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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
VALTER OLIVEIRA REBOUÇAS
ESTRATIGRAFIA DE SEQUÊNCIAS DA FORMAÇÃO AÇURUÁ,
NAS PROXIMIDADES DE GUINÉ, CHAPADA DIAMANTINA - BAHIA
Salvador 2011
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VALTER OLIVEIRA REBOUÇAS
ESTRATIGRAFIA DE SEQUÊNCIAS DA FORMAÇÃO AÇURUÁ NAS PROXIMIDADES DE GUINÉ, CHAPADA DIAMANTINA - 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: Msc. Antonio Jorge Campos Magalhães (PETROBRAS / UO-BA) Co-Orientador: Cícero da Paixão Pereira (Pesquisador Visitante do CPGG – UFBA)
Salvador 2011
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TERMO DE APROVAÇÃO
VALTER OLIVEIRA REBOUÇAS
Salvador, 05 de julho de 2011
ESTRATIGRAFIA DE SEQUÊNCIAS DA FORMAÇÃO AÇURUÁ NAS PROXIMIDADES DE GUINÉ, CHAPADA DIAMANTINA - BAHIA
Monografia apresentada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia Universidade Federal da Bahia
_________________________________________________________ Antonio Jorge Campos Magalhães (PETROBRAS / UO-BA) - Orientador Mestre em Sedimentologia e Petrologia Sedimentar pela Universidade Federal de Ouro Preto – UFOP. _________________________________________________________ João de Deus Souto Filho (PETROBRAS / UO-BA) Metre em Geo-Engenharia de Reservatório de Petróleo pela Universidade Estadual de Campinas - UNICAMP _________________________________________________________ Michael Holz (UFBA) Doutor em Geociências pela Universidade Federal do Rio Grande do Sul - UFGRS _________________________________________________________ Roberto Rosa da Silva (PETROBRAS / UFBA) Mestre em Sedimentologia e Petrologia Sedimentar pela Universidade Federal de Ouro Preto – UFOP.
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―O conhecimento é a única ferramenta que
nos retira da condição de servos do sistema
social e nos torna autores da história, pelo
menos da nossa história.‖
Augusto Cury
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AGRADECIMENTOS
Num momento assim a única coisa que podemos fazer é agradecer por todas as
conquistas e objetivos alcançados. Agradecer a todos que participaram de alguma forma para
galgarmos os louros da vitória. Sermos gratos pelas dificuldades e alegrias, pois juntas
contribuíram na construção do conhecimento que hoje possuímos. Assim, agradeço a Deus
por tudo que passei nestes anos edificando minhas capacidades para ser um bom profissional.
Obviamente tenho que agradecer à UFBa, Instituição que me acolheu da melhor forma
possível e, mesmo com todas as dificuldades, proporcionou a minha chegada até aqui.
Agradeço à ANP pela bolsa de estudos e pelo financiamento das viagens de campo para a
aquisição de dados para a realização deste trabalho. Aos meus professores toda minha
gratidão pelos ensinamentos passados, em especial à professora Gisele que me deu a primeira
oportunidade de trabalhar de alguma forma com a Geologia e ao meu orientador, Magal, pela
amizade e por todos os ensinamentos. Da mesma forma agradeço aos meus colegas que, junto
comigo, chegaram ate aqui aos que passaram e aos que ainda passarão por tal experiência.
Expresso um agradecimento especial à Paulo, Pedro, Murilo, Danilo, Josafá, Caio, Asafe,
Alexandre, Acácio, Jaime, Gleice, Nelize, Ítala, Eula, André e todos os outros bolsistas da
ANP. À Seu Manoel e a Dona Gloria meu muito obrigado por Jussiara, a flor que me
acompanha e me apóia em todos os momentos. A toda minha família, meu Pai, Seu Valter,
minha Mãe, Dona Graça, minhas irmãs, Luisa e Luana, meu amor e agradecimento maior por
todo o apoio dado durante toda minha vida.
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RESUMO
O objetivo deste trabalho é realizar a análise estratigráfica de seções geológicas na
Formação Açuruá, a partir do reconhecimento e delimitação de padrões de empilhamento em
afloramentos, bem como da identificação de superfícies estratigráficas. A análise
estratigráfica das seções geológicas foi realizada com base nos conceitos da Estratigrafia de
Sequências, interpretando superfícies estratigráficas e tratos de sistemas em escala de
afloramentos. Foram caracterizados também conjuntos de parassequências e uma sequência
estratigráfica genética. A Formação Açuruá foi identificada como pertencente a um trato de
sistemas de nível alto. Levantamentos com esta abordagem e restrito a Formação Açuruá não
foram realizados até então devido ao fato destas rochas não conterem recursos minerais e
energéticos que justifiquem maior suporte e investimentos. Entretanto, o cunho científico
deste trabalho é válido, pois tais rochas podem ser consideradas análogas de reservatórios
para exploração e explotação de hidrocarbonetos, além de esclarecer mais sobre a
sedimentação no Supergrupo Espinhaço na região da Chapada Diamantina.
Palavras Chave: Superfícies Estratigráficas, Estratigrafia de Sequências, Formação Açuruá.
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ABSTRACT
This monography focus on the stratigraphic analysis in geological sections of Açuruá
Formation, based on the recognition of stacking patterns, and the identification of
stratigraphic surfaces in outcrops. The stratigraphic analysis of geological cross-sections was
based on the concepts of Sequence Stratigraphy, interpreting stratigraphic surfaces and
systems tracts. Sets of parasequences were also featured as well as a genetic stratigraphic
sequence. This portion of Açuruá Formation was interpreted as belonging to a highstand
system tract. Studies with this approach and restricted the Açuruá Formation have not been
performed previously due the fact that these rocks do not contain mineral and energetic
resources to justify such kind of investment. However, the scientific nature of this work is
valid, because these rocks can be considered analogous to reservoirs for exploration and
exploitation of hydrocarbons in addition to clarifying a little bit more about Espinhaço
Supergroup sedimentation in Chapada Diamantina.
Keywords: Stratigraphic Surfaces, Sequence stratigraphy, Açuruá Formation.
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LISTA DE FIGURAS Figura 1.1 - Vias de acesso ao local de estudo, em destaque percurso feito de Salvador à
Guiné. Fonte: Google Maps, 2011............................................................................................ 15 Figura 1.2 - Coluna estratigráfica simplificada da Bacia Espinhaço – São Francisco a partir de
diversos autores ( Dandefer 1990, Dominguez 1993, Pedreira 1994, Misi & Silva 1996. apud
Filho, 2009). ............................................................................................................................. 16
Figura 2.1 - Área do Cráton do São Francisco no território brasileiro, destacando a região da
Chapada Diamantina (elaborado a partir de Almeida, 1977 apud Pereira, 2010). ................... 19 Figura 2.2 - Evolução tectônica da Chapada Diamantina (Pedreira & Bonfim, 2000). ........... 24 Figura 3.1 - Mapa de Localização da área de estudo feito com base na Carta Geológica da
Folha Seabra SD 24 - V - A da CPRM (1999). Escala 1:167.000. .......................................... 26
Figura 3.2 - a) Coluna estratigráfica da Formação Açuruá (Pedreira, 1994); b) Empilhamento
estratigráfico da Formação Açuruá, fácies de prodelta, transição prodelta – frente deltaica e da
fácies frente deltaica (Pedreira,1990 apud Aragão, 2009). ...................................................... 27
Figura 3.3 - Seção esquemática da Trilha do Beco (Santos, 2009). ......................................... 28 Figura 3.4 - Coluna estratigráfica da Formação Tombador. Pedreira (1994)........................... 29 Figura 4.1 - Comparação entre seções sísmicas (a) com sequências sísmicas (b) revela o
processo deposicional que criou o padrão de acamamento. Com a subida do nível do mar,
duas sequências deltaicas são encontradas (c) e (d). Press, 2006. ............................................ 31 Figura 4.2 - Controles alogênicos na sedimentação e sua relação com o fluxo de energia do
ambiente, aporte de sedimentos, acomodação e trends deposicionais. Catuneanu, 2006. ....... 32 Figura 4.3 - Relação entre fluxo de energia, aporte sedimentar, nível de base e acomodação
em um ambiente costeiro que não é afetado pela subsidência ou pela mudança do nível do
mar. Catuneanu, 2006. .............................................................................................................. 33 Figura 4.4 - Espaço para potencial acumulação de sedimentos gerado pela inter-relação entre
a eustasia e a tectônica. Ribeiro, 2001. ..................................................................................... 33
Figura 4.5 - O conceito de nível de base, definido como o mais baixo nível de denudação
continental. Catuneanu, 2006. .................................................................................................. 34 Figura 4.6 - Cenários de subida relativa do nível do mar. Catuneanu, 2006. ........................... 35
Figura 4.7 - Cenários de queda relativa do nível do mar. Catuneanu, 2006............................. 35
Figura 4.8 - Transgressões e regressões. Catuneanu, 2006. ..................................................... 36 Figura 4.9 - Empilhamento vertical de conjuntos de parasequências. Catuneanu, 2008. ....... 37 Figura 4.10 - Conceitos de transgressão, regressão normal e regressão forçada, definido como
a interação entre mudanças no nível de base e taxa de sedimentação. (RN=Regressão Normal;
RF=Regressão Forçada) Catuneanu, 2006. .............................................................................. 38
Figura 4.11 - Os padrões de empilhamento estratal definem os tipos genéticos de depósitos
que são os blocos construtores fundamentais da estratigrafia de sequências. (NRM=Nível
Relativo do Mar). Catuneanu et al., 2010................................................................................. 38
Figura 4.12 - Terminações estratais que podem ser observadas abaixo e acima de superfícies
estratigráficas em seções sísmicas e em afloramentos de larga escala. Catuneanu, 2008. ....... 40 Figura 4.13 - Tipos de terminações estratais. Catuneanu, 2006. .............................................. 40 Figura 4.14 - Relação entre as Superfícies Estratigráficas e os principais eventos do ciclo do
nível de base. Catuneanu, 2006. ............................................................................................... 41 Figura 4.15 - Acima, perfil demonstrando a discordância subaérea, abaixo a discordância
subaérea (linha vermelha) em uma seção sísmica numa orientação Dip. (TSMB=Trato de
Sistemas de Nível Baixo; TSEQ=Trato de Sistemas de Estágio de Queda; RN=Regressão
Normal; RF=Reg ressão Forçada). Catuneanu, 2006. .............................................................. 42 Figura 4.16 - A) Conformidade correlativa segundo Hunt & Tucker, 1992 (linha vermelha
tracejada); B) Conformidade Correlativa segundo Posamentier et al., 1988 (linha vermelha
pontilhada). Catuneanu, 2006. .................................................................................................. 43
ix
Figura 4.17 - Superfície estratigráfica que se forma em resposta a uma regressão forçada em
uma costa dominada por onda. Catuneanu, 2006. ................................................................... 44 Figura 4.18 - a) Depósito marinho raso onde não ocorre a SBRF, pois o ângulo de repouso das
clinoformas é maior do que o perfil de equilíbrio das ondas, portanto o fundo não é erodido;
b) perfil de equilíbrio das ondas maior do que o ângulo de repouso das clinoformas, causando
erosão do fundo. (TSMB=Trato de Sistemas de Nível Baixo; TSEQ=Trato de Sistemas de
Estágio de Queda; SBRF=Superfície Basal de Regressão Forçada). Catuneanu, 2006. .......... 45 Figura 4.19 - Evolução da Superfície Regressiva de Erosão Marinha em depósitos marinhos
rasos de estágio de queda em plataforma dominadas por ondas.(TSMA=Trato de Sistemas de
Nível Alto; HCS=Estratificação Cruzada Hummocky;SCS=Estratificação por Ondas;
FWB=Nível Médio das Ondas Normais; SWB=Nível Mèdio de Ondas de Tempestade)
Catuneanu, 2006. ...................................................................................................................... 46 Figura 4.20 – Superfície Regressiva Máxima (linha vermelha) numa orientação DIP.
(RN=Regressão Normal; RF=Regressão Forçada) Catuneanu, 2006. ..................................... 48
Figura 4.21 - Acima, perfil demonstrando a superfície de inundação máxima. Abaixo,
expressão sísmica de uma SIM em uma costa com depósitos marinhos rasos.(A – linhas
sísmicas não interpretadas e B – interpretadas). (TST=Trato de Sistemas Transgressivo;
TSMA=Trato de Sistemas de Nível Alto; TSMB=Trato de Sistema de Nível Baixo;
SIM=Superfície de Inundação Máxima) Catuneanu, 2006. ..................................................... 49 Figura 4.22 - Superfícies de ravinamento por onda e por maré em um estuário dominado por
onda. (SRM=Superfície de Ravinamento por Maré; SRO=Superfície de Ravinamento por
Onda) Catuneanu, 2006. ........................................................................................................... 51 Figura 4.23 - Superfícies de ravinamento por onda e por maré em um estuário dominado por
maré. (SRM=Superfície de Ravinamento por Maré; SRO=Superfície de Ravinamento por
Onda) Catuneanu, 2006. ........................................................................................................... 51
Figura 4.24 - Conceito de parassequência e superfícies de inundação exemplificado em uma
sucessão de fácies progradantes de uma Frente Deltaica / shoreface, onde é possivel observar
o padrão progradante das parassequências no perfil de gama ray (Catuneanu, 2006). ............ 53 Figura 4.25 - Trato de Sistemas e Superfícies Estratigráficas englobadas pela Sequência
Estratigráfica Genética. (TSR=Trato de Sistemas Regressivo; TST=Trato de Sistemas
Transgressivo; TSMA=Trato de Sistemas de Nível Alto; TSMB=Trato de Sistema de Nível
Baixo; SIM=Superfície de Inundação Máxima; SBRF=Superfícies Basal de Regressão
Forçada; SEM=Superfície Regressiva Máxima;C.C.=Conformidade Correlativa;
G.D.=Granodecrescência Ascendente;G.C.=Granocrescência Ascendente; RN=Regressão
Normal; RF=Regressão Forçada ) Catuneanu, 2006. ............................................................... 55 Figura 4.26 - Arquitetura regional de sistemas deposicionais, tratos de sistemas e superfícies
estratigráficas. (i-RF=início da Regressão Forçada; f-RF=final da Regressão Forçada; i-
T=início da Transgressão; f-T=final da Transgressão). Catuneanu, 2006. .............................. 56 Figura 4.27 - Acima, detalhe da arquitetura do trato de sistemas de mar alto, abaixo, processo
deposicional e produtos do TSMA. (TSMA=Trato de Sistema de Nível Alto; TST=Trato de
Sistema Transgressivo; TSEQ=Trato de Sistema de Estágio de Queda; TSMB=Trato de
Sistema de Nível Baixo). Catuneanu, 2006. ............................................................................. 57 Figura 4.28 - Detalhe da arquitetura do trato de sistemas de estágio de queda. (TSEQ=Trato
de Sistema de Estágio de Queda). Catuneanu, 2006. ............................................................... 58 Figura 4.29 - Processos deposicionais e produtos do trato de sistemas de estágio de queda
inicial (acima) e final (abaixo). Catuneanu, 2006. ................................................................... 59 Figura 4.30 - Acima, detalhe da arquitetura do trato de sistemas de mar baixo. Abaixo,
processo deposicional e produtos do TSMB. (TSMB=Trato de Sistemas de Nível
Baixo;TSEQ=Trato de Sistemas de Estágio de Queda). Catuneanu, 2006. ............................. 61
x
Figura 4.31 - Detalhe da arquitetura do trato de sistemas transgressivo. (TST=Trato de
Sistemas Transgressivo; TSEQ=Trato de Sistemas de Estágio de Queda; TSMB=Trato de
Sistema de Nível Baixo). Catuneanu, 2006. ............................................................................. 62 Figura 4.32 - Processos deposicionais e produtos do trato de sistema transgressivo inicial
(acima) e final (abaixo). Catuneanu, 2006. .............................................................................. 63 Figura 4.33 - Secção transversal ilustrando um cenário mais geral para a arquitetura de
depósitos regressivo forçado, regressivo normal e transgressivo numa configuração fluvial
para marinho raso (Catuneanu, 2006)....................................................................................... 64 Figura 5.1 - Legenda das estruturas sedimentares reconhecidas durante o empilhamento do
perfil nas proximidades de Guiné. ............................................................................................ 70 Figura 5.2 - Porção basal do perfil empilhado, com profundidade de 1775m até 1610m,
englobando a Formação Açuruá, com seus elementos arquiteturais da planície deltaica. Setas
mostrando o padrão progradacional. ........................................................................................ 71
Figura 5.3 - Porção intermediária do perfil empilhado, com profundidade de1610 m até a
1445m, englobando a Formação Açuruá, com seus elementos arquiteturais da planície
deltaica, do prodelta e barra de desembocadura. Seta mostrando o padrão progradacional. ... 72 Figura 5.4 - Porção superior do perfil empilhado, com profundidade de 1445m até 1290m,
englobando a Formação Açuruá, com seu elemento arquitetural da barra de desembocadura, o
dique máfico e a base da Formação Tombador. Seta mostrando o padrão progradacional. ... 73 Figura 5.5 - Perfil completo empilhado, com profundidade de 1775m até 1290m, englobando
a Formação Açuruá, com indicação dos conjuntos de parassequências, sequência genética e
sequência deposicional. (SI=Superfície de Inundação Marinha; SIM=Superfície de Inundação
Máxima; SRM=Superfície Regressiva Máxima; TSMA=Trato de Sistemas de Nível alto;
TSMB=Trato de Sistemas de Nível Baixo). ............................................................................. 74
xi
LISTA DE FOTOS Foto 4.1-Foto de afloramento com uma discordância subaérea (seta amarela). Contato entre
estratos cruzados por onda de ambiente marinho raso abaixo e estratos fluviais acima.
Catuneanu, 2006. ...................................................................................................................... 42 Foto 4.2 - Superfície Regressiva de Erosão Marinha (linha vermelha) separando depósitos
arenosos de regressão forçada – acima – de depósitos argilosos da plataforma externa –
abaixo. Catuneanu, 2006. ......................................................................................................... 47 Foto 4.3 - Superfície Regressiva Máxima (seta amarela). A - estratos fluviais de regressão
forçada. B – depósitos de praia. Catuneanu, 2006. .................................................................. 48 Foto 4.4 - Exemplo de afloramentos com sucessões de parassequências formadas em
ambientes marinhos rasos, onde é possivel ver o padrão progradante das fácies limitadas por
superficies de inundação (setas vermelhas). Catuneanu, 2006. ................................................ 53
Foto 4.5 - Afloramento que expressa o Trato de Sistemas de Nível Baixo. Canais fluviais
amalgamados (acima) e depósitos de shoreface de TSEQ (abaixo) separados por uma
discordância Subaérea (linha vermelha). Catuneanu, 2006. ..................................................... 61 Foto 5.1 - Fm. Açuruá. Detalhe do clasto lamoso em arenito grosso pertencente ao elemento
arquitetural crevasse. Prof. 1770,4m. ....................................................................................... 67
Foto 5.2 - Fm. Açuruá. Arenito grosso com cruzada acanalada e em fining up para siltito
pertencente ao elemento arquitetural crevasse. Prof. 1750,9m. ............................................... 68 Foto 5.3 - Fm. Açuruá. Panorâmica de depósitos de crevasse: arenitos médio a muito fino, em
fining up. Prof. 1677m. ............................................................................................................. 68 Foto 5.4 - Fm. Açuruá. Siltito cinza avermelhado pertencente ao elemento arquitetural da
planície lamosa. Prof. 1562m. .................................................................................................. 68 Foto 5.5 - Fm. Açuruá. Detalhe da ´lanície lamosa com gretas de contração formadas devia à
exposição subaérea. Prof. 1561,8m. ......................................................................................... 69
Foto 5.6 - Passagem da planície lamosa – siltito avermelhado e roxo – para o prodelta –
folhelho cinza amarelado, indicada pela linha verde acompanhando o acamamento. Prof.
1520m. ...................................................................................................................................... 69 Foto 5.7 - Detalhe do siltito avermelhado e roxo com gretas de contração pertencente à
planície lamosa. Prof. 1541m. .................................................................................................. 69
Foto 5.8 - Detalhe do folhelho laminado com uma coloração cinza amarelada pertencentes aos
depósitos de prodelta. Prof. 1517,4m. ...................................................................................... 70 Foto 5.9 - Dique de rochas vulcânicas máficas instalado na passagem da Formação Açuruá
para a Formação Tombador. Prof. 1340m. ............................................................................... 70 Foto 5.10 - Fm. Tombador. Detalhe da laminação sub-horizontal com gradação normal
(Indidada pelas setas vermelhas) e grânulos dos depósitos fluviais efêmeros. Prof. 1301,4m. 75 Foto 5.11 - Fm. Tombador. Geometria externa de barras arenosas fluviais efêmeras: canais
amplos e rasos e barras tabulares. Falésia em profundidade equivalente a 1316m. ................. 76
xii
LISTA DE TABELAS Tabela 4.1 - Interpretação das terminações estratais em termos de mudanças sin-deposicionais
da linha de costa e mudanças do nível de base. (RF=Regressão Forçada; T=Transgressão;
R=Regressão; RN=Regressão Normal). Catuneanu, 2006. ...................................................... 40 Tabela 4.2 - Diagnóstico do significado das superfícies estratigráficas. (RN=Regressão
Normal; RF=Regressão Forçada;T=Transgressão) Catuneanu, 2006. ..................................... 52
xiii
SUMÁRIO
AGRADECIMENTOS ............................................................................................................. v
RESUMO.................................................................................................................................. vi
ABSTRACT ............................................................................................................................ vii
LISTA DE FIGURAS............................................................................................................ viii
LISTA DE FOTOS .................................................................................................................. xi
LISTA DE TABELAS ............................................................................................................ xii
SUMÁRIO .............................................................................................................................. xiii
1 INTRODUÇÃO .............................................................................................................. 15
1.1 OBJETIVOS ................................................................................................................. 17
1.1.1 Objetivos Específicos ........................................................................................... 17
1.2 JUSTIFICATIVA ......................................................................................................... 17
1.3 METODOLOGIA ......................................................................................................... 18
2 GEOLOGIA REGIONAL ............................................................................................. 19
2.1 CRÁTON DO SÃO FRANCISCO ............................................................................... 19
2.2 CHAPADA DIAMANTINA ........................................................................................ 20
2.3 SUPERGRUPO ESPINHAÇO ..................................................................................... 20
2.3.1 Grupo Paraguaçu .................................................................................................. 21
2.3.2 Grupo Chapada Diamantina ................................................................................. 21
2.4 EVOLUÇÃO TECTÔNICA ......................................................................................... 21
3 GEOLOGIA LOCAL ..................................................................................................... 25
3.1 FORMAÇÃO AÇURUÁ .............................................................................................. 25
3.2 FORMAÇÃO TOMBADOR ........................................................................................ 29
4 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ................................................................................. 30
4.1 O QUE É ESTRATIGRAFIA? ..................................................................................... 30
4.2 O QUE É ESTRATIGRAFIA DE SEQUÊNCIAS? .................................................... 30
4.3 CONTROLES ALOGÊNICOS DA SEDIMENTAÇÃO ............................................. 32
4.4 APORTE SEDIMENTAR E FLUXO DE ENERGIA ................................................. 32
4.5 ACOMODAÇÃO SEDIMENTAR .............................................................................. 33
4.6 NÍVEL DE BASE ......................................................................................................... 34
4.7 TRAJETÓRIAS DA LINHA DE COSTA ................................................................... 36
4.8 SUPERFÍCIES ESTRATIGRÁFICAS ........................................................................ 39
4.9 TIPOS DE TERMINAÇÕES ESTRATAIS ................................................................. 39
xiv
4.10 SUPERFÍCIES DA ESTRATIGRAFIA DE SEQUÊNCIAS ...................................... 41
4.10.1 Discordância Subaérea ..................................................................................... 41
4.10.2 Conformidade Correlativa ................................................................................ 43
4.10.3 Superfície Basal de Regressão Forçada ............................................................ 43
4.10.4 Superfície Regressiva de Erosão Marinha ........................................................ 45
4.10.5 Superfície Regressiva Máxima ......................................................................... 47
4.10.6 Superfície de Inundação Máxima ..................................................................... 48
4.10.7 Superfície de Ravinamento Transgressivo ....................................................... 50
4.11 PARASSEQUÊNCIAS ................................................................................................. 52
4.12 SEQUÊNCIAS GENÉTICAS ...................................................................................... 54
4.13 TRATOS DE SISTEMAS ............................................................................................ 55
4.13.1 Trato de Sistema de Nível Alto ........................................................................ 56
4.13.2 Trato de Sistema de Estágio de Queda ............................................................. 58
4.13.3 Trato de Sistemas de Nível Baixo .................................................................... 60
4.13.4 Trato de Sistemas Transgressivo ...................................................................... 62
5 ANÁLISE DOS DADOS ................................................................................................ 65
5.1 INTRODUÇÃO ............................................................................................................ 65
5.2 PERFIL DA TRILHA DO BECO (BASE – 226.682/8.587.686; TOPO –
227.801/8.588.440) ............................................................................................................... 65
5.2.1 Sequência Deposicional ........................................................................................ 76
6 CONCLUSÕES............................................................................................................... 78
7 REFERÊNCIAS ............................................................................................................. 79
15
1 INTRODUÇÃO
O domínio fisiográfico da Chapada Diamantina constitui um sítio de grande beleza
paisagística devido ao modelado de suas serras, que expõem vales profundos de encostas
íngremes e amplas chapadas (Pedreira, 2002). O padrão estrutural na porção oriental da Serra
do Sincorá apresenta baixa a sutil magnitude de deformação, com dobras suaves em formas
sinclinais e anticlinais conjugadas (Danderfer, 1990). O baixo grau do metamorfismo
favoreceu a preservação de estruturas sedimentares nas Formações Açuruá e Tombador. O
contato entre essas formações, a primeira de ambiente marinho (Pedreira, 1995), e a segunda
de ambiente continental, é interpretado como um limite de sequência (Pedreira, 1994). Este
trabalho estuda a estratigrafia de sequências da Formação Açuruá nas proximidades da
localidade de Guiné no município de Mucugê, distante cerca de 465 km da cidade de Salvador
(Figura 1.1).
Figura 1.1 - Vias de acesso ao local de estudo, em destaque percurso feito de Salvador à Guiné. Fonte: Google
Maps, 2011.
A Formação Açuruá foi denominada por Montes em 1977 como Formação Guiné e
recebeu a denominação de Formação Açuruá em 1978 por Inda & Barbosa. Esta Formação é
composta na base por sedimentos finos, principalmente siltitos. Seu topo é composto por
arenitos médios com matriz argilosa, apresentando estratificações plano-paralelas, cruzadas de
baixo ângulo, fendas de ressecamento e marcas onduladas. Ainda no topo desta Formação
ocorrem camadas de arenito médio organizados em tidal – bundles. A sua sedimentação é
interpretada como tendo ocorrido em ambiente transicional – estuarino; deltaico – e marinho
(Savini & Raja Gabaglia, 1997).
16
A Formação Açuruá está inserida no Grupo Paraguaçu, que representa uma
cobertura Mesoproterozóica do Cráton do São Francisco (Figura 1.2). A Bacia Chapada
Diamantina, que armazena uma sedimentação continental e marinha rasa do tipo QPC
(quartzito, pelito, carbonato), foi gerada por processos de subsidência flexural derivada de
eventos relacionados a alterações nas condições físicas da crosta (Guimarães, 2005).
Figura 1.2 - Coluna estratigráfica simplificada da Bacia Espinhaço – São Francisco a partir de diversos autores
( Dandefer 1990, Dominguez 1993, Pedreira 1994, Misi & Silva 1996. apud Filho, 2009).
17
1.1 OBJETIVOS
O objetivo deste trabalho foi realizar a análise estratigráfica de seções geológicas na
Formação Açuruá, a partir do reconhecimento e delimitação de padrões de empilhamento em
afloramentos, bem como a identificação das superfícies estratigráficas. O trabalho de campo
consistiu no levantamento de seções geológicas em afloramentos para a análise de elementos
arquiteturais – através de identificação e associações de fácies – reconhecimento dos sistemas
deposicionais, estudo do padrão de empilhamento, identificação dos tipos e hierarquização de
superfícies estratigráficas.
1.1.1 Objetivos Específicos
Desenvolver metodologia prática de abordagem preditiva da ciclicidade de rochas
siliciclásticas Pré-Cambrianas, nas diversas ordens de ocorrência o que constitui temática
bastante promissora, ainda que carente em dados. Desenvolver capacitação em análise vertical
de fácies sedimentares e em análise estratigráfica de afloramentos. O aperfeiçoamento do
conhecimento de Sedimentologia e Estratigrafia de Sequências foi aprofundado durante a
realização do projeto de pesquisa através de aulas complementares em sala de aula e campo,
ministradas pelo Orientador. Especificamente objetivou-se a compreensão da estratigrafia da
porção superior da Formação Açuruá, contribuindo para melhor compreensão das mudanças
nas tendências deposicionais ocorridas no Supergrupo Espinhaço.
1.2 JUSTIFICATIVA
A Estratigrafia de Sequências é o mais recente e revolucionário paradigma no
campo da geologia sedimentar. Os conceitos incorporados por esta disciplina resultaram em
uma mudança fundamental no pensamento geológico e, em particular, nos métodos de
análises faciológica e estratigráfica (Catuneanu, 2006). Esta técnica tem grande importância
para a compreensão da dinâmica dos ambientes de sedimentação, e consequentemente da
história geológica evolutiva, pois permite a elaboração de modelos preditivos com base nas
análises de fatores que condicionaram a sedimentação (tectônica, eustasia, clima).
A execução deste trabalho, baseado em dados litoestratigráficos de afloramentos,
justificou-se por contribuir para o desenvolvimento de metodologia prática de abordagem
preditiva da ciclicidade de rochas siliciclásticas Pré-Cambrianas, nas diversas ordens de
ocorrência. Além disso, esta metodologia é utilizada na indústria do petróleo, bem como na
18
exploração de outros bens minerais como, por exemplo, água subterrânea, mineralizações
metálicas e não metálicas, depósitos de pláceres e carvão.
1.3 METODOLOGIA
O trabalho baseou-se no levantamento de seções geológicas, identificação de fácies,
estabelecimento de associações de fácies, definição de elementos arquiteturais,
reconhecimento de sistemas deposicionais, culminando na aplicação dos conceitos da
estratigrafia de sequências.
A interpretação dos perfis estratigráficos levantados nas missões de campo baseou-
se no método da estratigrafia de alta resolução adotado no curso da PETROBRAS (Savini &
Raja Gabaglia, 1997) que é construído a partir de um modelo de associação de fácies e
elementos arquiteturais (Miall, 1985), para interpretar o ambiente deposicional. Este trabalho
foi dividido nas etapas descritas a seguir:
pesquisa bibliográfica;
missões de campo objetivando a descrição de afloramentos com a confecção de
perfis estratigráficos;
identificação das principais superfícies estratigráficas;
digitalização dos perfis;
tratamento dos dados.
19
2 GEOLOGIA REGIONAL
Neste capítulo é feito uma breve apresentação dos compartimentos regionais em
que está inserida a área de estudo, a partir de uma pequena descrição do Cráton do São
Francisco, Chapada Diamantina e seus principais compartimentos. Por fim é apresentado um
resumo da evolução tectônica da região.
2.1 CRÁTON DO SÃO FRANCISCO
O Cráton do São Francisco é definido como uma porção da plataforma Sul-
Americana que foi delimitado na orogenia Brasiliana no Neoproterozóico (Almeida, 1977).
Com exceção da margem do Atlântico, o Cráton do São Francisco tem seus limites definidos
pelos cinturões de dobramentos Neoproterozóicos Brasília a sul e oeste, Rio Preto a noroeste,
Riacho do Pontal e Sergipano a norte, Araçuaí a sudeste e Rio Grande ao Sul (Figura 2.1). A
leste, o cráton vai de encontro à margem continental que hospeda as bacias do Jequitinhonha,
Almada, Camamú e Jacuípe (Alkmim, 2004).
Figura 2.1 - Área do Cráton do São Francisco no território brasileiro, destacando a região da Chapada
Diamantina (elaborado a partir de Almeida, 1977 apud Pereira, 2010).
Local de Trabalho: Guiné
20
O Cráton do São Francisco é quase inteiramente coberto por sucessões pré-
Cambrianas e Fanerozóicas. Os domínios abrangidos no interior do cráton compreendem três
unidades morfotectônicas distintas: Aulacógeno do Paramirim, ao norte, a Bacia São
Francisco, ao sul (Cruz & Alkmim, 2005) e a Bacia da Chapada Diamantina que encontra-se
à NE do Cráton (Figura 2.1).
2.2 CHAPADA DIAMANTINA
A região estudada situa-se no domínio fisiográfico da Chapada Diamantina, centro
do Estado da Bahia, da Província São Francisco (Melo, 2003). É dividida nos domínios
ocidental e oriental (Jardim de Sá et al., 1976), separados pelo lineamento Barra do Mendes –
João Correia. No Domínio Ocidental os dobramentos são apertados e o vulcanismo intenso;
no Oriental, as dobras são suaves e o magmatismo restrito principalmente a intrusões básicas
(Guimarães et al., 2008).
As rochas mais antigas da área integram o embasamento arqueano, constituído por
gnaisses migmatíticos (complexos Paramirim e Gavião) e sequências supracrustais
(complexos Brumado e Ibiajara) (Guimarães et al., 2008). Sobre esse embasamento
implantaram-se, a partir de ca 1,75Ga, duas bacias sedimentares ensiálicas, superpostas e
diacrônicas, repositórias do Supergrupo Espinhaço: uma, do tipo rifte-sag, de idade
Estateriana – Bacia Espinhaço Oriental, e outra, do tipo sinéclise, atribuída ao Calimiano
(Mesoproterozoico) entre 1,6 e 1,5Ga – Bacia Chapada Diamantina (Guimarães et al., 2008).
A Sinéclise Chapada Diamantina corresponde a uma depressão ampla e rasa
instalada sobre as unidades do rifte-sag Espinhaço Oriental e do embasamento, preenchida
com depósitos do Supergrupo Espinhaço. Tem uma área preservada aproximada de
68.000km2, localizada na região central do estado da Bahia e uma geometria triangular aberta
para norte (Loureiro, et al., 2009).
2.3 SUPERGRUPO ESPINHAÇO
O Supergrupo Espinhaço aflora nos estados da Bahia e Minas Gerais e consiste em
uma megassequência implantada sobre riftes Estaterianos, segmentados nos ramos Espinhaço
Setentrional e Chapada Diamantina. O Espinhaço Setentrional é constituído pelas Formações
Pajeú, Bom Retiro, Fazendinha e Serra da Vereda que integram o Grupo Oliveira dos
Brejinhos (Paleoproterozóico) e pelo Grupo Santo Onofre (Neoproterozóico). A Chapada
21
Diamantina é uma bacia do tipo rifte-sinéclise, com o estágio rifte representado pelo
vulcanismo Rio dos Remédios (Figura 1.2) e o estágio sinéclise pelos depósitos continentais e
marinhos dos Grupos Paraguaçu e Chapada Diamantina (Santana, 2009).
2.3.1 Grupo Paraguaçu
Este Grupo é representado pelas Formações Mangabeira (Schobbenhaus & Kaul,
1971 apud Guimarães et al, 2005) e Açuruá (Inda & Barbosa, 1978 apud Guimarães et al,
2005) e é datado entre 1,6 e 1,7 Ga. A Formação Mangabeira possui na base arenitos finos a
médios e níveis de arenitos conglomeráticos, e seu topo consiste de arenitos finos a médios,
bimodais, intercalados a camadas decimétricas de argilitos. É interpretado como depositado
em um paleoambiente fluvial e eólico (Pedreira, 1994). A Formação Açuruá é composta por
sedimentos finos, principalmente siltitos na base, e por arenitos médios com matriz argilosa
em sua parte superior. É interpretada como tendo sido depositada em ambiente transicional e
marinho (Pedreira, 1994; Guimarães et al, 2005).
2.3.2 Grupo Chapada Diamantina
O Grupo Chapada Diamantina compreende as sequências deposicionais da
Formação Tombador e Formação Caboclo e é datado entre 1,6 e 1,5 Ga (Guimarães et al.,
2005). A Formação Tombador é essencialmente constituída por arenitos intercalados com
fácies argilosas, por conglomerados sustentados por matriz e seixos. Sua deposição teria
ocorrido em ambientes continentais (leque aluvial, fluvial e eólico) e transicionais marcando
períodos transgressivos (Savini & Raja Gabaglia, 1997). A Formação Tombador possui
paleocorrentes predominantes para NW e SW (Pedreira, 1994). Por toda a sua área de
ocorrência, a formação Tombador, principalmente na região entre Lençóis e Mucugê,
apresenta níveis conglomeráticos diamantíferos. A Formação Caboclo é constituida por
arenitos finos a médios, bem selecionados, conglomerados com estratificações tabulares e por
pelitos intercalados. Seu paleoambiente é interpretado como ambiente marinho (Guimarães et
al, 2005).
2.4 EVOLUÇÃO TECTÔNICA
A tafrogênese Estateriana ocorreu em torno de 1,75 Ga, conforme idades obtidas de
vulcânicas dos Grupos Rio dos Remédios, base do Supergrupo Espinhaço (Cruz et al., 2007;
Arcanjo et al., 2000; Guimarães et al., 2008; Loureiro et al., 2009). O Aulacógeno do
22
Paramirim instalou-se propiciando a deposição das rochas supracrustais do Supergrupo
Espinhaço nas bacias do Espinhaço Setentrional, situada a oeste, e Chapada Diamantina,
localizada a leste, separadas pelo alto do Paramirim (Alkmim, 2004). Estas bacias evoluíram
segundo regime rift-sag com a deposição de sedimentos eólicos, fluviais, lacustres e
marinhos, depositados entre 1,75 e 1,6Ga, e posterior instalação de bacias de sinéclise, entre
1,6 e 1,5Ga, correspondentes aos sedimentos dos Grupos Santo Onofre no Espinhaço e
Chapada Dimantina na região de mesmo nome (Loureiro et al., 2009; Guimarães et al., 2008).
Uma posterior tafrogênese afetou o Cráton do São Francisco no Toniano (0,95Ga),
culminando no desenvolvimento de uma margem passiva e delineação do rift Macaúbas a
oeste, acompanhada de uma glaciação (Alkmim, 2004). Sob estas condições depositaram os
sedimentos basais glaciogênicos do Supergrupo São Francisco representados pelas Formações
Bebedouro na Chapada Diamantina e Jequitaí na Bacia do São Francisco. O desenvolvimento
de uma sinéclise veio em sequência, sob a qual se instalaram mares epicontinentais nos quais
se depositaram os sedimentos pelito-carbonáticos dos Grupos Una e Bambuí (Loureiro et al.,
2009; Guimarães et al., 2008) em Minas Gerais, correspondentes ao Grupo São Francisco na
Chapada Diamantina. No final do Neoproterozóico (entre 0,6 e 0,5Ga) processou-se a
orogênese Brasiliana que culminou na formação do Gondwana e foi responsável pela inversão
dos sedimentos dos Supergrupo Espinhaço e Supergrupo São Francisco, registros de bacias
policíclicas acumuladas durante todo o Proterozóico, com a formação das faixas móveis que
bordejam o Cráton do São Francisco (Alkmim, 2004).
Nas rochas da Chapada Diamantina a baixa intensidade do tectonismo evitou a
destruição das estruturas sedimentares e assim os sistemas deposicionais descritos a seguir
estão claramente identificados (Pedreira, 1997 apud Delgado et al., 2003).
O estágio rifte – Estateriano – se inicia com a deposição do Grupo Rio dos
Remédios (arenitos bimodais com estratificações cruzadas de grande porte, interpretados
como eólicos) e por rochas vulcânicas félsicas. Estas rochas são dacitos e riodacitos
peraluminosos e calcialcalinos de alto K, relacionados a fusões crustais, com ou sem
influência de material mantélico (Teixeira, 2000 apud Delgado et al., 2003), associados a
rifteamento (McReath et al., 1981 apud Delgado et al., 2003). Também fazem parte do
estágio rifte os conglomerados polimíticos da Formação Ouricuri do Ouro (Schobbenhaus &
Kaul, 1971 apud Delgado et al., 2003), do Grupo Paraguaçu que são interpretados como
leques aluviais.
23
O estágio sinéclise – Mesoproterozóico – começa com os ritmitos com alternância
de níveis arenosos e lamosos, estratificação wavy e linsen e hummocky, interpretados como
turbiditos oscilatórios (Souza, 1996 apud Delgado et al., 2003). Grande parte das rochas
sedimentares componentes deste estágio pertencem à Formação Mangabeira (Schobbenhaus
& Kaul, 1971 apud Delgado et al., 2003). Uma subida relativa do nível do mar depositou a
Formação Açuruá, composta por argilitos e siltitos, com corpos arenosos. A Formação
Mangabeira é interpretada como depósito de um ambiente desértico costeiro e a Formação
Açuruá como um delta dominado por rios (Pedreira, 1995 apud Delgado et al., 2003).
As paleocorrentes medidas tanto na Formação Açuruá, como nas Formações do
Grupo Chapada Diamantina que lhe são superpostas, indicam um basculamento, desde
quando as áreas de proveniência dos sedimentos mudam bruscamente de oeste para leste. Isto
caracteriza um limite de sequência (Pedreira, 1994).
Sobre este limite de sequência foi depositada a Formação Tombador, composta por
conglomerados polimíticos e arenitos, depositados por leques aluviais e rios entrelaçados.
Uma nova elevação do nível relativo do mar depositou a Formação Caboclo, cuja base
consiste em calcários silicificados com vestígios de estromatólitos. Durante a deposição desta
Formação, oscilações do nível do mar foram responsáveis pela deposição de arenitos fluviais
em vales incisos. Uma última queda do nível relativo do mar provocou uma renovação do
influxo terrígeno representado pela Formação Morro do Chapéu, inicialmente como um
sistema fluvial entrelaçado e então como planícies de maré siliciclásticas, seguidas por
sistema deltaico caracterizado por sigmóides (Delgado et al., 2003). A Figura 2.2 mostra a
evolução tectônica da Chapada Diamantina segundo Pedreira & Bomfim (2000).
24
Figura 2.2 - Evolução tectônica da Chapada Diamantina (Pedreira & Bonfim, 2000).
25
3 GEOLOGIA LOCAL
Neste capítulo são apresentadas as informações referentes à Formação Açuruá
pertencente ao Grupo Paraguaçu e informações referentes à Formação Tombador pertencente
ao Grupo Chapada Diamantina do Supergrupo Espinhaço, onde suas ocorrências são vistas na
Figura 3.1. A área de estudo localiza-se próximo à Vila de Guiné, localizada a oeste da Serra
do Esbarrancado que se situa no flanco leste do anticlinal de Seabra e à oeste do anticlinal do
Pai Inácio. As litologias inseridas na região encontram-se no Domínio da Chapada
Diamantina Oriental e datam do Mesoproterozóico (1,0 a 1,8Ga).
3.1 FORMAÇÃO AÇURUÁ
Os depósitos marinhos rasos da Formação Açuruá estão inseridos na fase pós-rifte
(sag) da bacia do Espinhaço Oriental e são representantes de uma transgressão marinha sobre
os depósitos continentais da Formação Mangabeira (Guimarães et al, 2005). É constituída por
quartzitos médios a grossos geralmente mal classificados, com níveis conglomeráticos de
pequenos seixos de quartzo leitoso e quartzitos. A parte superior da unidade passa
lateralmente, em muitos locais, para ardósias e metassiltitos coloridos muito bem laminados
(Inda & Barbosa, 1978). As paleocorrentes nesta unidade (Figura 3.2 a) indicam um fluxo de
corrente no sentido ENE (Pedreira, 1994), enquanto que na Formação Tombador as
paleocorrentes são predominantemente para W.
A Formação Açuruá é caracterizada pela presença de fácies típicas de sistemas
deltaicos (Pedreira, 1994). Bonfim & Pedreira (1990) atribuem os siltitos arenosos a pequenas
barras provenientes de zonas mais rasas, costeiras, retrabalhadas por tempestades. Corpos
arenosos com geometria sigmoidal representam a frente deltaica (Figura 3.2 b).
Santos (2009), em seu trabalho realizado na mesma área, identificou uma
associação de fácies representada por depósitos de planície deltaica predominantemente
constituídos por sedimentos finos. Esta interpretação baseou-se na presença de gretas de
sinerese e lentes de areia fina, consideradas por ele como pertencentes a depósitos de
extravasamento (Figura 3.3).
26
Figura 3.1 - Mapa de Localização da área de estudo feito com base na Carta Geológica da Folha Seabra SD 24 - V - A da
CPRM (1999). Escala 1:167.000.
27
(a) (b)
Figura 3.2 - a) Coluna estratigráfica da Formação Açuruá (Pedreira, 1994); b) Empilhamento estratigráfico da Formação Açuruá,
fácies de prodelta, transição prodelta – frente deltaica e da fácies frente deltaica (Pedreira,1990 apud Aragão, 2009).
28
Figura 3.3 - Seção esquemática da Trilha do Beco (Santos, 2009).
29
3.2 FORMAÇÃO TOMBADOR
A Formação Tombador marca o princípio do preenchimento da sinéclise da
Chapada Diamantina (Guimarães et al., 2005). Ela foi descrita inicialmente por Branner
(1910) na serra homônima. Pedreira (1994) descreveu esta Formação dividindo-a em
litofácies flúvio-eólica, fluvial, eólica e de leques aluviais. Apresenta uma associação de
ambientes estuarinos, eólico costeiro, de leques aluviais com retrabalhamento eólico e de
ambientes fluviais (Schobbenhaus, 1996; Pedreira, 1999; Savini & Raja Gabaglia, 1997 apud
Santana et al., 2008).
Castro (2003) identificou fácies correspondentes a sistemas deposicionais de leque
aluvial, fan-delta, leque sub-aquoso, fluvial torrencial, fluvial, eólico, estuarino, deltaico,
litorâneo, marinho e shoreface. As paleocorrentes observadas nesta Formação apontam
predominantemente para SW (Figura 3.4; Pedreira, 1994).
Figura 3.4 - Coluna estratigráfica da Formação Tombador. Pedreira (1994).
30
4 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
4.1 O QUE É ESTRATIGRAFIA?
Estratigrafia é a descrição, correlação e classificação dos estratos das rochas
sedimentares e sua distribuição no tempo e espaço. Os conceitos básicos da estratigrafia,
derivada das palavras latina stratum (estrato ou camada) e grega graphein (descrição) foram,
inicialmente, estabelecidos a partir de estudos em bacias sedimentares relativamente calmas
com sedimentação contínua (Suguio, 2003). A estratigrafia objetiva organizar o conhecimento
geológico através da caracterização de unidades estratigráficas com suas abrangências
verticais e laterais, estabelecer correlações geológicas entre regiões diferentes e servir de
fundamento para a reconstituição da história da evolução geológica local, regional e mundial.
4.2 O QUE É ESTRATIGRAFIA DE SEQUÊNCIAS?
Nas últimas três décadas, foi desenvolvida uma nova visão de estratigrafia, que foi
originalmente conhecida como estratigrafia sísmica (Figura 4.1), pois considerou os avanços
trazidos pelos grandes aperfeiçoamentos na sísmica de reflexão aplicada na exploração de
petróleo que permitiram aos geólogos observarem desde camadas individuais até espessos
pacotes sedimentares numa seção sísmica ou transversal (Press, 2006). A palavra sequência
refere-se, em geral, a uma sucessão ordenada de eventos delimitada por interrupções (ou
quebras). Em estratigrafia, a sequência serve para designar uma sucessão de camadas
separadas por discordâncias no topo e na base, cujo estudo conduz à estratigrafia de
sequências (Suguio, 2003). Estratigrafia de sequências é uma metodologia de trabalho que
enfatiza a importância das quebras no registro estratigráfico, salientando mudanças nos
padrões de empilhamento em resposta a variações na acomodação sedimentar durante o
tempo (Catuneanu, 2010).
A estratigrafia de sequências marca a terceira e mais recente revolução na geologia
sedimentar – juntamente com os conceitos de regime de fluxo e da tectônica de
placas/geodinâmica através da análise dos processos sedimentares em escala regional –
começando no final dos anos 1970 com a publicação do AAPG Memoir 26 (Payton, 1977),
embora suas raízes possam ser traçadas muito antes. A estratigrafia de sequências se
desenvolveu como um método interdisciplinar que junta processos autogênicos (de dentro do
sistema) e alogênicos (de fora do sistema) através de um modelo unificado para explicar a
evolução e a arquitetura estratigráfica de bacias sedimentares (Miall, 1995).
31
Figura 4.1 - Comparação entre seções sísmicas (a) com sequências sísmicas (b) revela o processo deposicional
que criou o padrão de acamamento. Com a subida do nível do mar, duas sequências deltaicas são encontradas (c)
e (d). Press, 2006.
O sucesso e a popularidade da estratigrafia de sequências vem de sua generalizada
aplicabilidade em bacias maduras e novas fronteiras, onde os modelos que prevêem mudanças
laterais e verticais de fácies podem ser formulados. Estes modelos tem provado serem
particularmente eficientes na redução de riscos na exploração de hidrocarbonetos, embora
haja também um aumento na demanda para aplicar a metodologia de estratigrafia de
sequências na exploração de carvão e recursos minerais (Catuneanu, 2006).
Na área técnica/industrial é hoje o paradigma máximo para a exploração e
explotação de petróleo. Na fase de exploração constitui-se na base conceitual para
interpretação e descoberta de campos petrolíferos. Na fase de explotação é fundamental no
zoneamento dos reservatórios produtores (Ribeiro, 2001).
32
4.3 CONTROLES ALOGÊNICOS DA SEDIMENTAÇÃO
A sedimentação é comumente controlada por uma combinação de processos
alogênicos e autogênicos, que determinam a distribuição dos elementos deposicionais dentro
de um sistema deposicional (Catuneanu, 2006). Os processos autogênicos atuam dentro do
sistema deposicional e são comumente estudados usando os métodos convencionais da
sedimentologia e da análise de fácies. Já os processos alogênicos são diretamente relevantes
para estratigrafia de sequências, pois controlam, em larga escala, a arquitetura de
preenchimento da bacia.
Os principais processos alogênicos são controlados pela Tectônica (que consiste em
qualquer processo geológico em que se tem movimentação ou deslocamento de massas
rochosas, construindo ou reorganizando a estrutura terrestre devido a tensões crustais), pela
Eustasia (que é a variação do nível do mar em relação a um datum, em função do
aquecimento e resfriamento do clima terrestre) e pelo Clima (Figura 4.2). A Tectônica e a
Eustasia controlam diretamente a quantidade de espaço disponível para a acumulação dos
sedimentos – acomodação. O clima afeta a acomodação através da eustasia, por exemplo,
durante as glaciações e através de mudanças no nível de energia nos ambientes continentais e
marinhos, causando mudanças no aporte sedimentar, na erosão, nos processos de transporte de
sedimentos e no intemperismo (Catuneanu, 2006).
Figura 4.2 - Controles alogênicos na sedimentação e sua relação com o fluxo de energia do ambiente, aporte de
sedimentos, acomodação e trends deposicionais. Catuneanu, 2006.
4.4 APORTE SEDIMENTAR E FLUXO DE ENERGIA
O aporte sedimentar é uma importante variável nas análises da estratigrafia de
sequências, referindo-se à quantidade e ao tipo de sedimentos que são fornecidos a partir de
áreas fonte para áreas de deposição por vários agentes de transporte, incluindo a gravidade, a
33
água e o vento. O fornecimento de sedimentos é primariamente um subproduto do clima e do
tectonismo. Um clima úmido aumenta a quantidade de sedimentos através do aumento da
eficácia do intemperismo, da erosão e, através de processos de elevação tectônica, há um
rejuvenescimento das áreas fonte (Catuneanu, 2006).
Variações no aporte sedimentar podem também serem úteis na manifestação de
processos deposicionais de agradação ou erosão, mas a importância de tais variações é
relativa ao fluxo de energia de cada ambiente em particular. Nas bacias marinhas os
sedimentos são transportados por uma variedade de correntes sub-aquosas, onde o balanço
entre a energia (capacidade de transporte) e os sedimentos carregados pelas correntes ditam a
acomodação sedimentar e a erosão (Figura 4.3). Ou seja, uma corrente marinha que tem mais
energia do que a necessária para transportar um tipo de sedimento acaba erodindo o assoalho
marinho; consequentemente uma corrente com menos energia do que a requerida para
transportar um sedimento resulta numa agradação. O mesmo princípio é aplicado para
sistemas fluviais e eólicos (Catuneanu, 2006).
Figura 4.3 - Relação entre fluxo de energia, aporte sedimentar, nível de base e acomodação em um ambiente
costeiro que não é afetado pela subsidência ou pela mudança do nível do mar. Catuneanu, 2006.
4.5 ACOMODAÇÃO SEDIMENTAR O conceito de acomodação sedimentar descreve a quantidade de espaço que está
disponível para os sedimentos depositarem-se e é mensurado pela distância entre o nível de
base e a superfície deposicional (Jervey, 1988 apud Catuneanu, 2006). A acomodação é
função das flutuações eustáticas e da subsidência (Figura 4.4) (Ribeiro, 2001).
Figura 4.4 - Espaço para potencial acumulação de sedimentos gerado pela inter-relação entre a eustasia e a
tectônica. Ribeiro, 2001.
34
4.6 NÍVEL DE BASE
É o limite topográfico, abaixo do qual uma drenagem não consegue erodir o
substrato no continente, representando o estado de equilíbrio num dado momento entre a
deposição e a erosão. Abaixo desse nível não ocorre erosão pelas águas superficiais (Barrell,
1917 apud Suguio, 2003).
O nível de base (de deposição ou erosão) é geralmente considerado como uma
superfície global de referência onde tende a ocorrer, durante o tempo, o processo de
denudação continental e agradação marinha (Figura 4.5). Esta superfície é dinâmica,
movendo-se para cima e para baixo através do tempo em relação ao centro da Terra em
paralelo com as subidas e descidas eustáticas do nível do mar (Catuneanu, 2006). Esta
relação espacial entre o nível do mar e o nível de base é também suportada pelo fato de que
nos locais de encontro de rios com o mar, a erosão ocorre abaixo do nível do mar, no nível de
base (Schumm, 1993 apud Catunenu, 2006). Portanto, o nível de base é uma superfície
dinâmica imaginária 4D de equilíbrio entre deposição e erosão, largamente dependente das
flutuações da energia do ambiente e do aporte sedimentar (Catuneanu, 2006). Por exemplo, a
construção de barragens para reservatórios hidrelétricos, ou outros fins, ocasiona o
levantamento do nível de base, com consequente redução da velocidade das águas e, portanto,
da competência e capacidade do rio (Suguio, 2003). Para simplificar, o nível de base é muitas
vezes aproximado do nível do mar (Jervey, 1988; Schumm, 1993 apud Catunenu, 2006). Na
realidade, o nível de base é usualmente abaixo do nível do mar devido à ação erosiva das
ondas e das correntes marinhas (Figura 4.3). Em ambientes eólicos o nível de base é a
superfície do topo do lençol freático, pois quando esse nível é atingido os ventos não
conseguem mobilizar os sedimentos disponíveis (Catuneanu, 2006).
Figura 4.5 - O conceito de nível de base, definido como o mais baixo nível de denudação continental.
Catuneanu, 2006.
35
O maior interesse nas mudanças relativas do nível do mar reflete-se no quanto de
acomodação é criada ou perdida durante um período de tempo, ao invés do valor real do nível
relativo do mar a qualquer momento (Catuneanu, 2006). Diferentes cenários de subida e
descida do nível relativo do mar são ilustrados na Figura 4.6 e na Figura 4.7.
Figura 4.6 - Cenários de subida relativa do nível do mar. Catuneanu, 2006.
Figura 4.7 - Cenários de queda relativa do nível do mar. Catuneanu, 2006.
36
4.7 TRAJETÓRIAS DA LINHA DE COSTA
A interação entre o nível de base e a sedimentação controla as oscilações na
profundidade da água, bem como as mudanças transgressivas e regressivas da linha de costa
(Catuneanu, 2006). Uma transgressão é definida como a migração da linha de costa em
direção ao continente. Essa migração causa mudanças nos sistemas deposicionais devido à
subida do nível do mar. Transgressões resultam em padrões de empilhamento
retrogradacionais, com fácies marinhas sobre fácies não marinhas. Uma regressão é definida
como a migração da linha de costa em direção ao mar – bacia. Essa migração causa mudanças
nos sistemas deposicionais devido à descida do nível do mar. Regressões resultam em padrões
de empilhamento progradacionais, com fácies não marinhas sobre fácies marinhas (Figura
4.8) (Catuneanu, 2006). Portanto uma transgressão ocorre quando espaço – acomodação – é
criado mais rapidamente do que é preenchido pela sedimentação e, a regressão ocorre quando
a taxa de sedimentação é mais rápida do que a taxa de criação de espaço. A agradação ocorre
quando as taxas de aporte sedimentar e de criação de espaço de acomodação se equivalem
(Figura 4.9) (Catuneanu, 2006).
Figura 4.8 - Transgressões e regressões. Catuneanu, 2006.
Durante o estágio de queda do nível de base, a acomodação é reduzida por
controles externos (interação de subsidência e mudança do nível do mar) e a linha de costa é
forçada a regredir independentemente do fator sedimentação (Figura 4.10). Este tipo de
37
regressão controlada pela queda do nível de base é conhecido como regressão forçada
(Posamentier et al., 1992).
Figura 4.9 - Empilhamento vertical de conjuntos de parasequências. Catuneanu, 2008.
Segundo Catuneanu (2006) nos estágios iniciais da subida do nível de base, quando
as taxas de subida são baixas, com acréscimo a partir do zero, as taxas de sedimentação são
mais prováveis a ultrapassar as taxas de criação de espaço, conduzindo para uma regressão
normal da linha de costa, continuando deste modo com um trend regressivo durante o período
de mar baixo. Uma vez que as taxas de acréscimo do nível de base ultrapassam as taxas de
sedimentação, a transgressão da linha de costa começa. Nos estágios finais da subida do nível
de base, quando as taxas de subida são progressivamente reduzidas e tendendo para o zero, a
taxa de sedimentação volta a ser predominante, provocando uma segunda regressão normal
desta vez no período de mar alto. Ou seja, a regressão normal ocorre nos estágios, inicial e
final de subida do nível de base quando as taxas de sedimentação são maiores do que as taxas
de subida do nível de base. A sucessão de mudanças transgressivas e regressivas da linha de
costa (Figura 4.10) representa o mais completo cenário da ciclicidade estratigráfica, onde uma
regressão forçada, duas regressões normais e uma transgressão (Figura 4.11) manifestam-se
durante um ciclo completo de mudanças do nível de base (Catuneanu, 2006; Catuneanu et
al.,2010).
38
Figura 4.10 - Conceitos de transgressão, regressão normal e regressão forçada, definido como a interação entre
mudanças no nível de base e taxa de sedimentação. (RN=Regressão Normal; RF=Regressão Forçada)
Catuneanu, 2006.
Figura 4.11 - Os padrões de empilhamento estratal definem os tipos genéticos de depósitos que são os blocos
construtores fundamentais da estratigrafia de sequências. (NRM=Nível Relativo do Mar). Catuneanu et al., 2010.
39
4.8 SUPERFÍCIES ESTRATIGRÁFICAS
As superfícies na estratigrafia de sequências são descontinuidades que podem
servir, ao menos em parte, como limites de tratos de sistemas – conjunto de sistemas
deposicionais contíguos e contemporâneos (Brown & Fisher, 1977 apud Catuneanu, 2006).
Segundo Catuneanu et al. (2010), são 07 (sete) as superfícies estratigráficas:
Discordância Subaérea;
Conformidade Correlativa, segundo Hunt & Tucker (1992);
Superfície Basal de Regressão Forçada ou Conformidade Correlativa, segundo
Posamentier et al. (1988);
Superfície de Inundação Máxima;
Superfície Regressiva Máxima;
Superfície de Ravinamento Transgressivo; e
Superfície Regressiva de Erosão Marinha.
As superfícies estratigráficas marcam mudanças através do tempo dos regimes
deposicionais – mudanças no ambiente deposicional, carga de sedimento e/ou fluxo de
energia do ambiente – e são criadas pelas mudanças do nível de base e pela sedimentação. A
correta identificação dos vários tipos de superfícies é a chave do sucesso da abordagem da
estratigrafia de sequências (Catuneanu, 2006).
As superfícies estratigráficas podem ser identificadas através de vários critérios,
incluindo a natureza do contato – concordante ou discordante – a natureza das fácies que estão
em contato através de uma superfície, registros dos trends deposicionais dos estratos abaixo e
acima do contato – regressivo forçado, normal ou transgressivo – características icnológicas
da superfície ou das fácies que estão em contato através da superfície e a associação de
terminações estratais com cada superfície em particular (Catuneanu, 2006).
4.9 TIPOS DE TERMINAÇÕES ESTRATAIS
As terminações estratais foram originalmente definidas por Mitchum et al. (1977)
na interpretação de seções sísmicas de reflexão, embora também possam ser observados em
grandes afloramentos. As terminações estratais são definidas pela relação geométrica entre
estratos e as superfícies contra as quais elas terminam, sendo melhor observadas em larga
escala, particularmente em linhas sísmicas 2D (Catuneanu, 2006).
Quatro terminações estratais podem ser usadas para identificar superfícies na
estratigrafia de sequências (Figura 4.12), duas que ocorrem acima da superfície (onlap e
downlap) e duas que ocorrem abaixo da superfície (toplap e truncamento). Além disso, a
40
terminação offlap (Figura 4.13) possibilita o reconhecimento de regressões forçadas e a
delimitação de discordâncias subaéreas e suas conformidades correlativas (Catuneanu, 2008).
Figura 4.12 - Terminações estratais que podem ser observadas abaixo e acima de superfícies estratigráficas em
seções sísmicas e em afloramentos de larga escala. Catuneanu, 2008.
Figura 4.13 - Tipos de terminações estratais. Catuneanu, 2006.
As terminações estratais tem uma relação específica com os trends deposicionais e,
portanto, permitem a inferência de tipos sin-deposicionais de mudanças da linha de costa e
implicitamente reconstitui a história de mudanças do nível de base e da linha de costa (Tabela
4.1) (Catuneanu, 2006).
Tabela 4.1 - Interpretação das terminações estratais em termos de mudanças sin-deposicionais da linha de costa e
mudanças do nível de base. (RF=Regressão Forçada; T=Transgressão; R=Regressão; RN=Regressão Normal).
Catuneanu, 2006.
41
4.10 SUPERFÍCIES DA ESTRATIGRAFIA DE SEQUÊNCIAS
De acordo com a interação entre sedimentação e as mudanças do nível de base, os
eventos de regressão e transgressão delimitam superfícies que caracterizam eventos
específicos ou estágios do ciclo de mudança do nível de base (Figura 4.14).
Figura 4.14 - Relação entre as Superfícies Estratigráficas e os principais eventos do ciclo do nível de base.
Catuneanu, 2006.
4.10.1 Discordância Subaérea
Uma discordância é definida por Van Wagoner et al. (1987) como uma superfície
que separa estratos mais novos de mais antigos, ao longo da qual existem evidências de
truncamento erosivo subaéreo (até mesmo erosão submarina correlata) ou exposição subaérea,
indicando um hiato significativo. Entretanto, Sloss et al. (1949) já haviam enfatizado a
importância da discordância subaérea como uma superfície de limite de sequência. Helland –
Hansen & Martinsen (1996) dizem que a discordância subaérea é uma superfície de erosão ou
não deposição criada por processos subaéreos, tais como incisão fluvial, degradação pelo
vento, dissolução, ou pedogênese, geralmente durante a queda do nível de base. Durante a
regressão forçada de linha de costa, a discordância subaérea se estende para dentro da bacia
atingindo sua extensão máxima no fim da regressão forçada (Catuneanu, 2006) (Figura 4.15 e
Foto 4.1).
42
Figura 4.15 - Acima, perfil demonstrando a discordância subaérea, abaixo a discordância subaérea (linha
vermelha) em uma seção sísmica numa orientação Dip. (TSMB=Trato de Sistemas de Nível Baixo; TSEQ=Trato
de Sistemas de Estágio de Queda; RN=Regressão Normal; RF=Reg ressão Forçada). Catuneanu, 2006.
Foto 4.1-Foto de afloramento com uma discordância subaérea (seta amarela). Contato entre estratos cruzados
por onda de ambiente marinho raso abaixo e estratos fluviais acima. Catuneanu, 2006.
43
4.10.2 Conformidade Correlativa
A Conformidade Correlativa é formada em ambiente marinho no final da queda do
nível de base (Hunt & Tucker, 1992). Esta superfície se aproxima do paleo-fundo do mar no
fim da regressão forçada, que é representada pela clinoforma mais jovem associada com
offlap e se correlaciona com terminações em direção ao mar da discordância subaérea. Já
Posamentier et al. (1988) definiram como Conformidade Correlativa o paleo-fundo do mar no
início da queda do nível de base, ou seja, início da regressão forçada. Esta superfície é tratada
como sinônimo do termo ―Superfície Basal de Regressão Forçada‖. A distinção entre estes
dois tipos de conformidades correlativas é necessária, pois eles são fisicamente separados
pelos depósitos progradantes e em offlap da regressão forçada (Figura 4.16).
Figura 4.16 - A) Conformidade correlativa segundo Hunt & Tucker, 1992 (linha vermelha tracejada); B)
Conformidade Correlativa segundo Posamentier et al., 1988 (linha vermelha pontilhada). Catuneanu, 2006.
4.10.3 Superfície Basal de Regressão Forçada
O termo Superfície Basal de Regressão Forçada foi introduzido por Hunt & Tucker
(1992) para definir a base de todos os depósitos que se acumularam num ambiente marinho
44
durante a regressão forçada da linha de costa. Este termo corresponde à Conformidade
Correlativa de Posamentier et al. (1988) e representa o paleo-fundo do mar no início da queda
do nível de base. A superfície basal de regressão forçada se inicia na base da mais antiga
clinoforma associada com offlap. Este início de queda da superfície marinha é posicionado
abaixo da discordância subaérea dentro da área da regressão forçada da linha de costa e, desde
que haja uma boa preservação dos primeiros depósitos de regressão forçada, as duas
superfícies se encontram num ponto que marca a posição da linha de costa no início da
regressão forçada (Figura 4.17) (Catuneanu, 2006).
Figura 4.17 - Superfície estratigráfica que se forma em resposta a uma regressão forçada em uma costa dominada
por onda. Catuneanu, 2006.
Em ambientes de água profunda, a superfície basal de regressão forçada é marcada
na base de um complexo de leque submarino progradante (Hunt & Tucker, 1992), originados
por erosão e/ou por fluxos de gravidade associados com a regressão forçada da linha de costa.
Neste caso, a superfície basal de regressão forçada separa sedimentos pelágicos, em baixo, de
depósitos de fluxo de gravidade, em cima. O potencial de preservação da superfície basal de
regressão forçada dentro de sucessões marinha rasas é muito maior na frente de deltas
dominados por rios, onde o ângulo de reposição das clinoformas progradantes é mais íngreme
do que o perfil de equilíbrio da onda não propiciando a erosão desta superfície pela ação das
ondas (Figura 4.18; Catuneanu, 2006).
45
Figura 4.18 - a) Depósito marinho raso onde não ocorre a SBRF, pois o ângulo de repouso das clinoformas é
maior do que o perfil de equilíbrio das ondas, portanto o fundo não é erodido; b) perfil de equilíbrio das ondas
maior do que o ângulo de repouso das clinoformas, causando erosão do fundo. (TSMB=Trato de Sistemas de
Nível Baixo; TSEQ=Trato de Sistemas de Estágio de Queda; SBRF=Superfície Basal de Regressão Forçada).
Catuneanu, 2006.
4.10.4 Superfície Regressiva de Erosão Marinha
Esta superfície de ravinamento é formada durante a queda do nível de base quando
o perfil de equilíbrio das ondas atinge e erode o substrato marinho. As fácies abaixo da
superfície são representantes da plataforma continental e acima da mesma são da shoreface
(Figura 4.19 e Foto 4.2), ambas em granocrescência ascendente geradas durante a regressão
forçada. O processo de erosão por ondas só é possível onde o gradiente da plataforma é menor
do que o gradiente do perfil de equilíbrio por onda (Catuneanu, 2006).
(a) (b)
46
Figura 4.19 - Evolução da Superfície Regressiva de Erosão Marinha em depósitos marinhos rasos de estágio de
queda em plataforma dominadas por ondas.(TSMA=Trato de Sistemas de Nível Alto; HCS=Estratificação
Cruzada Hummocky;SCS=Estratificação por Ondas; FWB=Nível Médio das Ondas Normais; SWB=Nível
Mèdio de Ondas de Tempestade) Catuneanu, 2006.
47
Foto 4.2 - Superfície Regressiva de Erosão Marinha (linha vermelha) separando depósitos arenosos de regressão
forçada – acima – de depósitos argilosos da plataforma externa – abaixo. Catuneanu, 2006.
4.10.5 Superfície Regressiva Máxima
A superfície regressiva máxima (Catuneanu 1996; Helland-Hansen & Martinsen,
1996 apud Catuneanu, 2006) é definida como a superfície que marca o final da regressão
normal do trato de nível baixo. Com a consequente subida do nível de base, depósitos
transgressivos serão depositados. Portanto, esta superfície separa estratos progradantes, em
baixo, de estratos retrogradantes, em cima (Figura 4.20).
O fim do evento de regressão normal da linha de costa no final do trato de mar
baixo marca uma mudança nos regimes de sedimentação, como o reflexo no balanço entre
aporte sedimentar e energia do ambiente, em todos os sistemas deposicionais afetados pela
variação da linha de costa. (Foto 4.3) (Catuneanu, 2006).
48
Figura 4.20 – Superfície Regressiva Máxima (linha vermelha) numa orientação DIP. (RN=Regressão Normal;
RF=Regressão Forçada) Catuneanu, 2006.
Foto 4.3 - Superfície Regressiva Máxima (seta amarela). A - estratos fluviais de regressão forçada. B – depósitos
de praia. Catuneanu, 2006.
4.10.6 Superfície de Inundação Máxima
A superfície de inundação máxima (Frazier, 1974; Posamentier et al., 1988; Van
Wagoner et al., 1988; Galloway, 1989 apud Catuneanu, 2006) é definida também como a
superfície que relaciona transgressão e regressão, marcando o fim da transgressão da linha de
costa. Portanto, esta superfície separa estratos retrogradantes transgressivos, em baixo, de
49
estratos progradantes de regressão normal de mar alto, em cima. A presença de estratos
progradantes acima identifica a superfície de inundação máxima como uma superfície de
downlap nas seções sísmicas (Figura 4.21). A mudança de um padrão de empilhamento
retrogradacional para um padrão de empilhamento progradacional sobrejacente ocorre durante
a subida do nível de base na linha de costa, quando as taxas de sedimentação começam a
ultrapassar as taxas de subida do nível de base.
Figura 4.21 - Acima, perfil demonstrando a superfície de inundação máxima. Abaixo, expressão sísmica de uma
SIM em uma costa com depósitos marinhos rasos.(A – linhas sísmicas não interpretadas e B – interpretadas).
(TST=Trato de Sistemas Transgressivo; TSMA=Trato de Sistemas de Nível Alto; TSMB=Trato de Sistema de
Nível Baixo; SIM=Superfície de Inundação Máxima) Catuneanu, 2006.
Quando os depósitos transgressivos são ausentes, a superfície de inundação máxima
é associada a um contraste litológico, separando duas sucessões de granocrescência
ascendente (Catuneanu, 2006).
A superfície de inundação máxima é também conhecida como Superfície
Transgressiva Máxima (Helland-Hansen & Martinsen, 1996) ou por Superfície Final de
Transgressão (Nummedal et al., 1993 apud Catuneanu, 2006). As superfícies de inundação
50
máxima são indiscutivelmente as mais fáceis marcas estratigráficas pra se usar na subdivisão
de sucessões estratigráficas, em características marinhas para planícies costeiras, pois estão
em extensas áreas de seções condensadas que se formam quando a linha de costa atinge sua
posição máxima no continente (Galloway, 1989; Posamentier & Allen, 1999 apud Catuneau,
2006).
4.10.7 Superfície de Ravinamento Transgressivo
Superfícies de ravinamento transgressivo são formadas por marés e/ou ondas
durante mudanças da linha de costa em direção ao continente. Na maioria dos casos, dois
tipos de superfícies de ravinamento transgressivo – gerada por ondas e gerada por marés – são
superimpostas formando onlap pela antepraia transgressiva (onlap costeiro – quando a
terminação mergulho acima ocorre em ambiente costeiro ou fluvial) (Catuneanu, 2006). Tais
amalgamamentos transgressivos formam-se comumente em características de linha de costa
aberta e onde todas as fácies retrogradacionais são preservadas. Dependendo da intensidade
do ravinamento que ocorre durante a transgressão, as fácies transgressivas de praia e fluvial
subjacentes podem não se preservar e, neste caso a superfície de ravinamento transgressivo
pode truncar um estrato mais velho. Por essa razão, as fácies que são encontradas em baixo de
uma superfície de ravinamento transgressivo são variáveis – fluviais, costeiras ou marinho
raso – entretanto as fácies acima desta superfície são sempre marinho raso.
Num estuário, os dois tipos de superfícies de ravinamento transgressivo – dominado
por onda ou dominado por maré – podem ser preservados com diferentes contatos erosivos,
separados por complexos depósitos de areia na boca do estuário (Figura 4.22 e Figura 4.23)
(Catuneanu, 2006). Em cada caso, a erosão por marés e por ondas durante a transgressão da
linha de costa ocorre ao mesmo tempo, mas em diferentes áreas, dentro do estuário e acima da
antepraia, respectivamente.
Um diagnóstico de todas as superfícies estratigráficas é apresentado na Tabela 4.2,
onde são identificadas a natureza do contato, as fácies, os trends deposicionais e as
terminações estratais.
51
Figura 4.22 - Superfícies de ravinamento por onda e por maré em um estuário dominado por onda.
(SRM=Superfície de Ravinamento por Maré; SRO=Superfície de Ravinamento por Onda) Catuneanu, 2006.
Figura 4.23 - Superfícies de ravinamento por onda e por maré em um estuário dominado por maré.
(SRM=Superfície de Ravinamento por Maré; SRO=Superfície de Ravinamento por Onda) Catuneanu, 2006.
52
Tabela 4.2 - Diagnóstico do significado das superfícies estratigráficas. (RN=Regressão Normal; RF=Regressão
Forçada;T=Transgressão) Catuneanu, 2006.
4.11 PARASSEQUÊNCIAS
Segundo Van Wagoner (1995) uma parassequência é uma sucessão relativamente
concordante de camadas geneticamente relacionadas ou limitadas por superfícies de
inundação (Figura 4.24). As parassequências são identificadas em lobos progradantes, com
granocrescência ascendente, em ambientes que vão de costeiros a marinhos rasos (Foto 4.4).
A deposição de cada lobo é determinada por eventos de inundação abruptos que levam a
formação de superfícies de inundação marinha.
O principal problema com o conceito de parassequências recai sobre suas
superfícies limítrofes, ou seja, as superfícies de inundação. Superfície de inundação é um
termo mal definido que permite múltiplos significados, tais como superfícicie de ravinamento
transgressivo, superfície regressiva máxima e superfície de inundação máxima (Catuneanu,
2006). Dependendo da superfície estratigráfica que a superfície de inundação realmente é, a
parassequência pode ser qualquer coisa a partir de sequências transgressivas e regressivas, por
exemplo, onde há um corte abrupto do fornecimento de sedimentos no início da transgressão,
a superfície de inundação é uma superfície regressiva máxima (Catuneanu, 2006).
53
Portanto, Catuneanu (2006) recomenda que o termo parassequência deva ser usado,
de forma restrita, em sucessões progradantes litorâneas a marinhas rasas, onde as evidências
de mudanças bruscas na profundidade da água (superfícies de inundação) possam ser
produzidas.
Figura 4.24 - Conceito de parassequência e superfícies de inundação exemplificado em uma sucessão de fácies
progradantes de uma Frente Deltaica / shoreface, onde é possivel observar o padrão progradante das
parassequências no perfil de gama ray (Catuneanu, 2006).
Foto 4.4 - Exemplo de afloramentos com sucessões de parassequências formadas em ambientes marinhos rasos,
onde é possivel ver o padrão progradante das fácies limitadas por superficies de inundação (setas vermelhas).
Catuneanu, 2006.
54
4.12 SEQUÊNCIAS GENÉTICAS
Galloway (1989) definiu Sequência Genética a partir da constatação de que as
margens de bacias marinhas atuais são caracterizadas por episódios repetitivos de
progradação, pontuados por períodos de transgressão e inundação. Assim a sequência
estratigráfica genética refere-se às sequências limitadas por estes episódios. Desta forma, uma
sequência estratigráfica genética é o produto sedimentar de um episódio deposicional,
limitada por superfícies de inundação máxima (Galloway, 1989 apud Savini & Raja Gabaglia,
1997).
Um dos principais argumentos para a escolha desta superfície delimitadora
é que as mudanças principais na paleogeográfia dos sistemas deposicionais e depocentros
ocorrem em épocas de transgressão máxima da costa (Galloway, 1989 apud Catunenu, 2006).
Por sua vez, essas mudanças na distribuição de sistemas deposicionais e depocentros marcam
mudanças significativas nos padrões de dispersão de sedimentos ao longo da superfície de
inundação máxima, que é comumente identificada como uma ―superfície downlap‖ em termos
geométricos (Schlager, 1991; Galloway, 2004 apud Catuneanu, 2006).
Este modelo supera os problemas relacionados com o reconhecimento do limite de
sequência deposicional da conformidade correlativa (superfície formada no início e no final
da queda do nível básico) em sucessões marinhas rasas e tem o mérito de que as superfícies
de inundação máxima são relativamente fáceis de mapear em uma bacia (Catuneanu, 2006).
A crítica que este modelo tem recebido é dupla. Em primeiro lugar, a sequência
estratigráfica genética inclui a discordância subaérea dentro da sequência (Figura 4.25), o que
contraria a noção geralmente aceita de que sequências consistem em pacotes geneticamente
relacionados dos estratos. Assim, a presença da discordância subaérea dentro de sequências
estratigráficas genéticas permite a possibilidade de que os estratos relacionados geneticamente
possam ser colocados juntos no mesmo pacote "genético"(Catuneanu, 2006). Em segundo
lugar, o tempo de instalação das superfícies de inundação máxima depende da interação entre
mudanças de nível de base e sedimentação e, portanto, estas superfícies podem ser diacrônicas
(Posamentier & Allen, 1999 apud Catuneanu, 2006). Apesar dessas limitações, a sequência
estratigráfica genética mantém a vantagem de ser limitada por uma superfície estratigráfica de
sequência única e facilmente identificável (Catuneanu, 2006).
55
Figura 4.25 - Trato de Sistemas e Superfícies Estratigráficas englobadas pela Sequência Estratigráfica Genética.
(TSR=Trato de Sistemas Regressivo; TST=Trato de Sistemas Transgressivo; TSMA=Trato de Sistemas de
Nível Alto; TSMB=Trato de Sistema de Nível Baixo; SIM=Superfície de Inundação Máxima;
SBRF=Superfícies Basal de Regressão Forçada; SEM=Superfície Regressiva Máxima;C.C.=Conformidade
Correlativa; G.D.=Granodecrescência Ascendente;G.C.=Granocrescência Ascendente; RN=Regressão Normal;
RF=Regressão Forçada ) Catuneanu, 2006.
4.13 TRATOS DE SISTEMAS
Tratos de sistemas correspondem a unidades estratigráficas genéticas que se
depositaram sincronicamente dentro de um sistema deposicional (Catuneanu, 2006). Cada
trato de sistemas é definido por um tipo específico de padrão de empilhamento estratal
juntamente associado com um tipo de mudança da linha de costa (regressão forçada, normal
ou transgressão) e representa uma resposta sedimentar específica da interação entre fluxo de
sedimentos, fisiografia, energia do ambiente e mudanças na acomodação (Posamentier &
Allen, 1999 apud Catuneanu, 2006).
Em associação à curva de variação do nível de base, é possível identificar quatro
distintos tratos de sistemas (Figura 4.26) (Catuneanu, 2006):
Trato de Sistemas de Nível alto;
Trato de Sistemas de Estágio de Queda,
Trato de sistemas de Nível Baixo e;
Trato de Sistemas Transgressivo.
56
Figura 4.26 - Arquitetura regional de sistemas deposicionais, tratos de sistemas e superfícies estratigráficas. (i-
RF=início da Regressão Forçada; f-RF=final da Regressão Forçada; i-T=início da Transgressão; f-T=final da
Transgressão). Catuneanu, 2006.
4.13.1 Trato de Sistema de Nível Alto
O trato de sistema de nível alto forma-se durante os estágios finais de subida do
nível de base, quando as taxas de acomodação são menores do que as taxas de sedimentação,
gerando uma regressão normal da linha de costa (Catuneanu, 2006). Consequentemente,
57
trends deposicionais e padrões de empilhamento são dominados por uma combinação de
processos agradacionais e progradacionais. O trato de sistema de nível alto é limitado por uma
Superfície de Inundação Máxima na base e por uma combinação de superfícies no topo que
inclui uma porção de Discordância Subaérea, da Superfície Basal de Regressão Forçada e a
porção mais velha da Superfície Regressiva de Erosão Marinha (Figura 4.27).
Figura 4.27 - Acima, detalhe da arquitetura do trato de sistemas de mar alto, abaixo, processo deposicional e
produtos do TSMA. (TSMA=Trato de Sistema de Nível Alto; TST=Trato de Sistema Transgressivo;
TSEQ=Trato de Sistema de Estágio de Queda; TSMB=Trato de Sistema de Nível Baixo). Catuneanu, 2006.
Com relação ao potencial econômico (plays de petróleo), os melhores reservatórios
do estágio de nível alto tendem estar associados com sistemas deposicionais de deltas e de
antepraia na linha de costa, o qual concentra largas quantidades de areia, com mais alta
relação areia/lama. Estes reservatórios tem usualmente espessura de metros a dezenas de
metros e podem mostrar muito boa continuidade lateral ao longo do strike da bacia
(Catuneanu, 2006). O risco maior na exploração em reservatórios relacionados ao trato de
58
sistemas de nível alto está no baixo potencial de carga devido ao desenvolvimento insuficiente
de fácies selantes. Com relação às reservas de carvão, todas as condições favoráveis para sua
acumulação são satisfeitas, o que envolve a interação de subsidência, crescimento da
vegetação e aporte sedimentar. As mais significantes jazidas de carvão tendem a estar
associadas com superfícies de inundação máxima (Hamilton and Tadros, 1994 apud
Catuneanu, 2006).
4.13.2 Trato de Sistema de Estágio de Queda
O trato de sistemas de estágio de queda inclui todos os estratos acumulados na
bacia sedimentar durante a regressão forçada da linha de costa. De acordo com os modelos da
estratigrafia de sequências, os depósitos de regressão forçada consistem principalmente de
fácies de água rasa e água profunda que se acumularam ao mesmo tempo da formação da
discordância subaérea na poção continental da bacia. O trato de sistema de estágio de queda é
limitado no topo por uma composição de superfícies que inclui a Discordância Subaérea, sua
Conformidade Correlativa (segundo Hunt & Tucker, 1992) e a porção mais jovem da
Superfície Regressiva de Erosão Marinha. Na base, o trato de sistema de estágio de queda é
limitado pela Superfície Basal de Regressão Forçada (conformidade correlativa de
Posamentier & Allen, 1999) e pela porção mais antiga da Superfície Regressiva de Erosão
Marinha (Figura 4.28) (Catuneanu, 2006).
Figura 4.28 - Detalhe da arquitetura do trato de sistemas de estágio de queda. (TSEQ=Trato de Sistema de
Estágio de Queda). Catuneanu, 2006.
Durante a queda do nível de base a linha de costa é forçada a avançar em direção a
bacia, ocorrendo migração dos depósitos fluviais que chegam à plataforma continental. A
queda do nível de base provoca incisão fluvial, expondo áreas antes marinhas (Catuneanu,
2006). A formação da discordância subaérea na porção não-marinha da bacia durante a fase
de queda do nível de base pode envolver a combinação de processos que incluem além da
59
incisão fluvial, by-pass de sedimentos, karstificação, pedogênese e deflação (Catuneanu,
2006). Com o início da queda do nível de base a linha de costa é forçada a avançar em direção
a bacia, juntamente com os depósitos fluviais que chegam à plataforma continental. Na região
que passa a ser dominada por ambientes não marinhos, há o desenvolvimento de canais
fluviais de alta energia (entrelaçados), pois o novo perfil de equilíbrio fluvial faz com que os
rios escavem seus leitos levando muitos sedimentos em direção ao oceano. É comum o
registro de paleo-linhas de costa que são deixadas para trás com a retração da linha de costa,
evidenciando assim o processo da regressão forçada (Figura 4.29) (Catuneanu, 2006).
Figura 4.29 - Processos deposicionais e produtos do trato de sistemas de estágio de queda inicial (acima) e final
(abaixo). Catuneanu, 2006.
60
Os principais reservatórios dos estágios iniciais da regressão forçada para
hidrocarbonetos são associados aos depósitos em offlap dos deltas de regressão forçada e a
arenitos formados na paleo-linha de costa. Todos esses depósitos apresentam boa extensão
lateral ao longo do strike da bacia. Outros depósitos em potencial são os turbiditos de alta
densidade (Catuneanu, 2006).
Os melhores plays de petróleo que podem se formar em relação aos estágios finais
de regressão forçada são dos depósitos associados com leques submarinos de água profunda.
Estes reservatórios formam a parte mais espessa do leque no assoalho da bacia e são
sobrepostos pela conformidade correlativa segundo Hunt & Tucker (1992).
Os processos erosivos durante o estágio de queda do ciclo do nível de base são
geralmente considerados como mais úteis na formação de depósitos de placeres. As
discordâncias subaéreas são as mais importantes superfícies estratigráficas formadoras de
placeres, por causa do extenso período de tempo que é disponível para a erosão e
retrabalhamento de depósitos de mar alto subjacentes (Catuneanu, 2006).
4.13.3 Trato de Sistemas de Nível Baixo
O Trato de Sistemas de Nível Baixo é limitado por uma discordância subaérea e sua
Conformidade Correlativa marinha na base e pela Superfície Regressiva Máxima no topo
(Foto 4.5 e Figura 4.30). O Trato de Sistemas de Nível Baixo forma-se durante os estágios
iniciais de subida do nível de base quando a taxa de subida é ultrapassada pela taxa de
sedimentação (Catuneanu, 2006).
Durante a subida do nível de base a regressão normal prevê acomodação de
ambientes fluviais e ambientes costeiros. O trapeamento de areia dentro de sistemas fluviais e
marinhos rasos no início da subida do nível de base resulta na diminuição do volume de
sedimentos disponíveis para fluxos de gravidade em águas profundas e também numa redução
da relação areia/lama em leques submarinos (Catuneanu, 2006).
61
Foto 4.5 - Afloramento que expressa o Trato de Sistemas de Nível Baixo. Canais fluviais amalgamados (acima)
e depósitos de shoreface de TSEQ (abaixo) separados por uma discordância Subaérea (linha vermelha).
Catuneanu, 2006.
Figura 4.30 - Acima, detalhe da arquitetura do trato de sistemas de mar baixo. Abaixo, processo deposicional e
produtos do TSMB. (TSMB=Trato de Sistemas de Nível Baixo;TSEQ=Trato de Sistemas de Estágio de Queda).
Catuneanu, 2006.
62
4.13.4 Trato de Sistemas Transgressivo
O Trato de Sistemas Transgressivo é limitado na base por uma Superfície
Regressiva Máxima e no topo por uma Superfície de Inundação Máxima. Este trato de
sistemas forma-se durante o estágio de subida do nível de base quando as taxas de subida
ultrapassam as taxas de sedimentação na linha de costa (Figura 4.31) (Catuneanu, 2006).
Figura 4.31 - Detalhe da arquitetura do trato de sistemas transgressivo. (TST=Trato de Sistemas Transgressivo;
TSEQ=Trato de Sistemas de Estágio de Queda; TSMB=Trato de Sistema de Nível Baixo). Catuneanu, 2006.
Este trato é caracterizado por um progressivo aumento da taxa de criação do espaço
de acomodação. Em sistemas fluviais resulta na diminuição da taxa de migração lateral e num
acréscimo na taxa de agradação vertical dos canais (Scherer, 2008).
O Trato de Sistemas Transgressivo tende a ser composto por duas ―cunhas‖
distintas separadas por uma área de não-deposição em torno da borda da plataforma: uma na
plataforma continental consistindo de depósitos fluviais e marinhos rasos e, uma consistindo
de características de águas profundas com depósitos de fluxos de gravidade e sedimentos
pelágicos (Figura 4.32) (Catuneanu, 2006).
63
Figura 4.32 - Processos deposicionais e produtos do trato de sistema transgressivo inicial (acima) e final
(abaixo). Catuneanu, 2006.
Os principais depósitos preservados no Trato de Sistemas Transgressivo são fluvial
transgressivo (onlap fluvial), costeiro transgressivo (onlap costeiro), estuário e fluxos de
gravidade (onlap marinho). É comum na sucessão vertical se observar a sobreposição de
ambientes marinhos sobre depósitos plataformais ou continentais, retrabalhados pela maré e/
ou por ondas. O ravinamento por ondas ou por maré possibilita o desenvolvimento de lags
transgressivos (Catuneanu, 2006).
64
Na plataforma continental, próximo a borda, os melhores reservatórios são
concentrados ao longo da linha de costa, sendo representados por praias (características de
linha de costa aberta), complexos de boca de estuário e deltas (Catuneanu, 2006). Em direção
ao continente, o potencial para exploração de petróleo no Trato de Sistemas Transgressivo é
geralmente moderado a pobre devido ao extenso desenvolvimento de fácies de granulometria
fina em resposta as rápidas taxas de subida do nível de base. Os plays de petróleo no final da
transgressão são concentrados em sistemas deposicionais fluviais e marinhos rasos. Os
melhores reservatórios transgressivos são comumente relacionados a características costeiras
(estuário e areias de praia), embora sua preservação no registro rochoso requeira um número
de condições a serem atendidas (Catuneanu, 2006).
Na Figura 4.33 é apresentado um resumo da relação ideal de todos os tratos de
sistemas na relação entre um ambiente fluvial (deltaico) e marinho raso.
Figura 4.33 - Secção transversal ilustrando um cenário mais geral para a arquitetura de depósitos regressivo
forçado, regressivo normal e transgressivo numa configuração fluvial para marinho raso (Catuneanu, 2006).
65
5 ANÁLISE DOS DADOS
5.1 INTRODUÇÃO
O perfil levantado neste trabalho corresponde à complementação do levantamento
feito por Santos (2009) na Trilha do Beco nas proximidades de Guiné na Chapada Diamantina
(Figura 3.3). No seu trabalho, Santos (2009) realizou um empilhamento de 91m abrangendo o
topo da Formação Açuruá e a base da Formação Tombador. O contato entre estas duas
Formações, neste local, é marcado por um dique de rochas vulcânicas máficas (Aragão,
2009), que se implantou aproveitando esta zona de fraqueza na discordância subaérea, que
marca a passagem da Formação Açuruá para a Formação Tombador (Santos, 2009).
As fácies foram descritas e agrupadas em elementos arquiteturais representantes de
um sistema deposicional deltaico influenciado por rio, onde foram reconhecidas estruturas
sedimentares características (Figura 5.1; Figura 5.2; Figura 5.3; Figura 5.4;). Comparando o
levantamento feito neste trabalho com o que foi feito por Santos (2009), é possível observar
que o referido autor também identificou uma planície deltaica pertencente à Formação
Açuruá. Entretanto, o grau de detalhamento não foi tão apurado. Neste trabalho, porém foi
implantado um nível mais avançado de detalhamento na Formação Açuruá, separando na
planície deltaica os elementos arquiteturais de crevasse e planície lamosa. Além disso, foram
identificados também os elementos de prodelta e de barras de desembocadura. No perfil
levantado percebe-se claramente o padrão de empilhamento progradacional compondo
parassequências. Com relação à sequência deposicional, a descrição feita caracteriza a
Formação Açuruá como um depósito de regressão normal de um trato de sistemas de nível
alto.
5.2 PERFIL DA TRILHA DO BECO (BASE – 226.682/8.587.686; TOPO –
227.801/8.588.440)
Este perfil perfaz 480m dos quais 150m corresponderam a intervalos onde não
haviam afloramentos disponíveis (gaps), 48m correspondem a um sill interestratal de rocha
máfica e 282m foram descritos e interpretados (Figura 5.5). Utilizou-se uma referência de
profundidade – topo a 1290m e base a 1770m – arbitrário para estabelecer uma referência
vertical no empilhamento. A seção geológica foi medida na superfície, porém com esse
sistema arbitrário de medida vertical, o perfil pode ser caracterizado como um ―poço fictício‖
perfurado na região.
66
No perfil levantado nas proximidades de Guiné foi identificado na sua base
depósitos de arenitos com granulometria variando de areia média a grossa com clastos
lamosos (Figura 5.2; Foto 5.1), com estratificações cruzadas acanaladas (Foto 5.2) e em fining
up para siltito, interpretados como depósitos de crevasse (Foto 5.3). Tais depósitos de
transbordamento são formados durante as cheias dos rios quando o fluxo extrapola suas
margens e deposita material arenoso ou siltoso na planície deltaica (Ergo, 2011).
Envelopando os depósitos de crevasse foram identificados depósitos
correspondentes a uma planície lamosa (Figura 5.2; Figura 5.3; Foto 5.4) com
aproximadamente 100m de espessura, com estruturas sedimentares do tipo gretas de
contração (Foto 5.5) além de linsens e waves. Sobre estes depósitos da planície interpreta-se
uma Superfície de Inundação, limitando o primeiro conjunto de parassequências (Figura 5.5).
Apesar da diminuição da granulometria na passagem do elemento arquitetural crevasse para a
planície lamosa, a presença de gretas de contração indicam uma exposição subaérea deste
último elemento, o que indica, portanto, a continuação do trend progradacional (Figura 5.5)
até a superfície de inundação.
Sobre a superfície de inundação inicia-se um novo conjunto de parassequências
com padrão progradacional típico (Figura 5.5). Este novo conjunto de parassequências inicia-
se com folhelhos interpretados como sendo candidatos ao elemento arquitetural prodelta
(Figura 5.3; Foto 5.6). A passagem da planície deltaica para o prodelta concentra a superfície
de inundação (Figura 5.5), correspondente à superfície limítrofe entre os dois conjuntos de
parassequências. A separação destes elementos arquiteturais – planície deltaica e prodelta –
baseou-se nas características faciológicas distintas entre estes dois conjuntos litológicos, como
sua coloração e granulometria, sendo a planície composta por um siltito avermelhado e roxo
(Foto 5.7) e o prodelta composto por folhelho laminado com uma coloração cinza amarelada
(Foto 5.8). Esta separação baseou-se também no fato de não terem sido encontradas gretas de
contração nos folhelhos do prodelta indicando a possível ocorrência de um evento de
inundação abrupto que levou a formação da superfície de inundação marinha.
Continuando o padrão progradante da segunda parassequência, sobre o prodelta
encontram-se depósitos com o elemento arquitetural de barras de desembocadura (Figura 5.3;
Figura 5.4) apresentando uma granulometria granocrescente ascendente variando de areia
muito fina a média. No topo das barras foi estimado o fim do segundo conjunto de
parasseqências (Figura 5.5), pois a essa altura do perfil, há a presença de um dique de rochas
67
vulcânicas máficas (Figura 5.4; Foto 5.9) que se encontra obliterando a passagem da
Formação Açuruá para a Formação Tombador, não sendo possível assim, neste local, a
observação do contato entre as duas Formações. Este dique aproveitou a superfície de
fraqueza que corresponde a Discordância Subaérea entre as duas Formações para instalar-se
(Aragão, 2009).
A delimitação dos conjuntos de parassequências partiu do que foi proposto por
Catuneanu (2006) que recomenda que o uso do termo parassequência deva ser usado, de
forma restrita, em sucessões progradantes litorâneas a marinhas rasas, onde há evidências de
mudanças bruscas na profundidade da água (superfícies de inundação) (Figura 5.5).
A idendificação da repetição destes episódios progradantes permite também a
caracterização do perfil empilhado como inserido em uma sequência genética segundo
Galloway (1989). Entretanto, a não identificação de Superfícies de Inundação Máxima no
início e no final do perfil, devido ao fato de não terem sido abrangidas no levantamento por
estarem encobertas ou erodidas, não permite a delimitação da base e do topo desta sequência
genética. O problema do uso da sequência estratigráfica genética está no englobamento de
uma Discordância Subaérea dentro da sequência, superfície que limita as Formações Açuruá e
Tombador (Figura 5.5) e que é reconhecida por outros autores como sendo regional e angular
(Pedreira, 1994; Guimarães, 2005) o que contraria a noção geralmente aceita de que
sequências consistem de pacotes distintos geneticamente relacionados de estratos. Assim, a
presença da discordância subaérea dentro da sequência estratigráfica genética não permite a
separação de estratos que não são relacionados geneticamente, colocado-os juntos no mesmo
pacote.
Foto 5.1 - Fm. Açuruá. Detalhe do clasto lamoso em arenito grosso pertencente ao elemento arquitetural
crevasse. Prof. 1770,4m.
68
Foto 5.2 - Fm. Açuruá. Arenito grosso com cruzada acanalada e em fining up para siltito pertencente ao elemento
arquitetural crevasse. Prof. 1750,9m.
Foto 5.3 - Fm. Açuruá. Panorâmica de depósitos de crevasse: arenitos médio a muito fino, em fining up. Prof.
1677m.
Foto 5.4 - Fm. Açuruá. Siltito cinza avermelhado pertencente ao elemento arquitetural da planície lamosa. Prof.
1562m.
69
Foto 5.5 - Fm. Açuruá. Detalhe da planície lamosa com gretas de contração formadas devia à exposição subaérea.
Prof. 1561,8m.
Foto 5.6 - Passagem da planície lamosa – siltito avermelhado e roxo – para o prodelta – folhelho cinza
amarelado, indicada pela linha verde acompanhando o acamamento. Prof. 1520m.
Foto 5.7 - Detalhe do siltito avermelhado e roxo com gretas de contração pertencente à planície lamosa. Prof.
1541m.
Prodelta
Planície Lamosa
70
Foto 5.8 - Detalhe do folhelho laminado com uma coloração cinza amarelada pertencentes aos depósitos de
prodelta. Prof. 1517,4m.
Foto 5.9 - Dique de rochas vulcânicas máficas instalado na passagem da Formação Açuruá para a Formação
Tombador. Prof. 1340m.
Figura 5.1 - Legenda das estruturas sedimentares reconhecidas durante o empilhamento do perfil nas
proximidades de Guiné.
71
Figura 5.2 - Porção basal do perfil empilhado, com profundidade de 1775m até 1610m, englobando a Formação
Açuruá, com seus elementos arquiteturais da planície deltaica. Setas mostrando o padrão progradacional.
72
Figura 5.3 - Porção intermediária do perfil empilhado, com profundidade de1610 m até a 1445m, englobando a
Formação Açuruá, com seus elementos arquiteturais da planície deltaica, do prodelta e barra de desembocadura.
Seta mostrando o padrão progradacional.
73
Figura 5.4 - Porção superior do perfil empilhado, com profundidade de 1445m até 1290m, englobando a
Formação Açuruá, com seu elemento arquitetural da barra de desembocadura, o dique máfico e a base da
Formação Tombador. Seta mostrando o padrão progradacional.
74
Figura 5.5 - Perfil completo empilhado, com profundidade de 1775m até 1290m, englobando a Formação
Açuruá, com indicação dos conjuntos de parassequências, sequência genética e sequência deposicional.
(SI=Superfície de Inundação Marinha; SIM=Superfície de Inundação Máxima; SRM=Superfície Regressiva
Máxima; TSMA=Trato de Sistemas de Nível alto; TSMB=Trato de Sistemas de Nível Baixo).
75
Na Formação Tombador, Santos (2009) interpretou elementos arquiteturais
relacionados a lençóis de areia pertencentes a um sistema deposicional eólico, a partir da
identificação de pacotes de arenitos com granulometria de areia média, com níveis de areia
grossa apresentando estruturas plano-paralelas e cruzadas tabulares, além de alguns corpos
maciços em tendência granocrescente ascendente (Figura 3.3).
Neste trabalho foi dada uma interpretação distinta à de Santos (2009). Na porção
basal da Formação Tombador foram identificados depósitos fluviais efêmeros (Figura 5.4) a
partir da identificação de pacotes com gradação normal, com a presença de grânulos,
laminação sub-horizontal (Foto 5.10) e canais amplos e rasos (Foto 5.11), caracterizando uma
geometria externa de barras arenosas fluviais efêmeras. Também foi identificada uma porção
eólica, porém menos representativa do que a anteriormente identificada.
Foto 5.10 - Fm. Tombador. Detalhe da laminação sub-horizontal com gradação normal (Indicada pelas setas
vermelhas) e grânulos dos depósitos fluviais efêmeros. Prof. 1301,4m.
76
Foto 5.11 - Fm. Tombador. Geometria externa de barras arenosas fluviais efêmeras: canais amplos e rasos e
barras tabulares. Falésia em profundidade equivalente a 1316m.
5.2.1 Sequência Deposicional
Santos (2009) a partir da correlação com outros perfis interpretou que os depósitos
deltaicos da Formação Açuruá ocorrem segundo uma regressão normal, caracterizando seu
empilhamento como pertencente a um trato de sistemas de mar alto, apesar de não ter
identificado em campo a superfície de inundação máxima que limita na base este trato de
sistemas.
As observações feitas por Santos (2009) com relação à sequência deposicional
foram confirmadas na realização deste trabalho. Foi realizado um levantamento mais extenso
na Formação Açuruá buscando a identificação da superfície de inundação máxima, para
delimitação da base do trato de sistemas de mar alto. Porém tal superfície não foi reconhecida
no empilhamento por não ter sido abrangida no perfil por estar encoberta ou ter sido erodida.
A identificação de pacotes progradantes – parassequências – serviu para a
identificação da subida do nível de base, porém com a taxa de sedimentação mais elevada,
correspondendo ao estágio final da elevação do nível de base (Figura 4.10), caracterizando
este depósito como de regressão normal, portanto de um trato de sistemas de mar alto. Em
uma seção, o trato de mar alto é limitado na base por uma superfície de inundação máxima e
no topo por uma combinação de superfícies, que inclui parte da discordância subaérea,
superfície basal de regressão forçada e a porção mais antiga da superfície regressiva de erosão
marinha (Figura 4.27). Neste perfil, o topo do trato de mar alto, que corresponde ao contato
com a Formação Tombador, é limitado pela discordância subaérea, que se encontra englobada
pelo dique de rochas máficas (Figura 5.5). Esta superfície é reconhecida por outros autores
(Pedreira, 1994; Guimarães, 2005), em outros locais, como sendo de caráter regional e
angular, evidenciando a existência de um truncamento erosivo subaéreo ou exposição
77
subaérea, indicando um hiato significativo, podendo ser correlacionada neste perfil a partir da
identificação da mudança das características faciológicas das litologias e consequentemente
da passagem da Formação Açuruá para a Formação Tombador.
Com relação à Formação Tombador, Santos (2009) caracterizou-a como inserida
em um trato de sistemas de mar baixo a partir das identificações faciológicas por ele feitas,
caracterizando lençóis de areia eólicos e devido ao fato deste conjunto litológico estar
limitado na base por uma discordância subaérea. Entretanto, não foi reconhecida a superfície
regressiva máxima que limita no topo este trato de sistemas.
Apesar do levantamento não ter se estendido muito na Formação Tombador,
também foram confirmadas neste trabalho as observações feitas por Santos (2009). Embora
haja discordância na identificação dos sistemas deposicionais, foi caracterizado este depósito
como de regressão normal do trato de mar baixo, quando a taxa de subida é ultrapassada pela
taxa de sedimentação (Figura 5.5). Embora a Superfície de Regressão Máxima não ter sido
vista em campo por estar fora do perfil, por estar encoberta ou ter sido erodida, a associação
faciológica de canais fluviais efêmeros e lençóis de areia eólica conduziram a conclusão de
que o nível de base encontrava-se em ascensão, porém com taxas pequenas de subida o que
provocou a formação de canais efêmeros e a preservação de lençóis de areia eólicos.
78
6 CONCLUSÕES
Os afloramentos descritos no empilhamento deste perfil (Figura 5.5) correspondem
a depósitos deltaicos da Formação Açuruá correspondentes a uma parte do trato de sistemas
de mar alto. Entretanto, a superfície de inundação máxima, que limita este trato na base não
foi identificada em campo por não ter sido abrangida no perfil, por estar encoberta ou ter sido
erodida. Porém a separação de pacotes progradantes serviu para a identificação do estágio
final da elevação do nível de base, caracterizando um depósito de regressão normal, portanto
de um trato de sistemas de mar alto.
A porção aflorante da Formação Tombador está inserida em um trato de sistemas
de mar baixo, caracterizada por depósitos fluviais efêmeros e eólicos.
A delimitação dos conjuntos de parassequências partiu da identificação de
sucessões progradantes. A Superfície de Inundação foi identificada na passagem da planície
deltaica para as lamas do prodelta.
Foi possível a inserção do perfil empilhado em uma sequência genética segundo
Galloway (1989). As superfícies de inundação máxima no início e no final do empilhamento
não foram reconhecidas por não terem sido abrangidas no perfil, por estarem encobertas ou
terem sido erodidas. Porém esta sequência estratigráfica genética engloba a Discordância
Subaérea entre as Formações Açuruá e Tombador.
Os conhecimentos obtidos possibilitam o reconhecimento de Superfícies
Estratigráficas e de Tratos de Sistemas que facilitam o reconhecimento de áreas potenciais
para ocorrências econômicas de hidrocarbonetos em sistemas petrolíferos análogos em bacias
sedimentares semelhantes.
79
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