a presença de depósitos gerados por fluxos fluviais efêmeros,
haveria a restauração de clima árido.
87
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90
ANEXO – Análise Sequencial de Testemunhos (Anasete) do poço do Campo de
Dom João
