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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
CAIO OLIVEIRA NUNES
MAPEAMENTO DIGITAL TRIDIMENSIONAL DE DEPÓSITOS EÓLICOS E FLUVIAIS DA FORMAÇÃO SERGI, GEOSSÍTIO DO
CÂNION DO RIO SERGI, BACIA DO RECÔNCAVO, BAHIA
Salvador 2013
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CAIO OLIVEIRA NUNES
MAPEAMENTO DIGITAL TRIDIMENSIONAL DE DEPÓSITOS EÓLICOS E FLUVIAIS DA FORMAÇÃO
SERGI, GEOSSÍTIO DO CÂNION DO RIO SERGI, BACIA DO RECÔNCAVO, BAHIA
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: M.Sc. Flávio Miranda de Oliveira Co-orientador: Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite
Salvador 2013
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TERMO DE APROVAÇÃO
CAIO OLIVEIRA NUNES
Salvador, 27 de março de 2013
MAPEAMENTO DIGITAL TRIDIMENSIONAL DE DEPÓSITOS EÓLICOS E FLUVIAIS DA FORMAÇÃO
SERGI, GEOSSÍTIO DO CÂNION DO RIO SERGI, BACIA DO RECÔNCAVO, BAHIA
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
______________________________________________________________ 1º Examinador - M.Sc. Flávio Miranda de Oliveira - Orientador Petrobras ______________________________________________________________ 2º Examinador – Prof. M.Sc. Roberto Rosa da Silva Instituto de Geociências, UFBA/Petrobras ______________________________________________________________ 3º Examinador - M.Sc. Aglaia Trindade Brandão Petrobras
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AGRADECIMENTOS
Abnegação, renúncia, privação fizeram parte desta trajetória. Resignar-me diante
dos sacrifícios foi necessário. E o meu êxito não seria possível sem o apoio
incondicional das pessoas incríveis que me cercam. Pessoas essas que me ajudaram a
superar as dificuldades e a seguir em frente com a cabeça erguida, cada uma a seu
modo.
Por isso, agradeço aos meus pais, Ivo e Laura, meus alicerces, pelo amor e
carinho ofertados, sempre me dando forças para prosseguir.
À minha irmã, Ila, obrigado pelas trocas de ensinamentos sobre a vida, pelas
conversas alentadoras.
Agradeço à minha namorada, Larissa, sempre amiga e companheira, pelo amor e
dedicação. Tamanha foi sua compreensão durante essa árdua caminhada.
Meu muito obrigado também à minha família, Cyntia, Flaviano, Maria Alice,
Arnold, Alessandra, Arnóbio, Telma, Flávia, Paulinha, Nandinha, por concretizar o real
valor de família.
Agradeço ao Flávio, meu orientador (que durante esta caminhada se tornou mais
que mestre, um amigo), por me passar seus ensinamentos e compartilhar comigo seus
conhecimentos.
À empresa Petrobras, por me proporcionar a confecção deste trabalho, que foi
grande parte executado em suas instalações e sob seu patrocínio, e aos seus
funcionários, Carlson, Edson Medeiros, Paulo Milhomem, Rodrigo, Iara, Aline, Edson
Gomes, Iguatemi e ao gerente do setor de Sedimentologia e Estratigrafia, Márcio, meus
sinceros agradecimentos pela prestatividade, pelo ambiente agradável de trabalho e por
contribuírem com o meu crescimento e aprendizado.
Meu obrigado aos professores do Instituto de Geociências, Olívia, Osmário,
Roberto Rosa, Ângela, Augusto Minervino, Haroldo Sá, André Netto, Simone, por
fazerem do aluno sua obra-prima.
Agradeço aos meus amigos, Maria Clara, Deize, Túlio, Guigo, Muska, Drumond,
Pedro, Richards, Enaldo, Carlos, Huoya, Schindler, Du Cardoso, Nilson, Lucas, Fábio,
Vitinho, Alexandre Pinho, Carolzinha, Lore, Daniel, Paulão, Mário, por também
contribuírem para o meu crescimento profissional e pessoal e por me proporcionarem
momentos de alegria. Em especial ao Lucas Gontijo.
Sem mais circunlóquios, meu mais profundo “muito obrigado”!
5
"Um mês de laboratório pode muitas vezes poupar
uma hora de trabalho na biblioteca."
Frank Henry Westheimer
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RESUMO
Na borda sul-ocidental da Bacia do Recôncavo, a cerca de sete quilômetros a
noroeste da cidade de Santo Amaro da Purificação, Estado da Bahia, ocorre uma
feição geomorfológica denominada Cânion do Rio Sergi. Nesta área, afloram rochas
da Formação Sergi numa escarpa de aproximadamente 30 metros de altura, as
quais foram objeto de estudo.
Um mapeamento digital dessa exposição vertical foi feito com o uso da
tecnologia de laser scanner. A ferramenta afere precisamente o tempo de percurso
de feixes de laser ao refletirem em uma superfície. Em decorrência desta medida, é
possível determinar a distância entre a fonte emissora e o alvo. O produto da
varredura a laser é uma densa nuvem de pontos, cujo significado no espaço 3D é a
representação virtual do objeto iluminado.
Como base de estudo, foram avaliadas as características texturais e
genéticas das rochas aflorantes da área reconhecendo-se três associações de
fácies delimitadas por superfícies limítrofes, a saber: depósitos de dunas e
interdunas eólicas, de lençóis de areia eólicos e de fluxos fluviais efêmeros. O
padrão de empilhamento estratigráfico sugere dois ciclos sedimentares de
aridização ascendente.
Palavras-chave: Formação Sergi; Cânion do Rio Sergi; Laser Scanner; LIDAR;
Bacia do Recôncavo.
7
ABSTRACT
In the south-western edge of the Reconcavo Basin, about seven kilometers
northwest of the Santo Amaro city, State of Bahia, there is a geomorphological
feature called Sergi River Canyon. In this area, Sergi Formation rocks outcrops on a
cliff about 30 meters high, which were the object of study.
A vertical digital mapping of this exposure was made with the use of laser
scanner technology. The tool assesses precisely the travel time of the laser beams
reflect on a surface. As a result of this measure, it is possible to determine the
distance between the emission source and the target. The product of laser scanning
is a dense cloud of points in 3D space whose meaning is the virtual representation of
the object illuminated.
As a basis of study, it was evaluated the genetic and textural characteristics of
rocks outcropping in the area. There were recognizing three facies associations
limited by bounding surfaces, herein named: dunes and interduna aeolian deposits,
aeolian sand sheets and ephemeral fluvial package. The stratigraphic stacking
pattern suggests two sedimentary cycles of drying upward.
Key-words: Sergi Formation; Sergi River Canyon; Laser Scanner; LIDAR;
Reconcavo Basin.
8
LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1: Localização do sistema de riftes intracontinentais Recôncavo-Tucano-
Jatobá (Dias Filho, 2002, apud Oliveira, 2005). ....................................................... 16
Figura 1.2: Limites e orientação geral NE-SW da Bacia do Recôncavo (Santos, 1998,
apud Oliveira, 2005). ................................................................................................. 17
Figura 1.3: Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo com destaque para a
Formação Sergi. (Silva et. al., 2007). ........................................................................ 19
Figura 1.4: Nuvem de pontos gerada através do escaneamento feito em duas cenas
(Petrobras/UO-BA/EXP). ........................................................................................... 22
Figura 1.5: Imagem digital final processada do afloramento de estudo, adquirida pelo
laser scanner (Petrobras/UO-BA/EXP). .................................................................... 22
Figura 1.6: Mapa de localização do Cânion do Rio Sergi (Petrobras/UO-BA/EXP). . 24
Figura 2.1: Seção geológica esquemática NW-SE, ilustrando a morfologia de meio-
graben da Bacia do Recôncavo, cujo depocentro situa-se a leste (Milhomem et al.,
2003). ........................................................................................................................ 26
Figura 2.2: Domínios estruturais do embasamento em torno do sistema de riftes
Recôncavo-Tucano-Jatobá (modificado de Magnavita, 1992, 1996, apud
Nascimento, 2012). ................................................................................................... 27
Figura 2.3: Carta Estratigráfica da Bacia do Recôncavo proposta por Caixeta et al.
com destaque para a Formação Sergi (Caixeta et al., 1994, apud Oliveira, 2005). .. 28
Figura 2.4: Modelo deposicional para a seção Pré-Rifte da Bacia do Recôncavo,
abrangendo as formações Afligidos, Aliança e Sergi (modificado de Medeiros &
Ponte, 1981, apud Gontijo, 2011). ............................................................................. 31
Figura 2.5: Modelo deposicional de seção sin-rifte fazendo alusão à deposição da
Formação Taquipe (Figueiredo et al , 1994, apud Gontijo, 2011). ............................ 33
Figura 2.6: Arcabouço geotectônico do embasamento marginal ao rifte
intracontinental Recôncavo-Tucano-Jatobá (Magnavita, 1992, editado por Costa et
al., 2003, apud Oliveira, 2005). ................................................................................. 35
Figura 2.7: (a) Mapa tectônico simplificado da Bacia do Recôncavo com as principais
estruturas rúpteis associadas. A porção sul da Falha de Mata-Catu e a Falha de
Itanagra-Araçás conectam-se com a Falha de Salvador, enquanto que a porção
norte da Falha de Mata-Catu conecta-se com a Falha de Tombador. (b) Seções
geológicas mostrando a posição da borda falhada da Bacia do Recôncavo. (c)
9
Seção ao longo do strike da Falha de Salvador. A Falha da Barra é o limite sul da
Bacia do Recôncavo (Destro et al., 2003, apud Gontijo, 2011). ................................ 36
Figura 2.8: Bloco diagrama esquemático de uma falha de transferência (Destro et al.,
2003, apud Gontijo, 2011). ........................................................................................ 37
Figura 2.9: Reconstituição paleogeográfica do panorama onde se depositou a
Formação Sergi (Garcia, 1991, apud Oliveira, 2005). ............................................... 40
Figura 2.10: Seção estratigráfica longitudinal, S-N, na área de ocorrência da
Formação Sergi (Modificado de Netto et al., 1982, apud Oliveira, 2005). ................. 42
Figura 3.1: Esquema mostrando as janelas de varredura vertical e horizontal do
Laser Scanner (Freire, 2006). ................................................................................... 46
Figura 3.2: Exemplos de targets (Freire, 2006). ........................................................ 47
Figura 3.3: 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 (Scherer, 2004). ...................................................................... 49
Figura 3.4: Quatro estágios do desenvolvimento de um ventifacto. O clasto torna-se
um ventifacto entre o estágio A e B (Scherer, (2004). ............................................... 50
Figura 3.5: Os três tipos básicos de transporte eólico: arrasto, saltação e suspensão
(Modificado de Silva, 2009, apud Nascimento, 2012). .............................................. 51
Figura 3.6: O diagrama de Hjulström mostra a relação entre a velocidade do fluxo e
o transporte de grãos inconsolidados (Nichols, 2009). .............................................. 52
Figura 3.7: Modelo exemplificando o ponto onde ocorre a separação do fluxo e a
região de deposição do grão após perder momentum (Nichols, 2009). .................... 53
Figura 3.8: Modelo geral sobre a atuação dos processos de queda de grãos, fluxo
de grãos e cavalgamento (Nichols, 2009). ................................................................ 54
Figura 3.9: (superior) Distribuição dos depósitos em uma duna eólica. (inferior)
Seções horizontal e transversal ao fluxo de vento mostrando as estratificações
eólicas internas à duna (Hubin, 1977, apud Scherer, 2004). .................................... 55
Figura 3.10: Representação esquemática de acumulação eólica. A acumulação
acontece quando o balanço sedimentar é positivo (Kocurek e Havholm, 1993, apud
Oliveira, 2005). .......................................................................................................... 56
Figura 3.11: Principais elementos que controlam a acumulação e preservação de
sedimentos em sistemas eólicos secos (Kocurek & Havholm, 1993, apud Oliveira,
2005). ........................................................................................................................ 57
10
Figura 3.12: Principais características de sistemas eólicos secos (Scherer, 2004). . 57
Figura 3.13: Principais características de sistemas eólicos úmidos (Scherer, 2004).58
Figura 3.14: Representação esquemática dos conceitos de acumulação e
preservação eólicas (Kocurek & Havholm, 1993, apud Oliveira, 2005). .................... 60
Figura 3.15: Variações das zonas de interdunas de acordo com o nível de saturação
de areia (Wilson, 1971, apud Scherer, 2004). ........................................................... 62
Figura 3.16: Cavalgamento de marcas onduladas eólicas (Hubin, 1977, apud
Scherer, 2004). .......................................................................................................... 65
Figura 3.17: Modelo de formação de superfícies limítrofes pelo cavalgamento e
migração de dunas eólicas (Kocurek, 1991, apud Scherer, 2004). ........................... 67
Figura 3.18: As partículas se movimentam num fluxo por rolamento ou saltação,
configurando o processo de transporte por carga de fundo (Nichols, 2009). ............ 70
Figura 3.19: Modelo de formação de dunas 2D (com cristas retas) e 3D (com cristas
sinuosas) ( Nichols, 2009). ........................................................................................ 71
Figura 3.20: Gráfico de velocidade do fluxo versus tamanho de grãos mostrando o
campo de estabilidade de formas de leito arenosas (Ashley, 1990, apud Scherer,
2004). ........................................................................................................................ 72
Figura 3.21: Partículas sendo movimentadas em suspensão, configurando o
processo de transporte por carga de suspensão (Nichols, 2009). ............................ 73
Figura 3.22: Perfil de equilíbrio de sistemas fluviais correspondente ao nível de base
estratigráfico em sucessões aluviais (Modificado de Dalrymple et al , 1998, apud
SCHERER, 2004). ..................................................................................................... 74
Figura 3.23: Modelo hipotético destacando a criação de espaço de acomodação
resultante de uma subida do perfil de equilíbrio (Modificado de Dalrymple et al,1998,
apud SCHERER, 2004). ............................................................................................ 74
Figura 3.24: (a) Em contextos onde o gradiente da plataforma é maior que o
gradiente do perfil de equilíbrio fluvial, poderá ocorrer erosão e formação de vales
incisos. (b) Nos casos onde o declive da plataforma for igual à inclinação do perfil de
equilíbrio ocorrerá pouca incisão, dominando o bypassing de sedimentos. (c)
Quando a inclinação da plataforma é menor que o perfil de equilíbrio, ocorrerá
deposição de sedimentos (Posamentier et al., 1992, apud Oliveira, 2005). .............. 75
Figura 3.25: Tipos morfológicos básicos de canais fluviais ( Modificado de Miall,
1977, apud Santana, 2012). ...................................................................................... 76
11
Figura 3.26: Variações na tipologia dos canais fluviais com base na carga
sedimentar transportada (Scherer, 2004). ................................................................. 77
Figura 3.27: Modelo deposicional genérico de uma barra em pontal. A seção colunar
mostra uma sucessão vertical de fácies idealizada para um sistema fluvial
meandrante (Modificado de Galloway & Hobday, 1995, apud Scherer, 2004). ......... 79
Figura 4.1: Imagem adquirida pelo laser scanner e interpretada, evidenciando as
superfícies limítrofes de 1ª ordem, de 2ª ordem, a sand-drift surface, as associações
de fácies e os ciclos de aridização ascendente (modificado de Petrobras/UO-
BA/EXP). ................................................................................................................... 94
12
LISTA DE FOTOS
Foto 1.1: Imagem de todo o afloramento, em perfil. .................................................. 24
Foto 3.1: Laser Scanner modelo ScanStation C10 da Leica Geosystems. ............... 45
Foto 4.1: Estratificação cruzada acanalada. ............................................................. 85
Foto 4.2: Fluxo de grãos e laminação transladante cavalgante. ............................... 85
Foto 4.3: Superfície de interduna demarcada pela linha vermelha. .......................... 85
Foto 4.4: Estratificações cruzadas acanaladas (no topo), características de dunas
eólicas e de baixo ângulo (na base), típicas de depósitos de lençóis eólicos. .......... 88
Foto 4.5: Vista geral do afloramento estudado com destaque para os depósitos de
lençol de areia eólicos (visada para S). ..................................................................... 89
Foto 4.6: Destaque para os depósitos de fluxos fluviais efêmeros na base do
afloramento. .............................................................................................................. 91
Foto 4.7: Estratificação cruzada de baixo ângulo ressaltada pelos níveis pelíticos. . 91
Foto 4.8: Intraclastos e níveis lamosos. .................................................................... 92
13
LISTA DE TABELAS
Tabela 4.1: Principais características descritivas e processos genéticos dos
sedimentos da Formação Sergi, Cânion do Rio Sergi. .............................................. 83
14
SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO .................................................................................................... 16
1.1 OBJETIVOS ...................................................................................................... 20
1.2 JUSTIFICATIVAS ............................................................................................. 20
1.3 METODOLOGIA DE TRABALHO ..................................................................... 20
1.3.1 Pesquisa Bibliográfica ................................................................................ 20
1.3.2 Aquisição de Dados ..................................................................................... 21
1.3.3 Tratamento de Dados .................................................................................. 23
1.4 LOCALIZAÇÃO DA ÁREA E O OBJETO DE ESTUDO .................................... 23
2 GEOLOGIA REGIONAL...................................................................................... 25
2.1 BACIA DO RECÔNCAVO ................................................................................. 25
2.1.1 A Bacia do Recôncavo e o seu Embasamento.......................................... 26
2.1.2 Arcabouço Estratigráfico ............................................................................ 27
2.1.3 Arcabouço Estrutural e Geotectônico ....................................................... 34
2.2 FORMAÇÃO SERGI ......................................................................................... 37
3 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA .......................................................................... 43
3.1 A TECNOLOGIA LIDAR E O LASER SCANNER ............................................. 43
3.1.1 Tecnologia LIDAR ........................................................................................ 43
3.1.2 Laser Scanner .............................................................................................. 44
3.2 SISTEMAS EÓLICOS ....................................................................................... 48
3.2.1 Processos Eólicos ....................................................................................... 48
3.2.2 Morfologia das Acumulações Eólicas ........................................................ 60
3.2.3 Superfícies Limítrofes ................................................................................. 65
3.3 SISTEMAS FLUVIAIS ....................................................................................... 68
3.3.1 Processos Erosivos ..................................................................................... 68
3.3.2 Processos de Transporte e Deposição ...................................................... 68
15
3.3.3 Acumulação em Sistemas Fluviais ............................................................ 73
3.3.4 Classificação dos Canais Fluviais.............................................................. 75
3.3.5 Rios Efêmeros .............................................................................................. 80
4 ANÁLISE E INTERPRETAÇÃO DOS DEPÓSITOS EÓLICOS E FLUVIAIS DA FORMAÇÃO SERGI - GEOSSÍTIO DO CÂNION DO RIO SERGI ........................... 82
4.1 ASSOCIAÇÃO DE FÁCIES SEDIMENTARES ................................................. 82
4.1.1 Associação de Fácies de Dunas e Interdunas Eólicas (E1) ..................... 84
4.1.2 Associação de Fácies de Lençóis de Areia Eólicos (E2) ......................... 88
4.1.3 Associação de Fácies de Fluxos Fluviais Efêmeros (F1) ......................... 90
4.2 MODELO GEOLÓGICO E AS IMAGENS LASER SCANNER .......................... 93
5 CONCLUSÕES ................................................................................................... 97
6 REFERÊNCIAS ................................................................................................... 98
16
1 INTRODUÇÃO
O presente trabalho consistiu na execução de um mapeamento digital do
principal reservatório de hidrocarbonetos da Bacia do Recôncavo, a Formação Sergi,
a partir de uma tecnologia emergente no mercado e que vem sendo incorporada
gradativamente ao processo de mapeamento digital de afloramentos denominada de
Lidar (Light Detection and Ranging), com o uso de equipamento ScanStation C10,
desenvolvido pela Leica Geosystems.
A Bacia do Recôncavo está localizada no centro-leste do Estado da Bahia
(Figura 1.1), ocupando cerca de 11.500km2. Seus limites são representados pelo
Alto de Aporá, a norte e noroeste; 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) (SILVA et. al., 2007).
Figura 1.1: Localização do sistema de riftes intracontinentais Recôncavo-Tucano-Jatobá (Dias Filho, 2002, apud Oliveira, 2005).
17
Figura 1.2: Limites e orientação geral NE-SW da Bacia do Recôncavo (Santos, 1998, apud Oliveira, 2005).
A Bacia do Recôncavo constitui parte de um rifte intracontinental abortado
originado a partir de esforços distensionais responsáveis pela ruptura do
Supercontinente Godwana durante o Cretáceo Inferior e que promoveu a abertura
do Oceano Atlântico. Sua orientação geral segue o trend NE-SW, sendo a sua
configuração de meio-graben (SILVA et. al., 2007).
18
Neste contexto, a Formação Sergi, inserida no Grupo Brotas juntamente com
a Formação Aliança, foi depositada durante a fase pré-rifte de evolução da Bacia do
Recôncavo no final do Jurássico (Figura 1.3). Compreende depósitos de origem
flúvio-eólica-lacustre, englobando arenitos finos a conglomeráticos (SCHERER et.
al., 2005, 2007). Trata-se de uma unidade presente em toda a Bacia do Recôncavo
e constitui o seu principal reservatório em termos de extensão e importância. Em
superfície, porém, sua ocorrência é restrita às bordas norte e oeste. A espessura
máxima está em torno de 450m, com os estratos basculados regionalmente para
leste.
Scherer et. al. (2005) subdividiram a Formação Sergi em três sequências
deposicionais separadas por discordâncias. A sequência I é composta
dominantemente por depósitos fluviais efêmeros e eólicos, compreendendo arenitos
finos a médios, com estratificações cruzadas, plano-paralelas e maciços. A
sequência II consiste em arenitos grossos a conglomeráticos com estratificações
acanaladas a planares, sendo associada à sedimentação fluvial com morfologia
entrelaçada. Por fim, a sequência III é representada por arenitos finos a médios, com
marcas onduladas eólicas intercalados por arenitos maciços e com estratificação
plano-paralela e, mais raramente, acanalada, interpretados como o registro de
inundações fluviais em lençol.
19
Figura 1.3: Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo com destaque para a Formação Sergi. (Silva et. al., 2007).
20
1.1 OBJETIVOS
A monografia que aqui se segue teve como objetivo geral a elaboração de
modelos determinísticos de afloramentos da Formação Sergi, que ocorrem no
Cânion do Rio Sergi, porção sudoeste da Bacia do Recôncavo, próximo à cidade de
Santo Amaro, BA.
Os principais objetivos específicos compreenderam:
i) Identificar litologias, estruturas e texturas sedimentares;
ii) Caracterizar as associações faciológicas;
iii) Identificar os ambientes deposicionais;
1.2 JUSTIFICATIVAS
A aplicação de novas tecnologias vem auxiliando o desenvolvimento de várias
áreas da ciência inclusive a Geologia. O Laser Scanner é utilizado para imagear
superfícies criando malhas de pontos em três dimensões (SLOB & HACK, 2004) e é
aplicado, principalmente, na engenharia e na arquitetura.
A importância deste trabalho é demonstrar a utilidade do Laser Scanner para a
análise estrutural e estratigráfica de afloramentos, assim como contribuir para o
acervo de estudos sobre esta tecnologia – que ainda tem grande carência no Brasil
– e sobre reservatórios da Bacia do Recôncavo.
1.3 METODOLOGIA DE TRABALHO
A metodologia de trabalho utilizada para a realização desta obra foi dividida em
três etapas: pesquisa bibliográfica, aquisição de dados e tratamento de dados.
1.3.1 Pesquisa Bibliográfica
21
Esta etapa consistiu no estudo de textos relacionados à Bacia do Recôncavo,
sistemas deposicionais fluviais e eólicos, Formação Sergi, bem como na revisão
bibliográfica dos assuntos propostos em livros, dissertações e revistas, e perdurou
até a finalização do trabalho.
1.3.2 Aquisição de Dados
Para esta etapa do trabalho, foram realizados levantamentos por varredura a
laser das rochas aflorantes da Formação Sergi no Geossítio do Cânion do Rio Sergi,
porção sudoeste da Bacia do Recôncavo. Para isso, foi utilizado o equipamento de
modelo ScanStation C10, desenvolvido pela Leica Geosystems.
A imagem espacial georeferenciada gerada com o laser scanner ScanStation
C10 teve como alvo o afloramento em questão. Cada medida foi adquirida
individualmente em duas tomadas de cena. Com a reunião de todos os pontos
adquiridos ao final do escaneamento, foi gerada uma nuvem de pontos, onde cada
ponto possui coordenadas x, y e z, configurando, assim, a base da modelagem
tridimensional de superfícies, como mostrado na figura 1.4.
As duas estações de registro, cena 1 e cena 2, contêm juntas cerca de
6.000.000 de pontos. As cenas foram integradas em um arquivo único num processo
chamado “registro de cenas”. Este procedimento agrupou todas as informações
adquiridas em um sistema de coordenadas no espaço 3D, vinculando de forma
precisa, todas as duas nuvens de pontos tridimensionais do levantamento. O
resultado foi uma imagem digital semelhante a uma fotografia, porém com altíssimas
precisão e resolução (Figura 1.5).
22
Figura 1.4: Nuvem de pontos gerada através do escaneamento feito em duas cenas (Petrobras/UO-BA/EXP).
Figura 1.5: Imagem digital final processada do afloramento de estudo, adquirida pelo laser scanner (Petrobras/UO-BA/EXP).
Nessa etapa, também estão inseridas a análise e interpretação das principais
feições sedimentológicas. A descrição das rochas foi feita de acordo com a sua
litologia, textura, estruturas, fácies e ambientes deposicionais, conforme padrão e
recursos tecnológicos adotados pela Petrobras.
23
Em campo, foram feitas análises de fácies a fim de caracterizá-las. A
identificação das litofácies e as suas devidas interpretações foram realizadas com a
observação do afloramento fundamentada nos conceitos sedimentológicos.
Entretanto, devido ao tamanho vertical do afloramento (cerca de 30 metros), as
litofácies situadas em grandes alturas necessitaram ser inferidas. Essa inferência foi
feita baseada nos afloramentos localizados na borda oposta do cânion em
correspondente nível altimétrico, porém acessíveis, que serviram como litofácies
homólogas.
O levantamento digital, o reconhecimento dos depósitos e a aquisição das
fotografias de detalhe se estenderam por quatro campanhas de campo no período
de junho a outubro do ano de 2012.
1.3.3 Tratamento de Dados
Nesta terceira e última etapa, os dados adquiridos foram processados por um
software específico à proposta, principalmente no que diz respeito à edição das
imagens.
1.4 LOCALIZAÇÃO DA ÁREA E O OBJETO DE ESTUDO
A área escolhida para aquisição dos dados e estudo situa-se no Geossítio do
Cânion do Rio Sergi, na porção sudoeste da Bacia do Recôncavo (na sua borda
flexural), próximo à cidade de Santo Amaro da Purificação, BA (Figura 1.6). Lá
afloram rochas da Formação Sergi relativas à sua porção basal correspondente aos
depósitos eólicos – por vezes alguma influência fluvial.
O afloramento objeto de estudo situa-se em uma das paredes de um vale, que
tem a geomorfologia de um cânion, escavado pelo Rio Sergi supostamente durante
o Terciário (Bonow et al, 2009), o qual é cortado pela linha de trem que também
cruza a cidade de Santo Amaro, e tem aproximadamente trinta metros de altura e
cento e cinquenta metros de comprimento (Foto 1.1).
24
Figura 1.6: Mapa de localização do Cânion do Rio Sergi (Petrobras/UO-BA/EXP).
Foto 1.1: Imagem de todo o afloramento, em perfil.
34,5 m
25
2 GEOLOGIA REGIONAL
Há cerca de 120 milhões de anos, no Cretáceo inferior, mais precisamente no
Aptiano, houve a ruptura do supercontinente Gondwana, marcada pelo surgimento
de riftes abortados (i. e. aulacógenos) na região emersa intracontinental. O sistema
de riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá destaca-se no nordeste, onde estas três bacias
são separadas entre si por altos/arcos do embasamento (PEDREIRA et al., 2003).
Esse sistema de riftes configura um conjunto de semigrabens de direção NE-SW
na Bacia do Recôncavo, rotacionando para N-S na Bacia do Tucano, e depois,
abruptamente orientado para ENE-WSW na Bacia do Jatobá, ocupando uma área
total de 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 continental entre o Jurássico Médio (~ 165 Ma) e o Cretáceo
Inferior (~ 115 Ma) (ABRAHÃO & WARMER, 1990, apud MILHOMEM et al., 2003).
Um modelo de rifteamento duplo, baseado em dois eventos tectônicos sin-rifte,
foi proposto por Magnavita (1992, apud Magnavita et al., 2005). Segundo ele, no
primeiro evento tectônico houve a distensão na direção E-W do rifte Recôncavo-
Tucano-Jatobá durante o Berriasiano. Já o segundo evento está relacionado à
propagação da abertura do Atlântico Sul, com distensão na direção NW-SE.
2.1 BACIA DO RECÔNCAVO
A Bacia do Recôncavo está localizada no centro-leste do Estado da Bahia,
ocupando cerca de 11.500km2. Está orientada segundo a direção NE-SW e seus
limites são representados pelo Alto de Aporá, a norte e noroeste; pelo Sistema de
Falhas da Barra, a sul; pelo Sistema de Falhas de Salvador, a leste; e pela Falha de
Maragogipe, a oeste (SILVA et. al., 2007).
O processo de estiramento crustal que resultou na fragmentação do Gondwana
e abertura do Oceano Atlântico deu origem à Bacia do Recôncavo. Esforços
distensionais atuaram sobre o embasamento pré-cambriano da bacia, resultando em
uma arquitetura básica de meio-graben (Figura 2.1) com orientação NE-SW e
depocentro a leste. Sua borda flexural encontra-se a oeste e sua borda falhada
26
(Sistema de Falhas de Salvador) a leste, com rejeito de cerca de 6km (MILHOMEM
et al., 2003).
Figura 2.1: Seção geológica esquemática NW-SE, ilustrando a morfologia de meio-graben da Bacia do Recôncavo, cujo depocentro situa-se a leste (Milhomem et al., 2003).
2.1.1 A Bacia do Recôncavo e o seu Embasamento
Segundo Silva et al. (2007), o embasamento cristalino sotoposto aos
sedimentos que preencheram a Bacia do Recôncavo tem idade pré-cambriana e é
composto por gnaisses, granulitos e migmatitos de idades arqueana a
paleoproterozoica, compondo o Bloco Serrinha, a oeste e norte; cinturões Itabuna-
Salvador-Curaçá, a oeste-sudoeste; e Salvador-Esplanada, a leste-nordeste (Figura
2.2). Segundo Uhlein et al. (2011) 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.
27
Figura 2.2: Domínios estruturais do embasamento em torno do sistema de riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá (modificado de Magnavita, 1992, 1996, apud Nascimento, 2012).
2.1.2 Arcabouço Estratigráfico
Adotou-se neste trabalho a carta estratigráfica proposta por Caixeta et al.
(1994) (Figura 2.3), por uma questão de melhor visualização do empilhamento
estratigráfico em comparação à versão mais recente (proposta por Silva et al., 2007)
e por não ter havido modificações no que tange a seção estudada (pré-rifte).
Os depósitos sedimentares preservados na Bacia do Recôncavo datam desde
o Permiano (Era Paleozóica) até o Quaternário (Era Cenozóica). À vista disso,
para um melhor entendimento, organizou-se os principais aspectos
litoestratigráficos da Bacia de acordo com a idade geológica e ordem cronológica
dos eventos.
28
Figura 2.3: Carta Estratigráfica da Bacia do Recôncavo proposta por Caixeta et al. com destaque para a Formação Sergi (Caixeta et al., 1994, apud Oliveira, 2005).
29
2.1.2.1 Era Paleozoica
De acordo com Caixeta et al. (1994), os sedimentos paleozoicos estão
agrupados nos Membros Pedrão (inferior) e Cazumba (superior) e são pertencentes
à Formação Afligidos.
O Membro Pedrão é constituído por arenitos com granulometria fina a muito
fina, coloração cinza-claro a bege, apresentando feições que sugerem
retrabalhamento por ondas, intercalados 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) à
lacustre (Membro Cazumba).
2.1.2.2 Era Mesozoica
Durante o espaço temporal do Mesozoico, houve a deposição da quase
totalidade dos sedimentos que hoje configuram a Bacia do Recôncavo. Para se
estabelecer uma melhor compreensão deste tópico, dividiu-se, portanto, as
sequências depositadas nas fases pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte.
Baseado no conteúdo de ostracodes não-marinhos, Viana et al. (1971, apud
Oliveira, 2005) propuseram seis unidades cronoestratigráficas para a Bacia do
Recôncavo, os andares Dom João, Rio da Serra, Aratu, Buracica, Jiquiá e Alagoas.
2.1.2.2.1 Fase Pré-Rifte
Esta fase compreende os andares Dom João ao Rio da Serra Inferior,
equivalentes às Idades Tithoniana à Berriasiana.
Segundo Milhomem et al. (2003), a sedimentação nesta fase ocorreu no início
da flexura da crosta continental que originou o sistema de riftes, e é representada
30
por ciclos flúvio-eólicos que se intercalam com sistemas lacustres transgressivos. É
composta pelos membros Boipeba e Capianga da Formação Aliança e pelas
Formações Sergi, Itaparica e Água Grande (Figura 2.4).
Segundo Caixeta et al. (1994), a Formação Aliança, que possui contato
discordante com a sequência sotoposta (Formação Afligidos), foi depositada por
sistemas flúvio-lacustres em clima árido e abrange os Membros Boipeba e
Capianga. O Membro Boipeba é representado por arenitos arcóseos com coloração
marrom avermelhada, granulometria fina a média e estratificação cruzada, enquanto
que o Membro Capianga é constituído por pelitos 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 pelitos vermelhos a cinza-esverdeados. Tais arenitos são
interpretados como sendo depositados por sistemas fluviais e eólicos.
A Formação Itaparica está depositada concordantemente sobre a Formação
Sergi, sendo constituída por pelitos de cores marrom a cinza-oliva com raras
intercalações de arenitos finos. É, portanto, interpretada como sendo formada em
ambiente lacustre com pequenas incursões fluviais e algum registro de
sedimentação eólica.
A Formação Água Grande, que se encontra em contato discordante com a
Formação Itaparica, é representada por arenitos finos a grossos, cinza-claro a
esverdeado e estratificação cruzada acanalada. Esta unidade foi depositada por
sistemas fluviais e eólicos (CAIXETA et al., 1994).
31
Figura 2.4: Modelo deposicional para a seção Pré-Rifte da Bacia do Recôncavo, abrangendo as formações Afligidos, Aliança e Sergi (modificado de Medeiros & Ponte, 1981, apud Gontijo, 2011).
2.1.2.2.2 Fase Sin-Rifte
Esta fase se estende do Andar Rio da Serra Inferior ao Andar Jiquiá
(Berriasiano Inferior ao Aptiano Inferior).
Segundo Silva et al. (2007), o início da fase sin-rifte está marcado por uma
importante mudança climática (de árido para úmido), com o desenvolvimento de um
lago profundo, compreendendo as formações Candeias, Maracangalha, Marfim,
Pojuca, Taquipe, São Sebastião e Salvador.
Segundo Magnavita et al. (2005), a fase sin-rifte é marcada, sumariamente, por
dois sistemas progradantes. O principal sistema corresponde à deposição de
sedimentos de origem flúvio-deltaico-lacustres, compostos por pelitos prodeltaicos e
arenitos turbidíticos, inseridos em posição longitudinal a oblíqua à Bacia do
Recôncavo, oriundos da Bacia do Tucano. O sistema secundário compreendeu
leques conglomeráticos provenientes da erosão da borda falhada a leste, inseridos
transversalmente ao eixo maior da Bacia.
32
A Formação Candeias, depositada discordantemente sobre a Formação Água
Grande, é constituída por pelitos escuros, compreendendo o Membro Tauá, e
folhelhos e lamitos cinza-esverdeados intercalados com camadas de calcilutito e de
arenitos turbidíticos, que abrangem o Membro Gomo (MLHOMEM et al., 2003).
A Formação Maracangalha possui contato basal discordante com a Formação
Candeias e se caracteriza por pelitos cinza-escuros e espessos pacotes de arenitos
maciços e fluidizados relacionados a processos gravitacionais subaquosos 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. É constituída por arenitos com
granulometria fina a média, bem selecionados, cinza-claros, apresentando
intercalações com pelitos cinza esverdeados (VIANA et al., 1971, apud CAIXETA et
al., 1994). O Membro Catu faz parte desta Formação.
A Formação Pojuca está sobreposta à Formação Marfim e é constituída por
intercalações de arenitos cinza muito finos a médios, folhelhos e lamitos 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 (Figura 2.5) é composta por folhelhos e lamitos cinza com
lentes de arenitos muito finos e maciços, além de siltitos e, subordinadamente,
conglomerados, margas e calcarenitos ostracodais. Esta sequência corresponde a
uma feição erosiva em forma de cânion alongada na direção norte-sul e está
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 (NETTO et al., 1984, apud CAIXETA et
al., 1994).
33
Figura 2.5: Modelo deposicional de seção sin-rifte fazendo alusão à deposição da Formação Taquipe (Figueiredo et al , 1994, apud Gontijo, 2011).
A Formação São Sebastião, depositada por sistemas fluviais, deltaicos e
lacustres que encerram o assoreamento da Bacia do Recôncavo, é constituída por
arenitos com granulometria grossa, amarelo-avermelhado e intercalações de argila
síltica (CAIXETA et al., 1994).
A Formação Salvador é caracterizada por conglomerados 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).
2.1.2.2.3 Fase Pós-Rifte
A fase pós-rifte corresponde ao Andar Alagoas, que se estende do Aptiano ao
Albiano Inferior.
Segundo Magnavita et al. (2005), nesta etapa houve a deposição da
Formação Marizal, composta por depósitos aluviais de conglomerados, arenitos e,
subordinadamente, pelitos e calcários. Ela se estabeleceu devido à geração do
34
espaço de acomodação em resposta à subsidência térmica posterior ao estágio pós-
rifte. Esta fase é separada da anterior (sin-rifte) por uma discordância angular.
2.1.2.3 Era Cenozoica
Segundo Magnavita et al. (2005), durante o Mesoalbiano (Cretáceo) e Eoceno
(Paleógeno) não há registros estratigráficos preservados na Bacia do Recôncavo.
Entretanto, na Época Miocênica (Neógeno), ocorreu uma ingressão marinha próxima
à atual linha de costa (restrita à porção leste da Bacia do Recôncavo), ocasionando
a deposição da Formação Sabiá, que se constitui de pelitos cinza-esverdeados e
calcários impuros ricos em foraminíferos.
Segundo Silva et al. (2007), sobreposto à Formação Sabiá depositou-se o
Grupo Barreiras, constituído por arenitos com granulometria grossa e estratificação
cruzada, associados a leques aluviais, e de Idade Pliocênica.
No Quaternário, os depósitos basicamente se restringem à sedimentação
litorânea e aluvionar (Pleistocênicas e Holocênicas).
2.1.3 Arcabouço Estrutural e Geotectônico
O arcabouço geotectônico da Bacia do Recôncavo reflete os elementos
estruturais do substrato sobre o qual se implantou o rifte, ou seja, sobre o Cráton do
São Francisco (Figura 2.6). É constituído por um sistema de falhas normais,
longitudinais ao eixo maior 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.
35
Figura 2.6: Arcabouço geotectônico do embasamento marginal ao rifte intracontinental Recôncavo-Tucano-Jatobá (Magnavita, 1992, editado por Costa et al., 2003, apud Oliveira, 2005).
A arquitetura estrutural da Bacia do Recôncavo é complementada, ainda, por
falhas de transferência, transversais ao eixo mais alongado do rifte, ocasionando a
compartimentação de blocos. Por sua vez, essas falhas 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 Nordeste (MILANI, 1985,
apud OLIVEIRA, 2005). Esta configuração estrutural pode ser visualizada no mapa
simplificado apresentado na figura 2.7.
36
Figura 2.7: (a) Mapa tectônico simplificado da Bacia do Recôncavo com as principais
estruturas rúpteis associadas. A porção sul da Falha de Mata-Catu e a Falha de Itanagra-Araçás conectam-se com a Falha de Salvador, enquanto que a porção norte da Falha de Mata-Catu conecta-se com a Falha de Tombador. (b) Seções geológicas mostrando a posição da borda falhada da Bacia do Recôncavo. (c) Seção ao longo do strike da Falha de Salvador. A Falha da Barra é o limite sul da Bacia do Recôncavo (Destro et al., 2003, apud Gontijo, 2011).
37
A figura 2.8 mostra um bloco diagrama esquemático que exemplifica a
formação de zonas de acomodação longitudinais, denominadas de falhas de
transferência.
Figura 2.8: Bloco diagrama esquemático de uma falha de transferência (Destro et al., 2003, apud Gontijo, 2011).
2.2 FORMAÇÃO SERGI
Segundo Scherer et al. (2005), os arenitos da Formação Sergi compõem os
reservatórios de maior extensão e importância da Bacia do Recôncavo, abrangendo
um volume original de óleo in place de 362 milhões de m³. A Formação Sergi é
composta por depósitos fllúvio-lacustre-eólicos acumulados em uma ampla bacia
intracratônica, cujas dimensões ultrapassavam a sua ocorrência geográfica atual, e
se estende pelas bacias do Recôncavo, Tucano, Jatobá, Camamu e Almada
(OLIVEIRA, 2005).
38
A Formação Sergi, juntamente com a Formação Aliança, e sobreposta a ela de
forma concordante, está inserida no Grupo Brotas. Sua espessura máxima está em
torno de 450 metros (CAIXETA et al., 1994).
De acordo com Oliveira (2005), a acumulação da Formação Sergi ocorreu
durante o estágio pré-rifte. Sua deposição ocorreu ao final do Jurássico, e, segundo
a cronoestratigrafia local, corresponde ao Andar Dom João.
Ainda segundo Oliveira (2005), em 1949, observando os afloramentos a oeste
da cidade de Santo Amaro da Purificação, no vale do Rio Sergi (onde se encontra a
seção-tipo da unidade), Barnes e Luz (1949) foram os pioneiros a subdividirem o
que antigamente chamava-se “Membro Sergi” da “Formação Brotas” em três
intervalos, definidos como Superior, Médio e Inferior, fundamentados nos atributos
cor e granulometria, principalmente.
A Formação Sergi encontra-se representada em toda a Bacia do Recôncavo.
Todavia, sua ocorrência em superfície está restrita às bordas norte e oeste (MILANI,
1987, apud SCHERER et al., 2005), resultado do fato de os estratos estarem
basculados regionalmente para leste, como pode ser observado na Figura 2.1
anteriormente apresentada mostrando a morfologia de meio-graben da Bacia do
Recôncavo.
Foi lá, no Geossítio do Cânion do Rio Sergi, porção sudoeste da Bacia do
Recôncavo, que este trabalho se desenvolveu, onde a Formação Sergi aflora num
grande pacote dominantemente eólico com alguma incursão fluvial. Esse local está
situado na borda flexural da Bacia do Recôncavo.
Desde a metade do século passado até a atualidade, muitos estudos e
subdivisões para a Formação Sergi foram propostos.
Scherer et al. (2005, 2007), a partir de dados de afloramentos e testemunhos,
subdividiram a Formação Sergi em três sequências deposicionais I, II e III, limitadas
por discordâncias.
A sequência I é composta dominantemente por depósitos fluviais efêmeros e
eólicos. 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 depósitos eólicos dessa sequência deposicional compreendem arenitos
finos a médios, bem selecionados, com estratificações sub-horizontais que possuem
laminações transladantes cavalgantes, interpretados como lençóis de areia, ou
39
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.
Por sua vez, os pacotes fluviais da sequência I são compostos por arenitos
finos a médios, maciços ou estratificados, com 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. 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 NE. 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.
A figura 2.9 simula a reconstituição paleogeográfica do panorama onde se
depositou a Formação Sergi na área atualmente ocupada pelas Bacias do
Recôncavo, Tucano, Jatobá, Sergipe-Alagoas e suas correspondências na costa
oeste africana. Da Rosa e Garcia (2000, apud Oliveira, 2005) sugerem que as
deposições fluviais que compuseram a Formação Sergi tenham advindo
predominantemente de N-NW e W-SW. Nos períodos de escassez, entretanto, os
40
ventos provenientes de E-SE teriam retrabalhado os depósitos fluviais, resultando no
desenvolvimento de campos de dunas.
Figura 2.9: Reconstituição paleogeográfica do panorama onde se depositou a Formação Sergi (Garcia, 1991, apud Oliveira, 2005).
41
A figura 2.10 explicita uma seção estratigráfica feita longitudinalmente, na
direção sul-norte, na área de ocorrência da Formação Sergi, desde a Bacia de
Almada até a Bacia do Jatobá, mostrando as relações espaciais com as Formações
Aliança e Afligidos. Ela sugere ainda, que os maiores depocentros estariam a sul
(modificado de NETTO et al., 1982, apud OLIVEIRA, 2005).
42
Figura 2.10: Seção estratigráfica longitudinal, S-N, na área de ocorrência da Formação Sergi (Modificado de Netto et al., 1982, apud Oliveira, 2005).
43
3 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
Neste capítulo será abordado todo o embasamento teórico necessário para a
formulação desta obra.
3.1 A TECNOLOGIA LIDAR E O LASER SCANNER
3.1.1 Tecnologia LIDAR
Segundo Filho (2006), a tecnologia LIDAR, acrônimo dos termos em inglês
Ligth Detection and Ranging, se trata de um sistema de varredura ótico-mecânico
utilizado para a determinação espacial de pontos de uma superfície. Esta tecnologia
foi inicialmente elaborada com o objetivo de realizar levantamentos topográficos com
varredura a laser aerotransportada, e foi rapidamente aceita no mercado pela sua
praticidade, velocidade de aquisição e precisão de medidas, se comparado com
radares convencionais. Nos últimos anos, com o avanço da tecnologia LIDAR no
mercado, foram desenvolvidos equipamentos de lasers scanners terrestres que
passaram a ser utilizados em diversas áreas, mas com foco primordial na
engenharia.
Na Geologia, entretanto, a aplicação desta tecnologia encontra-se em estágio
inicial de desenvolvimento e ainda são poucos os trabalhos que descrevem a
utilização de lasers scanners terrestres, sendo raros deles feitos no Brasil.
Menezes (2004) explica que a tecnologia LIDAR combina um feixe de laser de
baixa energia com um sistema sensorial de alta sensibilidade para modelar
tridimensionalmente superfícies sólidas com rapidez e precisão. O sensor mensura o
tempo em que um pulso de laser leva para atingir a superfície e retornar ao
equipamento. Como a onda movimenta-se a uma velocidade única e constante, a
velocidade da luz, o tempo de percurso do pulso pode ser convertido em distância.
Combinando esta distância com os ângulos vertical e horizontal de saída do pulso
de laser, valores precisos das posições x, y e z podem ser calculados para cada
ponto rastreado.
44
Este autor salienta ainda, que além do posicionamento espacial para cada
ponto, o pulso de laser também apresenta valores de refletividade, que refletem a
intensidade de retorno do laser. Este atributo é de suma importância no
modelamento, pois diferentes feições podem ser identificadas a partir de imagens
geradas com base na refletividade. Como no levantamento são obtidos milhões de
pontos, o produto final é uma nuvem de pontos que representa a superfície do corpo
imageado dentro de um domínio 3D.
3.1.2 Laser Scanner
Harris & Paterson (2002, apud Freire, 2006) ratificam que o Laser Scanner
funciona como um sensor remoto que, a partir de um sistema ótico-mecânico, emite
pulsos de lasers em direção a um alvo. Com isso, ele mede o tempo que cada pulso
de laser leva para refletir na superfície imageada e retornar ao equipamento,
permitindo o cálculo da distância entre a fonte de emissão e o alvo. O sistema
informa, assim, a posição precisa de cada ponto no espaço gerando uma nuvem de
pontos tridimensional.
O uso desse equipamento na geologia ainda está em estágio inicial,
especialmente para imagear afloramentos. No que tange os mapeamentos digitais
empregados até o momento para a caracterização 3D de afloramentos, esta
tecnologia se mostra bastante eficaz, uma vez que os custos são relativamente
baixos e o tempo de levantamento e processamento dos dados é reduzido. Outra
vantagem desta técnica é a possibilidade de execução de levantamentos
independentemente das condições de luminosidade existentes, pois essa
sistemática não utiliza a luz do espectro visível (FREIRE, 2006).
Para aquisição dos dados desta monografia foi utilizado o equipamento de
laser scanner modelo ScanStation C10 desenvolvido pela Leica Geosystems (Foto
3.1).
45
Foto 3.1: Laser Scanner modelo ScanStation C10 da Leica Geosystems.
Segundo Freire (2006), este equipamento possui dois espelhos de varredura
a laser que operam de forma sistemática permitindo aquisições com giros de 360º na
horizontal e giros de 270º na vertical. O sistema também possui uma câmera digital
integrada que é responsável pela obtenção de fotos dos alvos que serão imageados,
permitindo observar o mesmo campo de visão do equipamento, o que facilita
posteriormente a sobreposição da nuvem de pontos com as imagens das fotos
digitais.
Com relação aos parâmetros de aquisição, o equipamento de laser scanner
adquire, a uma distância de mais ou menos 50 metros do alvo, centenas de milhares
de pontos com uma precisão de até 6mm. A distância máxima de aquisição é de
aproximadamente 180 metros do alvo.
46
Figura 3.1: Esquema mostrando as janelas de varredura vertical e horizontal do Laser Scanner (Freire, 2006).
Alguns conceitos pertinentes à manipulação do equipamento de laser scanner
são úteis para um melhor entendimento da ferramenta.
O “escaneamento” significa o processo através do qual o sistema representa
virtualmente o alvo escolhido, onde cada medida adquirida individualmente do alvo
resulta em um ponto com coordenadas x, y e z determinadas. Com a reunião de
todos os pontos adquiridos ao final do escaneamento, o resultado é uma nuvem de
pontos que é a base da modelagem tridimensional de superfícies.
Uma “cena” é o resultado de um único escaneamento, a partir de uma estação
de coleta de dados pré-estabelecida pelo operador, onde fica posicionado o laser
scanner, representado por uma nuvem de pontos 3D.
As diversas cenas são adquiridas individualmente pelo laser scanner e depois
são integradas em um único arquivo, num processo chamado de “registro de cenas”.
Este processo agrupa todas as cenas adquiridas em um único sistema de
coordenadas no espaço 3D, unindo de forma precisa, todas as nuvens de pontos
tridimensionais do levantamento.
Em etapa posterior, com a utilização de um software adequado, é possível a
visualização e a navegação das cenas adquiridas, a medição entre os pontos das
47
nuvens, e a modelagem 3D de objetos e das nuvens de pontos. Este software
armazena todas as informações de um levantamento em um “banco de dados”.
Os “targets” são pequenos alvos que funcionam como acessórios de campo na
aquisição das nuvens de pontos para o registro dos dados. Eles devem ser
distribuídos na área de trabalho de forma que em cada cena seja possível captar
targets em comum com os targets das próximas cenas adquiridas. Portanto, é
necessário que os targets sejam dispostos não linearmente e que sejam,
obrigatoriamente, comuns a duas cenas, para que seja possível a união e o registro
em um único sistema de coordenadas das duas cenas com precisão.
Na figura 3.2 consta imagens de targets. Neste trabalho foi utilizado o target “b”
de giro, apoiado em bastão, que permite a aquisição de cenas em sentidos opostos
sem precisar ser retirado.
Figura 3.2: Exemplos de targets (Freire, 2006).
48
3.2 SISTEMAS EÓLICOS
Segundo Gianinni et al. (2008), sistemas deposicionais eólicos são domínios
fisiográficos de sedimentação em que o vento é o principal agente geológico.
Oliveira (2005) descreve que um depósito eólico pode ser representado como o
resultado positivo do balanço do fluxo sedimentar através de uma determinada área
durante certo intervalo de tempo.
Os processos envolvidos na formação dos depósitos eólicos, desde a erosão
das rochas até a preservação do depósito sedimentar, podem ser aqui definidos em
cinco etapas sucessivas geologicamente distintas, com seus próprios controles e
respostas, individualizados em termos de erosão, transporte, deposição,
acumulação e preservação.
3.2.1 Processos Eólicos
3.2.1.1 Erosão
O vento apresenta pouca capacidade de erosão primária das rochas por
consistir 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).
Os processos erosivos podem ser sumarizados em deflação e abrasão.
3.2.1.1.1 Deflação
A deflação consiste no processo de remoção de material inconsolidado, e é a
principal forma de erosão eólica. O vento tende a ser seletivo no transporte devido à
baixa competência, motivo pelo qual ele retira a fração de granulometria mais fina,
ocasionando a concentração de material de granulometria mais grossa (Figura 3.3).
A areia e o silte são preferencialmente carreados para fora do sistema. Quando a
49
deflação dos depósitos alcança um nível suficiente para criar uma cobertura
contínua de seixos e grânulos, a erosão eólica cessa. Formam-se, então,
pavimentos de grânulos e seixos chamados lags de deflação (SCHERER, 2004).
Figura 3.3: 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 (Scherer, 2004).
3.2.1.1.2 Abrasão
A abrasão eólica consiste no desgaste mecânico de clastos por partículas
transportadas pelo vento devido ao choque entre eles. Como consequência, são
geradas algumas feições, dentre as quais os ventifactos são as mais comuns.
Denomina-se ventifacto qualquer clasto que tenha sido facetado pela abrasão por
partículas transportadas pelo vento, sendo que as faces abrasadas ficam inclinadas
em sentido oposto ao do deslocamento do vento (Figura 3.4). Com o desgaste
progressivo, elas tendem a se paralelizar com o terreno.
50
Figura 3.4: Quatro estágios do desenvolvimento de um ventifacto. O clasto torna-se um ventifacto entre o estágio A e B (Scherer, (2004).
3.2.1.2 Transporte
Suguio (1980) afirma que estudos revelaram que a areia soprada pelo vento é
movida por arrasto ou rolamento, saltação e suspensão (Figura 3.5), de maneira
análoga ao que ocorre com o transporte de sedimentos pela água. Cumpre ressaltar,
entretanto, que a separação das frações transportadas de diferentes maneiras é
muito mais efetiva nos sedimentos eólicos do que nos subaquosos.
Sob condições normais, os sedimentos arenosos (até 1mm) são
transportados por saltação e os maiores (até cerca de 6mm), por rolamento ou
rastejo. Partículas com tamanho superior a 2mm podem ser movimentadas pelo
impacto das partículas em saltação. Apenas em condições excepcionais de alta
velocidade, as partículas arenosas podem ficar em suspensão, mas, geralmente, por
um curto período.
Dados de Moldvay (1957) demonstram que ocorre uma quebra natural na
granulação 0,05mm. Abaixo desta granulação, os sedimentos colocados em
suspensão podem ser transportados por longas distâncias devido a sua pequena
velocidade de queda livre, o que faz com que as partículas síltico-argilosas, quando
secas, sejam rapidamente varridas dos sedimentos pela ação eólica.
Diversos sedimentos eólicos são originados pela ação do vento soprando
sobre aluviões ressecados. No referido processo, os seixos ficam para trás, a areia é
incorporada às dunas e o silte e a argila vão constituir a carga de suspensão eólica.
51
Figura 3.5: Os três tipos básicos de transporte eólico: arrasto, saltação e suspensão (Modificado de Silva, 2009, apud Nascimento, 2012).
Estudos acerca das velocidades críticas necessárias para dar início à
movimentação dos grãos pelo vento demonstram que, assim como ocorre no
transporte aquoso, a velocidade crítica necessária aumenta com a granulação. As
partículas de quartzo de cerca de 0,10mm (areia muito fina) são as primeiras a
iniciarem a movimentação. O silte e a argila necessitam de velocidades tão altas
quanto as necessárias para a areia fina (de 0,125 a 0,250mm) a média (de 0,250 a
0,500mm) para começar a movimentação. Trata-se de um comportamento análogo
ao do efeito Hjulström para o movimento das partículas em meio aquoso (SUGUIO,
1980) (Figura 3.6).
52
Figura 3.6: O diagrama de Hjulström mostra a relação entre a velocidade do fluxo e o transporte de grãos inconsolidados (Nichols, 2009).
3.2.1.3 Deposição
Os sedimentos carreados pelo vento se depositam através de mecanismos
como cavalgamento de marcas onduladas, queda de grãos (grain fall) e fluxo de
grãos (grain flow) (Figura 3.9).
3.2.1.3.1 Cavalgamento de Marcas Onduladas
De acordo com Giannini et al. (2008), as marcas onduladas formadas na
superfície dos sedimentos tendem a cavalgar umas sobre as outras em resposta à
ação do vento. Nessa ocasião, os processos de saltação e de suspensão
prevalecem na deposição eólica em detrimento dos mecanismos trativos que
aplainam o substrato, o que acaba por favorecer a superposição dos estratos. Em
53
decorrência disso, a crista e o dorso (lado a barlavento) da marca ondulada se
preservam, favorecendo o cavalgamento.
Devido à baixa viscosidade do vento, o impacto dos grãos em movimento no
lado a barlavento é mais intenso que na água. Como resultado disto, ocorre uma
erosão significativa das porções superiores da forma de leito, preservando somente
uma pequena fração da sua altura original. Consequentemente, 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 (ou dorso) da forma de leito, respectivamente (esses conceitos
serão abordados mais detalhadamente no tópico 3.2.2.4).
3.2.1.3.2 Queda de Grãos
Segundo Hunter (1977), a laminação tipo grain fall (queda de grãos) é
produzida em zonas de separação de fluxo, que ocorre a sotavento das dunas. A
separação do fluxo de ar é promovida pela curvatura convexa da duna, pela altura
dela e pela alta velocidade do vento. Ao transporem a crista, os grãos que se
encontram em suspensão e saltação penetram numa zona onde o ar sofre expansão
e perde velocidade, fazendo com que os grãos percam momentum e se depositem
por queda livre (Figura 3.7). Estes depósitos se acumulam ao longo da face frontal
das dunas, se moldando concordantemente com a topografia preexistente.
Figura 3.7: Modelo exemplificando o ponto onde ocorre a separação do fluxo e a região de deposição do grão após perder momentum (Nichols, 2009).
54
3.2.1.3.3 Fluxo de Grãos
Quando a acumulação de areia excede o ângulo crítico de cerca de 34º, que é
o ângulo crítico de repouso da areia seca, há a geração de avalanches ao longo da
face de deslizamento das dunas de areia não coesiva, causando a formação de
laminações denominadas fluxo de grãos (grain flow). Estes depósitos constituem um
processo de ressedimentação, pois consistem na remobilização de areias já
depositadas (normalmente por queda livre de grãos) ao longo da face de
deslizamento (HUNTER, 1977) (Figura 3.8). Este mecanismo de interação
intergranular atua quando a areia encontra-se incoesa, ou seja, em ambiente seco,
sendo depositada em forma de lobos linguóides. Quando a areia apresenta-se
coesa, ou seja, com certo grau de umidade, o processo de ressedimentação ocorre
por slide ou slump, onde os blocos escorregam ao longo da superfície de
deslizamento (SCHERER, 2004).
Figura 3.8: Modelo geral sobre a atuação dos processos de queda de grãos, fluxo de grãos e cavalgamento (Nichols, 2009).
55
Figura 3.9: (superior) Distribuição dos depósitos em uma duna eólica. (inferior) Seções horizontal e transversal ao fluxo de vento mostrando as estratificações eólicas internas à duna (Hubin, 1977, apud Scherer, 2004).
3.2.1.4 Acumulação
A acumulação em sistemas eólicos está condicionada a uma série de fatores
combinados.
Oliveira (2005) explica que para que haja a acumulação é necessário um
balanço positivo de sedimentos, ou seja, o volume da massa sedimentar (Qi) que
entra em uma área e se desloca ao longo de uma superfície com extensão definida
(X) durante determinado intervalo de tempo deve ser maior que o volume de
sedimentos que sai (Qo) da mesma área de um determinado sistema eólico (Figura
56
3.10). 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 deposicional,
definida como a superfície acima da qual os sedimentos são transportados e abaixo
dela as partículas não sofrem transporte, constituindo a acumulação.
Figura 3.10: Representação esquemática de acumulação eólica. A acumulação acontece quando o balanço sedimentar é positivo (Kocurek e Havholm, 1993, apud Oliveira, 2005).
Os sistemas eólicos são classificados em secos, úmidos e em um terceiro tipo
menos comum na natureza, estabilizados.
3.2.1.4.1 Sistemas Eólicos Secos
Os sistemas eólicos secos são caracterizados por terem o nível do lençol
freático e sua franja de capilaridade situados abaixo da superfície de deposição
(Figura 3.12). 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
57
acumulação se inicia sob uma condição de saturação de areia marcada pelo
cavalgamento de dunas eólicas (SCHERER, 2004).
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, apud SCHERER, 2004). O espaço de
acumulação e a preservação de sedimentos em sistemas eólicos secos são
controlados pela subsidência da bacia (Figura 3.11).
Figura 3.11: Principais elementos que controlam a acumulação e preservação de sedimentos em sistemas eólicos secos (Kocurek & Havholm, 1993, apud Oliveira, 2005).
Figura 3.12: Principais características de sistemas eólicos secos (Scherer, 2004).
58
3.2.1.4.2 Sistemas Eólicos Úmidos
Scherer (2004) descreve que os sistemas eólicos úmidos ocorrem quando o
nível freático (ou sua franja capilar) coincide ou está próximo à superfície
deposicional (Figura 3.13). Nesses sistemas, os eventos sedimentares de
deposição, bypass e erosão são controlados, além dos processos aerodinâmicos,
pela umidade presente no substrato, devido à posição rasa do nível freático.
Uma característica importante do sistema úmido é que, nessas condições, os
depósitos de interdunas ficam extremamente bem preservados no registro
geológico, devido ao fato deles serem menos passíveis de deflação, conferido pela
alta coesão das partículas. As áreas de interdunas podem apresentar uma grande
variedade de formas de leito, como as geradas em fluxos subaquosos unidirecionais
e oscilatórios (referente a depósitos de interdunas úmidas), passando por inúmeros
tipos de estruturas de adesão, estruturas de bioturbação e gretas de contração
(associadas a depósitos de interdunas encharcadas), até laminações de marcas
onduladas eólicas (encontradas em depósitos de interdunas secas).
O ângulo de cavalgamento das dunas eólicas é controlado pela razão entre a
taxa de migração das formas de leito e a taxa de subida do lençol freático.
Figura 3.13: Principais características de sistemas eólicos úmidos (Scherer, 2004).
59
3.2.1.4.3 Sistemas Eólicos Estabilizados
Os sistemas eólicos estabilizados são aqueles nos quais a combinação de
alguns fatores, de ocorrência sazonal ou contínua, estabelece um equilíbrio do
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) (SCHERER, 2004).
3.2.1.5 Preservação
Segundo Kocurek & Havholm (1994, apud Scherer, 2004), o conceito
fundamental de preservação dos depósitos eólicos é dado pelo conjunto de
processos necessários para que uma determinada acumulação sedimentar seja
incorporada ao registro estratigráfico (Figura 3.14).
Enquanto em sistemas eólicos úmidos os espaços de acumulação e de
preservação coincidem, visto que ambos são controlados pelo lençol freático, em
sistemas eólicos secos isto não acontece, pois a acumulação pode ocorrer acima do
espaço de preservação, onde é normalmente erodida, sem possibilidades de ser
incorporada ao registro geológico.
Entre os principais fatores que promovem a preservação de sistemas eólicos,
destacam-se: 1) subsidência da acumulação abaixo do nível de base de erosão, que
pode ser controlada por tectonismo, carga sedimentar e/ou compactação; 2)
incorporação da acumulação dentro da zona saturada devido à subida (relativa ou
absoluta) do nível do lençol freático ocasionada por mudanças climáticas ou do nível
eustático em regiões costeiras; e 3) desenvolvimento de superfícies de estabilização
que aumentem a resistência à erosão (KOCUREK & HAVHOLM, 1994, apud
SCHERER, 2004).
60
Figura 3.14: Representação esquemática dos conceitos de acumulação e preservação eólicas (Kocurek & Havholm, 1993, apud Oliveira, 2005).
3.2.2 Morfologia das Acumulações Eólicas
A acumulação de sedimentos em ambiente eólico pode ser expressa na forma
de dunas, interdunas ou lençóis de areia, em escala métrica, ou em forma de
marcas onduladas, em escala centimétrica.
3.2.2.1 Dunas Eólicas
As dunas eólicas consistem em formas de leito predominantemente
assimétricas, e são geradas em condições de alto suprimento sedimentar, ventos
com competência para transportar os grãos e condições que promovam a deposição
do material transportado (GIANNINI et al., 2008).
As dunas se caracterizam por possuírem comprimentos de onda variando de
3 a 500 metros e alturas de 0,1 a 100 metros. Os draas representam a superposição
de dunas eólicas e têm seus comprimentos de onda variando entre 300 e 5500
metros e alturas de 20 a 450 metros (SCHERER, 2004).
As dunas eólicas são caracterizadas por apresentarem estratos cruzados
internos, formados pelos processos gravitacionais de fluxo de grãos (grain flow) e
61
queda livre de grãos (grain fall), além dos processos trativos, responsáveis pelo
desenvolvimento de marcas onduladas eólicas (wind ripples).
As dunas eólicas podem ser classificadas com base em dois fatores
independentes entre si: o morfológico, definido por McKee (1979, apud Scherer,
2004) e o morfodinâmico, publicado por Hunter et al. (1983, apud Scherer, 2004).
A classificação morfológica leva em consideração as características
geométricas, como a sinuosidade da crista, números de faces de escorregamento e
presença ou ausência de dunas superpostas. Os tipos morfológicos mais comuns de
dunas eólicas são linear, crescente e estrela. As dunas crescentes apresentam uma
assimetria bem definida, caracterizada por possuir um mergulho bastante suave
(menor que 12º) na superfície do dorso da duna (barlavento), e uma acentuada
inclinação da face frontal (sotavento). As dunas lineares são simétricas,
apresentando tanto cristas retas como onduladas. As dunas estrelas, por sua vez,
apresentam diferentes cristas, que partem de um ou dois picos centrais. São
geralmente estacionárias e possuem várias faces de avalanche.
A classificação morfodinâmica se baseia no 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 as cristas
paralelas ao vetor médio dos ventos. As dunas transversais possuem a linha de
crista orientada ortogonalmente ao mesmo vetor. As dunas oblíquas são aquelas
que apresentam a linha de crista orientada entre 15° e 75° em relação ao vetor
médio dos ventos.
3.2.2.2 Interdunas
As áreas de interdunas são depressões entre dunas eólicas ou draas que
apresentam extensão e geometria variadas.
A extensão das interdunas é dependente da saturação de areia do sistema.
Segundo Scherer (2004), as áreas de deposição de interdunas podem ser
classificadas em zonas subsaturadas, metassaturadas e supersaturadas (Figura
3.15).
62
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 em áreas com uma cobertura incompleta de areia (dunas
eólicas espaçadas entre si), representando contextos em que o aporte sedimentar é
baixo, entretanto maior que o valor crítico necessário para o desenvolvimento das
formas de leito. As áreas de interdunas são amplas e planas. As zonas saturadas
são marcadas por uma total cobertura de areia, gerando o sucessivo cavalgamento
de dunas, draas e interdunas secas. As regiões de interdunas consistem em
pequenas depressões entre a face frontal da duna anterior e o dorso da duna
subsequente.
Figura 3.15: Variações das zonas de interdunas de acordo com o nível de saturação de areia (Wilson, 1971, apud Scherer, 2004).
As interdunas podem ser secas, quando a superfície deposicional é seca,
encharcadas, sob condições de lençol freático ou franja capilar próximo à superfície
deposicional, ou úmidas, marcadas por inundações periódicas por fluxos fluviais ou
nível freático alto, resultando no afogamento da região de interdunas (SCHERER,
2004).
As estruturas sedimentares dos depósitos de interdunas são controladas
pelas características da superfície de interduna. A presença dominante de laminação
de marcas onduladas eólicas pode indicar a deposição sobre uma superfície de
interduna seca (HERRIES, 1993; MOUNTNEY & HOWELL, 2000 apud SCHERER,
2004). Estruturas de adesão e de bioturbação sugerem que a superfície de interduna
encontrava-se encharcada durante a deposição eólica (CRABAUGH & KOUCUREK,
1993; MOUNTNEY & THOMPSON, 2002 apud SCHERER, 2004). A ocorrência de
depósitos fluviais e lacustres (arenitos maciços, arenitos com estratificações
cruzadas e marcas onduladas subaquosas, pelitos maciços ou laminados) indica
63
inundações das regiões de interdunas, definindo um contexto de interdunas úmidas
(LANGFORD & CHAN, 1988, 1989; HERRIES, 1993; VEIGA et al., 2002;
MOUNTNEY & JAGGER, 2004 apud SCHERER, 2004).
3.2.2.3 Lençóis de Areia
Os lençóis de areia consistem em regiões que foram cobertas por areias
provenientes da sedimentação eólica onde não houve o desenvolvimento de formas
de leito com faces de escorregamento bem desenvolvidas (FRYBERGER et al,
1979; KOCUREK & NIELSON, 1986 apud SCHERER, 2004). Os lençóis de areia
são característicos de regiões marginais aos ergs, zonas costeiras ou em planícies
aluviais arenosas de clima árido (Glennie, 1970; Fryberger et al., 1979; Fryberger et
al., 1983; Hummel & Kocurek, 1984 apud SCHERER, 2004). Ergs ou mares de areia
consistem em extensas regiões dos desertos atuais cobertas por dunas eólicas.
Diferentes fatores podem atuar isolados ou em conjunto para inibir o
desenvolvimento de dunas eólicas e favorecer a formação dos depósitos de lençóis
de areia. Kocurek & Nielson (1986, apud Scherer, 2004) sugerem que os fatores que
favorecem o desenvolvimento de lençóis de areia em detrimento de dunas eólicas
são: (1) uma limitada disponibilidade de areia seca para a construção de dunas
eólicas devido ao posicionamento do lençol freático próximo à superfície
deposicional ou à cimentação; (2) a ocorrência de inundações periódicas que limitam
o tempo disponível para a formação de dunas; (3) a predominância de fração
granulométrica maior que areia grossa, dificultando o transporte e,
consequentemente, a geração de dunas eólicas; (4) e a presença de vegetação que
além de diminuir a disponibilidade de areia pela estabilização da superfície, também
altera o fluxo de ar dificultando o embrionamento de dunas eólicas.
O tipo mais comum de estrutura sedimentar em depósitos de lençóis de areia
são as laminações de marcas onduladas eólicas, com variações no tamanho do grão
desde areia até grânulos, de forma similar ao que ocorre em áreas de interdunas
secas (FRYBERGER et al., 1992 apud SCHERER, 2004).
64
3.2.2.4 Marcas Onduladas
As marcas onduladas são formas de leito de escala centimétrica, geradas
pela movimentação de grãos de areia ou grânulos por saltação e rastejamento
superficial ao longo do substrato (Bagnold, 1941; Sharp, 1963; Fryberger & Schenk,
1981 apud SCHERER, 2004). Segundo Scherer (op. cit.), elas podem se formar em
acumulações de lençóis de areia, regiões de interdunas ou no dorso e na face frontal
de dunas e draas.
As formas de leito costumam cavalgar umas sobre as outras e se preservam
sob a forma de estratos transladantes cavalgantes. O ângulo de cavalgamento varia
em função de dois fatores preponderantes: (a) o volume de sedimento e (b) a taxa
de migração da marca ondulada. A relação entre esses dois fatores resulta em três
tipos principais de estratificação de marcas onduladas: supercrítico, crítico e
subcrítico (Figura 3.16).
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, possibilitando a deposição tanto na face frontal quanto no
dorso da forma de leito. A forma de leito com cavalgamento crítico ocorre quando os
ângulos de cavalgamento e inclinação do dorso são idênticos, não havendo erosão
do dorso da marca ondulada. Finalmente, a marca ondulada com cavalgamento
subcrítico ocorre quando o ângulo de cavalgamento é menor que o ângulo de
inclinação do dorso, causando uma erosão significativa das porções superiores da
forma de leito, preservando, preferencialmente, a sua base. Esta última forma é a
mais comum no registro de sedimentos eólicos.
65
Figura 3.16: Cavalgamento de marcas onduladas eólicas (Hubin, 1977, apud Scherer, 2004).
3.2.3 Superfícies Limítrofes
Os estratos cruzados de uma duna eólica têm os seus sets e cosets
segregados por uma série de superfícies gerada por diversos processos genéticos.
Essas superfícies são denominadas superfícies limítrofes, e são geradas pela
migração e cavalgamento de dunas eólicas, sendo divididas segundo Brookfield
(1977, apud Scherer, 2004), em três diferentes tipologias caracterizadas
hierarquicamente em superfícies de 1ª, 2ª e 3ª ordem (Figura 3.17).
Superfícies de 3ª ordem representam superfícies de reativação. Elas ocorrem
dentro de um set de estratificações cruzadas, onde a sua gênese é atribuída ao
efeito da erosão seguida de nova deposição devido às flutuações locais na direção e
velocidade do vento. São truncadas por superfícies de 1ª ou 2ª ordem.
Superfícies de 2ª ordem são originadas pela migração de dunas na face
frontal de um draa. Estas superfícies normalmente mergulham paralela ou
obliquamente ao sentido de migração do draa, com inclinações variáveis. São
66
truncadas na base e no topo por superfícies de 1ª ordem. Para facilitar o
entendimento e a interpretação, Kocurek (1996, apud Scherer, 2004) propôs, além
da classificação geométrica anterior, uma classificação genética, definindo a
superfície de 2ª ordem como uma superfície de superposição.
Superfícies de 1ª ordem representam a movimentação do draa, marcado pela
migração de regiões de interdunas sobre depósitos de dunas eólicas. São
superfícies planas, subparalelas, que cortam todas as estruturas subjacentes e
normalmente mergulham em baixo ângulo (< 5º) em sentido oposto à migração da
duna eólica sobrejacente. No registro geológico, a identificação de estratos de
interdunas, classificação proposta por Kocurek (1996), facilita a demarcação dessas
superfícies. As superfícies de 1ª ordem (superfície de interduna sensu Kocurek,
1996), que separam sets ou cosets de diferentes dunas eólicas, podem ser
demarcadas segundo algumas feições diagnósticas: (a) superfícies horizontais ou
suborizontais que truncam os estratos subjacentes e são sobrepostas por estratos
de baixo ângulo compostos por laminações de marcas onduladas eólicas; (b)
unidades de fácies de interdunas; (c) e horizontes com aumento da cimentação.
Kocurek (1988, apud Scherer, 2004) determinou, ainda, uma quarta categoria
de superfície de hierarquia maior que as anteriores. Ele denominou de
supersuperfície o limite formado pelo término da acumulação eólica em uma
determinada área. A supersuperfície, ao contrário das demais superfícies eólicas,
tem a sua gênese controlada por fatores alocíclicos, como alterações na
disponibilidade de areia e variação do nível do lençol freático, que estão vinculados
a variações do nível do mar, soerguimento tectônico e mudanças climáticas.
67
Figura 3.17: Modelo de formação de superfícies limítrofes pelo cavalgamento e migração de dunas eólicas (Kocurek, 1991, apud Scherer, 2004).
68
3.3 SISTEMAS FLUVIAIS
Segundo Press et al. (2006), os agentes geológicos de maior importância que
atuam na superfície da Terra são os rios. Os depósitos sedimentares formados por
eles são bastante representativos no registro estratigráfico, e constituem importantes
reservatórios de petróleo.
Scherer (2004) aponta que as características gerais que definem a morfologia
do sistema fluvial são regidas por uma complexa interação entre os processos
fluviais, de caráter erosivo e deposicional.
3.3.1 Processos Erosivos
A dinâmica dos canais fluviais é dependente dos eventos de erosão, e que
podem ser divididos basicamente nos processos de incisão e de migração lateral.
Incisão é o processo de erosão vertical do substrato, o que gera um
aprofundamento do canal. As incisões podem estar associadas a um progressivo
aumento da descarga devido a mudanças climáticas ou a um rebaixamento do perfil
de equilíbrio, o que representa os fenômenos de natureza alocíclica, os quais
envolvem um período temporal maior. As incisões de natureza autocíclica, por sua
vez, estão associadas à avulsão de canais fluviais decorrentes de processos
hidrodinâmicos e geomorfológicos internos à planície aluvial (Jones & Schumm,
2000, apud SCHERER, 2004).
A migração lateral é a erosão contínua do banco externo do meandro em
canais com uma alta sinuosidade. A taxa de erosão devido à migração lateral está
diretamente associada à coesividade dos bancos.
3.3.2 Processos de Transporte e Deposição
Os sedimentos de origem fluvial são transportados e depositados em sistemas
fluviais por três principais mecanismos: fluxo de detritos, carga de fundo e carga em
suspensão.
69
3.3.2.1 Fluxo de Detritos
Os fluxos de detritos são fluxos plásticos, laminares, ricos em sedimentos,
onde a quantidade de água existente nos poros é baixa. O movimento se inicia
quando uma grande quantidade de sedimentos é mobilizada por liquefação em uma
superfície inclinada. O movimento cessa quando o fluxo perde momentum ou
quando a água existente nos poros escapa do corpo sedimentar. Em alguns casos,
como decorrência da diminuição da viscosidade através da diluição, os fluxos de
detritos podem tornar-se turbulentos, formando fluxos hiperconcentrados (Nemec &
Steel, 1984, apud SCHERER, 2004). Os depósitos gerados por esse tipo de
processo são pobremente selecionados, compostos por clastos que podem variar de
tamanho de grânulos até blocos, separados por uma matriz areno-síltica-argilosa,
onde, eventualmente, é observada uma orientação incipiente dos clastos.
3.3.2.2 Carga de Fundo
Este é o principal processo de transporte fluvial. Ele consiste no transporte
individual de cada grão que compõe o leito através do fluido que o cerca, no caso, a
água. Os grãos maiores são transportados por arrasto e rolamento, enquanto os
grãos menores deslocam-se por saltação (Figura 3.18).
70
Figura 3.18: As partículas se movimentam num fluxo por rolamento ou saltação, configurando o processo de transporte por carga de fundo (Nichols, 2009).
Uma série de tipologias de forma de leito é desenvolvida pelo deslocamento e
deposição dos sedimentos (Figura 3.8). A uma profundidade constante de lâmina
d’água, a morfologia das formas de leito é controlada basicamente pela
granulometria e pela velocidade do fluxo. Em condições de baixa velocidade do fluxo
(< 1m/s) e com uma fração granulométrica entre silte e areia fina, formam-se as
marcas onduladas (ripples), que são formas de leito com amplitudes de até 5cm e
comprimento de onda menor que 50cm.
Através de experiências em corpos aquosos, Suguio (1973) cita algumas leis
que governam a formação e a configuração das marcas onduladas. São elas: 1) os
comprimentos de onda dessas estruturas aumentam com a velocidade do fluxo e
com o tamanho dos grãos de areia; 2) as marcas onduladas se formam sob limites
restritos de velocidade; e 3) uma vez formadas, elas não são afetadas por
movimentos de fluxo mais fracos, portanto as marcas representam os movimentos
de água de maior amplitude.
Com o aumento progressivo da velocidade do fluxo ocorre a formação de
dunas subaquosas. As dunas e marcas onduladas representam populações
geneticamente distintas, e não possuem formas de leito intermediárias (notar a
transição abrupta entre elas na figura 3.20). As dunas apresentam diferentes
morfologias, podendo ser subdivididas em dois tipos principais: dunas
71
bidimensionais – 2D – quando a linha de crista é reta; e dunas tridimensionais – 3D
– quando a linha de crista é sinuosa (Figura 3.19).
Figura 3.19: Modelo de formação de dunas 2D (com cristas retas) e 3D (com cristas sinuosas) ( Nichols, 2009).
As dunas 3D desenvolvem-se com uma velocidade do fluxo levemente
superior àquelas necessárias para a geração das dunas 2D. As dunas 2D são
referidas como barras transversais ou ondulações arenosas (sand waves), enquanto
dunas 3D são designadas como barras lobadas ou linguóides. Segundo Scherer
(2004), estratos de leito plano e antidunas são formas de leito criadas quando o fluxo
atinge um valor crítico, sendo facilmente destruídas por mudanças nos padrões de
turbulência e, portanto, dificilmente preservadas.
72
Figura 3.20: Gráfico de velocidade do fluxo versus tamanho de grãos mostrando o campo de estabilidade de formas de leito arenosas (Ashley, 1990, apud Scherer, 2004).
3.3.2.3 Carga de Suspensão
É o processo de transporte onde os sedimentos são carregados em suspensão
na água como resultado da turbulência do fluxo (Figura 3.21). A suspensão de
sedimentos consiste no principal tipo de transporte em rios cuja carga sedimentar é
dominantemente síltico-argilosa. Em regiões de baixa energia, ocorre a deposição
da fração fina pelo assentamento gravitacional de partículas. As marcas onduladas
cavalgantes (climbing ripples) são geradas pela interação entre os processos de
tração e de suspensão. O ângulo de cavalgamento das formas de leito é controlado
por uma relação indiretamente proporcional entre ele e a tração.
73
Figura 3.21: Partículas sendo movimentadas em suspensão, configurando o processo de transporte por carga de suspensão (Nichols, 2009).
3.3.3 Acumulação em Sistemas Fluviais
O principal mecanismo controlador da preservação de sedimentos em
contextos continentais é a variação das taxas de criação de espaço de acomodação
ao longo do tempo, ou seja, espaço disponível para o potencial acúmulo de
sedimentos (SHANLEY & MCCABE, 1994; JERVEY, 1988 apud SCHERER, 2004).
A acumulação e erosão fluvial em uma área ocorrem em função do
comportamento do perfil de equilíbrio, que determina o nível de base estratigráfico
em ambientes aluviais. Entende-se por nível de base estratigráfico uma superfície
acima da qual nenhuma partícula atinge repouso e abaixo da qual a acumulação e o
soterramento são possíveis (SLOSS, 1962 apud SCHERER, 2004).
Leopold & Bull (1979, apud Scherer, 2004) definem que o perfil de equilíbrio é
a superfície na qual a energia necessária para transportar sedimentos disponíveis é
equivalente à energia potencial liberada pelo fluxo, de tal sorte que o rio não sofrerá
agradação nem degradação. Scherer (2004) completa que a principal característica
do perfil de equilíbrio é a de que qualquer alteração em qualquer um dos fatores que
o controlam causará o deslocamento do equilíbrio de tal maneira que ele tenderá a
se estabelecer na posição ideal para absorver os efeitos causados pela mudança
(Figuras 3.22 e 3.23).
74
Figura 3.22: Perfil de equilíbrio de sistemas fluviais correspondente ao nível de base estratigráfico em sucessões aluviais (Modificado de Dalrymple et al , 1998, apud SCHERER, 2004).
Figura 3.23: Modelo hipotético destacando a criação de espaço de acomodação resultante de uma subida do perfil de equilíbrio (Modificado de Dalrymple et al,1998, apud SCHERER, 2004).
Portanto, o comportamento do perfil de equilíbrio determinará os períodos de
acumulação e erosão fluvial em uma determinada área. A agradação, e conseqüente
acumulação fluvial, ocorrerá durante intervalos de subida do perfil de equilíbrio,
enquanto os processos de erosão e degradação fluvial estão associados a períodos
de rebaixamento do perfil de equilíbrio.
As oscilações do perfil de equilíbrio (seja subida ou rebaixamento) são
controladas, predominantemente, por três fatores: clima, tectônica e nível relativo do
mar.
75
A figura 3.24 apresenta uma resposta de sistemas fluviais à queda do nível de
base (nível do mar) em função de diferentes gradientes do perfil de equilíbrio e da
plataforma adjacente (OLIVEIRA, 2005). O nível relativo do mar possui influência
direta no perfil de equilíbrio fluvial em regiões costeiras (SCHERER, 2004).
Figura 3.24: (a) Em contextos onde o gradiente da plataforma é maior que o gradiente do perfil de equilíbrio fluvial, poderá ocorrer erosão e formação de vales incisos. (b) Nos casos onde o declive da plataforma for igual à inclinação do perfil de equilíbrio ocorrerá pouca incisão, dominando o bypassing de sedimentos. (c) Quando a inclinação da plataforma é menor que o perfil de equilíbrio, ocorrerá deposição de sedimentos (Posamentier et al., 1992, apud Oliveira, 2005).
3.3.4 Classificação dos Canais Fluviais
Os canais de sistemas fluviais podem ser classificados com base na carga
sedimentar transportada ou na sua morfologia (SCHERER, 2004). A tipologia dos
sistemas fluviais é controlada por diferentes fatores, como aporte sedimentar,
granulometria da carga transportada, coesividade das margens, vegetação,
variabilidade da descarga e inclinação do terreno. Devido à grande variedade
76
desses fatores, eventualmente fica difícil classificar um rio quanto à sua tipologia.
Na tentativa de se criar modelos que sintetizassem isso, alguns autores criaram
classes que subdividem as tipologias dos rios.
Em relação à natureza da carga sedimentar, Schumm (1972) subdividiu os
rios em três classes: carga de fundo (bed-load), carga mista (mixed-load) e carga de
suspensão (suspended-load) (Figura 3.26).
Com base na sua morfologia, os canais fluviais podem ser classificados em
entrelaçado, meandrante, anastomosado e reto ou retilíneo (LEOPOLD & WOLMAN,
1957; RUST, 1978 apud SCHERER, 2004) (Figura 3.25).
Figura 3.25: Tipos morfológicos básicos de canais fluviais ( Modificado de Miall, 1977, apud Santana, 2012).
77
Figura 3.26: Variações na tipologia dos canais fluviais com base na carga sedimentar transportada (Scherer, 2004).
3.3.4.1 Rios Entrelaçados
Os rios entrelaçados constituem uma rede de canais interconectados
separados por barras arenosas ou cascalhosas, que migram no sentido do fluxo.
Correspondem aos rios de carga de fundo (bed-load) e são caracterizados pela alta
78
razão largura/profundidade do canal, normalmente maior que 40 e comumente
excedendo 300 (MIALL, 1977, 1981, apud RICCOMINI & COIMBRA, 1993).
Eles são formados preferencialmente em contextos de maior gradiente e têm
como característica uma alta variabilidade da descarga do fluxo ao longo do ano, um
alto suprimento sedimentar e baixa sinuosidade. Durante os períodos de alta
descarga uma grande quantidade de sedimentos é transportada, e, em períodos de
menor energia do fluxo, esses sedimentos terminam sendo depositados no canal
fluvial na forma de barras e ilhas, que são responsáveis pela geração de uma rede
de canais secundários dentro do canal principal (COLEMAN, 1969; BRISTOW, 1987,
apud SCHERER, 2004).
As formas de leito predominantes em sistemas de rios entrelaçados são as
marcas onduladas (ripples) e as dunas subaquosas (SCHERER, op. cit.).
3.3.4.2 Rios Meandrantes
Este padrão é caracterizado pela elevada sinuosidade dos canais, pela
declividade relativamente suave e por apresentar pouca variação na descarga.
Correspondem aos rios de carga mista (mixed-load) na classificação de Schumm
(1972). A formação de canais meandrantes ocorre pela erosão e transporte de
sedimentos da porção externa do meandro, onde a velocidade do fluxo é maior. A
deposição do sedimento transportado se dá na parte interna do meandro seguinte,
onde a velocidade do fluxo é menor, formando barras em pontal (SCHERER, 2004).
A variação na profundidade e velocidade do fluxo sobre a superfície da barra
em pontal resulta em uma seleção da granulometria e da assembléia de estruturas
sedimentares, criando um padrão de granodecrescência ascendente (SCHERER,
op. cit.) (Figura 3.27).
79
Figura 3.27: Modelo deposicional genérico de uma barra em pontal. A seção colunar mostra uma sucessão vertical de fácies idealizada para um sistema fluvial meandrante (Modificado de Galloway & Hobday, 1995, apud Scherer, 2004).
3.3.4.3 Rios Retilíneos
Os rios retilíneos não são comuns na natureza e podem apresentar cargas
sedimentares de diversos tipos. Canais com essa morfologia ocorrem quando não
há energia de fluxo suficiente para erodir os bancos dos canais. Geralmente são
canais poucos extensos e encaixados em lineamentos estruturais como falhas ou
fraturas e, sobretudo, estão associados a obras de engenharia. Constituem canais
simples, com flancos estáveis e limitados por diques marginais (SCHERER, 2004).
3.3.4.4 Rios Anastomosados
Rios anastomosados são caracterizados por uma rede interconectada de
canais, separados por regiões de planície de inundação (SMITH & SMITH, 1980;
MAKASKE, 2001, apud SCHERER, 2004). Os canais têm sinuosidade de moderada
80
a baixa, são profundos e estreitos. A sedimentação é predominantemente de
granulometria fina, sendo, portanto, classificados em relação à natureza da carga
sedimentar na classificação de Schumm (1972) como rios de carga de suspensão
(suspended-load).
Os canais fluviais em sistemas anastomosados têm uma alta estabilidade
devido ao fato de os canais apresentarem margens constituídas de materiais finos,
coesos e vegetados, o que reduz a possibilidade de migração lateral. Como o canal
não se desloca lateralmente, a deposição ocorre por agradação vertical de
sedimentos. Em decorrência da agradação vertical, os canais normalmente
apresentam-se topograficamente mais altos que a planície de inundação,
assegurados pelos diques marginais proeminentes formados em suas margens. O
canal pode sofrer avulsão durante os períodos de maior descarga, rompendo o
dique marginal e desenvolvendo um novo curso para o canal fluvial (SCHERER, op.
cit.).
3.3.5 Rios Efêmeros
Embora não se enquadrem nas classificações apresentadas (morfologia dos
canais e quanto ao tipo de carga transportada), os rios efêmeros merecem atenção
especial, pois depósitos formados sob tais condições constituem os principais
reservatórios de óleo e gás (NORTH & TAYLOR, 1996). Segundo esses autores, o
registro sedimentar associado a fluxos efêmeros são complexos, visto a grande
variedade granulométrica e de estruturas deposicionais.
Os rios efêmeros são característicos de regiões áridas e semi-áridas, onde
sua formação está associada a inundações repentinas. As inundações ocorrem
durante um curto intervalo de tempo, geralmente após uma tempestade, que se
alternam por longos períodos sem que haja escoamento de águas superficiais
(SCHERER, 2004).
Segundo Scherer (op. cit.), os rios efêmeros variam desde configurações
canalizadas até tipos totalmente desconfinados, podendo transportar e depositar
sedimentos de várias classes granulométricas, como salientaram North & Taylor
(1996). A profundidade da lâmina d’água é variável, alcançando até 3 metros
durante o pico do fluxo.
81
Os rios efêmeros são dominados prioritariamente por formas de leito geradas
em regime de fluxo superior. Entretanto, nos estágios finais da inundação, quando
ocorre uma rápida desaceleração da corrente, ou seja, em regime de fluxo inferior,
os seus depósitos podem desenvolver dunas subaquosas e marcas onduladas. Em
consequência disso, os eventos de inundação geram padrões deposicionais e
estratigráficos que se desenvolvem na forma de ciclos granulométrcos com
granodecrescência ascendente e, em direção ao topo da sucessão de fácies, serão
observadas estruturas geradas em condições de regime de fluxo inferior
(SCHERER, 2008).
82
4 ANÁLISE E INTERPRETAÇÃO DOS DEPÓSITOS EÓLICOS E FLUVIAIS DA
FORMAÇÃO SERGI - GEOSSÍTIO DO CÂNION DO RIO SERGI
Este capítulo apresenta os resultados gerados a partir das descrições e
interpretações feitas do afloramento localizado no Geossítio do Cânion do Rio Sergi,
nas proximidades da cidade de Santo Amaro, relativos a Formação Sergi. As
imagens foram adquiridas com o equipamento de Laser Scanner ScanStation C10
baseado na tecnologia Lidar (Light Detection and Ranging).
Os aspectos descritivos macroscópicos foram definidos segundo algumas
características litológicas, tais como composição, cor, granulometria, organização
interna, grau de seleção, dentre outros.
Foram identificadas três associações de fácies, a saber: 1) dunas e interdunas
eólicas (E1); 2) lençóis de areia eólicos (E2); e 3) fluxos fluviais efêmeros (F1).
4.1 FÁCIES E ASSOCIAÇÃO DE FÁCIES SEDIMENTARES
Gressly (1838, apud Suguio, 1980) propôs o termo “fácies”, quando trabalhava
na região dos Alpes, para designar unidades de rochas caracterizadas por
propriedades litológicas ou paleontológicas similares.
Segundo Moore (1949, apud Suguio, 1980), fácies sedimentar é uma parte
restrita em área de uma determinada unidade estratigráfica, que exibe
características significativamente diferentes das outras partes da unidade, e que, de
acordo com Selley (1970, apud Suguio, op. cit.), abrange cinco parâmetros:
geometria, litologia, paleontologia, estruturas sedimentares e padrões de
paleocorrentes.
A descrição macroscópica das rochas aflorantes no cânion resultou em um
agrupamento de cinco fácies, 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 (E) ou fluvial (F) da sedimentação.
83
Tabela 4.1: Principais características descritivas e processos genéticos dos sedimentos da Formação Sergi no Cânion do Rio Sergi.
FÁCIES DESCRIÇÃO FREQUÊNCIA
(metros) PROCESSO SEDIMENTAR
Axa-E
Arenito com estratificação cruzada acanalada, acastanhado, friável, fino a médio, grãos arredondados a subarredondados, bem selecionado, maturo a supermaturo.
20 Migração de dunas eólicas com cristas sinuosas (3D).
App-E Arenito arroxeado, muito fino a síltico, mal selecionado, friável, organizado em estratos horizontais a sub-horizontais.
0,3
Geração de superfícies de bypass decorrentes das baixas taxas de sedimentação.
Axb-E
Arenito com estratificação cruzada de baixo ângulo, castanho arroxeado, fino a médio, bem selecionado, grãos subarredondados, friável, maturidades textural e mineralógica de moderadas a altas.
10 Migração de formas de leito eólicas quase planas.
Axb-F
Arenito com estratificação cruzada de baixo ângulo, levemente acastanhado a esbranquiçado, com intraclastos de argila, fino a médio, friável, com seleção regular, intensamente fluidizado, com presença de concreções silicosas.
3,5 Migração de formas de leito subaquosas sob regime de fluxo superior.
Ppp-F Pelito com laminação plano-paralela, arroxeado, bem selecionado, friável, fluidizado.
0,5
Deposição de partículas finas em suspensão através do assentamento gravitacional sob regime de fluxo inferior, referente ao final de ciclos torrenciais.
A seguir, foram propostas três associações de fácies que compreendem um
agrupamento de fácies relacionadas geneticamente entre si, onde foi possível a
interpretação dos prováveis paleoambientes de sedimentação.
84
4.1.1 Associação de Fácies de Dunas e Interdunas Eólicas (E1)
Descrição
Os depósitos desta associação de fácies são formados por arenitos com
estratificação cruzada acanalada (Axa-E) (Foto 4.1), de coloração acastanhada,
friáveis, com granulometria bem definida de fina a média. Possuem os grãos
arredondados a subarredondados e com bom grau de seleção. Segundo Oliveira
(2005), a elevada fração de quartzo detrital presente no arcabouço os classifica
como subarcóseos e quartzoarenitos, e podem ser considerados arenitos maturos e
supermaturos, de acordo com os padrões texturais estabelecidos por Folk (1951,
apud Oliveira, 2005).
Os sets de estratos cruzados indicam espessuras variantes entre 0,5 a 1,5m,
e são demarcados internamente por superfícies limítrofes de 2ª ordem. Na parte
inferior dos sets, os estratos cruzados dispõem-se de maneira assintótica às
superfícies limítrofes horizontalizadas, e, em direção ao topo, são assinalados por
um contínuo e gradativo aumento do mergulho aparente dos foresets. Em algumas
porções intermediárias é possível observar a ocorrência de lentes, compostas por
grãos mais grossos que a moda granulométrica do pacote, com espessuras entre
0,2 e 1,5cm, possivelmente associados a processos de avalanche na face frotal de
dunas (Foto 4.2).
As transições entre os cosets de estratos cruzados ou entre as associações
de fácies são marcadas por superfícies limítrofes de 1ª ordem (Foto 4.3). Esses
depósitos têm expressividade muito restrita no registro estratigráfico da região,
compondo delgadas camadas (da ordem de milímetros). São representados por
arenito arroxeado (App-E), de granulometria muito fina a síltica, têm seleção baixa e
estão organizados em estratos horizontais ou sub-horizontais.
85
Foto 4.1: Estratificação cruzada acanalada.
Foto 4.2: Fluxo de grãos e laminação transladante cavalgante.
Foto 4.3: Superfície de interduna demarcada pela linha vermelha.
1 m
1 m
86
Interpretação
Para se distinguir estratos cruzados formados pela migração de dunas eólicas
daqueles formados em contexto subaquático, a análise de alguns critérios se mostra
bastante relevante. Entre esses critérios destacam-se a boa seleção, o alto
arredondamento dos grãos, a textura fosca dos grãos, a bimodalidade textural (em
seção delgada) e a ocorrência de estratificações cruzadas de grande porte. Os
estratos cruzados eólicos são formados por três tipos de estratificações principais
que refletem diferentes processos na face frontal das dunas: fluxo de grãos, queda
livre de grão e laminações de marcas onduladas cruzadas transladantes cavalgantes
subcríticas.
Nessa associação de fácies, há a ocorrência de estratos cruzados dispostos
em alto ângulo, típicos de depósitos de dunas eólicas. Oliveira (2005) descreve que
os estratos cruzados de grande porte consistem numa expressão bidimensional dos
vários planos de descontinuidades internas relacionados às características
morfológicas das dunas eólicas.
Em adição ao fato de os estratos cruzados de grande porte serem típicos de
sedimentação eólica, há também, como mencionado anteriormente, o registro de
processos ocorrentes na face frontal (lee side) das dunas que se configuram
bastante confiáveis para o reconhecimento de depósitos residuais de dunas eólicas
e apresentam características texturais e estruturais que os diferenciam de depósitos
de outra natureza.
Os depósitos de fluxo de grãos (grain flow) são feições típicas das formas de
leito com faces de deslizamento bem desenvolvidas e se apresentam lenticulares,
quando o corte é transversal ao mergulho dos estratos cruzados (strike line), ou em
cunha, quando o corte é paralelo ao mergulho dos estratos cruzados (dip direction).
Os sedimentos mais pesados ou mais grossos transportados tendem a se
concentrarem por saltação na crista e na parte superior e mais íngreme da porção
frontal da duna. Eles perdem a coesão e deslizam na face frontal da duna quando o
ângulo crítico de repouso da areia seca é alcançado (cerca de 34º). Possuem o
arcabouço frouxo, o que tem grande influência nas características permo-porosas
dos reservatórios. Apresentam, com frequência, gradação inversa. Essa tendência
gradacional invertida deve-se à pressão dispersiva (SCHERER, 2004), ocasionada
87
pelo choque dos grãos durante o fluxo, segregando a porção mais grossa para o
topo das lâminas.
Os depósitos de queda livre de grãos (grain fall), por sua vez, são
caracterizados por se disporem em lâminas contínuas, terem arcabouço coeso,
espessura milimétrica e granulometria homogênea, e resultam do transporte em
suspensão. Ao transpor a crista da duna, o fluxo se expande e perde momentum,
precipintando-se na própria face frontal da duna ou na área das interdunas.
As laminações transladantes cavalgantes subcríticas, ou simplesmente pin
stripe lamination (Fryberger & Schenk, 1988, apud Oliveira, 2005), consistem nas
estruturas mais marcantes e confiáveis para distinguir depósitos de origem eólica
daqueles provenientes de ambiente subaquoso. Essas laminações são resultantes
(como visto no tópico 3.2.2.4) do cavalgamento em ângulo menor que o ângulo de
inclinação do dorso de microformas de leito denominadas marcas onduladas eólicas
(wind ripples), e a sua construção se processa em minutos ou horas. Os depósitos
de marcas onduladas eólicas são delgados, com poucos milímetros de espessura,
coesos, apresentando gradação inversa, se visível ao microscópio petrográfico. A
gração inversa é devida à segregação dos grãos nas ripples eólicas, nas quais a
porção mais grossa localiza-se próxima à crista e a porção mais fina nas calhas,
onde há um resguardo das forças do fluxo. O reconhecimento das marcas
onduladas eólicas torna-se facilitado, justamente, devido às suas características
particulares, como gradação inversa, ângulo de cavalgamento e espessura das
lâminas.
Os truncamentos que demarcam os sets de estratos cruzados dos depósitos
de dunas, bem como os que demarcam as associações de fácies, assinalam o
horizonte sobre o qual as dunas migravam. Essas superfícies horizontalizadas são
interpretadas como os depósitos de interdunas, e equivalem às superfícies de 1ª
ordem. As interdunas eólicas se caracterizam por apresentarem depósitos pouco
espessos como consequência das baixas taxas de sedimentação, gerando uma
zona de bypass.
Os depósitos de interdunas descritos, marcados por superfícies limítrofes de
1ª ordem, podem ser interpretados como o registro de uma superfície erosional,
onde a presença de água foi bastante restrita, e por isso se preservou em camadas
bastante delgadas no registro estratigráfico. Devido a esses atributos texturais e
geométricos é provável que essa sedimentação tenha ocorrido em ambientes
88
predominantemente de interdunas eólicas secas (informação verbal de Oliveira,
2013).
4.1.2 Associação de Fácies de Lençóis de Areia Eólicos (E2)
Descrição
Os depósitos da associação de fácies de lençóis de areia eólicos são
compostos por arenito castanho arroxeado (Axb-E), de granulometria fina a média,
grau de seleção bom, com grãos subarredondados, friável e com maturidades
textural e mineralógica de moderadas a altas.
Os arenitos estão dispostos em sets de estratos cruzados de baixo ângulo
(Fotos 4.4 e 4.5) limitados entre si por truncamentos sub-horizontais planos ou por
contatos erosivos com sedimentos da associação de fácies F1 subjacente.
Os depósitos da associação de fácies E2 ocorrem em camadas de dois e três
metros de espessura.
Foto 4.4: Estratificações cruzadas acanaladas (no topo), características de dunas eólicas, e de baixo ângulo (na base), típicas de depósitos de lençóis eólicos.
Lençol de Areia Eólico
1 m
89
Foto 4.5: Vista geral do afloramento estudado com destaque para os depósitos de lençol de areia eólicos (visada para S).
Interpretação
É comum a ocorrência de depósitos eólicos associados aos depósitos fluviais.
As estruturas primárias formadas em ambos os casos, bem como seus atributos
composicionais e texturais, são por vezes semelhantes. Entretanto, algumas
características que são peculiares aos pacotes eólicos os diferenciam dos fluviais,
dentre as quais se destacam: granulometria, bimodalidade, boa seleção,
arredondamento, ausência ou carência de intraclastos de argila e condições permo-
porosas favoráveis.
As características dos depósitos em questão são consonantes às inerentes
aos depósitos eólicos como descritos anteriormente.
Além disso, as estratificações cruzadas de baixo ângulo são estruturas
sedimentares comuns em lençóis de areia eólicos e são observadas neste intervalo
de rocha do afloramento estudado.
Observações em lençóis de areia atuais sugerem que diferentes fatores
podem atuar isolados ou em conjunto para inibir o desenvolvimento de dunas
eólicas. Kocurek & Nielson (1986, apud Scherer, 2004) sugerem que os lençóis de
areia podem ser formados por: (a) uma limitada disponibilidade de areia; (b)
34,5 m
90
ocorrência de inundações periódicas; (c) predominância de fração granulométrica
maior que areia grossa; e (d) presença de vegetação.
É provável que, na associação de fácies E2 tenha havido uma limitada
disponibilidade de areia seca, em resposta ao posicionamento do lençol freático
próximo à superfície deposicional (a atuação das forças capilares restringiriam a
disponibilidade de areia seca a ser transportada pelo vento), ou ainda, que a região
tenha sido alvo de ocorrência de periódicas inundações, o que limitou o tempo
disponível para a formação de dunas eólicas, favorecendo a formação dos depósitos
de lençóis de areia.
Em relação ao tempo necessário para a formação de determinado depósito,
John Allen, em 1974, definiu o termo tempo de reconstituição ou relaxação como
sendo um período de tempo característico sobre o qual a forma de leito se ajustará
às mudanças de condições. Cada elemento hierárquico responde dinamicamente a
um componente do regime de vento em uma área, e as dunas eólicas têm um tempo
de reconstituição da ordem de 10 a 100 anos. Talvez por isso, em períodos de maior
umidade do substrato, os lençóis de areia tenham se formado.
Portanto, torna-se conveniente a ideia de que a origem destes depósitos
esteja associada ao ambiente de lençóis de areia eólicos, estabelecido durante
prolongados estágios de exposição dos sedimentos em substrato saturado em água
e clima árido.
4.1.3 Associação de Fácies de Fluxos Fluviais Efêmeros (F1)
Descrição
Os depósitos desta associação de fácies ocorrem somente na base do
afloramento de estudo. Eles representam os primeiros 2,5 a 3 metros da escarpa
aflorante (Foto 4.6).
Este intervalo é composto por arenito levemente acastanhado a
esbranquiçado (Axb-F), com porções arroxeadas concordantes à laminação do
pacote, tem granulação fina a média e é friável. A seleção granulométrica é regular.
O arenito encontra-se intensamente fluidizado e, por isso, é possível
observar somente resquícios da sua estrutura sedimentar primária. A estratificação
91
cruzada de baixo ângulo (Foto 4.7) torna-se, frequentemente, bastante difusa por
causa dos processos de fluidização. Nota-se também a ocorrência de nódulos com
diâmetro de 5 a 30cm, localmente bem cimentados, provenientes do escape de
fluidos.
Foi possível observar ainda, nesses depósitos, um leve padrão
granulométrico fining-upward, ou seja, uma diminuição da granulometria em direção
ao topo, onde se destacam pelitos com laminação plano-paralela (Ppp-F).
Os níveis arroxeados encontram-se dispersos ao longo de patamares que
ressaltam a estrutura original do pacote (provavelmente laminação plano-paralela ou
estratificação cruzada de baixo ângulo) (Figura 4.8).
Foto 4.6: Destaque para os depósitos de fluxos fluviais efêmeros na base do afloramento.
Foto 4.7: Estratificação cruzada de baixo ângulo ressaltada pelos níveis pelíticos.
3 m
92
Foto 4.8: Intraclastos e pelitos com laminação plano-paralela.
Interpretação
Segundo Picard & High (1973 apud Oliveira, 2005), por definição, correntes
fluviais efêmeras têm sua gênese associada a rápidas chuvas torrenciais e se
notabilizam pela alternância de breves períodos de atividade plena com prolongados
intervalos áridos que provocam o esgotamento do fluxo superficial.
De acordo com Oliveira (2005), certas características são comuns em fluxos
fluviais efêmeros, a saber: fluxos enérgicos e instáveis; elevada concentração de
sedimentos; altas taxas de deposição e de dissipação do fluxo; arquitetura
deposicional; e aridização.
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, isso porque altas concentrações de sedimentos tendem a
inibir o desenvolvimento das dunas subaquáticas. A ocorrência de estratos cruzados
acanalados indica que o fluxo ocorreu em condições mais profundas ou eram menos
enérgicos e menos concentrados do que aqueles que originaram os estratos
cruzados de baixo ângulo.
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. 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 de água do sistema. Assim, deformações
93
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. Logo, a evidência de
concreções silicosas por escape de fluido, presentes em depósitos subaquosos e
inseridas em contexto de ambiente desértico, corrobora a ideia de que se trata de
uma sedimentação fluvial efêmera.
Os depósitos dispostos em estratos plano-paralelos remetem a condições de
baixa energia do fluxo. Estão associados ao assentamento de partículas nos
estágios finais das cheias, ou seja, em regime de fluxo inferior. Contíguo a isso, a
granodecrescência ascendente verificada nesses pacotes seria, também, uma
resposta às rápidas quedas na velocidade do fluxo e na capacidade de transporte.
Os níveis arroxeados possivelmente são resultantes da percolação vertical de
águas lamosas provenientes de eventos posteriores à deposição e que se
acumularam ao encontrar superfícies de descontinuidade, ou seja, limites entre as
estratificações (Foto 4.8).
Os depósitos de partículas sílticas a areia fina têm sua gênese associada à
decantação de partículas em suspensão formados nos estágios finais das
inundações, e que, em etapa posterior, percolaram no arenito por infiltração
mecânica.
Conclusivamente, a ocorrência de depósitos fluviais associados às fácies
eólicas, o que indica exposições subaéreas em condições de aridização, é um forte
argumento quanto à natureza efêmera desses depósitos.
4.2 MODELO GEOLÓGICO E AS IMAGENS LASER SCANNER
A figura 4.1 traz à luz a imagem final do afloramento adquirida pelo laser
scanner, após processamento, com a interpretação das superfícies limítrofes e seus
ambientes deposicionais, como abordado a seguir.
94
Figura 4.1: Imagem adquirida pelo laser scanner e interpretada, evidenciando as superfícies limítrofes de 1ª ordem, de 2ª ordem, a sand-drift surface, as associações de fácies e os ciclos de aridização ascendente (modificado de Petrobras/UO-BA/EXP).
95
Na base do afloramento estudado ocorre um pacote de depósitos de fluxos
fluviais efêmeros com cerca de 3 metros. Esses depósitos se acumularam,
provavelmente, em períodos de maior umidade, sob clima semi-árido, durante o
Titoniano (Jurássico Superior) em uma bacia intracratônica.
A associação de fácies fluvial efêmera é demarcada dos depósitos de lençóis
de areia eólicos sobrejacentes por uma superfície limítrofe denominada sand-drift
surface. Segundo Clemmensen e Tirsgaard (1990), as sand-drift surfaces são
geradas quando ventos removem e retrabalham os depósitos subaquosos,
produzindo um contato erosional coberto por uma fina camada de areia eólica. Essa
camada não se forma se a granulometria for grossa ou os sedimentos estiverem
coesos. Tal registro pode se estabelecer em qualquer depósito que passa
regularmente por períodos de dessecação. Consiste num tipo especial de superfície
limítrofe estabelecida entre depósitos subaquosos e subaéreos que dispensa
hierarquia. Essas superfícies erosionais são, notadamente, nítidas e bem marcadas
e, em geral, separam depósitos de água rasa (provenientes de fluxos efêmeros) dos
depósitos de lençóis de areia eólicos. Ademais, o mergulho delas varia de horizontal
a baixo ângulo.
Acima dos depósitos de fluxos fluviais efêmeros interpretou-se a ocorrência
de depósitos de lençóis de areia eólicos. Essa associação de fácies é marcada pela
diminuição da umidade climática. Contudo, a atuação do lençol freático próximo a
superfície ou a influência da franja capilar restringiu a disponibilidade de sedimentos
secos em condições subaéreas.
Acima da associação de fácies de lençóis de areia eólicos há a sedimentação
de dunas eólicas (bem marcadas pelos estratos cruzados acanalados),
segmentadas por uma superfície limítrofe de 1ª ordem.
As superfícies limítrofes de 1ª ordem indicam a migração de campos de
dunas. Fisicamente, assinalam os depósitos de interdunas, e, devido à sua
geometria delgada (como explicado no item 4.1.1), estão relacionadas a um sistema
eólico seco.
A associação de fácies de dunas eólicas, internamente, é entrecortada por
uma superfície limítrofe de 2ª ordem. Representam a superposição de dunas de
diferentes hierarquias, isto é, migração de dunas compostas ou complexas (ou
draa).
96
Com base em estudos detalhados de afloramentos, Scherer et al. (2004, apud
Oliveira, 2005) concluíram que as dunas eólicas da Formação Sergi eram
crescentes, com linha de crista sinuosa, supostamente, dunas barcanas. Dunas
eólicas crescentes têm geometria assimétrica e apresentam suaves mergulhos no
dorso (até 12º) e acentuada inclinação na face frontal.
Esse depósito eólico na forma de draa encerra o que pode ser chamado de
um ciclo de aridização ascendente, cuja base é marcada nos depósitos de fluxos
fluviais efêmeros.
Outra superfície limítrofe de 1ª ordem (interdunas) demarca uma nova
sedimentação de lençóis de areia eólicos que se acumula acima do draa. Esse
depósito assinala condições climáticas menos áridas, onde o lençol freático volta a
interferir nos processos de sedimentação eólica.
Encerrando a exposição analisada, verifica-se novamente o registro de
depósitos residuais de dunas eólicas, que ao se instalarem sobre os lençóis de
areia, assinalariam um outro ciclo de aridização ascendente.
97
5 CONCLUSÕES
Os padrões de empilhamento dos estratos eólicos e fluviais sugerem que o
afloramento estudado corresponda ao registro de depósitos eólicos e fluviais
efêmeros posicionados na base da Formação Sergi, possivelmente encerrados na
Sequência Deposicional I. As paleocorrentes dos depósitos residuais de dunas
eólicas indicam que o sentido preferencial de migração das mesoformas era para
sul.
Com o mapeamento geológico e o suporte da tecnologia Ligth Detection and
Ranging do laser scanner, foram identificadas três associações de fácies, a saber:
dunas e interdunas eólicas (E1), lençóis de areia eólicos (E2) e fluxos fluviais
efêmeros (F1).
A análise sedimentológica, o reconhecimento das feições mais proeminentes
quanto ao arranjo dos estratos, bem como a demarcação das principais superfícies
limítrofes foram determinantes para a interpretação das associações de fácies. Os
pacotes organizados internamente em estratos cruzados acanalados de grande
porte delimitados por superfícies limítrofes de 1a ordem sugerem a migração de
dunas e interdunas eólicas. As superfícies de 2ª ordem evidenciaram a superposição
de dunas compostas ou complexas que compunham draas. Por fim, a sand-drift
surface demarca a base da sedimentação eólica aos depósitos associados a fluxos
fluviais efêmeros sotopostos.
A organização vertical dos distintos pacotes presume a ocorrência de dois
ciclos sedimentares de aridização ascendente, estabelecidos ao longo da história
evolutiva do intervalo estratigráfico estudado.
O mapeamento de afloramentos auxiliado com recursos tecnológicos do tipo
laser scanner complementa positivamente os estudos sedimentológicos e
estruturais. Tal ferramenta pode contribuir, de maneira decisiva, para a construção
de modelos análogos e homólogos mais realistas aos reservatórios em
subsuperfície, minimizando as incertezas inerentes a essa atividade.
98
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