ESTUDO LITOFACIOLÓGICO DA FORMAÇÃO SALVADOR EM...

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

CURSO DE GEOLOGIA

FERNANDA GUIMARÃES ARAÚJO

ESTUDO LITOFACIOLÓGICO DA FORMAÇÃO SALVADOR EM MONT SERRAT, AFLORAMENTO DA

BACIA DO RECÔNCAVO - BAHIA

Salvador 2008

ii




Trabalho Final de Graduação apresentado como

requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel

em Geologia pela Universidade Federal da Bahia.

Orientador: Prof. Cícero da Paixão Pereira Co-orientador: Prof. Dr. Luiz César Corrêa-Gomes

Salvador 2008

iii

TERMO DE APROVAÇÃO




Trabalho Final de Graduação aprovado como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia pela seguinte

banca examinadora:

________________________________________________________________1° Examinador: Prof. Cícero da Paixão Pereira – Orientador Pesquisador Visitante do Convênio ANP-UFBA ________________________________________________________________2° Examinador: Prof. Dr. Luiz César Corrêa-Gomes – Co-orientador CEFET-BA/Instituto de Geociências - UFBA ________________________________________________________________3° Examinador: Prof. MSc. Roberto Rosa da Silva PETROBRAS/RH/UN-BA ________________________________________________________________4° Examinador: Prof. Dr. Osmário Rezende Leite Instituto de Geociências - UFBA

Salvador, 02 de Dezembro de 2008

iv

Dedico este trabalho aos meus familiares,

amigos, professores, sobretudo a todos

que me deram força para

continuar nesta tão difícil

trajetória

v

AGRADECIMENTOS

Primeiramente gostaria de agradecer a minha família, por todo o apoio, carinho

e confiança concedidos, ao longo de todos esses anos. Em especial a meus pais:

Norma e Edson, a minha madrinha Ana Rita, as minhas tias Rita, Sônia e Amelinha,

as minhas avós: Bernardete e Gildelice, a meus primos Cláudio, Bibito e Anderson; e

a meu tio Ruy, que sem a ajuda deles nada disso teria sido possível.

A ANP que através do seu setor de recursos humanos em convênio com a

UFBA viabilizaram todo o apoio logístico e financeiro para realização deste trabalho.

Aos professores que atuaram com grande influência na minha formação

através de seus ensinamentos e conselhos. Agradecendo em especial aos

professores Cícero, que sempre foi uma pessoa maravilhosa, um lorde; ao professor

Luiz César que aceitou co-orientar este trabalho, mesmo em tão curto prazo; ao

professor Osmário, pela sua grande amizade; a professora Ângela, por toda sua

paciência e amizade, e a todos os outros professores que moldaram a minha

consciência geológica, dentre os quais se citam: Prof. Roberto Rosa, Telésforo,

Reginaldo, Marcão e Flávio.

E não poderia deixar de agradecer a todos os amigos que estiveram do meu

lado nesta batalha: Caçador (meu irmãozinho), Elisa, Ganja, Dudu, Jana, Ju,

Cavalinho, Judis, Show, Guiga, Zé Gotinha, Caribes, Dilon, Jailma, Zilda, Andreza,

Josafá, AJ, Jofre e Ana Luiza, e a outra lista imensa de amigos e colegas que não

tiveram participação nesta monografia, mas que me auxiliaram e muito na

graduação. Dentre estes, não podia deixar de agradecer a “Seu Lídio”, André e a

Chico pela força dada em momentos decisivos.

E por fim, mas não menos importantes, meus queridos amigos Diego, Dani,

Junior e Dumdum pela força e compreensão.

Tenho certeza de uma única coisa, fiz grandes amigos e sei que com esses

posso contar a qualquer momento!

vi

RESUMO O objetivo deste estudo é a caracterização litofaciológica dos sedimentos da

Formação Salvador que afloram nas proximidades do Forte de Nossa Senhora de

Mont Serrat, no bairro da Ribeira em Salvador, na parte sul da Bacia do Recôncavo.

Neste afloramento, esta formação é constituída por intercalações de níveis de

conglomerados, arenitos e lamitos. Os conglomerados são polimíticos, formados

basicamente por clastos de constituintes do Alto de Salvador (mais velhos) e, por

extraclastos de carbonatos da Formação Estância (mais novos), com granulometrias

que variam de grânulo a matacão. Podem ser observados ortoconglomerados e

paraconglomerados, com matriz areia grossa e, em muitos é observada grano-

decrescência ascendente em seus estratos. Em lâmina os carbonatos da Formação

Estância são classificados como: Doloespatito/Microdoloespatito totalmente

dolomitizados, Calcarenito espático oncolítico neomorfizado e dolomitizado, e,

Calcilutito peloidal neomorfizado. Os níveis de arenitos ocorrem como camadas

decimétricas a centimétricas, com S0 N125/30SE e N164/20SE, apresentam

coloração bege-amarelada, e exibem estruturas do tipo escape de fluidos, tipo Dish,

dobras convolutas, estruturas que revelam altas concentrações de fluidos no seu

ambiente deposicional. Como estruturas deformacionais, algumas camadas exibem

dois sistemas de fraturas contemporâneas, N100/85SW e N145/85SW. Também

foram observadas nos níveis de arenito, Shear Bands ou bandas de deformação,

onde em algumas foi encontrado possível óleo biodegradado. Petrograficamente são

classificados, segundo Folk (1970) como: sub-arcósio a sub-arcósio calcítico. Níveis

de lamito cinza-esverdeado ocorrem entre camadas de conglomerado, geralmente

apresentam-se bastante intemperizados, dificultando a identificação de suas

estruturas primárias.

Na determinação das paleocorrentes, a partir da medida do eixo menor dos clastos,

eixo Z, observa-se que os conglomerados constituídos por clastos do embasamento

apresentam paleocorrente com orientação sudoeste enquanto que, os

conglomerados que apresentam clastos da Fm. Estância indicam apresentam

paleocorrentes com orientação sul e sudoeste. Essas informações indicam que as

fontes dos sedimentos estavam, respectivamente, a NE e a NNE da posição

atualmente ocupada pelos pacotes sedimentares.

Palavras - chave: Formação Salvador, Formação Estância e Paleocorrente.

vii

ÍNDICE LISTA DE FIGURAS..................................................................................................ix LISTA DE FOTOGRAFIAS.......................................................................................xii LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS ..........................................................................xiv

CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO..............................................................15

1.1. APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA ................................................................15

1.2. OBJETIVOS.....................................................................................................17

1.3. JUSTIFICATIVAS DO TRABALHO..................................................................17

1.4. METODOLOGIA ..............................................................................................18

1.4.1. Levantamento do Acervo Bibliográfico..............................................18

1.4.2. Visitas de Campo .................................................................................18

1.4.3. Tratamento de Dados...........................................................................19

1.5. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO .........................................................20

CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL ...............................................21

2.1. A Bacia do Recôncavo.........................................................................21

2.1. A FORMAÇÃO SALVADOR.............................................................................29

CAPÍTULO 3 – LEQUES ALUVIAIS E LEQUES DELTÁICOS.............31

3.1. CONCEITOS DE LEQUES ALUVIAIS E LEQUES DELTÁICOS .....................31

3.1.1. Clima .....................................................................................................33

3.1.2. Tectônica...............................................................................................34

3.2. IDENTIFICAÇÃO DE LEQUES ALUVIAIS/DELTÁICOS..................................34

3.3. PROCESSOS SEDIMENTARES ASSOCIADOS A LEQUES ALUVIAIS.........36

3.3.1. Queda de Rochas .................................................................................36

3.3.2. Deslizamentos/Escorregamentos .......................................................36

3.3.3. Fluxo Granular (Grain Flow) ................................................................38

3.3.4. Fluxo de Detritos (Debris Flow) ..........................................................38

viii

3.3.5. Fluxo em Lençol (Sheet Flow).............................................................38

CAPÍTULO 4 – CARACTERIZAÇÃO DO AFLORAMENTO .................40

4.1. DESCRIÇÃO DO AFLORAMENTO .................................................................40

4.1.1. Conglomerados ....................................................................................40

4.1.2. Arenitos.................................................................................................43

4.1.3. Lamitos..................................................................................................47

4.2. DESCRIÇÃO DE PERFIS ESQUEMÁTICOS ..................................................47

CAPÍTULO 5 – DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA ...................................49

5.1. CARACTERIZAÇÃO DOS CARBONATOS DA FORMAÇÃO ESTÂNCIA.......49

5.2. CARACTERIZAÇÃO DOS NÍVEIS DE ARENITO DA FORMAÇÃO SALVADOR .........................................................................................................................51

CAPÍTULO 6 – ESTUDO DAS PALEOCORRENTES...........................53

6.1. FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA........................................................................53

6.2. DETERMINAÇÃO DO SENTIDO DAS PALEOCORRENTES EM MONT SERRAT..................................................................................................................55

CAPÍTULO 7 - DISCUSSÕES E CONSIDERAÇÕES FINAIS...............69

CAPÍTULO 8 – REFERÊNCIAS.............................................................72

ix

LISTA DE FIGURAS Figura 01: Aulacógenos desenvolvidos nas margens do oceano atlântico, como

resultado da ruptura do Godwana, Fonte: Da Silva et al.2003. Nota-se a localização

da Bacia do Recôncavo no sul do Rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá.........................16

Figura 02: Mapa de Geológico do compartimento sul da Bacia do Recôncavo,

extraído de Magnavita et al. (2005), onde o ponto 7 corresponde ao principal

afloramento em estudo, localizado em Mont Serrat, Salvador. .................................20

Figura 04: Localização, limites e arcabouço estrutural da bacia do Recôncavo,

mapeado ao nível da seção pré-rift. Fonte: Milhomem et al.(2003). .........................22

Figura 05: Seção geológica esquemática do compartimento sul da Bacia do

Recôncavo. Fonte: Milhomem, et al.(2003)...............................................................23

Figura 06: Paleogeografia da Fase Sin-Rifte da Bacia do Recôncavo ilustrando a

deposição das formações Candeias, Maracangalha, Salvador e pelo Grupo ilhas.

Modificado de Medeiros e Pontes 1981. ...................................................................26

Figura 07: Carta Estratigráfica da Bacia do Recôncavo, Caixeta et al.1994, onde o

retângulo vermelho mostra a Formação Salvador.....................................................28

Figura 08: Paleogeografia da Fase Sin-rifte e distribuiço regional da cunha clástica

que compõe a Formação Salvador na Bacia do Recôncavo (Modificado de

Magnavita & Silva 1995). ..........................................................................................29

Figura 09: Mapa de Isópacas da Formação Salvador na Bacia do Recôncavo. Fonte:

Neto et al. 1984 .........................................................................................................30

Figura 10: Modelo esquemático mostrando a deposição de leques aluviais em

formato aproximadamente triangular na frente de regiões montanhosas Fonte:

Unnatural Disasters...................................................................................................32

Figura 11: Principais tipos de fluxo gravitacionais e suas características quanto a

regime reológico, mecanismos de interação grãos/fluido, declive mínimo e depósito.

Fonte: Giannini & Riccominni (2000). ........................................................................37

x

Figura 12: Representação esquemática: orto x paraconglomerado. “a”, “b” e “c” são

sustentados pelo arcabouço, enquanto que “d” possui arcabouço flutuante

(sustentado pela matriz). Fonte: Giannini (2000). .....................................................42

Figura 13: Fotomosaico ilustrando uma visão geral do afloramento de Mont Serrat

contituído por leques deltácos superpostos e amalgamados, com a localização dos

perfis confeccionados (A) e Perfis esquemáticos (B). ...............................................48

Figura 13: Classificação de rochas carbonáticas em uso na PETROBRAS, adaptada

de Bramkamp & Powers (1958) e Folk (1959). .........................................................49

Figura 15: Mecanismo de geração de imbricação de Eixo (X). Fonte: Earthscience.54

Figura 16: Representação esquemática de imbricação de plano XY em (A) e em (B)

Imbricação de eixo X, onde pode-se notar o posicionamento do eixo menor (Z)

caindo na direção da corrente. ..................................................................................55

Figura 17: Mapa esquemático da distribuição das rochas da Formação Salvador em

Mont Serrat, Salvador – BA.......................................................................................58

Figura 18: Mapa de localização das sub-áreas estudadas. ......................................59

Figura 19: Mapa esquemático da distribuição das principais paleocorrentes nas

litologias encontradas na sub-área A. .......................................................................62


litologias encontradas na sub-área B. .......................................................................63


litologias encontradas na sub-área C. .......................................................................64


litologias encontradas na sub-área D ........................................................................65


litologias encontradas na sub-área E. .......................................................................66

xi

Figura 24: Diagrama de rosetas comparativo ilustrando os padrões de paleocorrente

do afloramento, dos conglomerados com clastos da Fm. Estância e dos

conglomerados compostos por clastos do embasamento.........................................67

Figura 25: ..................................................................................................................68

xii

LISTA DE FOTOGRAFIAS Fotografia 01: Vista aérea da Ponta do Humaitá no bairro da Ribeira, onde observa-

se os depósitos da Formação Salvador e a localização do afloramento estudado.

Fonte: Autor desconhecido. ......................................................................................20

Fotografia 02: Intercalações de níveis de conglomerados e de arenitos

característicos de depósitos de leques deltáicos. .....................................................40

Fotografia 03: Clastos com auréolas de alteração intempérica.................................43

Fotografia 04: Ortoconglomerado polimítico (A) e Paraconglomerado com matriz

areia grossa (B).........................................................................................................43

Fotografia 05: Intercalação de níveis conglomeráticos com arenitos maciços (A) e

Arenito exibindo estratificação plano-paralela a cruzada de pequeno porte (B). ......44

Fotografia 06: Estrutura do tipo escape de fluido truncada, no topo, por um nível

conglomerático. .........................................................................................................44

Fotografia 07: Estrutura do tipo Dish indicada pela seta (A) e Dobras convolutas (B).

..................................................................................................................................45

Fotografia 08: Dois sistemas de fraturas contemporâneos com direção...................46

N100/85SW e N145/85SW........................................................................................46

Fotografia 09: Shear Bands vista em planta apresentando ressaltos na camada e

possível óleo preenchendo fraturas (A) e em detalhe fraturas com movimentação

dextral (B)..................................................................................................................46

Fotografia 10: Nível de Lamito bastante intemperizado com estruturas pouco

evidentes. ..................................................................................................................47

Fotografia 13: Clastos imbricados mostrando paleocorrente para sudoeste, indicada

pela seta vermelha. ...................................................................................................56

xiii

Fotografia 14: Afloramento de Mont Serrat onde é possível observar que os

conglomerados com clastos da Formação Estância ocupam a porção superior,

portanto, são mais novos. .........................................................................................57

xiv

LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS Fotomicrografia 01: Mosaico de calcitas neomorfizadas e romboedros de dolomita

em luz plana (A) e em luz polarizada (B), com objetiva de 10 x................................50

Fotomicrografia 02: Oncolitos neomorfizados e dolomitizados. Aumento de 10X. .50

Fotomicrografia 03: (A) Calcilutito peloidal com estrutura orgânica, possivelmente

microbial. Objetiva de 2,5 X e luz plana e (B) Calcilutito peloidal levemente

neomorfizado, aumento de 10X (B)...........................................................................51

Fotomicrografia 04: Grãos de quartzo bastante fraturados (A) aumento de 10X e

detalhe do cimento de calcita espática (B) Aumento de 50X. ...................................52

Fotomicrografia 05: Lâmina AMF-4, arenito com grãos de quartzo angulosos a

subangulosos e óleo biodegradado preenchendo os espaços porosos (A) Objetiva

de 2,5X e, (B) Mesma rocha com objetiva de 10X. ...................................................52

CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO

1.1. Apresentação do Problema

A Bacia do Recôncavo, situada na região Nordeste do Brasil, no estado da

Bahia, se insere num grande rifte, o Rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá, classificado

como aulacógeno cuja origem é relacionada aos campos de tensões que produziram

o Oceano Atlântico Sul (Figura 01), nos momentos iniciais de ruptura do

paleocontinente Gondwana ocidental, no Eocretáceo.

Compondo a fase rifte da bacia do Recôncavo foi depositada a Formação

Salvador que é composta por leques conglomeráticos em formato de espessas

cunhas que exibem afinamento em direção ao centro da bacia. Estes

conglomerados possuem extrema importância na história evolutiva desta bacia, pois,

datam a instalação da fase rifte na mesma, visto que, depósitos de leques são

sensíveis indicadores de controles alogênicos na bacia onde são depositados, como

tectonismo e variações no nível do mar ou lago (Miall 1992). Para este autor, os

leques comumente constituem bons depósitos de recursos minerais com grande

valor econômico, como petróleo, ouro e urânio provenientes de pláceres.

O conhecimento destes depósitos é de grande importância, pois, apesar da

primeira descoberta de óleo na Bacia do Recôncavo ter ocorrido em 1939, no campo

de Lobato, e que, já são mais de 5.000 poços perfurados nesta bacia resultando na

descoberta de cerca de 80 campos de óleo e gás (Magnavita et. al. 2005), poucos

são os estudos sobre os depósitos conglomeráticos da Formação Salvador.

16

Figura 01: Aulacógenos desenvolvidos nas margens do oceano atlântico, como resultado da

ruptura do Godwana, Fonte: Da Silva et al.2003. Nota-se a localização da Bacia do

Recôncavo no sul do Rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá.

Os trabalhos realizados especificamente sobre a Formação Salvador que se

citam: Miura (1964); Allard & Tibana (1966); Leite (1966); Mayer & Simões (1972)

concluíram que a Formação Salvador possui origem sintectônica, e sua ocorrência

na Bacia do Recôncavo se dá numa estreita e contínua faixa ao longo da borda leste

da mesma. Estes ainda propuseram uma subdivisão litológica baseada na natureza

dos seixos derivados, seja da Fm. Estância seja do embasamento cristalino.

Mayer & Simões (1972) em seu trabalho também interpretaram os

conglomerados como efeito de uma deposição em leques aluviais nas margens de

uma bacia lacustre.

Allard & Tibana (1966) dividiram os conglomerados da Fm. Salvador em três

tipos principais. O Tipo I possui arcabouço constituído por seixos, cascalhos e

matacões arredondados de arenitos e siltitos beges, vermelhos e verdes da

Formação Estância. O Tipo II é um conglomerado com arcabouço formado por

seixos, cascalhos e matacões de calcários e dolomitos da Formação Estância. O

Tipo III tem seu arcabouço composto por seixos, cascalhos e matacões de gnaisses

17

bandados cinza-esbranquiçados, avermelhados e esverdeados. Nos três tipos a

matriz é escassa.

Carozzi et al. (1976) baseados em análises macroscópicas e microscópicas

de amostras de calha e testemunhos, bem como em perfis de eletroindução,

caracterizaram a Formação Salvador como resultado de deposição de leques

deltáicos.

Magnavita e Silva (1995) concluíram que a deposição da Formação Salvador

ocorreu contemporaneamente ao desenvolvimento da falha de borda, originando

múltiplas sucessões verticais de componentes líticos através de deslizamentos e

fluxo de detritos.

Barbosa et al.(2007) sugeriram que a deposição da Fm. Salvador ocorreu em

leques deltáicos que adentraram o lago tectônico da Bacia do Recôncavo, oriundo

da Falha de Salvador, cujos fluxos se dirigiram predominantemente para SW,

segundo provavelmente a direção principal de basculamento da bacia.

1.2. Objetivos Os objetivos deste trabalho são procurar entender, através do levantamento

de seções verticais e da determinação do sentido das paleocorrentes, detalhes do

mecanismo de deposição desses sedimentos predominantemente alogênicos e

caracterizar seus elementos arquiteturais. Além de, tentar definir se esta

sedimentação dominantemente conglomerática, é genéticamente constituída por

leques deltaicos ou se podem também ocorrer depósitos de leques aluviais

associados.

1.3. Justificativas do Trabalho O presente trabalho possui grande importância no âmbito técnico-científico,

pois, com este, espera-se ampliar os conhecimentos sedimentológicos sobre estes

importantes depósitos que constituem a Formação Salvador. Além de, apresentar

um novo método para determinação do sentido de paleocorrentes a partir da medida

do eixo menor dos clastos.

Ao concluir este trabalho de pesquisa, espera-se contribuir com novos

conhecimentos sobre a Formação Salvador que embora em sub-superfície margeie

18

toda a borda leste da Bacia do Recôncavo, mas, em termos de afloramentos, é

pouco exposta.

1.4. Metodologia

No trabalho em questão, a metodologia utilizada consta de três etapas

principais: levantamento do Acervo, Visitas de Campo e Tratamento de Dados.

Todas descritas a seguir.

1.4.1. Levantamento do Acervo Bibliográfico

Durante esta etapa foram utilizados livros, trabalhos científicos e periódicos

sobre a Formação Salvador, a Bacia do Recôncavo e o Cráton do São Francisco,

com enfoque no arcabouço estrutural, e suas unidades estratigráficas.

Nesta etapa, também se fez necessária, a busca de um melhor entendimento

dos modelos de deposição em ambientes de leques aluviais e de leques deltaicos,

com atenção maior para os elementos arquiteturais e depósitos relacionados a estes

tipos de ambiente.

1.4.2. Visitas de Campo

A etapa de visita ao campo foi iniciada com a escolha dos afloramentos a

serem estudados. Devido às facilidades de acesso e boa exposição vertical optou-se

por realizar o estudo nas proximidades do Forte de Nossa Senhora de Mont Serrat.

Neste local, a partir do estudo detalhado do afloramento, foram construídos perfis

granulométricos para identificação das fácies deposicionais, reconhecimento das

principais estruturas sedimentares e deformacionais, auxiliando assim, na

classificação de depósitos de ambientes de leques aluviais, de leques deltáicos ou

de uma associação de ambos.

Nesta etapa, ainda foi realizado um estudo das litologias dos clastos

presentes, a fim de identificar as principais rochas – fonte do material encontrado,

selecionando algumas para um estudo mais detalhado através de lâminas delgadas

em microscópio petrográfico.

19

Também foi realizado um estudo para determinação do sentido das

paleocorrentes através da direção de 628 eixos menores (Z) de clastos encontrados

no afloramento estudado.

Nesta fase, a aquisição de fotografias para ilustração do trabalho e confecção

de fotomosaicos se fez necessária.

1.4.3. Tratamento de Dados

• Estudos em Microscópio Petrográfico

Para a realização dos estudos em microscópio foram confeccionadas 5

lâminas delgadas. Destas, devido aos poucos trabalhos encontrados, foram

confeccionadas três lâminas dos carbonatos da Formação Estância para sua

caracterização composicional; sendo as outras duas lâminas utilizadas para aventar

a possibilidade da existência de possíveis reservatórios nos níveis de arenito

encontrados, visto que, notou-se a presença de fraturas preenchidas com possível

óleo num pequeno trecho do afloramento.

Em todas as lâminas foram realizados estudos petrográficos detalhados

visando descrever a constituição mineralógica, identificar os constituintes de cada

unidade estudada e descrever as feições diagenéticas encontradas.

• Confecção de Diagramas de Roseta

A confecção de diagramas de roseta foi necessária para determinar as

principais paleocorrentes que depositaram a Formação Salvador no afloramento

estudado, a fim de, identificar áreas-fonte do material encontrado.

• Elaboração do Trabalho Final

Após todas as etapas anteriormente descritas partiu-se para a confecção dos

capítulos que fazem parte da presente monografia.

20

1.5. Localização da Área de Estudo

O principal afloramento estudado situa-se na margem leste da Baía de Todos

os Santos na cidade de Salvador (Figura 02), nas proximidades do Forte de Nossa

Senhora do Mont Serrat e da Ponta do Humaitá, localizados no extremo sul da

Penísula de Itapagipe, na parte baixa da cidade, bairro da Ribeira (Foto 01).

Figura 02: Mapa de Geológico do compartimento sul da Bacia do Recôncavo, extraído de

Magnavita et al. (2005), onde o ponto 7 corresponde ao principal afloramento em estudo,

localizado em Mont Serrat, Salvador.

Afloramento de Mont Serrat

Fotografia 01: Vista aérea da Ponta do Humaitá no bairro da Ribeira, onde observa-se os

depósitos da Formação Salvador e a localização do afloramento estudado. Fonte: Autor

desconhecido.

21

CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL

2.1. A Bacia do Recôncavo

A Bacia do Recôncavo se encontra alinhada segundo as descontinuidades

litoestruturais e geotectônicas pré – brasilianas do Cratón do São Francisco

(Sapucaia et al.2003). Encontra-se no Estado da Bahia, nordeste do Brasil,

ocupando uma área de aproximadamente 11.500 km2, sendo classificada como um

aulacógeno cuja origem é associada à abertura do oceano Atlântico Sul durante o

Cretáceo.

Sua delimitação é dada pelo Alto de Aporá, a norte e a noroeste, sistema de

falhas da Barra, a sul, Falha de Maragojipe, a oeste, sistema de Falhas de Salvador,

a leste (Figura 3).

A Bacia possui um formato de um gráben, cujo mergulho regional do

embasamento é para SE (Figura 4), o que lhe define uma pronunciada assimetria. A

borda sudeste da bacia é marcada por um grande falhamento normal, e no lado

oposto, o limite geológico da bacia se expressa por meio de uma zona de flexura,

com falhas de pequeno rejeito associadas, num perfil regional de semi-graben

(Milani 1987). Este padrão geométrico também foi citado por Milhomen et.al 2003.

Para estes autores, a configuração estrutural do gráben, é definida principalmente

através de falhamentos normais planares, com direção preferencial N30°E, que

condicionam os mergulhos das camadas para SE, em direção às áreas mais

subsidentes da bacia. Estes falhamentos normais segmentam o substrato em um

mosaico de blocos com dimensões e atitudes variadas, como também pode ser

observado na figura 5. Para Cupertino & Bueno (2005), o Sistema de Falhas de

Salvador, onde as elevadas taxas de subsidência são compensadas pelo

22

soerguimento das ombreiras, representa a borda falhada deste rifte e é o principal

responsável pelo padrão assimétrico do mesmo.

A bacia ainda apresenta algumas zonas de transferências NW-SE que

acomodaram o deslocamento lateral diferenciado dos diferentes compartimentos da

mesma (Milani 1987). Essas falhas de transferência, ou zonas de acomodação,

podem não apenas deslocar a borda do rifte, mas também mudar a polaridade

estrutural dos meio-grabens, como de fato ocorre ao longo da zona de acomodação

do Vaza-Barris entre as bacias de Tucano Central e Norte (Magnavita et al. 2005).

Na Bacia do Recôncavo, como principais representantes destas zonas têm-se as

falhas de Mata-Catu e Itanagras-Araçás, responsáveis pela compartimentação da

Bacia do Recôncavo em três sub-bacias: nordeste, central e sul.

Figura 03: Localização, limites e arcabouço estrutural da bacia do Recôncavo, mapeado ao

nível da seção pré-rift. Fonte: Milhomem et al.(2003).

23

Figura 04: Seção geológica esquemática do compartimento sul da Bacia do Recôncavo.

Fonte: Milhomem, et al.(2003).

O embasamento da Bacia do Recôncavo é representado predominantemente

por gnaisses granulíticos arqueanos pertencentes ao Bloco Serrinha, a oeste e

norte; aos cinturões Itabuna-Salvador-Curaçá, a oeste-sudoeste; e Salvador-

Esplanada, a leste-nordeste. Ao norte ocorrem rochas metassedimentares de idade

neoproterozóica, relacionadas ao Grupo Estância (Silva et al. 2007).

O Bloco Serrinha é composto por rochas plutônicas ácidas e intermediárias,

equilibradas na fácies anfibolito que possuem enclaves gabróicos (Barbosa &

Sabaté 2003).

De acordo com Barbosa et.al.(2003), o Orógeno Itabuna-Salvador-Curaçá tem

cerca de 800 km de comprimento se estendendo do sul ao norte da Bahia e consiste

de tonalitos/trondhjemitos, arqueanos e paleoproterozóicos, subordinadamente

charnockitos com intercalações de faixas de rochas metassedimentares, além de

gabros/basaltos e monzonitos, todas as rochas estabilizadas na fácies granulito.

O orógeno Salvador-Esplanada, na região de Esplanada, é constituído por: (i)

granodioritos gradando adamelitos, com tendência alcalina e subalcalina; (ii) granitos

com afinidade alcalina; (iii) gnaisses de composição diorito/granodiorito/granítica

com filiação calcialcalina e finalmente, (iv) anfibolitos de comosição grabróica de

afinidade toleítica. Todas estas rochas foram afetadas por uma sucessão de

cisalhamentos dúcteis, transcorrentes, com os bandamentos/foliações das rochas

situando-se entre N45°E até N65°E, com mergulhos subverticais (Oliveira Junior

1990). Ainda segundo Oliveira Junior (1990), toda a região foi submetida a um grau

24

de metamorfismo de fácies anfibolito alto a granulito, com posterior

retrometamorfismo à fácies anbolito médio a baixo (epidoto-anfibolito), nas partes

medianamente deformadas, e xisto verde nas partes com intensa deformação.

As rochas metassedimentares que compõem o Grupo Estância estão

relacionadas a uma bacia neoproterozóica (750 – 650 Ma) que se desenvolveu na

borda nordeste do Cráton do São Francisco, sob um regime extensional a flexural-

termal. Seus depósitos acumularam-se em uma plataforma rasa mista, e

caracterizam, da base para o topo, as formações Juetê, Acauã e Lagarto (Da Silva

et al.2007).

De acordo com os mesmos autores, a Formação Juetê é representada por

siliciclásticos de origem litorânea (conglomerados, arenitos médios a grossos

retrabalhados por onda e pelitos). Rochas sedimentares carbonáticas (dolomitos

estromatolíticos e oolíticos, calcarenitos e calcilutitos) com intercalações de pelitos a

níveis de intraclastos constituem a Formação Acauã, e, arenitos com clastos

carbonáticos intercalados a pelitos definem a Formação Lagarto. Deformação e

metamorfismo são incipientes na Bacia Estância devido à sua posição marginal em

relação à tectônica compressiva que estruturou a Faixa de Dobramentos Sergipana.

• Unidades Estratigráficas

O preenchimento sedimentar da Bacia do Recôncavo, que atinge a espessura

de 7.000 m no depocentro da bacia (Da Silva et al. 2003), compreende quatro fases:

Fase Sinéclise, Pré-Rifte, Sin-Rifte e Pós-Rifte (Figura 6). A descrição das unidades

a seguir segue a proposta por Caixeta et al.1994.

A fase Sinéclise, de idade paleozóica, é representada pela Formação

Afligidos que é subdividida nos membros Pedrão e Cazumba. O membro Pedrão

inclui arenitos, fino a muito fino, cinza-claro e bege, com intercalações de siltito

cinza-claro, rico em nódulos de sílex, e camadas de anidrita e halita, sendo

interpretada como deposição em ambiente marinho raso a litorâneo restrito. O

membro Cazumba se caracteriza por folhelhos lacustres com coloração vermelha,

de partição blocosa, com níveis sílticos esbranquiçados.

Os contatos, inferior com o embasamento e superior com a Formação Aliança

(Pré-Rifte), são discordantes.

25

Para Da Silva et.al. (2003), a fase Pré-Rifte representa o estiramento inicial da

crosta. Nesta fase depositaram-se os sedimentos das formações Aliança, Sergi,

Itaparica e Água Grande.

A Formação Aliança abrange os membros Boipeba e Capianga, ambos

depositados por sistemas fluvio-eólico-lacustres. O Membro Boipeba é composto

por arcóseo fino de coloração marrom-avermelhada, com estratificação cruzada de

grande e médio porte, e o Membro Capianga é tipicamente caracterizado por

folhelhos vermelho-tijolo.

A Formação Sergi é composta por arenitos fino a conglomeráticos, cinza-

esverdeado e vermelho, com estratificações cruzada acanalada e tabular de médio a

grande porte. Nesta formação também ocorrem intercalações de folhelho vermelho e

cinza-esverdeado, e conglomerados. As rochas são interpretadas como depositadas

em sistemas fluviais entrelaçados com retrabalhamento eólico.

Os sedimentos que compõem a Formação Itaparica são folhelhos marrom e

cinza-oliva lacustre, dispostos concordantemente à Formação Sergi, e sotoposto em

discordância às rochas da Formação Água Grande.

A Formação Água Grande é representada por arenito fino a grosso, cinza-

claro a esverdeado, rico em estratificação cruzada acanalada de médio e grande

porte, depositados por sistemas fluviais tendo retrabalhamento eolico. Os contatos,

inferior com a Formação Itaparica, e superior com a Formação Candeias, são

discordantes.

Na fase Rifte, a Bacia do Recôncavo foi preenchida por dois sistemas

progradacionais principais (Magnavita et al. 1998 apud Da Silva et al.2003): o

primeiro, longitudinal a oblíquo, flúvio-deltaico passando a lacustre, representado

pelas formações Candeias, Maracangalha, pelo Grupo Ilhas e pela Formação São

Sebastião; o segundo sistema consiste-se de leques deltáicos derivados da borda

falhada, com conglomerados proximais (Formação Salvador) e turbiditos mediais a

distais (Figura 05).

26

Figura 05: Paleogeografia da Fase Sin-Rifte da Bacia do Recôncavo ilustrando a deposição

das formações Candeias, Maracangalha, Salvador e pelo Grupo ilhas. Modificado de

Medeiros e Pontes 1981.

A Formação Candeias, representante do primeiro sistema, é subdividida nos

membros Tauá e Gomo. O Membro Tauá se caracteriza por folhelho escuro, físsil,

com partição acicular. Já o Membro Gomo é formado por folhelho cinza-esverdeado,

laminado, com delgadas camadas de calcário e arenito fino cinza-claro.

A Formação Maracangalha se caracteriza por folhelho esverdeado e cinza-

escuro que englobam corpos lenticulares de arenito. É subdividida nos membros

Caruaçu e Pitanga. O Membro Caruaçu é constituído por camadas lenticulares de

arenito fino e médio, com estratificações cruzadas tangenciais e estratificação plano-

paralela, laminações por correntes e convolutas. De acordo com Magnavita et

al.2005, as rochas que compõem este membro constituem depósitos turbidíticos. O

Membro Pitanga é composto por arenitos muito finos, argilosos, maciços, que

exibem acamamento gradacional. Os estratos são interpretados como depósitos de

fluxo de detritos remobilizados em frentes deltáicas (Magnavita et al. 2005).

A Formação Marfim é composta por arenitos com granulometria que varia de

fina a média, bem selecionado, cinza-claro, com camadas de folhelho cinza

esverdeado intercaladas.

27

A Formação Pojuca é caracterizada por intercalações de arenito cinza muito

fino a médio, folhelho cinza-esverdeado, siltito cinza-claro e calcário castanho, que

se sobrepõe à Formação Marfim.

A Formação Taquipe representa um depósito de preenchimento de uma

feição erosiva em forma de canyon, alongada na direção norte-sul, desenvolvida

durante uma fase de queda do nível do lago. É constituída por folhelho cinza com

estratificação paralela e lentes de arenito muito fino maciço.

A Formação São Sebastião é composta por sedimentos derivados de

sistemas fluviais que representam o assoreamento final da Bacia do Recôncavo.

A Formação Salvador, alvo do trabalho em questão, depositada pelo segundo

sistema progradante da fase sin-rifte, terá suas características descritas

detalhadamente no item 2.2.

Na fase Pós-rifte, houve deposição da Formação Marizal, com uma espessura

média de 50 m. A Formação Marizal representa ciclos de conglomerado polimíticos

suportados pela matriz, compostos por seixos de granulitos, gnaisses e quartzitos

que gradam para arenitos finos a médios, calcários e folhelhos escuros bem

laminados (Magnavita et al. 2005). De acordo com Milhomem et al.(2003), o

contraste entre a suborizontalidade dos estratos que compõem a Formação Marizal

e a estruturação dos depósitos sotopostos permite relacionar sua deposição ao

contexto de subsidência termal pós-rifte.

28

Figura 06: Carta Estratigráfica da Bacia do Recôncavo, Caixeta et al.1994, onde o retângulo

vermelho mostra a Formação Salvador.

29

2.1. A FORMAÇÃO SALVADOR

A Formação Salvador, de idade que varia do Berriassiano ao Aptiano inferior,

é composta por conglomerados e arenitos da borda leste das Bacias de Recôncavo

e Tucano Sul/Central, e borda noroeste das Bacias de Jatobá e Tucano Norte

(Caixeta et al.1994).

Barroso (1984) excluiu os arenitos e folhelhos do Membro Morro do Barro, por

não apresentarem relação com os conglomerados da Formação Salvador. De

acordo com o mesmo autor, os arenitos que realmente compõem às fácies distais da

Formação Salvador fazem parte do Membro Sesmaria.

Segundo Magnavita et al. (2005), na Bacia do Recôncavo, os leques

conglomeráticos da Formação Salvador são derivados da erosão do bloco alto da

falha de borda, e constituíram um dos sistemas progradantes que preencheram a

Bacia durante a fase sin-rifte.

Estes conglomerados apresentam formato de espessas cunhas que exibem

um afinamento em direção ao centro da bacia (Figura 07). Esta geometria cuja

espessura máxima do corpo sedimentar fica próximo à escarpa ou frente das

montanhas e as partes mais delgadas da cunha, na parte mais distal da escarpa

caracterizam os leques clássicos e os mais comuns (Pereira 2001).

Figura 07: Paleogeografia da Fase Sin-rifte e distribuiço regional da cunha clástica que

compõe a Formação Salvador na Bacia do Recôncavo (Modificado de Magnavita & Silva

1995).

30

Os sedimentos que constituem a Formação Salvador, produtos de contínuo

rejuvenescimento tectônico do Alto de mesmo nome, possuem espessuras que

variam de algumas dezenas até mais de 2000 metros registrados na perfuração de

poços exploratórios, como pode ser observado no mapa de isópacas dessa

formação (Figura 08). Observa-se também no mapa de isópacas que as maiores

espessuras desta formação estão ao longo da borda leste da Bacia do Recôncavo.

Figura 08: Mapa de Isópacas da Formação Salvador na Bacia do Recôncavo. Fonte: Neto et

al. 1984

CAPÍTULO 3 – LEQUES ALUVIAIS E LEQUES DELTÁICOS

3.1. Conceitos de Leques Aluviais e Leques Deltáicos

Leques aluviais são depósitos formados por sedimentos mal selecionados

que se acumulam no sopé das montanhas ou das cadeias de montanhas; na base

das escarpas de falhas normais; na desembocadura dos vales submarinos ou na

desembocadura dos vales associados a lagos (Pereira 2001). Sua distribuição é

aproximadamente triangular a partir do vale a montante (Figura 9). Para Bridge

(2006), a preservação dos depósitos de leques aumenta com a subsidência do

hanging wall (borda flexural da bacia).

Os depósitos aluviais são um componente importante do registro geológico e

ocorrem em contextos geotectônicos distintos, podendo constituir indicadores

sensíveis dos controles exercidos pelo tectonismo e pelas variações no nível do mar

ou do lago na sedimentação.

Em todos os ambientes climáticos leques aluviais podem ser gerados, a

depender apenas de uma mudança na geomorfologia do terreno. Esta mudança,

armadilha a maior parte dos sedimentos grosseiros entregues a partir da captação

de montanha, e, portanto, afeta a dinâmica sedimentar a jusante, quer seja em

relação a sistemas fluviais distais, ou a ambientes de bacia sedimentar. Ao fazê-lo,

os leques preservam um sensível registro sedimentar das modificações ambientais

ocorridas na área de fonte dos sedimentos, em vez de gravar mudanças no seu

percurso como seria, por exemplo, sedimentos lacustres pluviais (Harvey et. al.

1999). Esta mudança brusca de declive resulta em uma abrupta diminuição de fluxo

em tensão e na taxa de transporte de sedimento, que conduz a localizadas

deposições (Bridge, 2006).

32

Figura 09: Modelo esquemático mostrando a deposição de leques aluviais em formato

aproximadamente triangular na frente de regiões montanhosas Fonte: Unnatural Disasters.

Os leques deltaicos são leques depositados em corpos sub-aquosos, em

ambientes marinhos ou lacustrinos, podendo gerar assim correntes de turbidez,

fluxos de detrititos, dentre outros processos. Neste caso, têm como representantes

mais característicos, os turbiditos, além de depósitos formados por deslizamentos,

escorregamento ou os chamados fluxo-turbiditos (Pereira 2001).

Segundo Miall (1992), para a maioria dos geólogos, os termos leque aluvial e

leque deltaico implica em sedimentos grosseiros depositados em canais

entrelaçados. O mesmo autor ainda comenta que existe uma tendência dos

geólogos usarem os temos unicamente para descrição de unidades conglomeráticas

depositadas na margem de bacias pretéritas, unidade esta denominada de

fanglomerado.

A deposição dos leques aluviais e/ou deltáicos é controlada por flutuações no

nível dos corpos aquosos resultantes de fatores alocíclicos dentre os quais temos o

clima e a tectônica, cuja influência destes fatores não é de fácil separação em riftes

33

intracontinentais (Frostick and Reid, 1989 apud Magnavita e Silva, 1995). Para

Harvey (2007), a deposição de leques aluviais é resultado da interação de três jogos

de fatores: (i) tectônica, topografia total e espaço de acomodação; (ii) quantidade de

água, sedimento, e os processos que operam no leque (geologia de bacia e alívio,

clima); e (iii) os que influenciam a relação entre o leque e ambientes adjacentes.

3.1.1. Clima

O clima, na deposição dos leques aluviais, influencia na energia do fluxo e no

aporte sedimentar. Na literatura são reconhecidos leques aluviais de clima árido e

leques aluviais de clima úmido.

Os leques aluviais de clima árido possuem em sua porção proximal depósitos

de fluxo de detritos polimíticos, contendo seixos a blocos. Este tipo de depósito é

desenvolvido em locais de grande declividade, abundante suprimento de detritos,

requerendo descargas muito fortes para seu início, condições essas mais típicas de

climas áridos e semi-áridos. Nestes locais, durante longos períodos secos, a

desagregação mecânica produz detritos em abundância, os quais são remobilizados

durante as chuvas torrenciais que ocorrem de forma esporádica e que causam a

deposição de altas cargas de sedimento (Riccomini et al.2000).

Leques aluviais de clima árido são identificados primeiramente pelas suas

características físicas, com alguma influência de feições químicas. Oxidação é

bastante observada e, minerais tais como calcita e gipso podem estar presentes

como precipitados, especialmente em porções de distais dos leques. Fósseis estão

geralmente ausentes ou se presentes não são distinguíveis dos presentes em outros

ambientes continentais (Bull 1992).

Como regra geral, sedimentos de leques de clima árido são grosseiros,

pobremente ordenados, e geralmente possuem camadas estratificadas. Há uma

diminuição geral em tamanho de grão das porções proximais para as mais distais do

leque e uma diminuição global sutil em tamanho de grão da base do leque para o

topo. Estas generalizações são largas em natureza, geralmente estão relacionadas

à grande variação das condições e dos mecanismos de transporte (Davis 1983).

Poucos são os estudos sobre leques aluviais de clima úmido. Estes leques

aluviais mostram muitas semelhanças com os de clima árido, porém, requerem além

do grande desnível topográfico resultante da ação tectônica, grande quantidade de

34

chuva que tende a colocar sedimentos no lado oceânico, área mais úmida, distante

da área fonte que geralmente é constituída por grandes cadeias montanhosas.

Muitos leques de clima úmido também desenvolvem em ambiente de frente a

geleiras, tal como no Alaska (Davis 1983).

As características gerais de sedimentos em leques de clima úmido também

são muito parecidas com as dos leques de clima árido. A parte superior dos leques

de clima úmido é caracterizada pela presença de partículas mais grossas, com uma

diminuição da granulometria para as porções mais distais. Leques de clima úmido

parecem exibir baixa variabilidade estratigráfica em textura de sedimento. Seria

esperado que numa seção hipotética, perto do ápice, contenha quase todas as

partículas de tamanho de seixo ou maior. Isto gera um contraste com leques de

clima árido que tendem a mostrar uma mistura de estratos finos e grossos. Tais

sucessões texturais refletem as condições de fluxo relativamente constantes em

leques úmidos somente em contraste com episódios extremos de inundação e

condições estáticas de transporte de sedimentos em leques áridos.

3.1.2. Tectônica

A tectônica exerce fator bastante importante na deposição dos leques. É ela

que ocasiona o aparecimento de mudanças bruscas de declive que favorece a

deposição dos leques, gera instabilidade do sedimento a ser transportado e,

aumenta a quantidade de rochas susceptíveis ao intemperismo e a erosão, através

do aparecimento de falhas e fraturas. A tectônica também pode controlar alguma

ciclicidade presente nos depósitos de leques aluviais. Esta ciclicidade reflete a

coalescência espacial de vários pulsos de leques de épocas distintas.

3.2. Identificação de Leques Aluviais/Deltáicos

Sedimentos aluviais são predominantemente clásticos, com granulometria

que varia de lama a matacões nas frações mais conglomeráticas. Sedimentos

químicos secundários podem ser formados nos ambientes de planície de inundação

associados aos depósitos de leques (Miall 1992).

Para Miall (1996), em fluxos com uma alta concentração de sedimentos, o

transporte de grãos é resultado do empuxo ou força motriz. A níveis modestos de

35

concentração de sedimento, o fluxo é não-coesivo e, pode ser interiormente

turbulento, resultando em laminações, com imbricação de clastos.

De acordo com o mesmo autor, em níveis mais altos de concentração de

sedimento (>40%) é dito que o fluxo é hiperconcentrado. Neste fluxo, cisalhamento é

transmitido pelo fluxo por uma pressão de dispersão que é o resultado de colisões

intergranulares. Grãos mais grossos movem a regiões de mais baixo cisalhamento,

na extremidade do fluxo, resultando numa gradação inversa. Em fluxos com ainda

mais altas concentrações de sedimentos o fluxo tem características pseudoplásticas,

onde a matriz é aderente, e tem uma força adequada para suportar clastos grandes,

o que gera uma pequena escolha interna, e os clastos maiores gradualmente são

jogados para fora, de forma que verticalmente e a jusante podem haver clastos

estratificados.

O tamanho dos clastos que pode ser transportado em fluxos de detritos

depende da força do fluxo que é relacionada à viscosidade e espessura do fluxo. Por

isto, a máxima granulometria do clasto geralmente é classificada segundo o

tamanho do depósito de fluxo de detritos e varia de acordo com a densidade do

fluxo.

O arredondamento e a esfericidade dos clastos também são bastante

variáveis. Os fatores controladores destas características são: a distância da fonte e

resistência do material transportado. Quanto mais resistente e mais próximo da

fonte, maior a granulometria e mais anguloso será o sedimento. O grau de

intemperismo do material a ser transportado também é um fator controlador do

arredondamento, sedimentos já muito intemperizados, mesmo que próximos da área

fonte podem apresentar arredondamento e esfericidades elevados.

Composicionalmente, as variedades encontradas compondo o arcabouço dos

depósitos de leques serão mais diversificadas quanto maior for a quantidade de

litologias disponíveis na área fonte. Nestes depósitos é comum a repetição vertical

de camadas de conglomerado, arenito/siltito e folhelho, característica das porções

proximais, intermediárias e distais, respectivamente. Esta ciclicidade reflete a

coalescência espacial de vários pulsos de leques de épocas distintas.

36

3.3. Processos Sedimentares associados a Leques Aluviais

Leques Aluviais são resultantes de deposição gerada por fluxos densos ou

gravitacionais, que constituem o tipo de fluxo viscoso em que a viscosidade elevada

se deve à grande concentração de sedimentos no fluido.

De acordo com Giannini & Riccomini (2000), do ponto de vista geológico, as

três características mais comuns aos diferentes tipos de fluxo gravitacionais são: 1)

associação preferencial a declives; 2) a formação de depósitos, na base destes

declives, com a morfologia de lóbulos e/ou leques; 3) o caráter episódico (dissipação

de grande quantidade de energia e deslocamento de grande massa de sedimentos

em tempo muito reduzido, de segundos a poucas horas).

De acordo com os mesmos autores, os principais processos sedimentares

associados à deposição em leques aluviais são: queda de rochas,

deslizamentos/escorregamentos, fluxo granular, fluxo de detritos ou de lama e fluxo

em lençol e liquefação. O modo de atuação destes processos e características dos

principais depósitos associados são expostos na Figura 10 e descritos abaixo.

3.3.1. Queda de Rochas

A queda de rochas (rockfall) é caracterizada pela presença de uma superfície

ou área de ruptura onde agem as forças de cisalhamento na resistência máxima ou

residual do solo ou rocha, pelas propriedades e leis constitutivas próprias de

materiais porosos. Neste processo ocorre a queda livre do material sobre gradientes

altos ou queda com algumas colisões com outros blocos. É um evento

extremamente rápido (m/mim, m/s) que resulta na acumulação do material (tálus) na

base da encosta.

3.3.2. Deslizamentos/Escorregamentos

Neste tipo de processo, a característica essencial é o desequilíbrio localizado

de tensão interna, ao longo de uma superfície de fraqueza preexistente ou definida

durante o processo. O regime de forças distribui-se de tal modo que há distensão no

topo do declive, com formação de planos de deslocamentos verticais (falhas

normais) e blocos escalonados; e compressão na base, onde a deposição se dá sob

a forma de dobras recumbentes atectônicas (Giannini & Riccomini, 2000).

Figura 10: Principais tipos de fluxo gravitacionais e suas características quanto a regime reológico, mecanismos de interação grãos/fluido,

declive mínimo e depósito. Fonte: Giannini & Riccominni (2000).

38

3.3.3. Fluxo Granular (Grain Flow)

O fluxo granular é plástico com razão grãos/fluido elevada. O fluido pode ser

água ou ar. A interação intergranular típica é friccional e dá-se em sedimentos

relativamente puros na granulação areia. Em virtude de intensas forças de atrito que

se observam nestas condições, o ângulo mínimo necessário para desencadeamento

do processo é o mais elevado entre os fluxos gravitacionais (Giannini & Riccomini,

2000).

3.3.4. Fluxo de Detritos (Debris Flow)

Fluxo de Detritos aparecem como depósitos espessos contendo muito

sedimento, que possuem comportamento plástico ao invés de se comportar como

um fluido (Bull 1972). Os depósitos resultantes deste processo são pobres em

classificação, pois, não há nenhum mecanismo que, preferencialmente, remova

certas partículas de determinado tamanho. A forma é lobular e tabular, com pouca

ou nenhuma organização interna de partículas. Esta fácies de sedimento de leque é

muito comum no leque superior ou área de proximal.

A quantidade de água em um fluxo será um fator determinante na organização

interna. Relativamente, fluxos de baixa densidade contêm clastos de tamanho

menor, podem conter algum acamamento gradativo, e também mostrar imbricação

quando comparado com fluxos de alta densidade que transportam sedimentos de

granulometria maior (Bull 1972). Estratificações podem ser reconhecidas em

situações onde fluxos sucessivos se acumularam. Tipicamente, fluxos aparecem

com uma espessura uniforme ao longo de sua extensão.

3.3.5. Fluxo em Lençol (Sheet Flow)

Os sedimentos são predominantemente areia, com algum sedimento na

fração silte ou cascalho. Estratificações cruzadas, em pequena escala, é comum nos

arenitos e alguma imbricação pode estar presentes nos conglomerados.

Acamamento planar é o tipo acamamento mais comum, indicando prevalecimento de

condições de regime de fluxo superior. Lóbulos de sheet flow são semelhantes em

39

tamanho aos de depósitos de fluxo de detritos e, são um pouco mais comuns na

parte intermediária do leque do que em outras áreas (Davis 1983).

3.3.6. Liquefação dos sedimentos

A liquefação (fluidificação ou liquidificação) é um estado da matéria, no limiar

entre a reologia plástica e a fluidal, em que os grãos estão suspensos em seus

próprios poros (Giannini & Riccomini 2000). Nos sedimentos o fenômeno de

liquidificação é influenciado por uma vibração mecânica, que pode ser a própria

turbulência causada pela passagem do fluxo, sismos ou passagens de geleiras,

dentre outros; os quais provocam a saída da água existente nos poros dos

sedimentos para regiões de menor pressão gerando a formação de diversas

estruturas como: dish, dobras convolutas e de escape de fluidos.

Fazem parte deste tipo de processo também as correntes de turbidez. Estas

correntes constituem misturas de água com sedimentos que se movem junto ao

fundo sedimentar, claramente distintas do corpo de água ao seu redor. O movimento

e a manutenção da corrente junto ao fundo são atribuídos à sua maior densidade em

comparação com águas arredores, devido à presença de partículas em suspensão.

Entre estas partículas e o fluido, o mecanismo de interação determinante das

características do transporte é a turbulência.

O estímulo primário, necessário à formação de uma corrente de turbidez,

pode ser representado por um abalo sísmico, pela chegada abrupta de uma corrente

de fundo com forte esforço cisalhante, pelo aporte e deposição rápida de grande

quantidade de sedimentos ou pelas vastas combinações possíveis destes fatores.

40

CAPÍTULO 4 – CARACTERIZAÇÃO DO AFLORAMENTO

4.1. Descrição do Afloramento

O afloramento de Mont Serrat é composto por intercalações de níveis de

conglomerados, arenitos e lamitos, característicos de depósitos de leques deltáicos

superpostos e amalgamados (Fotografia 02).

Fotografia 02: Intercalações de níveis de conglomerados e de arenitos característicos de

depósitos de leques deltáicos.

4.1.1. Conglomerados

Conglomerados são rochas sedimentares alóctones e epiclásticas, formadas

a partir dos depósitos de clastos. A forma, o tamanho e a petrografia dos depósitos

41

de clastos dependem da rocha matriz, do meio e modo de transporte, além do

ambiente de sedimentação.

Os depósitos de clastos quando litificados originam os conglomerados ou

brechas. A seleção de tamanhos de fragmentos grossos nos depósitos rudáceos

depende das características da área-fonte e das características dos meios e modos

de transporte e deposição.

Para Suguio (2003), o grau de arredondamento dos seixos é um bom índice

do grau de maturidade, mas não deve ser comparado com o dos arenitos, pois,

rochas homogêneas tendem a produzir fragmentos com as mesmas dimensões,

enquanto as rochas com comportamento mecânico anisotrópico produzem

fragmentos de preferência discoidais ou elipsoidais.

Os conglomerados podem ser classificados baseados nos seguintes

parâmetros: textura, maturidade e proveniência.

São conhecidos ortoconglomerados e paraconglomerados (Figura 11).

Ortoconglomerados são conglomerados clasto-suportados, ou seja,

conglomerados cujo percentual de arcabouço é muito superior ao de matriz. Os

ortoconglomeratos são um arranjo intato de seixos e areias grossas e, se

caracterizaram por um cimento mineral. Para Pettijohn (1957), são conglomerados

que foram depositados num ambiente com águas altamente turbulentas, com altas

velocidades. Eles são, então, fortemente acamadados e geralmente estão

associados com areias grossas com estratificação cruzadas.

Paraconglomerados são conglomerados que apresentam mais matriz de que

megaclastos, sendo melhores classificados como lamito ou arenitos com seixos ou

calhaus dispersos. São reconhecidos dois tipos fundamentais de

paraconglomerados: com matriz estratificada e com matriz maciça.

42

a b

d c

Figura 11: Representação esquemática: orto x paraconglomerado. “a”, “b” e “c” são

sustentados pelo arcabouço, enquanto que “d” possui arcabouço flutuante (sustentado pela

matriz). Fonte: Giannini (2000).

No afloramento, os conglomerados se apresentam como níveis polimíticos,

compostos basicamente por clastos de gnaisses, granulitos, pegmatitos e anfibolitos

constituintes do Alto de Salvador e, por extraclastos de carbonatos da Formação

Estância. Numericamente, observou-se que a maioria dos clastos que compõem o

afloramento são derivados da erosão do embasamento, e que, os clastos da

Formação Estância ocorrem nos lóbulos superiores no afloramento.

A granulometria dos clastos varia de grânulo à matacão e o arredondamento

dos clastos varia de anguloso a arredondado. O arredondamento destes clastos

reflete não o grau de transporte, mas a dureza dos constituintes e à susceptibilidade

destas rochas ao intemperismo. No afloramento foram encontrados clastos com

feições que demonstravam que as rochas já estavam com um avançado estágio de

intemperismo antes de serem transportados (Fotografia 03 A e B). Estas feições

representam o resquício da alteração intempérica que resistiu à erosão

apresentando-se como auréolas em torno do clastos geralmente cimentadas por

calcita ou por óxido de ferro.

43

Podem ser observados orto e paraconglomerados (Fotografias 04 A e B), com

matriz areia grossa e, em muitos, principalmente nos ortoconglomerados, é

observada grano-decrescência ascendente em seus estratos. Os

paraconglomerados, no afloramento estudado, são porções proximais de depósitos

de leques, clastos, sendo depositados sobre arenitos distais de leques mais antigos,

já depositados.

A

B

Fotografia 03: Clastos com auréolas de alteração intempérica.

A B

Fotografia 04: Ortoconglomerado polimítico (A) e Paraconglomerado com matriz areia

grossa (B).

4.1.2. Arenitos

Os arenitos encontrados intercalados ou associados aos conglomerados da

Fm. Salvador são, composicional e texturalmente, muito variados em função dos

processos envolvidos na sua gênese. Aqueles, que resultaram de pouca segregação

de conglomerados, e, portanto, nestes intercalados, possuem textura média a

44

grossa, maciços, mas tendo também incipiente estratificação plano-paralela a

cruzada de pequeno porte (Fotografia 06 A e B). Ocorrem em camadas decimétricas

a centimétricas, de coloração bege-amarelada, e exibem estruturas do tipo escape

de fluidos, tipo Dish, dobras convolutas (Fotografias 07, 08A e B), estruturas que

revelam altas concentrações de fluidos no seu ambiente deposicional.

Na base da Fotografia 07 A, observam-se conglomerados com gradação

normal, passando para arenito com estruturas do tipo dish no topo, sendo truncada

por outro nível conglomerático.

Fotografia 05: Intercalação de níveis conglomeráticos com arenitos maciços (A) e Arenito

exibindo estratificação plano-paralela a cruzada de pequeno porte (B).

Fotografia 06: Estrutura do tipo escape de fluido truncada, no topo, por um nível

conglomerático.

45

Fotografia 07: Estrutura do tipo Dish indicada pela seta (A) e Dobras convolutas (B).

Como estruturas deformacionais, algumas camadas exibem dois sistemas de

fraturas, contemporâneas, orientadas N100°/85°SW e N145°/85°SW (Fotografia 08).

Também foram observadas nestas camadas “Shear Band” ou bandas de

deformação, com orientação N190°/Vertical, onde em algumas foi encontrado

possível óleo biodegradado (Fotografia 09 A).

Aydin (1978) definiu “shear bands” ou bandas de deformação como estreitas

faixas marcadas por deformação intragranular, com cisalhamento localizado e

normalmente sem apresentar uma superfície de descontinuidade. Podem ocorrer

como falhas de poucos milímetros a centenas de metros de comprimento e com

rejeitos que variam de poucos milímetros a alguns centímetros. De acordo com

Trzakos et al. (2007), o estudo de bandas de deformação tem auxiliado na

interpretação da evolução e de possíveis impactos na circulação de fluidos em

reservatórios fraturados.

No afloramento descrito, as bandas de deformação apresentam-se

comumente como ressaltos no relevo (Fotografia 09A). Sua maior resistência ao

intemperismo deve-se ao preenchimento dos planos por sílica. Exibem comprimento

de centímetros a poucos metros e largura entre 2 a 20 cm. Em alguns locais pôde

ser observado indicativos de cinemática dextral/normal (Fotografia 09 B).

46

A existência das bandas de deformação revela que ocorreu deformação em

três estilos: fluido ou com bastante água no sedimento, evidenciado pelas estruturas

sedimentares, deformação em estado plástico que é caso das shear bands e

deformação em estado rúptil, revelado pela presença de fraturas.

N

Fotografia 08: Dois sistemas de fraturas contemporâneos com direção

N100/85SW e N145/85SW.

Nível de possível óleo biodegradado

N

BA

Fotografia 09: Shear Bands vista em planta apresentando ressaltos na camada e possível

óleo preenchendo fraturas (A) e em detalhe fraturas com movimentação dextral (B).

47

Os níveis de arenito são, em sua maioria, maciços, de granulometria variável e

seu topo geralmente é marcado por truncamentos decorrentes da deposição dos

níveis de conglomerado de leques deltáicos mais recentes. Apresentando estruturas

sedimentares foram encontrados um único nível de arenito exibindo estratificação

plano-paralela e outro exibindo escape de fluidos.

Foi observada a existência de níveis de conglomerado, de 20 cm a 2m de

espessura, exibindo granodecrescência ascendente em seus estratos. Nestes

níveis, notou-se um enriquecimento na quantidade de clastos derivados da

Formação Estância, com aumento do arredondamento e diminuição da

granulometria dos clastos para o topo do perfil.

4.1.3. Lamitos

Níveis de lamito cinza-esverdeado ocorrem entre camadas de conglomerado

(Fotografia 10), geralmente apresentam-se bastante intemperizados, dificultando a

identificação de suas estruturas. Provavelmente representam sedimentos das

porções mais distais dos depósitos de leques deltáicos.

Fotografia 10: Nível de Lamito bastante intemperizado com estruturas pouco evidentes.

4.2. Descrição de Perfis Esquemáticos

Com a finalidade de melhor caracterizar o afloramento estudado foram

confeccionados dois perfis esquemáticos, nas melhores exposições verticais

observadas. A localização dos perfis no afloramento pode ser observada no

fotomosaico esquemático (Figura 12).

O nível de lamito encontrado é quebradiço e aparentemente maciço.

48

Figura 12: Fotomosaico ilustrando uma visão geral do afloramento de Mont Serrat contituído por leques deltácos superpostos e amalgamados, com a localização dos perfis confeccionados (A) e Perfis esquemáticos

(B).

(B)

(A)

49

CAPÍTULO 5 – DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA

5.1. Caracterização dos Carbonatos da Formação Estância

Para as descrições petrográficas dos carbonatos foi utilizada a classificação

utilizada pela PETROBRAS, adaptada de Bramkamp & Powers (1958) e Folk (1959)

mostrada na Figura 13. Foram descritas as lâminas delgadas: AMF-1, AMF-2 e

AMF-5.

Figura 13: Classificação de rochas carbonáticas em uso na PETROBRAS, adaptada de

Bramkamp & Powers (1958) e Folk (1959).

A lâmina AMF-1 é constituída por um mosaico de calcitas neomorfizadas

(40%) e romboedros de dolomita (60%), Fotomicrografia 01 A e B. Ocorrem também

50

traços de sílica sob a forma de megaquartzo que aparece também preenchendo

microfraturas. Manchas de calcilutitos não neomorfizados ocorrem associadas ao

mosaico microcristalino. Segundo a classificação da PETROBRAS é um

Doloespatito/Microdoloespatito dolomitizado cuja textura original está irreconhecível.

A lâmina AMF-2 é constituída por: oncolitos simples e compostos, oóides e

calcitas neomórficas. Nota-se a presença de romboedros de dolomita revelando

feições de dolomitização. Ainda segundo classificação adotada pela PETROBRAS

seria um Calcarenito espático oncolítico neomorfizado e dolomitizado.

A lâmina AMF-5 é composta por um mosaico finamente cristalino, com

bastante pelóides e possível cimento de calcita espática. Apresenta um nível que

pode ser microbialito. O nome da rocha é Calcilutito peloidal neomorfizado

(PETROBRAS).

Fotomicrografia 01: Mosaico de calcitas neomorfizadas e romboedros de dolomita em luz

plana (A) e em luz polarizada (B), com objetiva de 10 x.

Fotomicrografia 02: Oncolitos neomorfizados e dolomitizados. Aumento de 10X.

51

Fotomicrografia 03: (A) Calcilutito peloidal com estrutura orgânica, possivelmente microbial.

Objetiva de 2,5 X e luz plana e (B) Calcilutito peloidal levemente neomorfizado, aumento de

10X (B).

5.2. Caracterização dos níveis de arenito da Formação Salvador

Em relação aos níveis de arenito foram estudadas e descritas duas lâminas

ao microscópio petrográfico: AMF-3 e AMF-4.

Petrograficamente a AMF-3 é um arenito fino a médio, mal selecionado, com

grãos angulosos a sub-angulosos. MIneralogicamente, sua composição modal é:

63% de quartzo, 20% de feldspatos, 9% de biotita, 8% de cimento espático e traços

de fragmentos de rocha metamórfica (Fotomicrografia 04 A e B). Segundo Folk

(1970), trata-se de um sub-arcósio calcítico.

O cimento de calcita presente na lâmina AMF-3 pode ser resultado de

dissolução e reprecipitação dos clastos de carbonato da Formação Estância.

A lâmina AMF-4, arenito fino a médio com a seguinte classificação modal:

75% de quartzo, 15% de feldspatos, 10% de óleo biodegradado e traços de biotita

(Fotomicrografia 05). Segundo Folk (1970) sub-arcósio.

Os quartzos apresentam-se microfraturados possivelmente devido a

confecção da lâmina (Fotomicrografia 04 A), com extinção ondulante e raros

crescimentos secundários. Biotitas estão cloritizadas e/ou com extinção olho-de-

pássaro, os feldspatos, sericitizados e vacuolizados. Alguns grãos estão bastante

intemperizados podendo ser considerados como pseudo-matriz.

O óleo biodegradado aparece preenchendo a porosidade tipo intergranular.

52

CC CC QZ QZ

Fotomicrografia 04: Grãos de quartzo bastante fraturados (A) aumento de 10X e detalhe do

cimento de calcita espática (B) Aumento de 50X. CC = Calcita e QZ = Quartzo.

Fotomicrografia 05: Lâmina AMF-4, arenito com grãos de quartzo angulosos a subangulosos

e óleo biodegradado preenchendo os espaços porosos (A) Objetiva de 2,5X e, (B) Mesma

rocha com objetiva de 10X.

53

CAPÍTULO 6 – ESTUDO DAS PALEOCORRENTES

6.1. Fundamentação Teórica

Em sedimentologia, Imbricação refere-se à orientação preferencial de clastos,

de tal modo, que há uma sobreposição freqüente destes, uns aos outros, como

“dominós tombados”. Para Rees (1965) apud Yagishita (1989), esta orientação

preferencial dos clastos em muitos processos sedimentares é imposta por forças

hidrodinâmicas durante a deposição do sedimento. Neste processo, a forma dos

clastos também é importante, pois, imbricação ocorre em clastos cuja a forma se

aproxima a de uma elipse, com um eixo maior (X), um eixo intermediário (Y) e um

eixo menor (Z).

Na literatura são reconhecidos dois tipos de imbricação: a de eixo (X) e a de

plano (XY). Na imbricação de eixo (X), ocorre a orientação do eixo maior (X) dos

clastos paralelos à direção do fluxo. Neste tipo de imbricação, o principal mecanismo

transporte dos clastos é por arrasto, pois, ao ser arrastado o clasto tende a alinhar o

eixo maior na direção do fluxo. A imbricação é gerada quando, existe um clasto já

imbricado, posicionado na linha de frente do fluxo que está trazendo outros clastos.

No local onde encontra-se o primeiro clasto, há geração de uma turbulência que

escava a parte de trás do mesmo, fazendo que este tombe, virando uma “rampa” por

onde se posicionarão os próximos clastos trazidos pela corrente (Figura 14).

Geralmente é observada em conglomerados na base de depósitos turbidíticos e de

depósitos de leques aluviais.

54

Figura 14: Mecanismo de geração de imbricação de Eixo (X). Fonte: Earthscience.

A imbricação de plano (XY) também pode ser chamada de imbricação de eixo

(Y), pois, nela há orientação do eixo intermediário (Y) na direção do fluxo e, por

conseguinte, do eixo maior (X) perpendicular à direção do fluxo. Este tipo de

imbricação é gerada quando o mecanismo de transporte dos clastos é o rolamento

que favorece a orientação do eixo intermediário na direção do fluxo, pois, ao longo

deste eixo o formato do clasto se aproxima a um círculo. Esta imbricação é

observada em clastos rolados na base de canais fluviais.

Na determinação dos sentidos de paleocorrentes é comum medir o eixo maior

(X) ou intermediário (Y) visto que, estes se alinham paralelos à direção do fluxo, a

depender do mecanismo de transporte dos clastos. Neste trabalho, é proposto e

testado um novo método (Corrêa-Gomes & Araújo 2008 em preparação) para

determinação do sentido de paleocorrentes a partir do eixo menor (Z) dos clastos,

pois, foi observado que em ambos os mecanismos de transporte, arrasto ou

rolamento, o eixo menor dos clastos cai na direção da corrente, como pode ser

observado na Figura 15. Nesta figura, também pode-se observar que em situações

de basculamento de camadas, onde as camadas são visualizadas com sua

polaridade invertida, a o posicionamento do eixo Z em relação à corrente não se

altera.

A determinação do sentido de paleocorrentes a partir da medida de eixo (Z)

em ambiente de leque deltaico se faz mais confiável, pois, neste ambiente ocorrem

tanto arrasto quanto rolamento no transporte dos clastos. No presente estudo, a

determinação do sentido das paleocorrentes que depositaram a Formação Salvador

em Mont Serrat é importante para o entendimento da evolução do paleorelevo da

55

bacia, estilo da deposição, proveniência dos clastos e hierarquização dos lóbulos

deltáicos.

Representação em planta da Imbricação

Representação em perfil da Imbricação

Figura 15: Representação esquemática de imbricação de plano XY em (A) e em (B)

Imbricação de eixo X, onde pode-se notar o posicionamento do eixo menor (Z) caindo na

direção da corrente.

6.2. Determinação do sentido das Paleocorrentes em Mont Serrat Em Mont Serrat, depósitos de leques deltaicos, são observados os dois tipos

de imbricação citados anteriormente (Fotografia 12). Foram realizadas 628 medidas

de eixo Z para determinação do sentido das paleocorrentes, sempre procurando

medir os eixos Z dos clastos que apresentavam-se imbricados no afloramento

(Fotografia 13). Aliado a este estudo, foi confeccionado um pequeno mapa

esquemático da distribuição das rochas que compõem a Fm. Salvador no

56

afloramento estudado, baseando-se na composição dos clastos encontrados (Figura

16). De acordo com esta característica, são encontrados dois tipos de

conglomerado: o primeiro constituído por 100% de rochas do embasamento

cristalino e o segundo constituído por rochas do embasamento cristalino e 20 a 30%

de carbonatos da Fm. Estância.

Fotografia 12: Imbricação de Plano XY e de Eixo X observadas no afloramento de Mont

Serrat. A seta vermelha indica o sentido da paleocorrente.

Fotografia 13: Clastos imbricados mostrando paleocorrente para sudoeste, indicada pela

seta vermelha.

Para facilitar o estudo, o afloramento foi dividido em cinco partes principais: A,

B, C, D e E, baseado na sua distribuição espacial e composição dos clastos dos

conglomerados (Figura 17).

Espacialmente pode-se observar que os conglomerados que contém os

clastos da Fm. Estância ocorrem no centro da área estudada, perfazendo 25% do

total da área. Pôde-se notar também que os estratos mais novos localizam-se na

porção mais ao norte do afloramento, sendo compostos pelos conglomerados com

clastos da Fm. Estância, enquanto que os mais velhos localizam-se mais ao sul,

compostos pelos conglomerados com apenas clastos do embasamento cristalino.

Na Fotografia 14 pode-se observar que os conglomerados com clastos da Formação

Estância são mais novos que os conglomerados compostos por clastos do

embasamento, sendo encontrados na porção superior do afloramento, bem

evidenciado pela diferença de coloração dos clastos. È possível notar ainda que, a

granulometria dos clastos que compõem o conglomerado composto por clastos do

embasamento é maior do que a dos clastos que formam os conglomerados com

clastos da Fm. Estância.

Fotografia 14: Afloramento de Mont Serrat onde é possível observar que os conglomerados

com clastos da Formação Estância ocupam a porção superior, portanto, são mais novos.

Conglomerado composto por clastos do embasamento

Conglomerado com clastos da Fm. Estância

57

58

Figura 16: Mapa esquemático da distribuição das rochas da Formação Salvador em Mont Serrat, Salvador – BA.

59

Figura 17: Mapa de localização das sub-áreas estudadas.

60

A Sub-área A é composta pelos dois conglomerados acima citados: o

constituído por clastos do embasamento e o conglomerado com 20-30% de

extraclastos da Fm. Estância (Figura 18). As paleocorrentes apresentam como

direções mais freqüentes: N170°-N180° com 8 medidas (16,67%), N160°-N170° com

7 medidas (14,58%), N130°-N140° com 5 medidas (10,42%). Estas medidas indicam

que a área-fonte dos sedimentos que compõem a sub-área (A) localizava-se a norte,

visto que as paleocorrentes possuem orientação preferencial para sul, indicando

área-fonte a Norte do afloramento estudado.

A sub-área B é constituída por conglomerados com clastos do embasamento

e, por conglomerados com clastos do embasamento e da Fm. Estância. As porções

arenosas apresentam S0 com direção N125°/30°SE. As paleocorrentes encontradas

possuem direção principal N210°- N220° com 7 medidas (8,86%), N150°- N160°

com 6 medidas (7,59%) além de, N090°-N100° e N240°- N250° ambas com 4

medidas (5,06%), Figura 19. A dispersão dos dados das paleocorrentes em duas

direções principais pode ser devido à existência de dois lóbulos nesta porção do

afloramento, tendo como vetor resultante, uma paleocorrente com orientação

aproximadamente para sul, relacionada com uma área-fonte a Norte.

Na Sub-área C são observados apenas conglomerados com clastos do

embasamento, apresentado fraturas com dois trends principais N100/85SW e

N145/85SW (Figura 20) e as paleocorrentes mais freqüentes possuem orientação

N210°- N220° com 28 medidas (18,06%), N200°- N210° com 24 medidas (15,48%) e

N190°- N200° com 23 medidas (14,84%). No diagrama de rosetas presente na

mesma figura pode-se perceber o direcionamento das paleocorrentes bem evidente

para Sudoeste, indicando fonte a Nordeste.

Na sub-área D são observados leques conglomeráticos que na sua

constituição apresentam de 20 a 30% de extraclastos da Formação Estância. Nesta

porção do afloramento as paleocorrentes mais freqüentes medidas possuem direção

N250°- N260° com 14 medidas (7,36%), N260°- N270° com 11 medidas (5,79%) e

N270°- N280° com 11 medidas (5, 79), como exposto na Figura 21. Nesta porção do

afloramento observa-se paleocorrentes para sudoeste, indicativas de área-fonte a

nordeste, provável contribuição da Falha de Salvador.

A sub-área E apresenta conglomerados constituídos por clastos do

embasamento com S0 com direção N164/20SE. Apresenta paleocorrentes mais

freqüentes com direção N200°- N210° com 21 medidas (13,46%), N190°- N200° com

Na figura 24 pode-se observar que para a deposição dos conglomerados com

clastos do embasamento as situações mais prováveis seriam de fluxo confinado a

semi-confinado enquanto que, as mais indicadas para a deposição dos

conglomerados com clastos da Formação Estância seriam de fluxo livre a semi-

confinado.

Após a análise dos dados de paleocorrente e interpretação da área fonte do

sedimento encontrado nas cinco sub-áreas estudadas, nota-se que, a principal fonte

dos conglomerados compostos por clastos do embasamento possui direção

aproximadamente N030° (Figura 23), ou seja, posiciona-se paralela ao sistema de

Falhas de Salvador. Este fato acarreta em algumas possibilidades para a deposição

desses leques: (a) os sedimentos seriam provenientes da Falha de Salvador e,

seriam depositados através de uma canalização fluvial coaxial a esta falha; (b) os

sedimentos seriam provenientes do Alto de Salvador, porém, a canalização dos

sedimentos seria influenciada por outra falha com direção N30°, pertencente ao

mesmo sistema de falhas, que estaria posicionada no interior da Bacia do

Recôncavo; e (c) a deposição da Formação Salvador em Mont Serrat seria

proveniente de uma falha ortogonal à Falha de Salvador, posicionada a norte, com

direção N120°, muito provavelmente uma das falhas de transferência existentes na

bacia. Com relação aos conglomerados que em sua composição apresentam clastos

da Fm. Estância foi observado que, para os afloramentos A e B as paleocorrentes

são preferencialmente para sul indicando fonte a norte, podendo ser correlacionada

a rios que adrentraram no lago tectônico da Bacia do Recôncavo provenientes de

regiões mais elevadas a norte. Porém, na sub-área D, os mesmos conglomerados

demonstram fonte a nordeste, indicando que o transporte dos conglomerados com

clastos da Fm. Estância encontrados no afloramento em estudo, também proveio

da Falha de Salvador, o que acarretaria na existência da referida Formação em

algum local sobre as rochas granulíticas presentes do Alto de Salvador.

17 medidas (10,90%) e N160°-N170° com 12 medidas (7,69%), como pode ser

observado na Figura 22. Nesta região, assim como na sub-área C, observa-se uma

paleocorrente bem marcada para sudoeste, indicando fonte com orientação

aproximadamente N030°

61

62

Figura 18: Mapa esquemático da distribuição das principais paleocorrentes nas litologias encontradas na sub-área A.

63

Figura 19: Mapa esquemático da distribuição das principais paleocorrentes nas litologias encontradas na sub-área B.

64

Figura 20: Mapa esquemático da distribuição das principais paleocorrentes nas litologias encontradas na sub-área C.

65

Figura 21: Mapa esquemático da distribuição das principais paleocorrentes nas litologias encontradas na sub-área D

66

Figura 22: Mapa esquemático da distribuição das principais paleocorrentes nas litologias encontradas na sub-área E.

67

Figura 23: Diagrama de rosetas comparativo ilustrando os padrões de paleocorrente do afloramento, dos conglomerados com

clastos da Fm. Estância e dos conglomerados compostos por clastos do embasamento.

68

Figura 24: Modelos genéticos propostos.

69

CAPÍTULO 7 - DISCUSSÕES E CONSIDERAÇÕES FINAIS

Após a elaboração deste trabalho foi possível concluir que a Formação

Salvador, no afloramento de Mont Serrat, é constituída por leques deltaicos,

superpostos e amalgamados, compostos por intercalações de níveis de

conglomerados, arenitos e lamitos, característicos deste tipo de depósito. Fato

comprovado pelas estruturas sedimentares encontradas, tais como

granodecrescência ascendente dos estratos conglomeráticos, estratificação plano-

paralela a cruzadas de pequeno porte nos níveis arenosos, estes que ainda

apresentam estruturas de fluidização e liquidificação tais como: estruturas de escape

de fluidos, Tipo Dish e dobras convolutas que revelam altas concentrações de

fluidos no seu ambiente deposicional.

Nos níveis de arenito ainda foram encontrados fraturas preenchidas por óleo

biodegradado. A ocorrência deste óleo, no afloramento estudado, pode ter um

significado economicamente importante, visto que, a Bacia do Recôncavo é

comprovadamente produtora de petróleo e gás natural, e em profundidade, estes

arenitos possuem contato com os folhelhos do Membro Gomo da Formação

Candeias, geradores da bacia. Podendo este óleo significar possível migração dos

folhelhos geradores, caracterizando em profundidade, estes níveis de arenito como

importantes reservatórios em potencial.

Neste afloramento foram distinguidos dois tipos de conglomerados com base

na litologia dos seus clastos: conglomerados compostos por clastos do

embasamento e conglomerados com 20-30% de clastos da Formação Estância.

Petrograficamente, os clastos da Formação da Formação Estância são

classificados como Doloespatito/Microdoloespatito cuja textura original é

70

irreconhecível, Calcarenito espático oncolítico neomorfizado e, dolomitizado e

Calcilutito peloidal neomorfizado de acordo com a classificação adotada pela

PETROBRAS. Nestas rochas observa-se comumente feições de dolomitização e

neomorfismo representados por mosaicos de calcitas e dolomitas. Os níveis de

arenito são classificados, segundo Folk (1970), como sub-arcósio a sub-arcósio

calcítico.

Na determinação das peleocorrentes observou-se que a fonte dos

conglomerados compostos por clastos do embasamento possui direção

aproximadamente N030°, ou seja, posiciona-se paralela ao sistema de Falhas de

Salvador. Este fato acarreta três possibilidades para a deposição desses leques: (a)

os sedimentos seriam provenientes da Falha de Salvador e, seriam depositados

através de uma canalização fluvial coaxial a esta falha; (b) os sedimentos seriam

provenientes do Alto de Salvador, porém, a canalização dos sedimentos seria

influenciada por uma outra falha com direção N30°, pertencente ao mesmo sistema

de falhas, que estaria posicionada no interior da Bacia do Recôncavo; e (c) a

deposição da Formação Salvador em Mont Serrat seria proveniente de uma falha

ortogonal à Falha de Salvador, posicionada a norte, com direção N120°, muito

provavelmente uma das falha de transferência existentes na bacia. Com relação aos

conglomerados que em sua composição apresentam clastos da Fm. Estância

observa-se que para os afloramentos A e B, as medidas de paleocorrente indicam

fonte dos sedimentos a norte, podendo ser correlacionada a paleorios que

adrentraram no lago tectônico da Bacia do Recôncavo provenientes de regiões mais

elevadas a norte. Porém, na sub-área D, os mesmos conglomerados demonstram

fonte a nordeste, indicando que o transporte dos conglomerados com clastos da Fm.

Estância encontrados no afloramento em estudo, também proveio da Falha de

Salvador, o que acarretaria na existência da referida Formação sobre as rochas

granulíticas presentes do Alto de Salvador.

Apesar dos bons resultados apresentados, ainda são necessários maiores

estudos nos depósitos conglomeráticos da Formação Salvador, a fim de, determinar

com maior precisão as áreas-fonte do material encontrado no afloramento estudado.

Após a realização deste trabalho, nota-se a necessidade de separar os dados

obtidos nos conglomerados com clastos do embasamento dos obtidos através de

medições de eixo menor nos conglomerados que apresentam clastos da Formação

71

Estância nas sub-áreas A e B para melhor determinar as diferenças no padrão das

paleocorrentes.

72

CAPÍTULO 8 – REFERÊNCIAS

ALLARD, G.O. & TIBANA, P. Extensão Pré-Cretácea e Petrografia da Série Estância, Reconstituída pelo Estudo dos Conglomerados Cretáceos do Recôncavo. Boletim Técnico da PETROBRAS, Rio de Janeiro, 1966. v.9 (I), p. 17- 45.

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BARBOSA, J.SF., SABATÉ, P. Colagem Paleoproterozóica de Placas Arqueanas no Cráton do São Francisco na Bahia. Revista Brasileira de Geociências. 2003. V. 33 (1 – suplemento), p. 7-14.

BARBOSA, J.S.F., SABATÉ, P., MARINHO, M.M., O Cráton do São Francisco na Bahia: Uma Síntese. Revista Brasileira de Geociências. 2003. v.33 (1), p.3-6.

BARBOSA, J.S.F; DOMINGUEZ, J.M.L; CORRÊA-GOMES, L.C; MARINHO, M.M. O Conglomerado de Mont Serrat e suas Relações com o Alto e a Falha de Salvador, Bahia. Revista Brasileira de Geociências, São Paulo, Sociedade Brasileira de Geologia. 2007. v. 37(2), p. 324 – 332.

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BRAMKAMP, R.A., POWERS, R. Classification of Arabian carbonate rocks. American Association of Petroleum Geologists Bulletin. 1958. v. 69, n.10, p.1305-1318.

73

BRIDGE, J.S., Fluvial Facies Models: Recent Developments In: POSAMENTIER, H.W., WALKER, R.G., Facies Models Revisited. SEPM (Society for Sedimentary Geology). 2006. p. 85-170.

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