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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA IARA MARIA RODRIGUES BRASILEIRO ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA E ESTRATIGRÁFICA DA FORMAÇÃO SERGI, CAMPO DOM JOÃO, BACIA DO RECÔNCAVO, BAHIA, BRASIL Salvador 2014
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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA
IARA MARIA RODRIGUES BRASILEIRO
ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA E ESTRATIGRÁFICA DA
FORMAÇÃO SERGI, CAMPO DOM JOÃO, BACIA DO
RECÔNCAVO, BAHIA, BRASIL
Salvador
2014
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IARA MARIA RODRIGUES BRASILEIRO
ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA E ESTRATIGRÁFICA DE
TESTEMUNHOS DA FORMAÇÃO SERGI, CAMPO DOM
JOÃO, BACIA DO RECÔNCAVO, BAHIA, BRASIL
Monografia apresentada ao Curso de Geologia,
Instituto de Geociências, Universidade Federal da
Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau
de Bacharel em Geologia.
Orientador: Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite
Salvador Salvador
2012
Salvador
2014
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TERMO DE APROVAÇÃO
AP
IARA MARIA RODRIGUES BRASILEIRO
Salvador, janeiro de 2014
ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA E ESTRATIGRÁFICA DA FORMAÇÃO SERGI, CAMPO DOM JOÃO, BACIA DO
RECÔNCAVO, BAHIA, BRASIL
Trabalho Final de Graduação aprovado como requisito parcial para obtenção do grau de
Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
________________________________________________________________
1° Examinador – Dr. Carlson de Matos Maia Leite
IGEO - UFBA/PETROBRAS
________________________________________________________________
2° Examinador – Geólogo Cícero da Paixão Pereira
ANP - UFBA
________________________________________________________________
3° Examinador – MSc. Edson Souza Medeiros
PETROBRAS/Salvador
3
À todos que contribuíram direta ou indiretamente
Com a minha formação acadêmica.
4
AGRADECIMENTOS
A minha família que sempre me apoiou nas escolhas tomadas.
Aos meus filhos Iago e Liz pelo incentivo e carinho sempre dispensado.
Agradeço ao meu orientador Carlson que teve papel importante na elaboração deste
trabalho, pela sua dedicação em me orientar, pelos esclarecimentos e correções sugeridas.
Aos colegas e amigos da Petrobras, em especial ao pessoal do Laboratório de
Sedimentologia e Estratigrafia que ajudaram muito no meu trabalho de forma direta ou
indireta: Edson Medeiros, Flávio, Rodrigo, Alessandra, Lucinha, Mirian, Nelma, Soninha,
Dora, Claudineuza, Iguatemi, Adilson, Thiago, Ju, Val e Edson Cosme. Ao gerente do setor
de Sedimentologia e Estratigrafia da UO-BA/EXP, Márcio, por autorizar a utilização do
espaço e os dados internos o que me permitiu a execução deste trabalho..
Agradeço ao gerente João Batista, do setor de Avaliação e Acompanhamento
Geológico de Poço da UO-BA/EXP, setor que trabalho, pelo apoio que me possibilitou a
conclusão do curso assim como aos colegas da AAG em especial à Aline, Lene e Ná.
Aos professores que me orientaram ao longo do curso.
Bom, a todos que torceram por mim, “muito obrigada”!
5
"No mistério do sem-fim equilibra-se
um planeta. E no planeta um jardim e
no jardim um canteiro no canteiro uma
violeta e sobre ela o dia inteiro entre o
planeta e o sem-fim a asa de uma
borboleta”.(Cecília Meireles)
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RESUMO
A Formação Sergi, abrange uma sucessão fluvial-eólica-lacustre do Jurássico Superior da
Bacia do Recôncavo e evoluiu durante a fase de tectônica e sedimentação pré-rifte da bacia.
Suas sequências deposicionais de origem flúvio- eólica são essencialmente compostas por
arenitos finos a conglomeráticos. O objetivo principal desta monografia é fornecer uma
análise sedimentológica e estratigráfica detalhada de 45 metros de testemunhos da Formação
Sergi amostrados no compartimento sul da Bacia do Recôncavo, em um poço no Campo de
Dom João. Os aspectos do reservatório também são discutidos na monografia. Foram
identificadas quatro associações de fácies nos testemunhos descritos: eólico seco, eólico
úmido, fluvial efêmero e fluvial entrelaçado perene. Este último é sub-dividido em barra
longitudinal, canal e planície fluvial. Estas fácies foram relacionadas à duas das três
sequências deposicionais da Formação Sergi, adotando-se a proposta de Scherer et all (2005,
2007); a sequência II, que compreende a associação de fácies fluviais entrelaçadas e a
sequência III, que ocorre na porção superior do intervalo estudado, caracterizada pelos
depósitos fluviais efêmeros e eólicos. Foram constatados alguns intervalos com boas
condições permo-porosas, corroborando com o potencial de reservatório de toda a unidade,
caracterizadas por menor cimentação carbonática e menor argilosidade..
Palavras-chave: testemunho, Formação Sergi, Campo Dom João, Bacia do Recôncavo.
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ABSTRACT
The Sergi Formation encompasses an upper Jurassic fluvial-eolian-lacustre sucession, in the
Reconcavo Basin and evolved during the stage of pre -rift tectonic-sedimentation of this
basin. Their depositional sequences deposits of fluvial- aeolian are, essentially composed of
fine to conglomeratic sandstones . The main goal of this monography is to provide a detailed
sedimentologic and stratigraphic analysis of 45 meters of cores of Sergi Formation sampled in
the south portion of the Reconcavo Basin in Dom João Field. The reservoir aspects of
sucession are also discussed in the monography Four facies associations has been
discriminated withim the study cores: dry aeolion, humid aeolion, ephemeral fluvial,
perennial fluvial. The latter being subdivided in longitudinal bar, channel and fluvial plain
facies associations. These facies has been to two of the three depositional sequences of the
Sergi Formation after Scherer et al (2005, 2007): sequence II, that consists of perennial
braided fluvial facies association; and sequence III, which occurs in the upper portion of the
studied cores characterized by ephemeral fluvial and eolian deposits. Some intervals with
good permo - porous conditions, corroborates the potential reservoir of the sandstones and is
related to less cements of carbonate and clay-minerals.
Key-words: core, Sergi Formation, Dom João Field, Recôncavo Basin.
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LISTA DE FIGURAS
Figura 1-1. Localização limites e arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo. ................... 14
Figura 2-1. Seção esquemática na direção NW-SE da Bacia do Recôncavo, ilustrando a
morfologia de meio graben com as bordas flexural (oeste) e falhada (leste) e mergulho
preferencial das camadas para sudeste. ................................................................................. 17
Figura 2-2. Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo com destaque para a Formação Sergi.
............................................................................................................................................ 18
Figura 2-3. Paleoambiente deposicional da Bacia do Recôncavo durante o estágio pré-rifte
(Modificado de MEDEIROS & PONTE ,1981 apud MAGNAVITA, 2005) ......................... 19
Figura 2-4. Paleoambiente deposicional da Bacia do recôncavo durante o estágio rifte
(Modificado de MEDEIROS & PONTE, 1981 apud MAGNAVITA,2005). ......................... 21
Figura 2-5. Modelo deposicional de seção sin-rifte fazendo alusão à deposição da Formação
Taquipe (Figueiredo et al, 1994, apud Gontijo, 2011). ......................................................... 22
Figura 2-6. a) Mapa simplificado do arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo com as
principais estruturas rúpteis associadas; b) Seções geológicas esquemáticas; c) Seção ao longo
do strike da Falha de Salvador. ............................................................................................. 25
Figura 2-7. Campos de produção de óleo e gás da Bacia do Recôncavo. Em destaque o Campo
de Dom João. ....................................................................................................................... 28
Figura 3-1. Tipos morfológicos básicos de canais fluviais (Modificado de MIALL, 1977 apud
SCHERER, 2008) ................................................................................................................ 31
Figura 3-2. Perfil de equilíbrio de sistemas fluviais que corresponde ao nível de base
estratigráfico em sucessões aluviais...................................................................................... 34
Figura 3-3. Modelo hipotético destacando a criação de espaço e acomodação resultante de
uma subida do perfil de equilíbrio. ....................................................................................... 34
Figura 3-4. Variações das zonas interdunas de acordo com o nível de saturação de areia, sendo
classificadas em zonas subsaturadas, metassaturadas e saturadas. ......................................... 36
Figura 3-5. Três estágios de desenvolvimento de um pavimento de deflação. A) Deflação
inicial dos sedimentos arenosos; B) Concentração dos clastos a medida que ocorre deflação;
C) Término da deflação em decorrência do recobrimento do substrato por clastos. ............... 37
Figura 3-6. Quatro estágios do desenvolvimento de um ventifacto. O clasto torna-se um
ventifacto entre o estágio A e B. ........................................................................................... 38
9
Figura 3-7. Tipos de transporte eólico, compreendendo saltação, rolamento e suspensão. ..... 38
Figura 3-8. Apresentação básica do sistema eólico, mostrando o nível freático e as variações
de comportamento do sistema a partir dessa superfície. ( Modificado de KOCUREK &
HAVHLM, 1993 ). ............................................................................................................... 39
Figura 3-9. Representação esquemática de acumulação eólica. A acumulação acontece quando
o balanço é positivo, ou seja, o volume de sedimentos que entra (Qi) em uma área é maior que
o volume que sai da mesma área (Qo). ................................................................................. 41
Figura 3-10. Representação esquemática dos principais elementos que controlam a
acumulação e preservação de sedimentos em sistemas eólicos secos. ................................... 41
Figura 3-11. Representação esquemática dos principais elementos que controlam a
acumulação e preservação de sedimentos em sistemas eólicos úmidos. ................................ 42
Figura 3-12. Transição entre sistemas eólicos úmidos e secos, marcada por um aumento na
disponibilidade de areia. ....................................................................................................... 43
Figura 3-13. Representação esquemática dos conceitos de acumulação, espaço de acumulação
e espaço de preservação. ...................................................................................................... 43
Figura 4-1. Morfologia e elementos internos de canais fluviais entrelaçados (Coleman, 1969).
O corte a-a' ressalta uma diminuição da largura no aprofundamento do canal principal. Na
seção b-b' são evidenciadas inúmeras barras e ilhas internas ao canal principal, segmentando-
o em fluxos secundários mais rasos. ..................................................................................... 52
Figura 4-2. Anasete mostrando análise sedimentológica do poço em estudo no campo de Dom
João. .................................................................................................................................... 62
10
LISTA DE FOTOS
Foto 4-1. Arenito conglomerático com seixos de quartzo e concreções silicosas. .................. 47
Foto 4-2.Arenito conglomerático apresentando manchas de óleo castanho escura. ................ 48
Foto 4-3. Arenito apresentando estrutura mosqueada. ........................................................... 49
Foto 4-4. Arenito apresentando níveis calcíticos preenchendo microfraturas. ....................... 50
Foto 4-5. Paleossolo arenoso com concreções centimétricas de calcrete e silcrete. ................ 51
Foto 4-6. Paleossolo arenoso apresentando calcrete e silcrete e localmente manchas de óleo
castanho escuro. ................................................................................................................... 53
Foto 4-7. Arenito conglomerático com clastos de argila e manchado de óleo. ....................... 55
Foto 4-8. Paleossolo arenoso com concreções carbonáticas e níveis de calcrete .................... 56
Foto 4-9. Arenito saturado em óleo com estratificação cruzada de baixo ângulo com
laminação pin-stripe. ............................................................................................................ 58
Foto 4-10. Testemunho 2 - Arenito saturado em óleo castanho escuro. ................................. 59
Foto 4-11. Arenito apresentando estratificações cruzadas e estrutura de bioturbação. ........... 60
11
LISTA DE TABELAS
Tabela 4-1: Tabela com as convenções utilizadas ................................................................. 44
Tabela 4-2: Litofácies descritas nos testemunhos da Formação Sergi no Campo Dom João. . 45
12
SUMÁRIO
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO ..................................................................................................................13
1.1. OBJETIVOS ............................................................................................................................................15 1.2. JUSTIFICATIVAS ....................................................................................................................................15 1.3. MÉTODO DE TRABALHO ........................................................................................................................16
1.3.1. Pesquisa bibliográfica ..................................................................................................................16 1.3.2. Aquisição de dados .......................................................................................................................16 1.3.3. Tratamento de dados .....................................................................................................................16
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL .................................................................................................17
2.1. Estratigrafia ....................................................................................................................................17 2.1.1. Embasamento ..............................................................................................................................18 2.1.2. Supersequência Paleozóica ..........................................................................................................18 2.1.3. Supersequência Pré-Rifte .............................................................................................................19 2.1.4. Supersequência Rifte ...................................................................................................................20
2.2. A FORMAÇÃO SERGI E O CAMPO DOM JOÃO ...........................................................................................25
CAPÍTULO 3 - FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ......................................................................................29
3.1. SISTEMAS FLUVIAIS ..............................................................................................................................29 3.1.1. Processos fluviais .........................................................................................................................29
3.1.1.1. Erosão fluvial ........................................................................................................................................ 29 3.1.1.2. Transporte e deposição fluvial ............................................................................................................... 30
3.1.2. Classificação dos canais fluviais ..................................................................................................31 3.1.2.1. Rios entrelaçados (braided rivers) .......................................................................................................... 31 3.1.2.2. Rios retilíneos (straight rivers) .............................................................................................................. 32 3.1.2.3. Rios anastomosados (anastomosed rivers) .............................................................................................. 32 3.1.2.4. Rios meandrantes (meandering rivers) ................................................................................................... 32
3.1.3. Acumulação fluvial .......................................................................................................................33 3.2. SISTEMAS EÓLICOS ...............................................................................................................................34
3.2.1. Morfologia e tamanho das acumulações de areia ..........................................................................35 3.2.1.1. Lençóis de areia .................................................................................................................................... 35 3.2.1.2. Campos de dunas................................................................................................................................... 35
3.2.2. Processos eólicos ..........................................................................................................................37 Transporte eólico .............................................................................................................................................. 38 3.2.3. Deposição eólica ...................................................................................................................................... 39
3.2.4. Acumulação e tipos de sistemas eólicos .........................................................................................40 3.2.4.1. Sistemas eólicos secos ........................................................................................................................... 41 3.2.4.2. Sistemas eólicos úmidos ........................................................................................................................ 42 3.2.4.3. Sistemas eólicos estabilizados ................................................................................................................ 42
3.2.5. Preservação de sistemas eólicos ....................................................................................................42
CAPÍTULO 4 - ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA DE TESTEMUNHOS ...............................................44
DA FORMAÇÃO SERGI NO CAMPO DOM JOÃO ..................................................................................44
4.1. FÁCIES SEDIMENTARES ..........................................................................................................................44 4.2. ASSOCIAÇÃO DE FÁCIES ........................................................................................................................46
4.2.1. Associação de Fácies Fluvial Entrelaçado Perene .........................................................................46 4.2.3. Associação de Fácies Planície Fluvial...........................................................................................53 4.2.4. Associação de Fácies Fluvial Efêmero ..........................................................................................54 4.2.1. Associação de Fácies Eólico Seco .................................................................................................57 4.2.2. Associações de Fácies Eólico Úmido .............................................................................................60
4.3. SEQUÊNCIAS DEPOSICIONAIS .................................................................................................................61
CAPÍTULO 5 - CONCLUSÕES ..................................................................................................................63
REFERÊNCIAS ............................................................................................................................................64
13
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO
A Bacia do Recôncavo localiza-se no centro-leste do Estado da Bahia, onde ocupa
uma área com cerca de 11500km2
e sua orientação geral segue o trend NE-SW. Seus limites
são representados, a norte e noroeste, pelo Alto de Aporá; pelo sistema de falhas da Barra, a
sul; pelo sistema de falhas de Salvador, a leste; e, a oeste, pela Falha de Maragogipe (Figura
1.1) (MILHOMEM et al., 2003; SILVA et al., 2007).
Segundo Magnavita et al. (2005), a Bacia do Recôncavo faz parte do sistema de riftes
intracontinentais Recôncavo-Tucano-Jatobá formado através de campos de tensões
responsáveis pela ruptura do supercontinente Gondwana durante o Eocretáceo e que
promoveu a abertura do Oceano Atlântico Sul.
Segundo Silva et al. (2007), o preenchimento da Bacia do Recôncavo se deu através
de deposição de sequências sedimentares nos estágios pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte.
A Formação Sergi foi depositada durante a fase pré-rifte da evolução da Bacia. É
representada por sequências de origem flúvio-lacustre-eólica, que englobam arenitos finos a
conglomeráticos (SCHERER et al., 2005, 2007). Esta formação constitui principal
reservatório da Bacia do Recôncavo.
Estudos mais atuais (SCHERER et al, 2005,2007) subdividem a Formação Sergi em
três sequências deposicionais. A sequência I é composta dominantemente por depósitos
fluviais efêmeros e eólicos, predominando arenitos finos a médios, maciços ou laminados; a
sequência II é composta por arenitos grossos à conglomeráticos com estratificações cruzadas
acanaladas a planares depositados por sistemas fluviais entrelaçados perenes; e a sequência III
é representada por arenitos finos a médios com laminações de baixo ângulo de marcas
onduladas, eólicas, intercalados com arenitos de mesma granulometria, maciços ou com
estratificações plano paralelas, depositados por canais fluviais efêmeros.
14
Figura 1-1. Localização limites e arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo.
Fonte: Santos (1998, apud Oliveira 2005).
15
1.1. Objetivos
O trabalho aqui apresentado tem como objetivo geral realizar as descrições
faciológicas de testemunhos da Formação Sergi amostrados em um poço no Campo Dom
João, para interpretação dos seus ambientes deposicionais segundo as sequências
sedimentares definidas por SCHERER et al, 2005. Ao mesmo tempo, serão discutidos os
aspectos de reservatórios das associações de fácies aqui interpretadas.
Os principais objetivos específicos são:
i) identificar litologias, estruturas e texturas sedimentares;
ii) caracterizar as associações faciológicas;
iii) identificar os ambientes deposicionais;
iv) correlacionar perfil-rocha;
v) discutir os aspectos de permoporosidade dos reservatórios.
1.2. Justificativas
A Formação Sergi constitui o principal reservatório de hidrocarbonetos da Bacia do
Recôncavo apresentando ainda um grande potencial para contribuir com o aumento de
produção nos campos petrolíferos da Bahia. O Campo Dom João constitui um importante
campo de produção explorado pela Petrobras.
Este estudo contribuirá com informações acerca das características de reservatório da
Formação Sergi no Campo de Dom João. Além disso, contribuirá com a atualização do banco
de dados da Petrobrás de acordo com os procedimentos atuais da empresa.
16
1.3. Método de Trabalho
A metodologia aplicada neste estudo foi dividida em pesquisa bibliográfica, aquisição
de dados e tratamento de dados.
1.3.1. Pesquisa bibliográfica
Esta etapa consistiu no estudo de textos relacionados à Bacia do Recôncavo, à
evolução e estratigrafia da Formação Sergi, ao Campo de Dom João e sistemas deposicionais
eólicos e fluviais. Esta etapa perdurou durante toda a realização da monografia.
1.3.2. Aquisição de dados
A análise dos testemunhos foi realizada no Laboratório de Sedimentologia e
Estratigrafia da Petrobras, Unidade de Operações da Bahia (UO-BA). Durante esta fase,
foram selecionados intervalos de testemunhos para serem fotografados, a fim de ilustrar
características observadas.
Nesta etapa foram observadas as características dos testemunhos, tais como:
composição, cor, granulometria, organização interna, espessura, estimativa de percentagem de
cimento, argilosidade e presença de hidrocarbonetos. Os testemunhos foram descritos
utilizando o programa Anasete – Análise Sequencial de Testemunhos –, de propriedade da
Petrobras.
1.3.3. Tratamento de dados
Nesta etapa, os dados adquiridos na fase anterior foram integrados e interpretados. As
litofácies sedimentares foram individualizadas levando em consideração suas características
quanto à geometria, composição, granulometria e estruturas sedimentares.
Foram identificadas associações de fácies, possibilitando interpretar o ambiente de
sedimentação. Sendo assim, cada fácies dentro da associação representa um determinado
processo deposicional (ETCHEBEHERE & SAAD, 2003).
Em anexo está representado o resultado da descrição dos testemunhos do poço em
análise, no programa Anasete.
17
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL
A Bacia do Recôncavo ocupa uma área de aproximadamente 11.500km² e exibe uma
geometria de meio-grabén de direção NE-SW. Seus limites são representados, a norte e
noroeste, pelo Alto de Aporá; pelo sistema de falhas da Barra (Figura 2.1), a sul; pelo sistema
de falhas de Salvador, a leste; e, a oeste, pela Falha de Maragogipe (SILVA et al., 2007;
MILHOMEM et al., 2003).
A arquitetura básica da Bacia do Recôncavo é de semigráben (Figura 2.1), resultante
dos esforços distensionais sobre um embasamento pré-cambriano heterogêneo, com borda
falhada (sistema de falhas de Salvador), a sudeste, e flexural, a oeste (PEDREIRA et al.,
2003; MILHOMEM et al., 2003; MAGNAVITA et al., 2005; SILVA et al., 2007).
Figura 2-1. Seção esquemática na direção NW-SE da Bacia do Recôncavo, ilustrando a morfologia de meio graben com as bordas flexural (oeste) e falhada (leste) e mergulho preferencial das camadas para sudeste.
Fonte: Milhomem et al. (2003).
2.1. Estratigrafia
A carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo (Figura 2.2) foi readaptada em uma nova
proposta onde foram incorporadas algumas modificações, baseadas nos trabalhos de Netto e
Oliveira (1985) e Aguiar e Mato (1990).
Não houve mudanças nas unidades bioestratigráficas e cronoestratigráficas, porém
houve uma melhor caracterização das relações laterais e cronológicas entre as diferentes
unidades, dando maior clareza à história do preenchimento da bacia (SILVA et. al., 2007).
18
Figura 2-2. Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo com destaque para a Formação Sergi.
Fonte: Silva et al., 2007
2.1.1. Embasamento
O embasamento da Bacia do Recôncavo é constituído predominantemente por
gnaisses granulíticos arqueanos pertencentes ao Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá a oeste e
sudoeste; e pelo cinturão granulítico-anfibolítico Salvador-Esplanada, a leste-nordeste; por
gnaisses e anfibolitos arqueanos com intrusões de granitos paleoproterozóicos que constituem
o Bloco Serrinha, a noroeste-oeste e por rochas metassedimentares neoproterozóicas do
Grupo Estância, a norte.
2.1.2. Supersequência Paleozóica
Os sedimentos da sequência paleozóica estão basicamente representados pelos
membros Pedrão (inferior) e Cazumba (superior) da Formação Afligidos.
O Membro Pedrão é constituído por arenitos com granulometria fina a muito fina,
coloração cinza-claro a bege, apresentando feições que sugerem retrabalhamento por ondas,
19
intercalados por evaporitos, siltitos e laminitos microbiais e no Membro Cazumba
predominam pelitos e lamitos avermelhados lacustres, com nódulos de anidrita na base de
acordo com Caixeta et al. (1994), Milhomem et al. (2003) e Silva et al. (2007),
Segundo Aguiar & Mato (1990, apud Silva et al., 2007), as associações faciológicas
que caracterizam esta supersequência paleozóica têm uma tendência regressiva com transição
de uma sedimentação marinha rasa marginal a bacias evaporíticas isoladas em ambientes de
sabkha continental e lacustre.
2.1.3. Supersequência Pré-Rifte
A sedimentação nesta fase está relacionada ao estágio inicial da flexura da crosta
continental em resposta aos esforços que originaram o sistema de riftes. Segundo Silva et al.
(2007), esta sedimentação engloba três grandes ciclos flúvio-eólicos, separados por
transgressões lacustres, que resultaram que resultaram na deposição, da base para o topo, das
formações Aliança e Sergi, do Grupo Brotas (Andar Dom João); e das formações Itaparica e
Água Grande (Andar Rio da Serra inferior), do Grupo Santo Amaro (Figura 2.3).
Figura 2-3. Paleoambiente deposicional da Bacia do Recôncavo durante o estágio pré-rifte (Modificado de MEDEIROS & PONTE ,1981 apud MAGNAVITA, 2005)
A Formação Aliança está sobreposta à Formação Afligidos, cujo contato é discordante
na maior parte da Bacia do Recôncavo, e é representada pelos Membros Boipeba e Capianga,
conforme pode ser verificado na carta estratigráfica (Figura 2.2). O Membro Boipeba consiste
de rochas sedimentares de origem flúvio-eólica-lacustre e é composto por arenito arcoseano
20
com coloração marrom avermelhada, granulometria fina a média e estratificação cruzada,
enquanto que o Membro Capianga é constituído por folhelhos vermelho acastanhados de
origem lacustre.
A Formação Sergi consiste em arenitos cinza-esverdeados a avermelhados com
granulometria fina a conglomerática e estratificação cruzada com intercalações de folhelhos
vermelhos a cinza-esverdeados (CAIXETA et al., 1994). Foi depositada concordantemente
sobre a Formação Aliança. Caracterizam sistemas eólicos, intercalados por fluviais efêmeros e
entrelaçados (SCHERER et al., 2005).
A Formação Itaparica é a unidade basal do Grupo Santo Amaro. Está depositada
concordantemente sobre a Formação Sergi e é compreendida por folhelhos marrom a cinza-
oliva de origem lacustre e siltitos com raras intercalações de arenitos finos. É interpretada
como sendo formada em ambiente lacustre com pequenas incursões fluviais (ALMEIDA,
2004, apud SANTOS, 2011).
A Formação Água Grande é representada por arenito cinza-claro a esverdeado, com
granulometria de fino a grosso e estratificação cruzada acanalada, sendo interpretada por
Barroso & Rivas (1984 apud CAIXETA et al., 1994) como deposição por sistemas fluviais
com retrabalhamento eólico. O contato superior com a Formação Candeias é discordante.
2.1.4. Supersequência Rifte
O início do rifteamento está relacionado à transgressão regional que sobrepõe os
pelitos lacustres do Membro Tauá à fácies eólicas presentes no topo da Formação Água
Grande. Essa transgressão, segundo CAIXETA et al, (1994) está marcada por uma importante
mudança climática, de árido para úmido e a um incremento nas taxas de subsidência, com
distensão da crosta sob atividade moderada. Compreende as formações Candeias,
Maracangalha, Marfim, Pojuca, Taquipe, São Sebastião e Salvador, como pode ser visto na
carta estratigráfica anteriormente apresentada (Figura 2.2).
Segundo Magnavita et al. (2005), dois sistemas progradantes preencheram a Bacia do
Recôncavo durante a fase rifte: i) fluvio-deltáico-lacustre (longitudinal a oblíquo), oriundo da
Bacia do Tucano que depositou folhelhos e arenitos, incluindo turbiditos e depósitos de
escorregamento, constituindo as formações Candeias e Maracangalha (Grupo Santo Amaro),
Marfim, Pojuca e Taquipe (Grupo Ilhas) e por fim a Formação São Sebastião (Grupo
Massacará) depositada em ambiente fluvio-deltáico (Figura 2.4); ii) sistema de leques
deltaicos, localizado transversalmente à bacia, que foi depositado em leques conglomeráticos
21
subaquáticos derivados da erosão do bloco alto da falha de borda, o qual constitui a Formação
Salvador que, devido a seu evento deposicional está presente em todo o evento rifte da bacia.
Figura 2-4. Paleoambiente deposicional da Bacia do recôncavo durante o estágio rifte (Modificado de MEDEIROS & PONTE, 1981 apud MAGNAVITA,2005).
A Formação Candeias, depositada discordantemente sobre a Formação Água Grande,
é constituída por pelitos escuros, compreendendo o Membro Tauá, e folhelhos e lamitos
cinza-esverdeados intercalados com camadas de calcilutito e de arenitos turbidíticos, que
abrangem o Membro Gomo (CAIXETA et al., 1994; MILHOMEM et al., 2003).
A Formação Maracangalha possui contato basal discordante com a Formação
Candeias e se caracteriza por pelitos cinza-escuros e pacotes espessos de arenitos maciços e
fluidizados relacionados a processos gravitacionais sub-aquosos que constituem os membros
Caruaçu e Pitanga (MAGNAVITA et al., 2005).
A Formação Marfim é constituída por arenitos com granulometria fina a média, bem
selecionados, cinza-claros, apresentando intercalações com folhelhos cinza esverdeados,
possui contato basal gradativo interdigitado ou concordante com a Formação Maracangalha
(VIANA et al., 1971, apud CAIXETA et al., 1994). O Membro Catu, que faz parte desta
formação, representa níveis arenosos bem caracterizados e posicionados através de marcos
elétricos.
22
A Formação Pojuca está sobreposta à Formação Marfim e é constituída por
intercalações de arenitos cinza muito finos a médios, folhelhos cinza-esverdeados, siltitos
cinza-claros e calcários castanhos. Possui o Membro Santiago, que compreende uma camada
de arenito fino bem demarcada por finos níveis calcários e vários corpos arenosos (CAIXETA
et al., 1994).
A Formação Taquipe (Figura 2.5) é composta por folhelhos cinza com lentes de
arenitos muito finos, maciços (NETTO et al., 1984, apud CAIXETA et al., 1994), além de
siltitos e, subordinadamente, conglomerados, margas e calcarenitos ostracodais
(MILHOMEM et al., 2003). Esta sequência corresponde a uma feição erosiva em forma de
cânion alongada na direção norte-sul e presente na porção centro-oeste da Bacia do
Recôncavo. Desta forma, a Formação Taquipe está justaposta à Formação Pojuca em
discordância erosiva, sendo recoberta concordantemente pela mesma.
Figura 2-5. Modelo deposicional de seção sin-rifte fazendo alusão à deposição da Formação Taquipe (Figueiredo et al, 1994, apud Gontijo, 2011).
A Formação São Sebastião é constituída por arenito com granulometria grossa,
amarelo-avermelhado e intercalações de argila síltica e foi depositada por sistemas fluviais,
deltaicos e lacustres, que encerram o assoreamento da Bacia do Recôncavo, (CAIXETA et al.,
1994).
23
A Formação Salvador está associada aos sistemas deltáicos sin-tectônicos relacionados
ao sistema de falhas de Salvador (MILHOMEM et al., 2003) e é caracterizada por
conglomerados e arenitos provenientes da borda falhada à leste da Bacia do Recôncavo,
presentes durante todo o estágio sin-rifte.
2.1.5. Supersequência Pós-Rifte
A fase pós-rifte corresponde ao Andar Alagoas, que se estende do Aptiano ao Albiano
Inferior.
Segundo Magnavita et al. (2005), a fase pós-rifte é representada por depósitos aluviais
de conglomerados, arenitos e, subordinadamente, folhelhos e calcários que compõem a
Formação Marizal. Sua deposição ocorreu numa depressão do tipo sinéclise, quando houve
uma subsidência térmica pós-rifte. Uma discordância angular separa esta fase da anterior (sin-
rifte).
2.1.6. Arcabouço Estrutural
A Bacia do Recôncavo compõe a porção sul do rifte intracontinental Recôncavo-
Tucano-Jatobá, que se desenvolveu sobre um complexo mosaico de terrenos de idade
predominantemente Pré-Cambriana.
De norte para sul, o maciço Alagoas-Pernambuco (Bacia de Jatobá), o Sistema de
Dobramentos Sergipano (Bacia do Tucano Norte), o Cráton de São Francisco (bacias de
Tucano Central e Sul e Recôncavo) servem de embasamento para o Rifte.
As estruturas desse embasamento exerceram forte influência na geometria final do
arcabouço da bacia, controlando a orientação das zonas de falha, dos altos do embasamento
como também das zonas de acomodação (SZATMARI et al., 1984; MILANI, 1987 e
MAGNAVITA & CUPERTINO, 1988 in RODRIGUES, 1990). Como resultado, a Bacia do
Recôncavo herdou uma forma alongada segundo N30E, produto da ação tectônica formadora
e deformadora da Bacia, bem como das heterogeneidades de seu substrato.
A Bacia está limitada à leste pelo sistemas de falhas de Salvador, com direção N30ºE e
seu rejeito total é de cerca de 6.0 quilômetros, e à oeste é limitada pelo sistema de falhas de
Maragogipe, com mesma direção porém com rejeitos inferiores à 500 mestros. Ao norte é
separada da Bacia de Tucano pelo Alto de Aporá e ao sul é separada da Bacia de Camamu
pela Falha da Barra e os falhamentos que lhe dão continuidade para sudeste, (BRUHN, 1985).
24
O sistema de falhas NE divide a bacia em área que foram relativamente estáveis,
configurando patamares adjacentes aos grandes baixos regionais, onde se destacam o Baixo
de Camaçari e o Baixo de Miranga (Figura 2.6) (SANTOS et al., 1990).
O trend geral dos blocos que constituem a Bacia do Recôncavo é interrompido por
outro sistema de falhamentos, de direção N40°W, que tem como principais representantes as
Falhas de Mata-Catu e Itanagra-Araçás, interpretadas como falhas de transferência que
acomodaram diferentes taxas de estiramento crustal durante o desenvolvimento da bacia
(SANTOS et al., 1990).
25
Figura 2-6. a) Mapa simplificado do arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo com as principais estruturas rúpteis associadas; b) Seções geológicas esquemáticas; c) Seção ao longo do strike da Falha de Salvador.
Fonte: Destro et al. (2003, apud Santos, 2011).
2.2. A Formação Sergi e o Campo Dom João
A Formação Sergi acumulou-se em grande bacia (depressão afro-brasileira) que cobria
uma extensa área do nordeste brasileiro, estendendo-se inclusive ao continente africano, sendo
26
constituído essencialmente por depósitos fluviais e eólicos (Küchle et al. 2011). Ocorre nas
Bacias do Recôncavo, Tucano, Jatobá e Camamu-Almada.
A ampla ocorrência e espessura desta unidade, associada à alta permeabilidade e
porosidade dos arenitos, confere-lhe o status de maior reservatório na Bacia do Recôncavo.
Todavia, sua ocorrência em superfície está restrita às bordas norte e oeste, sendo que os
estratos estão inclinados regionalmente para leste (MILANI, 1987, apud SCHERER et al.,
2005).
A Formação Sergi foi subdividida em três sequências deposicionais, limitadas por
discordâncias regionais (Scherer et al. 2005, 2007).
A sequência I, basal, é composta pelas associações de fácies fluviais efêmeros e fácies
eólicas. Os pacotes fluviais são compostos por arenitos finos a médios, maciços ou
estratificados (estratificação cruzada acanalada, estratificação cruzada de baixo ângulo e/ou
laminação plano-paralela), que são limitados por superfícies erosivas cobertas por
conglomerados intraformacionais. Os estratos fluviais indicam uma paleocorrente média para
NE.
Os depósitos eólicos da sequência I são compostos por lençóis de areia com
laminações horizontais e por depósitos de dunas com estratificação cruzada. Os lençóis de
areia compreendem arenitos finos a médios, bem selecionados, com estratificações sub-
horizontais de baixo ângulo e/ou laminações transladantes. Os depósitos de dunas são
caracterizados por arenitos médios a grossos com cruzadas de grande porte, por vezes
maciços ou fluidizados. Nas porções basal e intermediária dos pacotes flúvio-eólicos há
ocorrência de pelitos lacustres maciços ou finamente laminados.
A incidência do retrabalhamento eólico e a presença bastante comum de horizontes
com nódulos de caliches e silcretes, em meio às seqüências deposicionais, atestam a
dominância de um clima árido durante a deposição do Sergi (De Ros, 1986; Figueiredo et al.,
1994). Por outro lado, a presença constante de pelitos lacustres em meio à Seqüência I indica
intervalos de condições relativamente mais úmidas, marcados provavelmente por uma subida
do lençol freático e conseqüente afogamento de áreas da bacia.
A sequência II é representada por uma associação tipicamente fluvial de fácies
arenosas, composta por arenitos grossos a conglomeráticos, formando ciclos com
granodecrescência ascendente com 1 a 5 metros de espessura. Estes arenitos são interpretados
como depósitos de canais fluviais entrelaçados, perenes, com significativa variação de
descarga, cujo fluxo era para NW. Por vezes ocorrem pelitos que separam os corpos arenosos.
No topo da sequência II ocasionalmente ocorrem níveis de paleoalteração, e o limite superior
27
dessa sequência é marcado pelo recobrimento desses depósitos fluviais pelos depósitos
eólicos da sequência III.
A sequência III é representada pelos arenitos eólicos no topo da Formação Sergi,
caracterizada por arenitos finos a médios com marcas onduladas eólicas. Estes arenitos foram
depositados em lençóis de areia eólicos ou em cruzados tangenciais, estratos compostos por
lâminas de fluxo de grãos e marcas onduladas, constituindo depósitos residuais de dunas
eólicas. Intercalados a estes depósitos ocorrem arenitos de mesma granulometria, maciços e
com estratificação plano-paralela e, mais raramente, com estratificação cruzada acanalada,
interpretados como depósitos fluviais efêmeros. Essa sequência marca um retorno de
condições deposicionais semelhantes à sequência I, porém com um domínio dos processos
eólicos, sendo raros os sedimentos fluviais e inexistentes os depósitos lacustres.
O Campo de Dom João, descoberto em 1947, está localizado nas proximidades do
município de São Francisco do Conde, na parte sudoeste da Bacia do Recôncavo (Figura 2.7).
Dois terços do campo estão imersos nas águas da Baía de Todos os Santos, sendo dividido em
Dom João Mar e Dom João Terra. As acumulações presentes nesse campo são rasas, situadas
entre 160 e 375 metros de profundidade. Na extremidade norte do campo, a Formação Sergi
possui espessura de 280 metros e, na porção sul, 460 metros (GHIGNONE, 1978).
A estrutura do campo é um horst alongado a SSW-NNE com cerca de 24 km de
comprimento, possuindo de 1 a 3,5 km de largura. As principais falhas limitantes possuem
rejeitos entre 100 e 500 metros e o mergulho da Formação Sergi não ultrapassa 5° para NE
(GHIGNONE, 1978).
28
Figura 2-7. Campos de produção de óleo e gás da Bacia do Recôncavo. Em destaque o Campo de Dom João.
Fonte: Petrobras (apud Gontijo, 2011).
29
CAPÍTULO 3 - FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
A Formação Sergi é constituída, predominantemente, por sedimentos oriundos de
sistemas fluviais e eólicos, assim, neste capítulo, serão abordados os principais processos
associados a estes sistemas.
3.1. Sistemas Fluviais
Os rios são cursos naturais de água doce, na maioria das vezes com canais definidos e
fluxo permanente ou sazonal que migra em direção a um oceano, lago ou outro rio. Dada a
sua capacidade de erosão, transporte e deposição, os rios são uns dos principais agentes dos
processos exógenos.
3.1.1. Processos fluviais
Segundo Scherer (2004, 2008), as relações entre os processos erosivos e deposicionais
configuram as características gerais dos sistemas fluviais e a interação destes processos
fluviais erosivos e de transporte e deposição resulta na morfologia aluvial.
3.1.1.1. Erosão fluvial
Os principais processos erosivos em sistemas fluviais são a incisão e migração lateral.
A incisão é a erosão vertical do substrato, promovendo um aprofundamento do canal,
podendo estar associada a um progressivo aumento da descarga devido a mudanças climáticas
ou a um rebaixamento do perfil de equilíbrio (natureza alocíclica). Pode estar associada
também ao deslocamento de canais fluviais decorrentes de processos hidrodinâmicos e
geomorfológicos internos à planície aluvial (natureza autocíclica). A taxa de erosão devido a
migração lateral ocorre em canais com alta sinuosidade, onde o banco externo do meandro
sofre contínua erosão.
30
3.1.1.2. Transporte e deposição fluvial
Fluxo de detritos, carga de fundo e carga de suspensão são os mecanismos de
transporte e deposição dos sedimentos de origem fluvial.
Fluxo de detritos
São fluxos plásticos, laminares, ricos em sedimentos, onde a quantidade de água
existente nos poros é baixa. O movimento acontece quando grande quantidade de sedimentos
é mobilizada por liquefação em uma superfície inclinada, podendo tornar-se turbulento em
decorrência da diminuição de viscosidade. O fluxo de detritos gera depósitos mal
selecionados, clastos cujos tamanhos variam de grânulos a blocos podendo apresentar
orientação incipiente e matriz areno-síltica-argilosa.
Carga de fundo
É a principal forma de transporte fluvial, ocorre por correntes trativas, onde os grãos
são carreados ao longo do leito do rio através de arrasto e rolamento (grãos maiores) e
saltação (grãos menores).
O movimento de areia resulta numa série de tipos de formas de leito, cuja morfologia é
controlada pela profundidade da lâmina d’água associada à granulometria e à velocidade do
fluxo. Em condições de baixa velocidade do fluxo e fração granulométrica entre silte e areia
fina desenvolvem-se marcas onduladas, formas de leito com altura máxima de 5cm e
comprimento de onda inferior a 0,5m. Com o aumento progressivo da velocidade do fluxo
ocorre a formação de dunas subaquáticas (SCHERER, 2008).
Carga de suspensão
O material é transportado em suspensão em decorrência da turbulência do fluxo.
Predomina a carga sedimentar síltico-argilosa, cuja deposição ocorre em regiões de baixa
energia através de assentamento gravitacional de partículas. A interação dos processos de
tração e suspensão gera marcas onduladas cavalgantes (climbing ripples), quanto maior a
tração, menor será o ângulo de cavalgamento das marcas onduladas.
31
3.1.2. Classificação dos canais fluviais
A classificação dos sistemas fluviais baseia-se dominantemente nas
características dos seus canais, levando em conta a carga sedimentar transportada e a
morfologia. No primeiro caso, Schumm (1972, apud SCHERER, 2004, 2008) classificou os
rios em carga de fundo (bed-load), carga mista (mixed-load) e carga de suspensão
(suspended-load).
Com base na morfologia dos canais, os rios podem ser classificados em entrelaçado,
meandrante, anastomosado e reto (LEOPOLD & WOLMAN, 1957; MIALL, 1977; RUST,
1978 apud SCHERER, 2008) (Figura 3.1).
Figura 3-1. Tipos morfológicos básicos de canais fluviais (Modificado de MIALL, 1977 apud SCHERER, 2008)
3.1.2.1. Rios entrelaçados (braided rivers)
Os rios entrelaçados formam uma rede de canais interconectados separados por barras
arenosas e/ou cascalhosas longitudinais e transversais que migram no sentido do fluxo. Os
depósitos de planície de inundação são restritos. Constituem rios de carga de fundo com
geometria em lençol, onde o preenchimento é complexo e bastante diversificado. A Formação
de canais entrelaçados é favorecida pela presença de fortes declividades, abundância de carga
de fundo de granulação grossa, grande variabilidade na descarga e facilidade de erosão das
margens.
Durante períodos de diminuição da velocidade do fluxo, a deposição da carga de fundo
no canal fluvial propicia o desenvolvimento de barras que obstruem a corrente e ramificam-
32
na, processo facilitado quando as margens são facilmente erodíveis, com consequente
aumento do suprimento detrítico (MIALL, 1981 apud RICCOMINI & COIMBRA, 1993).
A sedimentação nos canais entrelaçados é, principalmente, ao longo de barras
longitudinais e transversais. Os sedimentos geralmente são compostos por areia de
granulometria média a grossa e cascalho, sendo que argila e silte são raramente preservados
dentro desses sistemas. O contato basal e superior com outras fácies é frequentemente abrupto
(BROWN & FISHER, 1976).
3.1.2.2. Rios retilíneos (straight rivers)
Os rios retilíneos são pouco frequentes na natureza e podem apresentar sedimentos
diversos. Geralmente são canais poucos extensos e controlados por sistemas de
falhas/fraturas. Segundo SCHERER (2004, 2008) constituem canais simples, com flancos
estáveis e limitados por diques marginais.
3.1.2.3. Rios anastomosados (anastomosed rivers)
São caracterizados por uma rede interconectada de canais separados por áreas de
planície de inundação. Os canais são dominados por sedimentos de granulometria fina, sendo
classificados como rios de carga em suspensão, segundo Schumm (1972). Suas margens são,
coesas e vegetadas, ocasionando alta estabilidade aos canais, o que reduz a migração lateral
(SCHERER, 2004, 2008).
3.1.2.4. Rios meandrantes (meandering rivers)
Este padrão é caracterizado pela alta sinuosidade, pouca variação na descarga,
geometria em lençol, altas taxas de migração e carga mista. A formação de canais
meandrantes ocorre pela erosão e transporte de sedimentos na porção externa do meandro,
onde a velocidade de fluxo é maior e a deposição do sedimento ocorre na parte interna do
meandro seguinte, onde a velocidade de fluxo é menor
33
Rios efêmeros
Os rios efêmeros se formam geralmente após chuvas com inundações rápidas sendo
alimentados por água de escoamento superficial. São característicos de regiões áridas e semi-
áridas. Os depósitos de canais fluviais efêmeros são pouco espessos em comparação com os
depósitos de canais perenes, sendo que apresentam várias classes granulométricas.
Nos estágios finais da inundação podem desenvolver dunas e marcas onduladas sob o
regime de fluxo inferior, onde ocorre uma rápida desaceleração da corrente. Desta forma, um
evento de inundação tende a formar um ciclo com progressiva diminuição de granulometria e
ocorrência de estruturas geradas em condições de regime de fluxo inferior em direção ao topo.
(SCHERER, 2008).
3.1.3. Acumulação fluvial
O principal mecanismo controlador da preservação dos sedimentos depositados em
contextos continentais é a variação das taxas de criação de espaço de acomodação ao longo do
tempo. Jervey (1988, apud SHANLEY & McCABE, 1994) descreveu que o espaço de
acomodação é o espaço disponível para potencial acumulação de sedimentos..
O nível de base estratigráfico em ambientes aluviais é determinado pelo
comportamento do perfil de equilíbrio (Figuras 3.2 e 3.3) que é representado pelo balanço
entre erosão e deposição, onde o contexto em que a energia necessária para transportar
sedimentos é balanceada pela energia potencial liberada pelo fluxo, sendo que o rio não sofre
agradação e nem degradação.
Os períodos de acumulação e erosão fluviais de uma determinada área são
determinados pelo comportamento do perfil de equilíbrio. Durante os intervalos de subida do
perfil de equilíbrio haverá agradação (acumulação fluvial), enquanto que os processos de
erosão e degradação fluvial associam-se a intervalos de rebaixamento do perfil de equilíbrio
(Figuras 3.2 e 3.3).
O perfi de equilíbrio é controlado pela tectônica, o clima e o nível do mar.
34
Figura 3-2. Perfil de equilíbrio de sistemas fluviais que corresponde ao nível de base estratigráfico em sucessões aluviais.
Fonte: Modificado de Dalrymple (1998, apud SCHERER, 2004).
Figura 3-3. Modelo hipotético destacando a criação de espaço e acomodação resultante de uma subida do perfil de
equilíbrio.
Fonte: Modificado de Dalrymple (1998, apud SCHERER, 2004).
3.2. Sistemas Eólicos
Os sistemas deposicionais eólicos têm o vento como principal agente geológico
responsável pela erosão, transporte e deposição de sedimentos expostos à ação atmosférica. O
nível de base da atuação é definido pelo nível freático, abaixo do qual o vento não atua.
Observa-se uma grande atuação dos sistemas eólicos nos desertos, onde o nível
freático é profundo. O vento também atua como importante agente geológico em ambientes
costeiros devido a ocorrência de correntes atmosféricas geradas a partir do contraste de calor
específico e do aquecimento diferencial entre continente e oceano, especialmente em áreas
onde ocorre um alto suprimento de areia (GIANNINI et al., 2008).
35
3.2.1. Morfologia e tamanho das acumulações de areia
Segundo sua morfologia, as acumulações de areia podem ser divididas em dois tipos
básicos: lençóis de areia (sand sheets) e campos de dunas (dune fields), subdivididas em
dunas e interdunas , de acordo com Giannini et al. (2008). Em escalas centimétricas, ainda
existem as marcas onduladas que constituem formas de leito que podem se desenvolver em
lençóis de areia, interdunas e dunas. O desenvolvimento dessas formas está relacionado a
alguns fatores, tais como regime de vento, taxa de acumulação de areia e tamanho de grãos
(LANCASTER, 1988, apud SCHERER, 2004).
3.2.1.1. Lençóis de areia
São massas de areia eólica em movimento sem superposição de dunas com faces de
avalanche (GIANNINI et al., 2008). A estrutura mais comum desses depósitos são as
estratificações planas, de baixo ângulo, com alternância de granulometria. Kocurek & Nielson
(1986 apud GIANINNI et al., 2008), atribuem um ou mais, dentre cinco fatores, que
favorecem a formação de lençóis de areia e obstruem a formação de dunas: granulação grossa,
cimentação superficial, nível elevado do lençol freático, enchentes periódicas e cobertura
vegetal.
3.2.1.2. Campos de dunas
São grandes massas individuais de areias em movimento, sendo constituídas de dunas
eólicas simples, compostas, cavalgantes e coalescentes entre as quais podem existir áreas de
interdunas.
As dunas eólicas são formas de leito onduladas, predominantemente assimétricas,
produzidas onde existe um suprimento suficiente de areia, ventos para transportar os grãos e
condições que promovam a deposição do sedimento transportado (LANCASTER, 2005). A
assimetria caracteriza-se por inclinação maior no lado sotavento que no lado barlavento.
As dunas possuem comprimento de ondas variando de 3 a 500 metros e altura de 0,1 a
100 metros. São chamadas de draa as formas de leito maiores que as dunas, com
comprimento de onda de 300 a 500 metros e altura de 20 a 450 metros.
36
As dunas eólicas podem ser classificadas de acordo com dois esquemas independentes
entre si: morfológico (MCKEE, 1979, apud SCHERER, 2004) e morfodinâmico (HUNTER et
al., 1983, apud SCHERER, 2004).
A classificação morfológica leva em consideração as características geométricas,
como a sinuosidade da crista, números de faces frontais e presença ou ausência de dunas
superpostas. O principal controle dos tipos de dunas é a variação na direção do regime do
vento e, subordinadamente, alguns fatores contribuem para a morfologia, tais como tamanho
dos grãos, cobertura vegetal e suprimento de sedimentos.
A classificação morfodinâmica se baseia no posicionamento das formas de leito em
relação ao vetor médio dos ventos de uma determinada área.
As regiões de interdunas apresentam diferentes geometrias de acordo com a forma das
dunas. São zonas onde atuam processos eólicos e não-eólicos, predominantemente erosivos e
dominantemente deposicionais.
A extensão das interdunas depende da saturação de areia do sistema, sendo
classificadas em zonas subsaturadas, metassaturadas e supersaturadas (Figura 3.4) (Wilson,
1971, apud SCHERER, 2004). As zonas saturadas são caracterizadas por uma cobertura total
de areia e as interdunas consistem em pequenas depressões entre a face frontal da duna
anterior e o dorso da duna subseqüente. As zonas metassaturadas são áreas com uma
cobertura incompleta de areia, caracterizadas por amplas regiões de interduna plana e as zonas
subsaturadas são áreas onde o fluxo de areia é inferior ao valor crítico necessário para o
embrionamento das formas de leito. As interdunas deposicionais podem ser secas, quando a
superfície deposicional é seca, úmida, sob condições de lençol freático próximo à superfície
deposicional, ou encharcada, marcada por inundações periódicas por fluxos fluviais ou nível
do lençol freático alto (SCHERER, 2004).
Figura 3-4. Variações das zonas interdunas de acordo com o nível de saturação de areia, sendo classificadas em
zonas subsaturadas, metassaturadas e saturadas.
Fonte: Wilson (1971, apud SCHERER, 2004).
37
3.2.2. Processos eólicos
Os processos envolvidos na formação de depósitos eólicos são basicamente: erosão,
transporte e deposição pela ação do vento.
Erosão
A erosão promovida pelo vento é característica de ambiente com ausência de
vegetação e baixa umidade do solo, colaborando com a diminuição da coesão dos grãos e
conseguindo remover e transportar grande quantidade de material.
A deflação é a principal forma de erosão promovida pelo vento, pois a competência
baixa do vento carreia os sedimentos de granulação fina (silte e areia) promovendo uma
seleção dos grãos transportados e deixando um pavimento de grãos mais grossos (grânulos e
seixos) (Figura 3.5).
Figura 3-5. Três estágios de desenvolvimento de um pavimento de deflação. A) Deflação inicial dos sedimentos arenosos; B) Concentração dos clastos a medida que ocorre deflação; C) Término da deflação em decorrência do
recobrimento do substrato por clastos.
Fonte: Scherer (2004).
Outra importante forma de erosão eólica é a abrasão que a consiste no desgaste
mecânico de partículas transportadas pelo vento devido ao choque entre elas. Denomina-se
ventifacto qualquer clasto que tenha sido facetado e/ou abrasado por partículas transportadas
pelo vento, sendo que as faces abrasadas são inclinadas para o sentido contrário do vento
(Figura 3.6).
38
Figura 3-6. Quatro estágios do desenvolvimento de um ventifacto. O clasto torna-se um ventifacto entre o estágio A e B.
Fonte: Scherer (2004).
Transporte eólico
O transporte pelo do vento se dá através de saltação, suspensão e rolamento (Figura
3.7) que dependem, dentre outros fatores, do tamanho da partícula, da tensão do cisalhamento
do vento e da intensidade da turbulência (LANCASTER, 2005).
Figura 3-7. Tipos de transporte eólico, compreendendo saltação, rolamento e suspensão.
Fonte: Modificado de Silva (2009).
Os grãos de tamanho areia muito fina a fina são transportados principalmente por
saltação, no qual descrevem uma trajetória parabólica. Quando a tensão de cisalhamento do
vento alcança um valor crítico, alguns grãos começam a mover-se para frente e se chocam
com outros grãos que se encontram imóveis. O impacto proporciona que os grãos sejam
arremessados para cima, onde penetram em espaços com velocidades maiores, perfazendo um
caminho parabólico. Ao caírem, chocam-se com outras partículas, sendo que as que possuem
granulometria semelhante ampliam o processo de saltação (SCHERER, 2004).
39
As partículas de tamanho areia muito fina e silte são transportadas através de
suspensão e são mantidas no ar pela turbulência no vento, podendo atingir longas distâncias.
Os grãos em saltação se chocam com os grãos maiores que estão no substrato. Desta
forma, os grãos de granulometria grossa respondem ao impacto arrastando-se pela superfície,
evidenciando o processo de rolamento, gerando uma reação em cadeia (SILVA, 2009).
3.2.3. Deposição eólica
A deposição dos sedimentos pela ação do vento se dá através de três mecanismos:
cavalgamento de marcas onduladas, queda de grãos e fluxo de grãos (fluxo de
escorregamento).
Cavalgamento de marcas onduladas (climbing ripples)
As marcas onduladas formadas na superfície dos sedimentos em resposta à ação do
vento podem cavalgar umas sobre as outras ocorrendo em decorrência da saltação e suspensão
dos grãos, que predominam sobre os mecanismos trativos que aplainam o substrato. Como
consequência, a preservação da crista e do lado barlavento (Figura 3.8) das marcas onduladas
é favorecida e as mesmas apresentam facilidade para cavalgar (GIANNINI et al., 2008).
Figura 3-8. Apresentação básica do sistema eólico, mostrando o nível freático e as variações de comportamento do sistema a partir dessa superfície. ( Modificado de KOCUREK & HAVHLM, 1993 ).
40
Queda de grãos (grainfall)
Os sedimentos transportados em suspensão no lado sotavento (Figura 3.8), encontram
uma região hidrodinamicamente protegida e sofrem rápida desaceleração e a deposição tende
a ser macissa. Esta deposição ocorre preferencialmente na face frontal da duna pelo fato de
desenvolver uma zona de separação de fluxo, onde os grãos são depositados por queda livre
(SCHERER, 2004).
Fluxo de grãos (grainflow)
O fluxo de grãos se dá pela concentração de grãos maiores e mais pesados por saltação
na crista e na parte superior e mais íngreme do flanco de sotavento.
O processo gravitacional ocorre através de sucessivas colisões entre os grãos
adjacentes, mecanismo conhecido como pressão dispersiva (GIANNINI et al., 2008). Este
mecanismo de interação intergranular atua quando a areia encontra-se incoesa (seca), sendo
depositada em forma de lobos linguóides. No caso em que a areia apresenta-se coesa, ou seja,
com certo grau de umidade, a deposição ocorre por slide e slump, onde os blocos escorregam
ao longo da superfície de deslizamento (SCHERER, 2004).
3.2.4. Acumulação e tipos de sistemas eólicos
A acumulação eólica refere-se à deposição do total de sedimentos através do tempo,
gerando um corpo tridimensional de estratos que podem ser incorporados no registro
geológico (Kocurek & Havholm, 1993 apud Tomazelli, 1990). Vários são os fatores que
favorecem a deposição da carga arenosa; a presença de obstáculos pode ocasionar uma
pertubação no fluxo do ar, produzindo zonas favoráveis a deposição de sedimentos. Dentre os
obstáculos encontrados, o mais comum nas regiões costeiras é a vegetação, que controla a
formação das dunas de sombra.
Para que haja acumulação é necessário que o volume que entra seja maior que o
volume que sai de um determinado sistema eólico (Figura 3.9). Quando esse balanço é neutro
ou negativo, desenvolvem-se superfícies de bypass ou de erosão, respectivamente. Além
disso, é necessário que ocorra migração e cavalgamento de dunas eólicas em relação à
superfície de acumulação.
41
Figura 3-9. Representação esquemática de acumulação eólica. A acumulação acontece quando o balanço é positivo, ou seja, o volume de sedimentos que entra (Qi) em uma área é maior que o volume que sai da mesma área (Qo).
Fonte: Kocurek e Havholm (1993, apud OLIVEIRA, 2005).
Os sistemas eólicos foram classificados em secos, úmidos e estabilizados, nos quais os
dois primeiros são os tipos mais comuns na natureza (KOCUREK & HAVHOLM, 1993).
3.2.4.1. Sistemas eólicos secos
Os sistemas eólicos secos são caracterizados pelo nível do lençol freático e sua franja
de capilaridade abaixo da superfície de deposição. Os processos de erosão e estabilização são
regidos por fatores aerodinâmicos e aporte sedimentar.
É necessário que haja um decréscimo na taxa de transporte e/ou decréscimo na
concentração com o tempo para que as condições de saturação de superfície deposicional
sejam alcançadas e ocorra acumulação em um sistema eólico seco (KOCUREK &
HAVHOLM, 1993). O espaço de acumulação e a preservação de sedimentos em sistemas
eólicos secos são controlados pela subsidência da bacia (Figura 3.10).
Figura 3-10. Representação esquemática dos principais elementos que controlam a acumulação e preservação de sedimentos em sistemas eólicos secos.
Fonte: Kocurek & Havholm (1993, apud OLIVEIRA, 2005).
42
3.2.4.2. Sistemas eólicos úmidos
Nos sistemas eólicos úmidos, o nível do lençol freático e sua franja de capilaridade
encontram-se na superfície de deposição ou próximos dela. A presença da água diminui o
potencial erosivo e a quantidade de sedimentos que podem ser transportados pelo vento
(KOCUREK & HAVHOLM, 1993).
O espaço de acumulação e a preservação de sedimentos nestes sistemas são
controlados pela taxa de subsidência e nível do lençol freático (Figura 3.11), sendo este
influenciado por mudanças climáticas, variações do nível do mar e subsidência da bacia. A
transição de um sistema eólico úmido para seco se dá pelo incremento de sedimentos (Figura
3.12) (SCHERER, 2004).
Figura 3-11. Representação esquemática dos principais elementos que controlam a acumulação e preservação de sedimentos em sistemas eólicos úmidos.
Fonte: Kocurek & Havholm (1993, apud OLIVEIRA, 2005).
3.2.4.3. Sistemas eólicos estabilizados
Os sistemas eólicos estabilizados sofrem ação de fatores estabilizados que atuam
simultaneamente ao transporte, deposição e acumulação de sedimentos sem afetar o sistema
na íntegra. Estes fatores são a vegetação, umidade do substrato, cimentação, filmes de lama e
depósitos residuais de cascalho (lags).
3.2.5. Preservação de sistemas eólicos
As acumulações eólicas, para serem incorporadas no registro geológico, necessitam de
um conjunto de processos que proporcionem a sua preservação, sendo que o espaço de
acumulação e a preservação nem sempre são coincidentes nesses sistemas (Figura 3.13)
(KOCUREK & HAVHOLM, 1993).
43
Figura 3-12. Transição entre sistemas eólicos úmidos e secos, marcada por um aumento na disponibilidade de areia.
Fonte: Kocurek & Havholm (1993, apud SCHERER, 2004).
Figura 3-13. Representação esquemática dos conceitos de acumulação, espaço de acumulação e espaço de preservação.
Fonte: Kocurek & Havholm (1993, apud OLIVEIRA, 2005).
Os três principais fatores que promovem a preservação de estratos eólicos são:
subsidência da acumulação abaixo do nível de base de erosão, que pode ser controlada por
tectonismo, carga sedimentar e/ou compactação; incorporação da acumulação dentro da zona
saturada devido à subida (relativa ou absoluta) do nível do lençol freático ocasionada por
mudanças climáticas ou nível eustático em regiões costeiras; e desenvolvimento de superfícies
de estabilização que aumentem a resistência à erosão (KOCUREK & HAVHOLM, 1993.).
44
CAPÍTULO 4 - ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA DE TESTEMUNHOS
DA FORMAÇÃO SERGI NO CAMPO DOM JOÃO
Neste capítulo serão apresentadas as descrições e interpretações das litofácies e
associações de fácies observadas nos testemunhos da Formação Sergi no Campo Dom João,
Bacia do Recôncavo.
4.1. Fácies sedimentares
Fácies sedimentares é o conjunto de características de uma rocha ou de sedimentos no
que se refere à composição mineralógica e texturas, próprias de determinado ambiente ou
bacia e seu estudo está ligado a determinação de sistemas deposicionais.
A observação e descrição das associações de fácies é um método muito utilizado em
análises sedimentológicas e tem como objetivo principal a reconstituição e distribuição
temporal e espacial dos sistemas deposicionais envolvidos, levando em consideração os
padrões organizacionais de litofácies reconhecidos na literatura.
No presente estudo foram identificadas nove litofácies, que incluem arenitos,
conglomerados e paleossolos, apresentadas na Tabela 4.1. Para suas descrições, são utilizadas
nomenclaturas nas quais as duas primeiras letras maiúsculas correspondem à litologia, no
caso, AR igual a arenito, as duas próximas letras antes do hífen correspondem à granulometria
e as letras que se encontram após o hífen correspondem à estrutura observada.
Tabela 4-1: Tabela com as convenções utilizadas
LITOLOGIA GRANULOMETRIA ESTRUTURA/OUTROS
AR Arenito F Fino ag Argiloso
M Médio cb Concreções carbonáticas
G Grosso cs Concreções silicosas
g Muito grosso ma Maciço
C Conglomerático ps paleossolo
xb Estratificação cruzada de baixo ângulo
45
Tabela 4-2: Litofácies descritas nos testemunhos da Formação Sergi no Campo Dom João.
Fácies Frequência Descrição Processo Sedimentar
ARC-xb 23,3%
Arenito conglomerático, cinza amarelado, mal selecionado, com grão de
quartzo sub-arredondados a sub-angulares, argiloso, localmente calcítico,
localmente apresentando estratificações cruzadas de baixo ângulo, semi-
friável.
Fluxo de detritos coesivos (alta
densidade) sob condições sub-
aquosas.
ARC 1,9% Arenito conglomerático, composto por seixos de quartzo sub-arredondados
a sub-angulosos, semi-friável.
Depósitos residuais de leito de
canais.
ARFg-ag 25,6% Arenito fino a muito grosso, mal selecionado, sub-arredondado a sub-
anguloso, muito argiloso, semi-friável.
Migração de formas de leito quase
planas sob regime intermediário
superior
ARFg-cs 1,3% Arenito fino a muito grosso, mal selecionado, sub-arredondado, pouco
argiloso, levemente calcítico, com concreções silicosas, semi-friável.
Migração de formas de leito quase
planas sob regime intermediário
superior
ARFg-ma 1,9% Arenito fino a muito grosso, mal selecionado, sub-arredondado a sub-
anguloso, pouco argiloso, calcítico, maciço, compacto.
Rápida desaceleração de fluxos
gravitacionais sub-aquosos.
ARFg-xbcb 2,6% Arenito fino a muito grosso, mal selecionado, sub-arredondado a sub-
anguloso, argiloso, estratificação cruzada de baixo ângulo e concreções
carbonáticas, semi-friável
Migração de formas de leito quase
planas (transição entre regime de
fluxo inferior e superior)
ARM-xb 30,1% Arenito médio cinza claro, bem selecionado, sub-arredondado a sub-
anguloso, apresentando estratificações cruzadas de baixo ângulo, semi-
friável.
Migração de formas de leito quase
planas formadas pela agradação de
marcas onduladas eólicas.
ARM-cb 3,3% Arenito médio, bem selecionado, sub-arredondado, pouco argiloso, com
concreções carbonáticas, semi-friável.
Exposição ou flutuação do nível
freático na zona meteórica.
ARFG-ps 10,0% Paleossolo arenoso fino a grosso, mal selecionado, sub-arredondado,
argiloso, localmente mosqueado, com concreções milimétricas de calcrete e
silcrete, semi-friável
Baixa taxa de agradação sedimentar
e pedogênese silmultâneas.
46
4.2. Associação de Fácies
De acordo com a identificação das litofácies e seus padrões organizacionais em
associações de fácies, é possível a interpretação dos ambientes deposicionais. Foram
determinadas seis associações de fácies: planície fluvial, fluvial efêmero, eólico seco, eólico
úmido, fluvial entrelaçado perene de canal e de barras longitudinais.
4.2.1. Associação de Fácies Fluvial Entrelaçado Perene
Esta associação de fácies predomina nos testemunhos descritos (Figura 4.2),
perfazendo aproximadamente 57,56% do total. Possui limite superior com a associação de
fácies fluvial efêmero e constitui a base do intervalo testemunhado. Os depósitos de canais e
de barras longitudinais pertencem à fácies fluvial entrelaçado perene.
A associação de fácies fluvial perene de canal corresponde a 32,97% do percentual
total do testemunho descrito e é composta pelas fácies ARC-xb, predominantemente, e pela
fácies ARFg-ag. A fácies ARC-xb é representada por arenitos cinza amarelados
conglomeráticos com matriz muito grossa e arcabouço constituído por seixos de quartzo, mal
selecionados, com concreções silicosas (Foto 4.1), sub-arredondados, argilosos, levemente
calcítico, com estratificação cruzada de baixo ângulo, apresentando localmente manchas de
óleo castanho escuro (Foto 4.2). A fácies ARFg-ag é composta por arenito médio a muito
grosso, coloração amarela pálida, mal selecionados, com grãos de quartzo sub-arredondados
argiloso, apresentando localmente estrutura mosqueada (Foto 4.3). Esta estrutura mosqueada é
formada pelo preenchimento dos poros do arenito pela argila eodiagenética e logo após a
infiltração de fluido rico em cimento carbonático preenchendo os espaços vazios não
preenchidos pela argila.
47
Foto 4-1. Arenito conglomerático com seixos de quartzo e concreções silicosas.
48
Foto 4-2.Arenito conglomerático apresentando manchas de óleo castanho escura.
49
Foto 4-3. Arenito apresentando estrutura mosqueada.
A associação de fácies perene de barras longitudinais é composta pelas fácies ARM-xb
(predominantemente), ARFG-ps e ARM-cb. A fácies ARM-xb é representada por arenito
cinza, de granulometria média, bem selecionado, sub-arredondado, apresentando
estratificações cruzadas de baixo ângulo e localmente estratificação cruzada acanalada e
níveis calcíticos preenchendo micro-fraturas deformadas (Foto 4.4), semi-friável.
A fácies ARFG-ps é composta por paleossolo arenoso de fino a grosso, apresenta
coloração variando de vermelho acinzentado a amarelo e concreções centimétricas de calcrete
e silcrete (Foto 4.5). A fácies ARM-cb é composta por arenito médio, cinza amarelado, bem
selecionado, com concreções carbonáticas, argiloso, semi-friável.
50
Foto 4-4. Arenito apresentando níveis calcíticos preenchendo microfraturas.
51
Foto 4-5. Paleossolo arenoso com concreções centimétricas de calcrete e silcrete.
Rios entrelaçados possuem baixa sinuosidade, são amplos e rasos e
geomorfologicamente são de alta energia e de declividade mais acentuada, com variabilidade
no escoamento e onde o suprimento sedimentar é grande (Collinson, 1996).
Segundo Coleman (1969), a morfologia dos canais em sistema fluvial entrelaçados se
caracteriza pelas sucessivas bifurcações ou convergências do fluxo ao redor de barras e ilhas
internas (Figura 4.1). O produto final de sistemas fluviais entrelaçados mostra uma difusa rede
de canais amalgamados, multilaterais e multiepisódicos preenchidos, preferencialmente, por
sedimentos grossos, com pouca preservação de finos da planície de inundação fluvial e áreas
de overbanks.
52
Figura 4-1. Morfologia e elementos internos de canais fluviais entrelaçados (Coleman, 1969). O corte a-a' ressalta uma diminuição da largura no aprofundamento do canal principal. Na seção b-b' são evidenciadas inúmeras barras e ilhas internas ao canal principal, segmentando-o em fluxos secundários mais rasos.
As estruturas preservadas nos depósitos dessa unidade indicam o predomínio de
processos trativos junto ao leito dos rios. A estratificação cruzada de baixo ângulo reproduz a
migração de dunas no interior dos canais, por vezes associadas a condições estáveis de fluxo,
em períodos de incremento da descarga e maior aporte sedimentar.
A argilosidade dos arenitos, por vezes verificada nessa unidade, pode ser explicada
pela infiltração mecânica de argilas detríticas através de processos gravitacionais logo após a
deposição. Neste caso, a sua percolação é facilitada pela granulometria dos arenitos, que
apresentam poros mais significativos. Segundo estudos petrológicos realizados por diversos
autores nos reservatórios da Formação Sergi, a infiltração de argilas constitui o evento
diagenético de maior impacto nas suas qualidades permo-porosas (NETTO et al., 1982; DE
ROS, 1985; PINHO, 1987; RODRIGUES, 1990; todos apud OLIVEIRA, 2005).
Sugerem, ainda, um comportamento cíclico com variações na descarga e/ou na
velocidade do fluxo. A continuidade constatada da organização interna e a ausência de feições
que indicam exposições subaéreas prolongadas (paleossolo, retrabalhamento eólico, etc.)
revelam que os canais estavam submetidos à presença regular de água. Portanto, diante dos
argumentos apresentados, pode ser inferido um ambiente fluvial entrelaçado perene.
A presença de concreções carbonáticas permite sugerir avulsões ou extravasamento do
fluxo contido nos canais, com competência para erodir os sedimentos acumulados nas áreas
externas aos canais (planície fluvial). Por serem frágeis ou reativos à dissolução, é previsível
que o transporte destas concreções deu-se a curtas distâncias.
53
4.2.3. Associação de Fácies Planície Fluvial
A esta associação de fácies de planície fluvial estão relacionadas as litofácies ARFG-
ps e ARF-xbcb São representadas por paleossolo arenoso verde amarelado, de granulometria
variando de fino a grosso e arenitos finos. Apresentam localmente concreções centimétricas
de calcrete e silcrete e alguns pontos manchas de óleo castanho escuro (Foto 4.6), maciço.
Os pacotes desta associação de fácies compreendem a 10,93% do testemunho,
apresenta espessura de 1,7m e intercalam-se com arenitos de granulometria média, bem
selecionados, semi-friáveis.
Foto 4-6. Paleossolo arenoso apresentando calcrete e silcrete e localmente manchas de óleo castanho escuro.
54
Interpretação
Os sedimentos descritos encontram-se delimitando as sequências de deposição de
sedimentos, Sequência II e III, como pode ser observado na figura 4.2. Corresponde a um
hiato de tempo com muito baixa taxa de deposição de sedimentos proporcionando a formação
do paleossolo arenoso.
A formação de paleossolos demanda muito tempo, na ordem de milhares de anos
(MIDDLETON & BLAKEY, 1983; WRIGHT & TUCKER, 1991; apud OLIVEIRA, 2005).
O seu desenvolvimento é favorecido em áreas alcançadas por fluxos enfraquecidos em
posição distal ou topograficamente mais elevado que os canais. As concreções calcíferas
verificadas podem ser resultantes de exposições ou subida do nível do lençol freático.
4.2.4. Associação de Fácies Fluvial Efêmero
Esta associação de fácies compreende as litofácies ARFg-ma, ARM-xb, ARC, ARFg-
ag, ARFg-cs e ARFG-ps. Estes depósitos representam aproximadamente 12,32% das rochas
observadas.
Os arenitos maciços, ARFg-ma, ocorrem apenas no topo do testemunho descrito,
possuem granulometria variando de fina a grossa, apresentando granodecrescência
ascendente. São mal selecionados, argilosos, com grão de quartzo e feldspatos sub-
arredondados. Observa-se presença de concreções carbonáticas e cimentação calcítica.
A litofácies ARM-xb é representada por arenitos com estratificação cruzada de baixo
ângulo. Ocorrem com maior frequência nas profundidades iniciais do poço, intercalado com
os arenitos bem selecionados do sistema eólico. Apresentam tons acastanhado devido à
presença de óleo.
A litofácies ARC é representada por arenitos conglomeráticos com intraclastos de
argila cinza amarelado, mal selecionado, muito argiloso, pouco calcítico, localmente
manchado de óleo (Foto 4.7).
Ao longo dos testemunhos descritos, observa-se a litofácies ARFg-cs onde é comum a
presença de concreções carbonáticas e silicosas variados tamanhos (milimétricos a
centimétricos) e formação de níveis de paleossolo incipiente representado pela litofácies
ARFG-ps composta por grãos de areia, com concreções de silcrete, argiloso, apresentando
bioturbações (Foto 4.8).
55
Foto 4-7. Arenito conglomerático com clastos de argila e manchado de óleo.
56
Foto 4-8. Paleossolo arenoso com concreções carbonáticas.e níveis de calcrete
Interpretação
Segundo Picard & High (1973 apud OLIVEIRA, 2005), correntes fluviais efêmeras
têm origem associada a rápidas chuvas torrenciais que se notabilizam pela alternância de
breves períodos de atividade plena com prolongados intervalos áridos que provocam o
esgotamento do fluxo superficial. Esses sistemas tendem a ter uma disponibilidade sedimentar
alta e grande poder de transporte.
As estratificações cruzadas de baixo ângulo na maioria das vezes são formados em
cursos d’água rasos em regime de fluxo intermediário a superior. Essa organização interna
está associada à migração de dunas subaquosas com relevo muito baixo (levemente
inclinadas), sendo muito comuns em fluxos fluviais efêmeros.
57
Os arenitos maciços estão associados à rápida desaceleração de um fluxo sub-aquoso
concentrado e turbulento devido à instabilidade gravitacional. Os arenitos argilosos estão
associados ao assentamento de partículas nos estágios finais das cheias.
Os arenitos conglomeráticos podem estar relacionados a intensidade das torrentes
episódicas que mobiliza sedimentos grossos.
4.2.1. Associação de Fácies Eólico Seco
Os sedimentos da associação de fácies eólico seco estão localizados no topo do
intervalo testemunhado perfazendo aproximadamente 5,49% do intervalo total. Composto
pela litofácies ARM-xb, representadas por arenitos de coloração acastanhada, médios, bem
selecionados, sub-arredondados a arredondados, argilosos. Localmente observam-se
estratificações cruzadas de baixo ângulo com lâminas de estruturas tipo pin-stripe (Foto 4.9).
A partir de 0,3m do topo do testemunho 2 (Foto 4.10), o arenito encontra-se saturado em óleo
castanho escuro, apresentando corte imediato aureolar e não foi observada fluorescência,
provavelmente pelo tempo que se passou desde que o poço foi testemunhado.
Interpretação
Reconhecer estruturas em testemunhos é uma tarefa dificultada devido ao pequeno
diâmetro da seção amostrada, em torno de 10 cm. Os sedimentos descritos posicionam-se no
topo da Formação Sergi. A feição pin-stripe (risca de agulha) é gerada pelo cavalgamento em
ângulo subcrítico, sub-aéreo, de pequenas ripples inversamente gradadas, em cujas cristas há
excesso de areia fina a média e nas suas calhas encontram-se os sedimentos de granulometria
menor (silte e areia muito fina. A estratificação cruzada de baixo ângulo está associada ao
registro de depósitos de lençóis de areias eólicos. Formam-se pela migração e cavalgamento
de marcas onduladas transladantes sub-críticas e pelo mecanismo de saltação e rastejamento
de grãos sobre a superfície deposicional quase plana (NETTO et al., 1982; DE ROS, 1985;
PINHO, 1987; RODRIGUES, 1990; todos apud OLIVEIRA, 2005).
58
Foto 4-9. Arenito saturado em óleo com estratificação cruzada de baixo ângulo com laminação pin-stripe.
59
Foto 4-10. Testemunho 2 - Arenito saturado em óleo castanho escuro.
60
4.2.2. Associações de Fácies Eólico Úmido
A associação de fácies eólico úmido ocorre em 13,71% do intervalo total descrito, e
constituída essencialmente pela litofácies ARM-xb, composta por arenito médio, marrom
escuro, bem selecionado, com grãos de quartzo e feldspato sub-arredondados a arredondados,
argiloso e saturado de óleo castanho escuro com corte imediato aureolar. Apresenta
estratificações cruzadas de baixo ângulo localmente com lâminas de estruturas tipo grain-flow
e estruturas de biotubação (Foto 4.11).
Foto 4-11. Arenito apresentando estratificações cruzadas e estrutura de bioturbação.
61
Interpretação
Esta litofácies foi identificada como eólica devido à algumas características básicas,
tipo: boa seleção, arredondamento, ausência de intraclastos. A estratificação cruzada de baixo
ângulo é gerada pela migração e cavalgamento de marcas onduladas transladantes e pelo
mecanismo de saltação e rastejamento de grãos sobre uma superfície deposicional quase
nivelada, sub-aérea.
A estrutura de grain-flow, observada no testemunho descrito têm gênese associada aos
processos gravitacionais que ocorrem na face de escorregamento de dunas eólicas, os
sedimentos mais pesados (mais grossos) transportados tendem a se concentrarem por saltação
na crista e na parte superior mais íngreme da porção frontal da duna (KOCUREK &
HAVHOLM, 1993).
4.3. Sequências Deposicionais
O testemunho selecionado para este estudo apresenta intervalos sem material
recuperado ou extraviado, o que dificultou um pouco a continuidade da descrição. Foi feita
relação entre os atributos encontrados e o conhecimento atual sobre a Formação Sergi.
A partir das características composicionais, texturais, estruturais e das associações de
fácies interpretadas nos testemunhos do poço em estudo, foram identificadas duas das três
sequências da Formação Sergi, conforme os trabalhos de Scherer et al. (2005, 2007) e de
Oliveira (2005). A sequência II foi identificada em 63% e a sequência III em 37% do
intervalo total descrito, como observado na Figura 4.2, representando o resultado obtido no
programa ANASETE.
A sequência II é marcada, principalmente, por ter granulometria mal selecionada,
variando de fina a conglomerática e organização interna dos estratos e o contato com a
unidade superior é discordante. Ocorre na base do intervalo descrito e perfaz 30,2m do
intervalo total. Esta unidade é constituída pela associação de fácies fluvial entrelaçado perene
de barras longitudinais, fluvial perene de canal e planície fluvial.
A sequência III ocorre na porção superior do intervalo analisado ocupando a espessura
de 17,8m da Formação Sergi. É constituída pela associação de eólico seco, eólico úmido e
fácies fluvial efêmero. É representada por arenitos bem selecionados com estratificações
cruzadas de baixo ângulo.
62
Figura 4-2. Anasete mostrando análise sedimentológica do poço em estudo no campo de Dom João.
LEGENDA – AMBIENTES DEPOSICIONAIS
Fluvial Perene Entrelaçado de Canal
Fluvial Perene Entrelaçado de Barras Longitudinais Fluvial Efêmero
Planície Fluvial Eólico Úmido
Eólico Seco
63
CAPÍTULO 5 - CONCLUSÕES
A Formação Sergi é composta, essencialmente, por arenitos com características
variadas, desde finos e argilosos a muito grossos e conglomeráticos, mal selecionados.
Com base em estudos realizados, foram observadas nove litofácies que, quando
relacionadas geneticamente, nos indicam a presença de seis associações de fácies, a saber:
eólico seco, eólico úmido, fluvial efêmero, planície fluvial de fluvial entrelaçado perene,
fluvial entrelaçado perene de barras longitudinais e fluvial entrelaçado perene de canal.
Foram identificadas, nos testemunhos, duas sequências deposicionais na Formação
Sergi, as Sequências II e III. A Sequência II é bem evidenciada pelos arenitos com
granulometria mais grossa e ocupa a maior parte do testemunho, indo até a base do mesmo. É
representada pelos depósitos fluviais perene entrelaçados e planície fluvial. A sequência III
ocorre no topo do intervalo descrito e é composta por depósitos fluviais efêmeros e eólicos
úmido e seco. Observa-se um nível de paleossolo que marca a discordância entre as duas
sequências.
A disposição das sequências foi controlada pela história climática durante o período de
deposição e na relação entre as taxas de geração de espaço de acomodação e de suprimento
sedimentar. A sequência II corresponde à condições perenes mais úmidas e sem grandes
flutuações na descarga. A sequência III corresponde à sistemas deposicionais eólicos,
característicos de ambientes semi-áridos a hiper-áridos.
Observa-se que a Formação Sergi, apresenta alguns intervalos com boas características
permo-porosas, principalmente no intervalo de sistema deposicional eólico, enfatizando o seu
potencial de reservatório.
Foi possível, através do programa ANASETE, fazer a correlação rocha-perfil do poço
estudado.
REFERÊNCIAS
BROWN, L. P.; FISHER, W. L. Ancient Fluvial/Delta Systems in the Exploration and
Production of Oil, Gas and other Mineral Resources. Austin, Texas: [s.n.], 1976. 161p.
CAIXETA, J. M.; BUENO, J. V.; MAGNAVITA, L. P.; FEIJÓ, F. J. Bacias do Recôncavo, Tucano
e Jatobá. Boletim de Geociências da Petrobras, Rio de Janeiro, v. 8, n. 1, p.163-172,
jan./mar. 1994.
COLEMAN, J. M. Brahmaputra River: channel processes and sedimentation. Sedimentary
Geology, Amsterdam, v. 3, p. 129-239, 1969.
ETCHEBEHERE, M. L.; SAAD, A. R. Fácies e associações de fácies em depósitos
Neoquaternários de terraço na Bacia Rio do Peixe, região ocidental paulista. Revista de
Geociências – UNESP, São Paulo, v. 22, n. 1, p. 5-16, 2003. Disponível em:
<http://drifte.rc.unesp.br/revistageociencias/22_1/1.PDF>. Acesso: 26 mar. 2012.
GHIGNONE, J. I. Geologia dos Sedimentos Fanerozoicos do Estado da Bahia. In: INDA, H. A. V.
(Org.). Geologia e Recursos Minerais do Estado da Bahia – textos básicos. v.1. Salvador:
Governo do Estado da Bahia, Secretaria das Minas e Energia, Coordenação da Produção
Mineral, 1979. p. 23-117.
GIANNINI, P. C. F.; ASSINE, M. L.; SAWAKUCHI, A. O. Ambientes Eólicos. In: PEDREIRA, A.
J. C. L.; ARAGÃO, M. A. N. F.; MAGALHÃES, A. J. C (Orgs.). Ambientes de
Sedimentação Siliciclástica do Brasil. São Paulo: Beca-BALL Edições, 2008. p. 73-101.
KOCUREK, G.; HAVHOLM, K. G. Eolian Sequence Stratigraphy – a conceptual framework. In:
WEIMER, P.; POSAMENTIER, H. (Eds.). Siliciclast Sequence Stratigraphy – recent
developments and applications. Tulsa, USA, American Association of Petroleum Geologists
Bulletin (AAPG), v. 58, 1993. p. 393-409.
LANCASTER, N. Aeolian erosion, transport and deposition. In: SELLEY, R. C.; ROBIN, L.;
COCKS, M.; PLIMER, I. R. (Eds.). Encyclopedia of Geology. Oxford: Elsevier, 2005. p.
612-627
MAGNAVITA, L. P.; SILVA, R. R.; SANCHES, C. P. Roteiros geológicos: Guia de Campo da
Bacia do Recôncavo, NE do Brasil. Boletim de Geociências da Petrobras – bacias rifte, Rio
de Janeiro, v. 13, n. 2, p.301-334, maio/nov. 2005.
MIALL, A. D. The geology of fluvial deposits: sedimentary facies, basin analysis and petroleum
geology. 4 ed. New York: Springer – Verlag, 1996. 582 p
MILHOMEM, P. S.; MAMAN, E. J.; OLIVEIRA, F. M.; CARVALHO, M. S. S.; SOUZA-LIMA,
W. Bacia do Recôncavo. Bacias Sedimentares Brasileiras. Fundação Paleontológica
Phoenix, [s.l.], ano 5, n 51, mar. 2003. Disponível em:
<http://www.phoenix.org.br/Phoenix51_Mar03.html>. Acesso em: 22 mar. 2012.
MOHRIAK, W. U. Bacias sedimentares da margem continental brasileira. In: BIZZI, L. A;
SCHOBBENHAUS, C.; VIDOTTI, R. M.; GONÇALVES, J. H. (Eds.). Geologia, Tectônica
e Recursos Minerais do Brasil: textos, mapas & SIG. Brasília: CPRM – Serviço Geológico
do Brasil , 2003. cap. 3, p. 87-94.
MORAES, M. A. S.; GABAGLIA, G. P. R. Arenitos Eólicos Intercalados em Sequências Fluviais:
critérios para o reconhecimento. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 34, 1986, Goiânia,
Goiás. Anais...Goiânia: [s.n.], 1986, p. 246-261.
NORTH, C. P.; TAYLOR, K. S. Ephemeral-Fluvial Deposits: integrated outcrop and simulation
studies reveal complexity. American Association of Petroleum Geologists Bulletin
(AAPG), [s.l.], v. 80, n. 6, p. 811-830, jun. 1996.
OLIVEIRA, F. M. Análise estratigráfica da Formação Sergi, Campo de Fazenda Bálsamo,
Bacia do Recôncavo, Bahia. 2005. 192p. Dissertação (mestrado) - Instituto de Geociências,
Universidade Federal do Rio Grande do Sul (UFRGS), Porto Alegre, 2005.
PEDREIRA, A. J.; LOPES, R. C.; VASCONCELOS, A. M.; BAHIA, R. B. C. Bacias sedimentares
paleozoicas e meso-cenozoicas interiores. In: BIZZI, L. A; SCHOBBENHAUS, C.;
VIDOTTI, R. M.; GONÇALVES, J. H. (Eds.). Geologia, Tectônica e Recursos Minerais do
Brasil: textos, mapas & SIG. Brasília: CPRM – Serviço Geológico do Brasil , 2003. cap. 2,
p. 55-85.
RICCOMINI, C; COIMBRA, A.M. Sedimentação em rios entrelaçados e anastomosados. Boletim IG-
USP: São Paulo, v. 6, p. 1-44, 1993.
SANTOS, N. L. Estudo dos sentidos de fluxos gravitacionais da Formação Maracangalha
(Eocretácio), Bom Despacho, NNE da Ilha de Itaparica, Bahia, Brasil. 2011. 72p.
Monografia (graduação) - Instituto de Geociências – Universidade Federal da Bahia (UFBA),
Salvador, 2011.
SCHERER, C. M. S. Sedimentologia e Estratigrafia de Sistemas Fluviais e Eólicos. 2004. 130p.
Apostila - Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul (UFRGS),
Porto Alegre, 2004.
SCHERER, C. M. S.; LAVINA, E. L. C.; FILHO, D. C. D.; OLIVEIRA, F. M.; BONGIOLO, D. E.;
AGUIAR, E. D. Evolução estratigráfica da sucessão flúvio-eólica-lacustre da Formação Sergi,
Bacia do Recôncavo, Brazil. In: Congresso Brasileiro de P&D em Petróleo e Gás, 3, 2005,
Salvador. Anais...Salvador: [s.n.], 2005. 5p.
SCHERER, C. M. S. Ambientes Fluviais. In: PEDREIRA, A. J. C. L.; ARAGÃO, M. A. N. F.;
MAGALHÃES, A. J. C (Orgs.). Ambientes de Sedimentação Siliciclástica do Brasil. São
Paulo: Beca-BALL Edições, 2008. p. 103-130.
SHANLEY, K. W.; McCABE, P. L. Perspectives on the Sequence Stratigraphy of Continental
Strata. American Association of Petroleum Geologists Bulletin (AAPG), [s.l.], v. 78, n. 4,
p. 544-568, abr. 1994.
SILVA, O. B.; CAIXETA, J. M.; MILHOMEM, P. S.; KOSIN, M. D. Bacia do Recôncavo. Boletim
de Geociências da Petrobras – cartas estratigráficas, Rio de Janeiro, v. 15, n. 2, p. 423-
431, maio/nov. 2007.
SILVA, L. S. Análise Sedimentológica e Petrológica da Formação Sergi Próximo da Falha de
Maragogipe em São Roque do Paraguaçu, Bacia do Recôncavo – BA. 2009. 99p. Monografia
(graduação) - Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia (UFBA) Salvador,
2009.
ANEXO – Análise Sequencial de Testemunhos (Anasete) do poço do Campo de
Dom João
LEGENDA – AMBIENTES DEPOSICIONAIS
Fluvial Efêmero Planície Fluvial
Eólico Úmido
Eólico Seco
LEGENDA – AMBIENTES DEPOSICIONAIS
Fluvial Perene Entrelaçado de Canal
Fluvial Perene Entrelaçado de Barras Longitudinais Fluvial Efêmero Planície Fluvial
LEGENDA – AMBIENTES DEPOSICIONAIS
Fluvial Perene Entrelaçado de Canal
Fluvial Perene Entrelaçado de Barras Longitudinais Planície Fluvial
LEGENDA – AMBIENTES DEPOSICIONAIS
Fluvial Perene Entrelaçado de Canal
Fluvial Perene Entrelaçado de Barras Longitudinais
