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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA E PETROLÓGICA DA FORMAÇÃO SERGI PRÓXIMO DA FALHA DE
MARAGOGIPE EM SÃO ROQUE DO PARAGUAÇU, BACIA DO RECÔNCAVO- BA.
Salvador
2009
LEIDIANE SAMPAIO E SILVA
ii
LEIDIANE SAMPAIO E SILVA
“ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA E PETROLÓGICA DA
FORMAÇÃO SERGI PRÓXIMO DA FALHA DE MARAGOGIPE EM
SÃO ROQUE DO PARAGUAÇU, BACIA DO RECÔNCAVO- BA”
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 Co-orientador: Prof. Dr. Cícero da Paixão Pereira
Salvador 2009
iii
LEIDIANE SAMPAIO E SILVA
Salvador
2009
ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA E PETROLÓGICA DA FORMAÇÃO SERGI PRÓXIMO DA FALHA DE MARAGOGIPE EM
SÃO ROQUE DO PARAGUAÇU, BACIA DO RECÔNCAVO- BA
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel
em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
________________________________________________________________ 1º Examinador - Prof° Dr. Carlson de Matos Maia Leite-Orientador Instituto de Geociências, UFBA / Petrobrás ________________________________________________________________
2º Examinador – Prof° Dr. Cícero da Paixão Pereira – Co-orientador, UFBA/ANP ________________________________________________________________
3º Examinador – Msc. Antônio Jorge Magalhães, Petrobrás
________________________________________________________________
4º Examinador - Geol. Paulo da Silva Milhomem , Petrobrás
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AGRADECIMENTOS
Ao final desta tão trabalhosa caminhada, tenho muito a agradecer.
Agradeço a todos aqueles que de inúmeras formas contribuíram para o
desenvolvimento deste trabalho.
Sou grata ao meu Deus Jeová, por ter sempre me dado forças além do
normal para perseguir os meus objetivos. Aos meus pais e minha família, muito
obrigada pelo apoio, pelo amor, compreensão, tudo que consegui é graças a vocês.
Agradeço aos meus mestres que tanto agregaram ao meu conhecimento
científico. Dentre estes destaco os professores Félix, Flávio Sampaio e Ângela, os
quais fizeram mais que seus papéis de mestres, foram verdadeiros amigos.
Ao professor Cícero Paixão agradeço por ter confiado a mim a missão de
compor este trabalho e por não ter me permitido desistir. Ao meu querido orientador
Carlson Leite, agradeço não só por ter ampliado minha visão geológica, mas por ter me
ensinado que a disciplina é tão importante quanto o conhecimento, sem disciplina e
organização o conhecimento é perdido, lembrarei disso.
Muitos profissionais contribuíram para a elaboração deste trabalho e tenho
muito a agradecer a estes, Paulo Milhomem, Rodrigo Freitas (Rodrigão), Ronaldo
(Ronaldinho) e em especial a Flávio Oliveira, Flávio obrigada por ter me ensinado tanto
em tão pouco tempo. Ao professor De Ros agradeço pela contribuição fundamental na
classificação dos eventos diagenéticos descritos nesse trabalho.
Durante meus 5 anos de graduação tive a honra de estar ao lado de colegas
que foram verdadeiros amigos. Agradeço a todos estes que convivi e aprendi: Tati
Moreno, Joel Nazário, Cleison Santos, Henrique Balogh, Maria Sales (Mary), Ana
Marciel, Thiene (Tica), Adelino (Deco), Jofre Borges (Jofrito), principalmente a Ana
Luíza e Cleison Santos. Aninha, obrigada por ter me deixado compartilhar tantas horas
boas e ruins com você. Cleiton, meu amigo, mais que amigo, um irmão, a quem eu
amo demais, para onde quer que a geologia me leve, seremos sempre amigos.
Agradeço a uma pessoa que entrou na minha vida no final dessa jornada, mas
que foi tão importante para a conclusão dela que ocupada todo este parágrafo. André,
obrigada por ser meu auxiliar de campo, amigo, irmão, meu namorado. Saiba que meu
amor por você é como o nosso Universo, infinito e em expansão.
vi
“Digno és, Jeová, sim, nosso Deus, de receber a glória, e a honra, e o poder, porque criastes todas as coisas e porque elas existiram e foram criadas por tua vontade.”
Revelação 4:11
vii
RESUMO
Este trabalho tem por objetivo a caracterização sedimentológica e petrológica
da Formação Sergi na borda oeste da Bacia do Recôncavo, avaliando os impactos dos
ambientes deposicionais, das condições diagenéticas e da tectônica rúptil sobre a
qualidade dos reservatórios constituídos pelos arenitos dessa formação. Foram
determinados os paleoambientes deposicionais da Formação Sergi na área de estudo,
com a utilização dos critérios que definem conceitos de fácies, litofácies e associação
de fácies, identificando as características litológicas e estruturas sedimentares. A área
estudada foi associada à seqüência I da Formação Sergi, caracterizada por depósitos
fluviais efêmeros associados a depósitos eólicos de frente de dunas e de interdunas. A
identificação dos eventos diagenéticos, aos quais os litotipos estudados foram
submetidos permitiu interpretar as diferentes condições de soterramento dos
reservatórios, que variaram desde a eodiagênese até a mesodiagênese profunda.
Estudos preliminares de proveniência, baseados somente na composição mineralógica,
concluíram que a principal fonte dos sedimentos locais estaria no Cráton do São
Francisco, posicionado a oeste da área estudada. A tectônica rúptil local, que foi
associada à fase rifte da Bacia do Recôncavo, promoveu o desenvolvimento de bandas
de cisalhamento e mobilização da sílica que cimentou os poros e substituiu os minerais
do arcabouço e da pseudomatriz dos reservatórios. No seu conjunto, os eventos
diagenéticos e a tectônica rúptil impressos nos reservatórios locais impactaram
diretamente na baixa qualidade dos mesmos.
Palavras-chave: Formação Sergi. Sedimentologia. Petrografia. Diagênese. Tectônica,
Reservatório.
viii
ABSTRACT
The aim of this monograph is to characterize the stratigraphy and the
petrography of the Sergi Formation in an outcrop that is located in the western border of
the Recôncavo Basin. In addition, the main impacts caused by the environmental
deposition processes, the diagenetic conditions and the fragile deformation processes
in the local reservoir quality. We used the criteria’s of facies, lithofacies and facies
association studies by means of sedimentary structures and macroscopic-microscopic
features of the rocks in order to characterize the paleo-environmental conditions. This
methodology allowed defining ephemeral fluvial and interdune-dune lee slope facies
associations for the local sandstones. These facies associations are correlated to the
Sequence I of the Sergi Formation that is defined in the literature. The petrography
studies show that diagenetic events varied from eodiagenesis to deep mesodiagenesis.
Preliminary provenance studies based from mineral compositions suggest that São
Francisco Craton located to the west would be the main source for the sedimentation.
The fragile deformation that is associated to the rift stage evolution of the Recôncavo
Basin is the main factor for the shear band feature developments and silica mobilization
that cemented the pores and substituted the minerals from pseudomatrix and
framework rock. As the conclusion, the diagenetic and tectonic processes were the
main factors for the local reservoir poor quality.
KeyWords: Sergi Formation, Stratigraphy , Petrography, Diagenetic, Reservoir.
ix
SÚMÁRIO
LISTA DE FIGURAS ....................................................................................................................... XII
LISTA DE TABELAS ....................................................................................................................... XII
1. APRESENTAÇÃO .................................................................................................................... 14
1.1 INTRODUÇÃO .................................................................................................................... 14
1.2 OBJETIVO ......................................................................................................................... 15
1.3 METODOLOGIA ................................................................................................................ 15
1.4 ÁREA DE LOCIALIZAÇÃO .................................................................................................... 18
2. PRINCÍPIOS DA SEDIMENTAÇÃO FLUVIAL E EÓLICA ................................................................. 19
2.1 AMBIENTE FLUVIAL .......................................................................................................... 20
2.1.1 Padrões de Canais Fluviais ......................................................................................... 20
2.1.1.1 Canais Retilíneos – Straight Channels ..................................................................... 21
2.1.1.2 Canais Entrelaçados – Braided Channels ................................................................ 22
2.1.1.3 Canais Meandrante – Meandering Channel .......................................................... 23
2.1.1.4 Canais Anastomasados ........................................................................................... 23
2.1.2 Mecanismos Controladores da Morfologia dos Canais Fluviais .................................... 23
2.1.3 Processos de Transporte Fluvial .................................................................................... 24
2.1.3.1 Carga de Fundo – Bedload ....................................................................................... 24
2.1.3.2 Carga em Suspensão – Suspendent load .................................................................. 24
2.1.3.3 Fluxo de Detritos Subaquoso– Debris Flow .............................................................. 24
2.1.4 Os Sistemas Fluviais no Registro Geológico ................................................................... 25
2.1.4.1 Fácies ...................................................................................................................... 25
2.2 AMBIENTE EÓLICO ............................................................................................................ 27
2.2.1 Processos de Transporte Eólico .................................................................................... 27
2.2.1.1 Saltação – Saltasion ................................................................................................. 28
2.2.1.2 Rastejamento Superficial - Surface Creep ................................................................ 28
2.2.1.3 Suspensão – Suspended ........................................................................................... 29
2.2.2 Processos de Deposição ................................................................................................ 29
2.2.2.1 Queda Livre de Grãos - Grain Fall ............................................................................. 30
2.2.2.2 Avalanche ................................................................................................................ 30
2.2.2.3 Migração e Cavalgamento ........................................................................................ 30
2.2.3 Estruturas Sedimentares das Dunas Eólicas .................................................................. 31
x
3 A BACIA DO RECÔNCAVO ................................................................................................... 32
3.1 ESTRATIGRAFIA ................................................................................................................ 33
3.1.1 Embasamento .............................................................................................................. 35
3.1.2 Supersequência Paleozóica .......................................................................................... 35
3.1.2.1 Formação Afligidos .................................................................................................. 35
3.1.3 Supersequência Pré-Rifte ............................................................................................. 36
3.1.3.1 Grupo Brotas ........................................................................................................... 36
3.1.3.2 Grupo Santo Amaro ................................................................................................... 37
3.1.4 Supersequência Rifte ................................................................................................... 37
3.1.4.1 Grupo Ilhas .............................................................................................................. 38
3.1.4.2 Grupo Massacará .................................................................................................... 39
3.1.4.3 Formação Salvador .................................................................................................. 39
3.1.5 Supersequência Pós-Rifte ............................................................................................. 40
3.1.5.1 Formação Marizal .................................................................................................... 40
3.1.5.2 Formação Sabiá ........................................................................................................ 40
3.1.5.3 Formação Barreiras .................................................................................................. 40
3.2 EVOLUÇÃO TECTONO-SEDMENTAR .................................................................................. 41
3.2.1 Fase de Sinéclise ........................................................................................................... 41
3.2.2 Fase Pré-Rifte ................................................................................................................ 42
3.2.3 Fase Rifte ...................................................................................................................... 43
3.2.4 Fase Pós-Rifte ................................................................................................................ 44
3.3 ARCABOUÇO ESTRUTURAL ............................................................................................... 46
3.4 A FORMAÇÃO SERGI ......................................................................................................... 48
3.4.1 Sedimentação da Formação Sergi ................................................................................. 48
3.4.2 Associação de Fácies e Estratigrafia de Seqüências dos Arenitos Sergi .......................... 49
4 CARACTERIZAÇÃO FACIOLÓGICA E ESTRUTURAL DO AFLORAMENTO DE ESTUDO ...................... 50
4.1 DESCRIÇÃO GERAL DO AFLORAMENTO ................................................................................ 50
4.2 FÁCIES – CONSIDERAÇÕES PRELIMINARES ........................................................................... 52
4.2.1 Denominação de Fácies Sedimentares .......................................................................... 53
4.3 FÁCIES E ASSOCIAÇÕES DE FÁCIES DA FORMAÇÃO SERGI NA ÁREA DE ESTUDO ................... 54
4.3.1 Associação de Fácies de Frente de Duna Eólica-FD ...................................................... 56
4.3.2 Associação de Fácies de Interduna – FID ...................................................................... 58
4.3.3 Interpretação do Ambiente Eólico ............................................................................... 58
xi
4.3.4 Associação de Fácies Fluvial Efêmero – FE .................................................................... 63
4.3.5 Interpretação do Ambiente Fluvial Efêmero ................................................................ 66
4.4 CARACTERIZAÇÃO ESTRUTURAL DO AFLORAMENTO ........................................................ 67
5 PETROLOGIA SEDIMENTAR ................................................................................................. 70
5.1 PETROGRAFIA E DIAGÊNESE – CONSIDERAÇÕES PRELIMINARES ....................................... 70
5.2 TEXTURA E COMPOSIÇÃO DAS LITOFÁCIES ESTUDADAS ..................................................... 73
5.2.1 Associação de Fácies Fluvial Efêmero – FE ...................................................................... 73
5.2.1.1 Aspectos Texturais ................................................................................................... 73
5.2.1.2 Composição e Classificação Litológica ...................................................................... 74
5.2.2 Associação de Fácies Eólica Frente de Duna – FD ......................................................... 75
5.2.2.1 Aspectos Texturais ................................................................................................... 75
5.2.2.2 Composição e Classificação Litológica ...................................................................... 76
5.3 DIAGÊNESE DAS ASSOCIAÇÕES DE FÁCIES EÓLICA E FLUVIAL .......................................... .... 79
5.3.1 Eventos Diagenéticos ................................................................................................... 79
5.3.2 Caracterização dos Estágios Diagenéticos dos Litotipos Estudados ............................... 87
5.4 PROVENIÊNCIA DOS LITOTIPOS ESTUDADOS ......................................................................... 89
5.5 MICROESTRUTURAS ............................................................................................................ .. 90
6 CONCLUSÕES ...................................................................................................................... ...... 91
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ....................................................................................................... 94
ANEXO ..................................................................................................................................... ...... 99
xii
LISTA DE TABELAS
Tabela 01 - Quadro com os códigos para a denominação de fácies ............................................... 17
Tabela 02 - Classificação dos ambientes sedimentares ................................................................ 20
Tabela 03 - Classificação das litofácies fluviais ............................................................................. 27
Tabela 04 - Descrição das litofácies e interpretação da associação de fácies ................................ 56
Tabela 05 - Principais fases diagenéticas ...................................................................................... 56
LISTA DE FIGURAS
Figura 01 - Mapa de localização da área de estudo ....................................................................... 19
Figura 02 - Padrões de canais fluviais ............................................................................................ 22
Figura 03 - Processos de transporte eólico ................................................................................... 28
Figura 04 - Processos de deposição eólica .................................................................................... 30
Figura 05 - Estruturas sedimentares eólicas ................................................................................. 32
Figura 06 - Localização da Bacia do Recôncavo ............................................................................ 33
Figura 07 - Carta Estratigráfica da Bacia do Recôncavo ................................................................ 35
Figura 08 - Distribuição das rochas sedimentares ........................................................................ 43
Figura 09 - Paleogeografia pré-rifte da Bacia do Recôncavo ......................................................... 44
Figura 10 - Paleogeografia sin-rifte da Bacia do Recôncavo .......................................................... 45
Figura 11 - Limites e arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo ............................................... 48
Figura 12 – Principais Fácies da Formação Sergi ........................................................................... 50
Figura 13 – Composição fotográfica do afloramento ..................................................................... 52
Figura 14 – Estratos de ripples eólicos caracterizado pela milimétrica laminação pin stripe .......... 57
Figura 15 – Arenito da associação de fácies eólica ...................................................................... 58
Figura 16 – Estratos exibindo fluxo de grãos e queda de grãos .................................................... 58
Figura 17 – A: Estratos de interduna. B: Estratos com micro ondulações que sugerem ripples de
adesão (adhesion ripples). ............................................................................................................ 59
Figura 18 – Esquema mostrando as estruturas em cortes de uma duna. ....................................... 60
Figura 19 – Esquema mostrando o desenvolvimento de marcas onduladas eólicas . ..................... 61
Figura 20 – Perfil 02 do afloramento 1. . ...................................................................................... 63
Figura 21 – Seqüência de intercalações entre arenito e lamito da associação de fácies Fluvial
Efêmero . .................................................................................................................................... 64
Figura 22 – A: Litofácies heterolítica. B: Contato entre arenito muito fino e arenito
Conglomerático. . ........................................................................................................................ 64
xiii
Figura 23 – Intervalo de 3,7m de silcrete ..................................................................................... 65
Figura 24 – Perfil 4 levantado no afloramento 2 mostrando a associação de fácies fluvial Efêmero. 67
Figura 25 – Campo de dunas no deserto da Namíbia ...................................................................... 67
Figura 26 – Falha Normal 1, de direção N 300/ 52 NE; falha normal 2, de direção N 310/52 NE ....... 68
Figura 27 – A Desenvolvimento de bandas de cisalhamento ......................................................... 69
Figura 28 – Rosácea representando um total de medidas de falhas no afloramento estudado ....... 69
Figura 29 – Perfil composto com a localização das amostras coletadas para laminação ................... 72
Figura 30 – Diagrama de Folk (1974) ............................................................................................ 75
Figura 31 – Fotomicrografia da lâmina LS-4 (ARF-xi) ..................................................................... 77
Figura 32 – Diagrama de Folk (1974) com círculo mostrando a classificação das litofácies da associação
de fácies FE. ................................................................................................................................ 78
Figura 33 – Fotomicrografias de minerais acessórios encontrados na associação de fácies eólica .... 79
Figura 34 – Fotomicrografia da Lâmina LS-01 ............................................................................... 80
Figura 35 – Esquema mostrando texturas microscópicas ............................................................. 81
Figura 36 – Fotomicrografia da Lâmina LS-01 .............................................................................. 81
Figura 37 – Tipos de contatos entre os grãos do arcabouço ........................................................ 82
Figura 38 – Fotomicrografias - A: Contato Côncavo-convexo entre grãos de quartzo; B: Contato
côncavo-convexo e reto; C: Empacotamento fechado da litofácies; D: Empaco-tamento frouxo da
litofácies ARF-xi (LS-4). .................................................................................................................... 83
Figura 39 –Fotomicrografia - Lâmina LS-02 (ARM-xi) ..................................................................... 85
Figura 40 – Fotomicrografia da lâmina LS-8a com analizador. Ilita (IL), quartzo (Qz), crescimento de
quartzo (CQz) .. ............................................................................................................................. 86
Figura 41 – Fotomicrografias - A: Lâmina LS-01, espaço intergranular ocupado por cimento silicoso
(CS), sob forma de quartzo microcristalino. B: Lâmina LS-02, sílica (S) substituindo parcialmente
feldspato (Fd). ............................................................................................................................... 86
Figura 42 – Fotomicrografia - Lâmina LS-08, envelopamento de grão de quartzo por sílica sob forma
de calcedônia. ............................................................................................................................... 87
Figura 43 – Fotomicrografia - Lâmina LS-8 em luz plana, substituição de matriz por sílica
microcristalina e
calcedônia. .................................................................................................................................. 88
Figura 44 – Fotomicrografia - A e B Lâmina LS-2 sem analizador e com analizador , respectivamente.
Substituição completa de mineral (quartzo?) por quatzo microcristalino ...................................... 87
Figura 45 – Diagrama de Proveniência com a classificação dos litotipos estudados ...................... 90
Figura 46 – Fotomicrografia da lâmina LS-01 ................................................................................. 91
14
CAPÍTULO 1
APRESENTAÇÃO
Este trabalho final de graduação descreve as atividades desenvolvidas por
Leidiane Sampaio e Silva, aluna do curso de Geologia da Universidade Federal da
Bahia, durante os semestres de 2009.1 e 2009.2, no âmbito da disciplina GEO-076
Trabalho Final de Graduação.
O convênio MCT/ANP/UFBA/PRH-08 possibilitou a realização deste trabalho,
fornecendo os recursos necessários para o seu desenvolvimento.
1.1 INTRODUÇÃO
A Formação Sergi é o principal reservatório da Bacia do Recôncavo, tendo sido
amplamente estudada ao longo das últimas décadas. Ela detém cerca de 70 % dos
hidrocarbonetos em plays do pré-rifte e 40% da reserva da bacia.
Estudos mais recentes a cerca da estratigrafia na Formação Sergi a
subdividem em três Sequências Deposicionais (Scherer et al.,2007). A seqüência I é
dominada por sistemas fluviais efêmeros, com eventual retrabalhamento eólico. A
seqüência II representa uma sucessão essencialmente fluvial. A seqüência III é
representada por depósitos de inundações em lençol, bem como dunas e lençóis de
areia eólicos.
Os processos diagenéticos afetaram de diferentes formas as rochas
sedimentares de cada uma das seqüências da Formação Sergi. Entender a dinâmica
dos ambientes deposicionais, ao lado evolução e distribuição dos processos
diagenéticos, é essencial para o refinamento dos modelos de exploração. Apesar dos
inúmeros estudos voltados a caracterização faciológica da Formação Sergi, a literatura
disponível não esgota o assunto. Cabem ainda contribuições através de estudos
detalhados do ponto-de-vista de rochas-reservatório.
15
A influência da tectônica rifte na seção estudada, que está localizada próxima
ao sistema de Falhas de Maragogipe, pôde também ser avaliada e interpretada quanto
a seu efeito sobre as propriedades permoporosas da Formação Sergi.
1.2 OBJETIVO
O presente estudo tem como objetivo a caracterização faciológica da Formação
Sergi em afloramentos situados em São Roque do Paraguaçu, bem como a avaliação
da influência da tectônica rifte na qualidade permoporosa dos arenitos desta unidade
na área de trabalho.
As principais metas deste trabalho são as seguintes: (1) caracterizar e
interpretar as principais associações de fácies da Formação Sergi na área de estudo;
(2) caracterizar os eventos diagenéticos, estabelecendo uma relação temporal entre
eles; (3) compreender os efeitos do ambiente deposicional, da diagênese e da
tectônica rúptil na qualidade das rochas reservatório.
1.3 METODOLOGIA
O desenvolvimento desta monografia foi realizado em quatro etapas:
Revisão Bibliográfica
Nesta etapa, foi feita a leitura de artigos publicados sobre a Bacia do
Recôncavo, dando-se ênfase àqueles referentes à Formação Sergi. Foi realizada
também uma revisão bibliográfica acerca dos sistemas deposicionais fluvial e eólico,
bem como sobre o do tratamento de dados petrográficos para rochas sedimentares
siliciclásticas.
16
Aquisição de Dados
Os dados necessários para este trabalho foram obtidos em escalas meso e
microscópicas, estando limitados aos 2 afloramentos estudados, onde foram
observadas as variações texturais das fácies arenosas.
Na etapa de campo, foi realizada a descrição das texturas e estruturas
primárias e a medição sistemática de falhas e fraturas presentes no afloramento, além
de um levantamento fotográfico para confecção dos fotomosaicos.
Caracterização de Fácies
Foram levantadas 4 seções estratigráficas no afloramento estudado. .A
individualização das litofácies baseou-se nos seguintes atributos: granulometria,
composição, feições sin-deposionais (e pós-deposicionais, caso presentes) avaliação
visual do teor de cimento e argilosidade.
Foram selecionadas amostras representativas de cada litofácies para estudos
petrográficos, totalizando 10 amostras, sendo 9 escolhidas para a confecção de
lâminas delgadas.
Tratamento de Dados
Esta etapa envolveu a integração dos dados coletados na etapa anterior. As
seções estratigráficas levantadas em campo foram descritas e confeccionadas no
aplicativo CorelDRAW X4. Para a descrição das litofácies foi adotado um mnemônico
curto que traduz suas principais características, permitindo inferir a energia e os
processos sedimentares de transporte e deposição. No caso dos terrígenos, as duas
primeiras letras, maiúsculas, referem-se ao tipo litológico. A terceira letra caracteriza a
granulometria da rocha. As duas últimas letras são minúsculas e indicam a estrutura,
composição, ou feição sedimentar mais importante (Tabela 1).
17
Utilizando o programa Stereonet foi feito um diagrama de rosetas com as
tendências das falhas e fraturas identificadas no afloramento e representadas em um
diagrama de roseta.
Em laboratório, as lâminas foram analisadas segundo o método Gazzi-
Dickinson (Dickinson, 1970), que consiste em uma análise quantitativa com contagem
modal de 300 pontos por lâmina delgada. Na contagem de pontos são quantificados os
constituintes mineralógicos dispostos ao longo de linhas, em intervalos regulares, sobre
a seção petrográfica. Essa análise permite obter a quantidade relativa de cada
constituinte do arcabouço, matriz, cimento e porosidade. Ao lado desta avaliação
quantitativa, foram descritos também aspectos como forma, alterações e arranjo entre
grãos. Ao final da contagem foram obtidos os percentuais de cada constituinte do
arcabouço, matriz, cimento e porosidade.
Interpretação de Dados
Os resultados das descrições macroscópicas e petrográficas foram
interpretados pelo Sistema Petroledge ®. O banco de dados funciona a partir das
seguintes interfaces:
• Interface de descrição macroscópica: permite detalhar os aspectos
textuais e estruturais visíveis na amostra de mão;
• Interface de descrição microscópica: permite detalhar os aspectos
texturais e estruturais descritos ao microscópio;
Litologias Granulometria Estruturas
AR – Arenito f – Muito fino ic- intraclasto
LM – Lamito F- Fino gn – gradação normal
SL – Siltito M – médio lc – laminação convoluta
SC - Silcrete G – Grosso / Muito Grosso ma - maciço
S – Siltoso xi – cruzada indistinta
sd – seixos dispersos
pp- plano paralela
Tabela 01 – Quadro com os códigos para a denominação de fácies.
18
• Interface de descrição de constituintes: permite selecionar constituintes
detríticos e diagenéticos, bem como seus hábitos, localização e relações
paragenéticas, além de tipos de macroposidade. Essa interface permite ainda a análise
petrográfica modal por meio de contagem de pontos;
• Interface de classificação composicional: gera e apresenta visualmente a
classificação da amostra através de plotagem em diagrama triangular, segundo os
métodos de Folk, 1974 e McBride, 1963. Neste trabalho foi utilizado o método de Folk
(op. Cit.) atual;
• Interface de interpretação de proveniência tectônica: plota e apresenta os
diagramas triangulares de proveniência de acordo com Dickinson (1970);
Com esses dados, foram feitas a classificação textural da rocha, a
interpretação do ambiente diagenético e a caracterização da qualidade do reservatório
para a área de estudo, considerando os impactos causados pela Falha de Maragogipe.
1.4 LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO
A área em estudo localiza-se no estado da Bahia, no município de São Roque
do Paraguaçu, distrito de Maragogipe, nas coordenadas UTM : 8575182/ 506410.
O acesso à região é feito partindo de Salvador, via Ferry-Boat até o terminal de
Bom Despacho, Ilha de Itaparica. Segue-se pela BA-001 até o entroncamento com a
BA-424, indo em direção a cidade de São Roque do Paraguaçu. Partindo do distrito de
São Roque do Paraguaçu, segue-se pela BA – 026 até o Km 9, em direção à cidade
de Maragogipe (Figura 01).
20
CAPÍTULO 2 PRINCÍPIOS DA SEDIMENTAÇÃO FLUVIAL E EÓLICA
Segundo Selley (1975) distinguem-se três grupos de ambientes de
sedimentação: continental, transicional e marinho (Tabela 02). Os ambientes
deposicionais interpretados para a Formação Sergi, alvo deste estudo, relacionam-se a
um contexto continental, estando representados por sistemas fluviais e eólicos.
Continental
Desértico
Glacial
Espélico (caverna)
Fluvial
Paludal (pântano)
Lacustre
Transicional
Deltáico
Estuarino
Lagunar
Litorâneo
Marinho
Recifal
Nerítico
Batial
Abissal
Tabela 02 - Classificação dos ambientes sedimentares (modificado de Selley,1975).
21
O estudo destes ambientes implica na determinação das condições
hidrodinâmicas sob as quais os sedimentos foram depositados. Tais informações são
obtidas a partir do estudo das estruturas primárias e secundárias, descritas em
afloramento, e das microestruturas, observáveis com auxílio de lâminas petrográficas.
As estruturas sedimentares são classificadas em pré-deposicionais, sin-
deposicionais e pós-deposicionais. As estruturas pré-deposicionais são aquelas que
ocorrem nas superfícies que separam as camadas, sendo são formadas imediatamente
antes da deposição da camada de referência temporal, a exemplo dos tuboglifos. As
estruturas sin-deposicionais formam-se contemporaneamente à deposição das
camadas, a exemplo dos estratos de fluxo de grãos. As estruturas pós-deposicionais
abrangem as estruturas formadas por deformação, liquidização ou rompimento da
estrutura dos dois grupos precedentes, a laminação convoluta é um exemplo de
estrutura pós-deposicional.
A análise das estruturas sin e pós-deposicionais foram importantes na
determinação dos ambientes deposicionais na área de estudo.
2.1 AMBIENTE FLUVIAL
Os sedimentos fluviais são muito comuns no registro geológico, representando
uma parte economicamente e quantitativamente importante de diversas bacias
sedimentares, onde se comportam como rocha reservatório de petróleo e gás.
Os depósitos fluviais são de natureza tracional e/ou envolvem suspensão. As
estruturas internas relacionam-se a variações do regime de fluxo que resulta da
interação entre a corrente que passa, a morfologia do leito do rio e a deposição por
decantação.
O ambiente de sedimentação fluvial compreende a cabeceira, os vales e a
desembocadura dos rios. Os subambientes distinguíveis nos vales fluviais são: canal,
dique marginal e planície de inundação. O estudo das estruturas sedimentares, a
avaliação da granulometria dos depósitos e a interpretação das associações de fácies
são de fundamental importância para o reconhecimento deste tipo de depósito.
22
2.1.1 Padrões de Canais Fluviais
Os diferentes padrões de canais fluviais são definidos por suas configurações
em planta e representam os graus de ajustamento dos canais aos seus gradientes
topográficos e as suas seções transversais. (Suguio, 2003).
O canal pode ser classificado como retilíneo, entrelaçado, meandrante e,
eventualmente, anastomosado (Figura 02). Apesar desta subdivisão em quatro
morfologias básicas, os sedimentos fluviais variam amplamente em muitos aspectos e
não podem ser caracterizados por um único modelo faciológico.
2.1.1.1 Canais Retilíneos – Straight Channels
Canais retilíneos são pouco freqüentes, representando trechos curtos de
canais, à exceção daqueles controlados por lineamentos tectônicos (linhas de falhas,
Figura 02 – Padrões de canais fluviais: A - Canal Retilíneo; B - Canal Entrelaçado; Canal Meandrante;
D – Canal Anastomosado. Fonte:
B D
B
C D
A
C
23
diáclases ou fraturas). A condição básica para a existência de um canal retilíneo
consiste na existência de um leito rochoso homogêneo que ofereça igualdade de
resistência para fluxo das águas.
Este padrão de canal apresenta baixo grau de sinuosidade, decorrente do
desenvolvimento de barras laterais. Ocorre geralmente em trechos curtos de rio que
apresentam pequeno volume de carga de fundo, elevado volume de carga em
suspensão e baixo declive. São formados a partir deste canal, depósitos estreitos e
descontínuos, constituídos predominantemente de areia, que ocorrem devido à
redução da velocidade do fluxo da corrente. Estes depósitos recebem a designação de
barras.
2.1.1.2 Canais Entrelaçados – Braided Channels
Padrão caracterizado por sucessivas divisões e reuniões de canais que cortam
barras arenosas ou cascalhosas de sedimentos aluviais. Este padrão de canal
diferencia-se do padrão anastomosado, que resulta de canais que se separam
formando ilhas permanentes. Diferentemente, nos canais entrelaçados as barras
migram continuamente, suas ramificações são rasas e formam uma rede de malhas
curtas. Este padrão relaciona-se a um gradiente elevado e grande carga de fundo.
É comum nos depósitos de canal entrelaçado a presença de estratificação
cruzada (tabular e acanalada), estando a evolução dessas estruturas devido aos
sucessivos acúmulos de material à jusante das barras.
Segundo Della Fávera (2001), existem feições diagnósticas de depósitos de
canais entrelaçados:
Disposição em corpos tabulares constituídos por pequenas unidades lenticulares
com arranjos de granodecrescência ascendentes, a partir de depósitos
conglomeráticos na base. Quando os depósitos são essencialmente arenosos, a
estrutura predominante é a estratificação cruzada do tipo tabular, resultante da
migração de barras longitudinais ou transversais, ocorre também estratificação
cruzada acanalada.
Ausência quase total de depósitos de transbordamento.
24
2.1.1.3 Canais Meandrantes – Meadering Channel
Padrão caracterizado por elevada sinuosidade, gradiente relativamente baixo
do canal e carga predominantemente de suspensão, com vazão regular. O canal
descreve curvas sinuosas e semelhantes entre si, transbordando na época das cheias.
Segundo Della Fávera (2001), suas principais feições diagnósticas são:
Corpos tabulares com superfícies inclinadas, resultantes de acresção
lateral em direção ao talvegue ativo dentro do canal, perdendo expressão na
parte inferior dos corpos.
Possuem base abrupta e topo gradacional, ocorrendo depósitos residuais
(lag) na base dos corpos.
2.1.1.4 Canais Anastomosados
Os rios anastomosados configuram uma rede diversificada de canais separados
por uma planície de inundação. Seus sedimentos são, na sua maioria, de granulometria
fina, o que permite classificá-los como rios de carga em suspensão (Scherer, 2001).
2.1.2 Mecanismos Controladores da Morfologia dos Canais Fluviais
As variações no padrão de canal são controladas principalmente pelo gradiente
do rio, pela quantidade e tipo de sedimento transportado, pela coesão dos bancos, pela
vegetação, pela variabilidade da descarga e inclinação do terreno e pelo montante e
regime de vazão. De uma forma geral, os rios tendem a desenvolver na porção mais
proximal um sistema entrelaçado e, nas porções mais distais, um padrão meandrante
(Miall, 1992).
Esta variação ralaciona-se à maior declividade do substrato, à variabilidade da
descarga e ao predomínio de sedimentos de granulometria grossa, nas regiões
proximais. Os canais fluviais tendem a aumentar sua sinuosidade e diminuir a
granulometria transportada nas regiões distais em função da diminuição da declividade
do terreno e da velocidade do fluxo (Scherer, op. cit.).
25
2.1.3 Processos de Transporte Fluvial
Águas fluviais constituem um dos agentes de transporte mais importantes que
atuam sobre as áreas continentais.
As partículas sedimentares incorporadas a esse meio são transportadas por
diferentes processos, envolvendo controles mecânicos e hidráulicos (Suguio, 2003).
Dentre estes processos, os mais importantes são: carga de fundo, carga de suspensão
e fluxo de detritos.
2.1.3.1 Carga de Fundo – Bedload
Neste caso, os sedimentos são transportados de forma individualizada sobre o
substrato. As correntes trativas são os principais agentes de transporte dos sedimentos
fluviais (Ashley, 1990, apud Scherer, 2001). As areias e cascalhos (relativamente
grandes e pesados) são transportados por arrasto, rolamento ou saltação, junto ao leito
(Suguio, op. cit.).
2.1.3.2 Carga em Suspensão – Suspended load
Este tipo de transporte acontece quando as partículas são suficientemente
leves e/ou apresentam formas que permitem seu deslocamento como carga em
suspensão (Suguio, op. cit.). Predomina, neste caso, o transporte da carga sedimentar
síltico-argilosa, que é depositada em regiões de baixa energia por assentamento
gravitacional de partículas
2.1.3.3 Fluxo de Detritos Subaquoso – Debris Flow
Este processo envolve sedimentos que são transportados por fluxos
gravitacionais de alta densidade, onde a quantidade de água nos poros é baixa. Neste
tipo de transporte, ocorre um movimento de massa fluida contendo fragmentos
rochosos suportados por uma matriz lamosa. O processo se desenvolve quando uma
grande quantidade de sedimentos é mobilizada por liquefação em uma superfície
inclinada. Geram depósitos mal selecionados com grande variação granulométrica,
26
desde grânulos até blocos, unidos por uma matriz areno–síltico-argilosa. Os grãos do
arcabouço podem apresentar orientação incipiente, indicando a direção do fluxo.
2.1.4 Os Sistemas Fluviais no Registro Geológico
Estudos detalhados têm sido desenvolvidos ao longo dos anos visando a
determinação dos estilos de canal representados nos depósitos fluviais. Tais estudos
mostram que rios meandrantes e entrelaçados podem gerar sucessões verticais de
fácies bastante semelhantes. Da mesma forma, apontam para a existência de uma
variedade de estilos intermediários entre os quatros modelos clássicos já descritos.
Allen (1983) e Miall (1985) propuseram uma metodologia de análise faciológica
com base na reconstrução de seções laterais de afloramento, envolvendo uma
investigação detalhada das fácies dos elementos arquiteturais e as superfícies
limítrofes.
2.1.4.1 Fácies
. De acordo com Miall (1977), os sistemas fluviais possuem um número limitado
de fácies, apresentadas na Tabela 03.
27
Fácies Estruturas Sedimentares Interpretação
Cascalho maciço matriz suportado Gradação incipiente Fluxo de detritos plástico, fluxo viscoso, alta coesão interna
Cascalho matriz-suportado Gradação inversa/normal Fluxo de detritos pseudoplástico, fluxo viscoso, baixa coesão interna
Cascalho clasto-suportado Gradação inversa
Debris Flow, alta concentração de clastos (alta coesão interna) ou fluxo de detritos pseudoplástico (baixa coesão)
Cascalho maciço clastosuportado Fluxo de detritos pseudoplástico (fluxo turbulento)
Cascalho clasto-suportado,acamamento incipiente
Acamamento horizontal, imbricamento
Formas de leito longitudinais, depósitos residuais (lags)
Cascalho estratificado Estratificação cruzada acanalada Preenchimento de pequenos canais
Cascalho estratificado Estratificação cruzada planares Formas de leito transversais, crescimento deltaico a partir de barras remanescentes
Areia fina a muito grossa (podendo ser cascalhosa)
Estratificações cruzadas acanaladas
Dunas 3D, cristas sinuosas ou lingüóides
Areia fina a muito grossa (podendo ser cascalhosa)
Estratificações cruzadas planares Dunas transversais 2D
Areia muito fina a grossa Laminações cruzadas de marcas onduladas
Marcas onduladas (regime de fluxo inferior)
Areia muito fina a grossa (podendo ser cascalhosa)
Laminação horizontal, lineação de partição
Formas de leito plano (regime de fluxo superior/crítico)
Areia muito fina a grossa (podendo ser cascalhosa)
Estratificações cruzadas de baixo ângulo (<15
o) (podendo ser
sigmoidais)
Preenchimento de suaves depressões (scour fills), dunas atenuadas, antidunas
Areia fina a muito grossa (podendo ser cascalhosa)
Amplas e suaves depressões Preenchimento de suaves depressões (scour fills)
Areia fina a grossa Maciça ou laminação indistinta Depósitos de fluxos hiper- concentrados, fluidizações ou intensa bioturbação
Areia, silte, lama Laminações finas, laminações cruzadas de marcas onduladas de muito pequeno porte
Depósitos externos ao canal, canais abandonados ou depósitos de inundação
Silte, lama Maciço Depósitos externos ao canal ou canais abandonados
Lama, silte Maciço, gretas de contração Depósitos externos ao canal ou canais abandonados
Lama, silte Maciço, raízes, bioturbação Solo incipiente
Carvão, lama carbonosa Restos vegetais, filmes de lama Swamps
Paleossolo carbonático (calcita, siderita)
Feições pedogênicas: nódulos, filamentos
Solo com precipitação química
Tabela 03- Classificação das litofácies fluviais (Modificado de Miall,1977).
28
2.2 AMBIENTE EÓLICO
O vento é um importante agente modelador da orfologia da superfície terrestre.
Em ambientes costeiros de praia e regiões de supramarés, transporta os sedimentos
em direção ao continente, onde são depositados. Sua ação sofre influência da
vegetação costeira, existente nos sítios deposicionais.
Dois principais fatores são necessários para o acúmulo de sedimentos
arenosos em lençóis de areia e dunas: i) uma oferta adequada de areia e ii) ventos
fortes e persistentes o suficiente para mover esta areia. Se estas duas condições forem
cumpridas, grandes quantidades de areia podem ser transportadas por centenas e até
mesmo por milhares de quilômetros (Fryberger e Ahlbrandt, 1983).
Qualquer obstáculo, como um afloramento rochoso ou um local com
vegetação, pode forçar o acúmulo de areia, em função da velocidade do vento, criando
uma sombra de areia na posição sotavento do obstáculo. Vastas áreas de
desaceleração de um vento persistente, como bacias ou bases de platô, podem
acumular grandes ergs. A maioria dos lençóis de areia de desertos eólicos ocorrem em
bacias (Fryberger e Ahlbrandt, 1979; Cooke e Warren, 1973).
Para uma boa compreensão dos processos de formação e evolução de um
ambiente eólico torna-se necessário um bom entendimento dos fenômenos básicos de
erosão, transporte e deposição dos sedimentos pelo vento.
2.2.1 Processos de Transporte Eólico
Os principais mecanismos de transporte realizado pelo vento são: saltação,
rastejamento superficial e suspensão (Figura 03)
DIREÇÃO DO VENTO SALTAÇÃO
SUSPENSÃO
RASTEJAMENTO
Figura 03 - Processos de transporte eólico. Fonte:
29
2.2.1.1 Saltação - Saltation
Partículas com tamanho areia muito fina a média constituem o maior volume de
sedimentos transportados pelo vento. Estas partículas são suscetíveis ao transporte
por saltação, através do qual são alçadas no fluxo de ar e carregadas a favor do vento
antes de retornar à superfície sob influência da gravidade (Fig. 03). Ao caírem, os
grãos possuem normalmente energia suficiente para saltar, dando continuidade ao
fluxo de sedimentos. As colisões entre grãos em saltação permitem que os mesmos
permaneçam dispersos em uma nuvem, por diversos segundos.
2.2.1.2 Rastejamento Superficial - Surface Creep
As partículas com tamanho areia grossa/muito grossa, grânulo e mais
raramente seixos, podem ser transportadas em períodos de vento forte. De modo geral,
este transporte restringe-se a rastejamento, por meio do qual os grãos rolam ou
deslizam longitudinalmente no substrato. O rastejamento pode, adicionalmente, ser
promovido por grãos em saltação que ao caírem chocam-se com um grão maior. Este
grão maior responde ao impacto rolando para frente, o que gera uma reação em
cadeia.
2.2.1.3 Suspensão - Suspension
Este tipo de restringe-se a partículas com tamanho inferior a 0,025 cm,
desenvolvendo-se quando um fluxo turbulento de ar ascendente excede a velocidade
de assentamento dos grãos. Estes sedimentos finos podem ser transportados por 30
até 300 km, em um único evento.
2.2.2 Processos de Deposição
Acumulações eólicas geram corpos tridimensionais de estratos que podem ser
incorporados ao registro geológico. Os processos deposicionais podem ser
classificados em três tipos: queda livre de grãos, avalanche (deslizamento e fluxo de
30
grãos) e deposição associada à migração e cavalgamento de marcas onduladas
(Figura 04).
2.2.2.1 Queda Livre de Grãos - Grain Fall
Deposição de grãos que estavam em suspensão e que ao entrarem em zonas
onde não há movimento de ar ou a velocidade não permite sustentar o tamanho da
partícula, perdem energia e experimentam então queda livre.
2.2.2.2 Avalanche
Processo deposicional que ocorre ao longo de superfícies com elevada
declividade, sempre que a inclinação da acumulação de areia exceder a 34°, ângulo
crítico de repouso da areia seca. Este processo ocorre de duas formas:
Transporte por fluxo de grãos (Grain Flow) - Ocorre quando os grãos são
transportados como um fluxo não coesivo, com interação grão a grão, gerando
estratos com geometria de línguas arenosas.
Figura 04 - Processos de deposição eólica: A – Queda livre de grãos no sotavento da duna.
B- Deposição por avalanche. C- Migração e cavalgamento de marcas onduladas. Fonte:
A
C
B
31
Transporte por deslizamento gravitacional (Slide e Slumping) - Ocorre quando a
areia apresenta certo grau de coesão devido à umidade. O deslocamento se
processa então à baixa declividade, onde os blocos arenosos coesos deslizam
ao longo de uma superfície arenosa bem definida.
2.2.2.3 Migração e Cavalgamento
Este processo ocorre quando se desenvolvem marcas onduladas na superfície.
Ao migrarem, cavalgando umas sobre as outras, podem ser preservadas sob a forma
de um estrato. A vegetação costeira contribui para a deposição da carga sedimentar
transportada por saltação, através dos seguintes mecanismos:
Efeito de anteparo permeável à trajetória do vento, formando dunas de sombra
(shadow dunes).
Desenvolvimento de extensas camadas de ar estagnadas junto à base da
vegetação.
Amortecimento do impacto dos grãos pelas folhas e ramos, absorvendo energia.
2.2.3 Estruturas Sedimentares das Dunas Eólicas
As estruturas internas das dunas eólicas refletem os processos deposicionais
que atuam junto à sua superfície externa. São reconhecidos três tipos principais de
estratos: estratos de queda livre de grãos, estratos de avalanche e estratos
transladantes cavalgantes (Figura 05), que correspodem a cada um dos processos
deposicionais anteriormente descritos.
Os processos de queda livre de grãos e avalanche geram estruturas típicas em
depósitos sedimentares eólicos, caracterizados pela alternância entre grãos finos e
grossos, a bimodalidade granulométrica.
Os estratos transladantes cavalgantes geram estruturas conhecidas como
ripple marks, que constituem ondulações rítmicas com comprimento de onda
centimétrico a decimétrico. As marcas onduladas assimétricas além de fornecer um
critério de polaridade, servem para, usando-se medidas estatísticas da assimetria,
32
determinar o rumo preferencial da corrente eólica ou aquática, pois o lado mais
íngreme é o lado oposto ao sentido do fluxo.
A B
Figura 05 – Estruturas sedimentares eólicas: A – Estrato transladante cavalgante; a seta indica a direção
de fluxo do vento. B – Estratificação cruzada; setas indicam alternância entre estratos relacionados a
grain fall e grain flow.
Grain Fall
Grain Flow
33
CAPÍTULO 3 A BACIA DO RECÔNCAVO
A Bacia do Recôncavo localiza-se no estado da Bahia, Região Nordeste do
Brasil, ocupando uma área de aproximadamente 11.500 km2 (Figura 06). Está
separada da Bacia de Tucano, a noroeste, pelo Alto de Aporá, e da Bacia de Camamu,
ao sul, por uma zona de transferência E-W (Falha da Barra). A oeste, o sistema de
falhas de Maragogipe, com rochas granulíticas paleoproterozóicas do Cinturão Itabuna-
Salvador–Curaçá (Barbosa & Sabaté, 2002). A leste o sistema de falhas de Salvador
define seus limites com os granulitos paleoproterozóicos do Cinturão Salvador-
Esplanada (Barbosa, 1996).
Figura 06- Localização da Bacia do Recôncavo em relação a América do Sul,
Brasil e bacias adjacentes. Editado por Dias Filho, 2002.
34
3.1 ESTRATIGRAFIA
Historicamente, o conhecimento geológico adquirido na fase inicial de
exploração da Bacia do Recôncavo foi organizado e reunido por Viana et al. (1971),
que propuseram a primeira carta estratigráfica da bacia com integração de colunas
litoestratigráfica, bioestratigráfica e cronoestratigráfica independentes. Modificações
foram posteriormente propostas por Silva (1978), Neto & Oliveira (1985), Silva et al
(1989), Aguiar & Mato (1990), Picarelli & Caixeta (1991). Algumas destas propostas
foram incorporadas por Caixeta et al. (1994), que incluíram as principais
descontinuidades do registro sedimentar que subsidiaram a definição de seqüências
deposicionais de terceira ordem.
Em recente revisão, Silva et al. (2007) reproduziram em grande parte a proposta
de Caixeta et al. (1994), tendo introduzido modificações referentes à amplitude
estratigráfica de algumas unidades e definindo, com mais clareza, os limites de suas
seqüências deposicionais (Figura 07).
A abundância e diversidade das associações de ostracodes não-marinhos na
Bacia do Recôncavo contribuíram para a delimitação de seis unidades
cronoestratigráficas (andares locais) reunidas sob a designação de Série Recôncavo.
São elas da base para o topo são: Dom João, Rio da Serra, Aratu, Buracica, Jiquiá e
Alagoas.
A fase pré-rifte é representada por rochas sedimentares do Andar Dom João e
do Andar Rio da Serra Inferior (parte inferior). Embora haja divergências quanto ao
limite inferior da seção rifte, característica marcante desta fase é a dinâmica do
processo de ruptura da crosta, originando lagos profundos e estreitos, em seu estágio
inicial.
Silva (1993) e Magnavita & Cupertino (1994) incluem na fase rifte, parte dos
sedimentos depositados no início do Andar Rio da Serra Inferior (Subzona NRT 002.1),
ao tempo do qual já haveria um estiramento crustal incipiente. De modo geral, há um
consenso que a seqüência rifte abranja os andares Rio da Serra Inferior (parte
superior) a Jiquiá.
A colmatação das bacias lacustres e progradação de depósitos flúvio-deltaicos
teve início no neo-Rio da Serra e estendeu-se até o Jiquiá. Neste processo o clima
35
exerceu um controle importante sobre a sedimentação. O Andar Alagoas representa a
fase pós-rifte da bacia.
Figura 07- Carta Estratigráfica da Bacia do Recôncavo. Modificada de Silva et al,2007.
INT
ER
VA
LO
DE
ES
TU
DO
36
3.1.1 Embasamento
O embasamento pré-cambriano é composto, predominantemente, por
granulitos e migmatitos arqueanos a paleoproterozóicos pertencentes ao Bloco
Serrinha (a oeste e a norte) e aos Cinturões Itabuna-Salvador-Curaçá, a oeste-
sudoeste e Salvador-Esplanada, a leste-nordeste. Ocorrem ainda, ao norte, rochas
metassedimentares brasilianas do Grupo Estância.
3.1.2 Supersequência Paleozóica
Esta seqüência foi depositada sob um clima árido, numa bacia intracratônica,
as unidades que a caracterizam apresentam uma tendência geral regressiva, com
transição de uma sedimentação marinha rasa, marginal a bacias evaporíticas isoladas
e a sistemas lacustres (Aguiar & Mato, 1990).
3.1.2.1 Formação Afligidos
Definida por Viana et al. (1971) como membro da Formação Aliança, foi
elevada à categoria de formação por Aguiar & Mato (1990), que a redefiniram
acrescentando os membros Pedrão (inferior) e Cazumba (superior).
O Membro Pedrão é constituído por arenitos de cor cinza-clara a bege
comfeições de retrabalhamento por onda, aos quais se intercalam por finas camadas
de siltito rico em nódulos de sílex e camadas de anidrita e halita. O Membro Cazumba
abrange lamitos e pelitos vermelhos lacustres, com nódulos de anidrita na base da
seção. O contato inferior com o embasamento e superior com a Formação Aliança são
discordantes.
Admite-se para as rochas do Membro Pedrão uma deposição em ambiente
litorâneo a restrito, com idade permiana atribuída por dados palinológicos. O Membro
Cazumba foi depositado em um ambiente lacustre. A pobreza do seu registro fossilífero
dificulta a definição de sua idade.
37
3.1.3 Supersequência Pré-Rifte
Está sequência compreende os depósitos relacionados ao estágio inicial de
flexura da crosta continental. A sequência pré-rifte engloba três ciclos flúvio-eólicos
representados, da base para o topo, pelo Membro Boipeba (Formação Aliança) e pelas
Formações Sergi e Água Grande. Os Membros Capianga (Formação Aliança) e a
Formação Itaparica representam transgressões lacustres de caráter regional que
separam os ciclos flúvio-eólicos anteriormente descritos.
3.1.3.1 Grupo Brotas
Como definido por Viana et al. (1971), o grupo brotas abrange as Formações
Aliança e Sergi, tendo sido reformulado pela exclusão da Formação Afligidos (Aguiar &
Mato, 1990).
Formação Aliança – Abrange os membros Boipeba (inferior) e Capianga (superior). O
Membro Boibepa caracteriza-se por rochas sedimentares de origem flúvio-eólica,
composta de arenitos, conglomerados e localmente de folhelhos vermelhos. O Membro
Capianga é constituido de folhelhos vermelho-tijolo, de origem lacustre. A Formação
Aliança está sobreposta, em discordância, à Formação Afligidos e sotoposta
concordantemente à Formação Sergi (Viana et al.1971). Depositada em clima árido,
admite-se uma idade Neojurássica para esta formação.
Formação Sergi – É constituída por arenitos que variam de finos a conglomeráticos,
com coloração cinza-esverdeada a vermelha e estão intercalados com folhelhos
vermelhos e conglomerados (Viana et al. op. cit.). A idade desta formação é
provavelmente Neojurássica e o ambiente deposicional variou de eólico-lacustre-fluvial
efêmero, na base, à fluvial entrelaçado e, para o topo, eólico-fluvial efêmero (Scherer et
al. 2007).
38
3.1.3.2 Grupo Santo Amaro
Na concepção de Viana et al. (1971) este grupo era composto pelas formações
Itaparica e Candeias. Tendo em vista que os membros Água Grande e Maracangalha
foram elevadosà categoria de formação, o Grupo Santo Amaro de idade Berriasiana (?)
a Eobarremiana (?), passou a congregar quatro formações: Itaparica, Água Grande,
Candeias e Maracangalha. Destas, apenas as duas primeiras inserem-se na fase pré-
rifte.
Formação Itaparica – Caracteriza-se por folhelhos e siltitos com raras intercalações de
arenitos finos, depositados em ambiente lacustre, com pequenas incursões fluviais e
depósitos eólicos. Encontra-se sobreposta concordantemente à Formação Sergi e
sotoposta, em discordância, à Formação Água Grande.
Formação Água Grande - Representada por arenitos finos a grossos, de coloração
cinza-esverdeada, tendo sido depositada em ambiente fluvial entrelaçado a
meandrante com retrabalhamento eólico para o topo. Os contatos inferior com a
Formação Itaparica e superior com a Formação Candeias são discordantes.
3.1.4 Supersequência Rifte
Existem diferentes concepções para o limite entre os estágios pré-rifte e rifte.
Adotou-se neste trabalho a interpretação dada por Caixeta et al. (1994) e Magnavita
(1996), que relacionam o início do rifteamento à transgressão regional que sobrepõe os
pelitos lacustres do Membro Tauá a fácies eólicas presentes no topo da Formação
Água Grande.
Formação Candeias – Subdividem-se em dois membros: Tauá (inferior) e Gomo
(superior). O Membro Tauá é caracterizado por folhelhos escuros e com partição
acicular, enquanto o Membro Gomo é constituído por folhelho cinza esverdeado,
laminado, com camadas de calcário e lentes de arenito fino cinza-claro relacionadas a
fluxos turbidíticos. Esta formação constitui o primeiro registro da fase rifte e foi
depositada em ambiente lacustre. O Membro Gomo representa a fase inicial de
39
aprofundamento, quando a bacia desenvolveu uma fisiografia caracterizada por
depocentros com elevadas taxas de subsidência (Caixeta et al. 1994) e áreas
plataformais mais estáveis ( Caixeta, 1994; Aragão, 1994).
Formação Maracangalha – Ao tempo de deposição da Formação Maracangalha a
batimetria ainda se mantinha elevada, acomodando um grande volume de depósitos
relacionados a fluxos gravitacionais de massa ou de sedimentos (Scherer et al. 2007).
Estes depósitos, representados pelos membros Caruaçu e Pitanga, apresentam
litofácies indicativas de processos de ressedimentação de frentes deltaicas. O Membro
Caruaçu é composto por camadas lenticulares de arenito fino e médio, com
estratificações cruzadas tangenciais e estratificações plano-paralelas. O membro
Pitanga é composto por arenitos muito finos, lamosos e maciços.
3.1.4.1 Grupo Ilhas
De idade que vai do Valanginiana (?) a Neobarremiana (?), esse grupo é
composto por depósitos areno-argilosos dispostos fácies lacustres da Formação
Maracangalhas e fácies fluviais relacionados ao Grupo Massacará. Subdividido nas
formações Marfim e Pojuca, considera-se que o Grupo Ilhas represente depósitos de
origem deltaica (Viana et al. 1971).
Formação Marfim - Composta por arenitos finos a médios, bem selecionados, com
camadas de folhelho cinza esverdeado intercaladas (Viana et al. 1971). O Membro
Catu é represento arenitos deltaicos, depositados em onlap sobre áreas plataformais
antes sujeitas à erosão. Ao final do Neo-Rio da Serra, os arenitos deltaicos dessa
unidade recobriram estas áreas plataformais, sobrepondo-se discordantemente a
sedimentos lacustres da porção basal do Andar Rio da Serra Superior (Silva et al.
2007).
Formação Pojuca - É caracterizada por intercalações de arenito cinza muito fino a
médio, folhelho cinza-esverdeado, siltito cinza a cinza-claro e calcário castanho. O
Membro Santiago, de distribuição regional, constitui um exemplo característico dos
depósitos deltaicos que identificam a formação Pojuca. Esta formação evidencia um
40
contexto de reduzido gradiente deposicional e baixas taxas de subsidência, tendo sido
depositada durante o Andar Aratu, quando a fisiografia da Bacia assumiu geometria em
rampa.
Formação Taquipe - Composta por folhelho cinza, com estratificação plano-paralela e
lentes de arenito muito fino e maciço (Netto et al. 1985). Esta unidade sobrepõe-se em
discordância erosiva as formações Pojuca e Maracangalhas, é recoberta
concordantemente pela mesma Formação Pojuca. A Formação Taquipe representa o
preenchimento de um cânion instalado na parte ocidental da bacia ao tempo de
deposição do Andar Aratu Médio. Os depósitos associados correspondem a folhelhos
lacustres e fluxos gravitacionais arenosos associados.
3.1.4.2 Grupo Massacará
Restringe-se à Formação São Sebastião na Bacia do Recôncavo, que é
composta por arenito grosso, amarelo avermelhado, com intercalações de argila síltica.
Sua deposição relaciona-se a sistemas fluviais atuantes do Eobarremiano (?) ao
Eoaptiano (?). O Membro Paciência é caracterizado por arenito fino a grosso e folhelho
preto. O Membro Passagem dos Teixeiras contém arenito fino a médio e folhelho cinza.
Já o Membro Rio Joanes é constituído por arenito fino e argila avermelhada. Esta
formação, com predomínio de fácies fluviais, representa a fase final de assoreamento
do rifte (Aragão et al., 1994).
3.1.4.3 Formação Salvador
É constituída por conglomerados polimíticos e arenitos associados à borda
leste da Bacia do Recôncavo. O Membro Sesmaria designa as fácies arenosas distais
da Formação Salvador. Os conglomerados desta formação são o resultado de leques
aluviais sintectônicos e resultam da atuação do sistema falhas de borda que
caracteriza a fase rifte da bacia. Sua deposição teria ocorrido entre o Berriasiano (?) e
o Eoaptiano (?).
41
3.1.5 Superseqüência Pós-Rifte
3.1.5.1 Formação Marizal
Esta unidade caracteriza-se por arenitos, conglomerados com matriz média a
grossa, folhelhos e calcários. De idade Neo-Alagoas (Neo-Aptiano), sua deposição está
relacionada a sistemas aluviais desenvolvidos já num contexto de subsidência termal,
pós-rifte (Da Silva, 1993).
3.1.5.2 Formação Sabiá
Caracteriza-se por folhelhos marinhos e carbonatados, cinza-esverdeados. Sua
deposição relaciona-se a uma transgressão marinha de idade miocênica (Petri, 1972).
3.1.5.3 Formação Barreiras
Esta unidade é composta por conglomerados polimíticos com seixos e grânulos
de quartzo, e arenitos. Na Bacia do Recôncavo, as rochas da Formação Barreiras
foram depositadas em discordância sobre as formações Marizal e São Sebastião.
Um dos registros mais importantes da flora terciária do Brasil provém desta
unidade, em área aflorante na região de Ouriçanguinhas, norte do Recôncavo.
Descoberto em 1870, este registro apresenta mais de 30 espécies de dicotiledôneas
descritas, algumas delas ainda viventes, permitindo datar a Formação como pliocênica.
42
3.2 EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR
A Bacia do Recôncavo constitui um ramo abortado do rifteamento sul-atlântico,
ocorrido entre o Berriasiano e o Eoptiano (144-118 Ma). Este processo de rifteamento
foi responsável pela fragmentação do paleocontinente Gondwana, do qual faziam parte
os demais riftes intracontinentais da margem continental brasileira, estabelecidos nessa
época (Milani, 1985 apud Oliveira, 2005).
A evolução da Bacia do Reconcâvo pode ser dividida em quatro fases:
sinéclise, pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte. As fases pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte estenderam-
se entre o NeoJurássico (Tithoniano) e o Neo-Aptiano. Durante Neocomiano registrou-
se o período de maior atividade do rifte. A distribuição espacial das rochas
sedimentares depositadas durante essas fases pode ser visualizada na figura 08.
3.2.1 Fase de Sinéclise
Esta fase relaciona-se ao preenchimento de áreas intracratônicas durante o
Permiano. Na Bacia do Recôncavo, está representada por rochas sedimentares
pertencentes à Formação Afligidos, que na base registra um contexto parálico, sob a
ação de ondas e marés, correspondendo aos depósitos do Membro Pedrão. O intervalo
superior foi depositado num contexto lacustre e é representado pelo Membro
Cazumba.
43
3.2.2 Fase Pré-Rifte
Esta fase relaciona-se ao estiramento crustal que antecedeu o rompimento do
paleocontinente Gondwana. No nordeste brasileiro o estágio pré-rifte ocorreu do
Tithoniano ao Eoberriasiano (150-131 Ma) estando representado por um espesso
pacote sedimentar, depositado numa ampla bacia platiforme interior. Esta calha rasa e
alongada, com direção N-S denominada depressão Afro-Brasileira, estendia-se desde
o estado de Alagoas até o sul da Bahia e à costa oeste africana, entre as Repúblicas
(Oliveira 2005).
Figura 08. Distribuição das rochas sedimentares pré-, sin- e pós-rifte no Sistema
Recôncavo-Tucano-Jatobá (modificado de Magnavita 1992).
44
Nesta fase, a sedimentação caracteriza-se pela alternância entre os ciclos
lacustres e fluvio-eólicos, registrados nas bacias do Jatobá, Tucano Recôncavo,
Camamu e Almada em sua seção neojurássica, pelas formações Aliança e Sergi
(Figura 09). Depósitos pré-rifte do Eocretáceo envolvem as formações Itaparica
(Camamu, Recôncavo, Tucano, e Jatobá), Água Grande (Camamu, Recôncavo,
Tucano Sul/Central) e Itaípe (Almada).
3.2.3 Fase Rifte
Esta fase relaciona-se ao rompimento da placa litosférica, como resposta aos
esforços distensivos aos quais foi submetida. O rifteamento ocorreu entre 144-131 Ma
(?) ao longo da costa leste brasileira. Já na margem equatorial ocorreu entre 125-113
Ma (Souza-Lima & Hamsi Jr., 2003). Durante esta fase a sedimentação estava
subordinada a presença de altos e baixos estruturais.
A fase rifte estabeleceu-se na Bacia do Recôncavo a partir do processo de
falhamento de sua borda leste, com o desenvolvimento do sistema de falhas de
Salvador. Neste processo, instalou-se um lago profundo e estreito condicionado pela
elevada taxa de subsidência, relevante tectonismo e clima úmido. O registro desta fase
abrange depósitos das Formações Candeias e Maracangalha.
Figura 09- Paleogeografia pré-rifte da Bacia do Recôncavo (modificado de Medeiros & Ponte,1981).
45
Com a redução da atividade tectônica e da subsidência, a bacia adquiriu uma
configuração em rampa, favorecendo a progradação deltaica, registrados nas
Formações Pojuca e Marfim pertencentes ao Grupo Ilhas.
Após o preenchimento da fossa baiana (125-119 Ma), instalaram-se sistemas
fluviais axiais ao rifte, registrados na Formação São Sebastião. A Formação Salvador
caracterizada por espessos depósitos de leques deltáicos foi depositada junto à borda
falhada leste (Figura 10).
3.2.4 Fase Pós-Rifte
No aptiano, a subsidência mecânica dá lugar à subsidência termal, marcando o
início da fase pós-rifte
A Formação Marizal, depositada durante esta fase, corresponde a um sistema
de leques aluviais que progradaram em função da subsidência da bacia, durante o
Neo-Alagoas. Embora o sistema de riftes do Recôncavo-Tucano-Jatobá não tenha
evoluído para uma bacia de margem passiva, ao cessar sua evolução tectônica,
durante o Aptiano, há dois registros de incursões marinhas pós-aptianas. Nas
localidades de Inhambupe e de Santa Cruz (estas na sub-bacia de Tucano Sul), foram
descritos o pectinídeo Neithea sergipensis e gastrópodes do gênero Turritella. Estes
gêneros são comuns no Aptiano-Albiano da bacia de Sergipe-Alagoas e sua ocorrência
Figura 10 - Paleogeografia sin-rifte da Bacia do Recôncavo (modificado de Medeiros e Ponte, 1981).
46
nestas localidades seria indicativa de que uma transgressão eocretácea poderia ter
atingido o norte da bacia do Recôncavo e o sul da bacia de Tucano. Os registros são,
porém, esparsos e demandam ainda maiores estudos.
Já na região de Mata de São João, ao norte de Salvador, foram encontrados
folhelhos (Formação Sabiá) ricos em foraminíferos, principalmente bentônicos, datados
como miocênicos (Petri, 1972). Esta transgressão marinha teria ocorrido após um
período de mais de 90 milhões de anos de erosão/não-deposição.
O basculamento regional ocorrido durante o Plioceno favoreceu a instalação
dos sistemas aluviais registradas pelo Grupo Barreiras (Santana, 2005).
47
3.3 ARCABOUÇO ESTRUTURAL
O sistema de riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá está implantado segundo uma
direção geral N-S, possuindo 450 Km de comprimento e 100 Km de largura máxima,
em seu extremo norte, apresenta forte deflexão para ENE. Esta direção geral N-S
relaciona-se à principal linha estrututal do Cráton do São Francisco na área, segundo a
qual alinha-se greenstone belts em terrenos granítico-gnáissicos-migmatíticos (Milani,
1985).
As interpretações estruturais mais clássicas para a Bacia do Recôncavo
admitem duas fases principais de falhamento: uma durante o Rio da Serra e outra pós-
Buracica.
A Bacia do Recôncavo encontra-se alinhada segundo descontinuidades
litoestruturais e geotectônicas pré-Brasilianas relacionadas ao Cráton do São
Francisco. Possui uma geometria de meio-graben alongado segundo a direção NE-SW,
sendo a porção leste mais profunda, condicionando o mergulho das camadas para SE,
em direção aos grandes depocentros.
O arcabouço estrutural da bacia é representado por um conjunto de falhas
normais sintéticas e antitéticas paralelas à Falha de Salvador (Falha de Borda), além
de zonas de transferência NW-SE, que acomodaram o deslocamento lateral
diferenciado de segmentos adjacentes (Milani, 1987), a exemplo das falhas de Mata-
Catu e de Itanagra-Araçás, que são responsáveis pela subdivisão da Bacia do
Recôncavo em seus compartimentos Nordeste, Central e Sul (Figura 11).
48
A área de estudo situa-se na borda flexural da bacia, tendo a Falha de
Maragogipe como seu elemento principal (Figura 11).
Figura 11 – Limites e arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo, ao nível da seção pré-rift
(Santos, 1998, editado por Milhomem et al., 2003). Círculo vermelho indicando a posição da
área de trabalho.
49
3.4 A FORMAÇÃO SERGI
Pertencente ao Grupo Brotas, a Formação Sergi compreende uma seqüência
siliciclástica depositada durante a fase pré-rifte da Bacia do Recôncavo. É o maior
reservatório da bacia, comportando cerca de 72% do volume de óleo dos plays do pré-
rifte, que representa 40% do óleo de toda a bacia.
Apesar dos arenitos da Formação Sergi ocorrerem em toda a extensão da
Bacia do Recôncavo, eles afloram apenas na borda oeste e noroeste da bacia. A
espessura máxima dessa unidade é de 400 a 450 m (Figueiredo et al., 1994; Caixeta et
al., 1994), com extratos regionalmente inclinados para Leste (Milani, 1987).
3.4.1 Sedimentação da Formação Sergi
Os sedimentos pertencentes à Formação Sergi apontam para um sistema
deposicional aluvial de canais entrelaçados com retrabalhamento eólico em condições
de clima árido a semi-árido (Figura 12).
As unidades representam uma sedimentação episódica, ocorrendo em regime
de enxurradas. Assim, os ciclos mostram granodecrescência ascendente e aumento
da seleção no mesmo sentido, com sedimentos grossos depositados sobre os
sedimentos finos do topo dos ciclos anteriores, ao longo de contatos irregulares
marcados por estruturas de corte e preenchimento.
Os sedimentos finos do topo de cada ciclo são erodidos e retrabalhados pela
ação das enxurradas. Na exposição subaérea, a destruição das estruturas originais
normalmente ocorre pelo ressecamento e pela implantação de paleossolos arenosos
sobre o topo de barras. Nos ciclos do Sergi, a aridez do clima fez com que estruturas
de raízes e bioturbação fossem escassas, devido à vegetação restrita. Na exposição
subaérea mais continuada, há retrabalhamento dos sedimentos das barras pela ação
dos ventos.
50
3.4.2 Associação de Fácies e Estratigrafia de Seqüências dos Arenitos Sergi
Segundo Sherer et al. (2007) a Formação Sergi pode ser subdividida em 3
seqüências deposicionais demarcadas por limites de seqüência.
A Sequência I é composta por pelitos lacustres, depósitos de dunas e lençóis
de areia eólicos e canais fluviais efêmeros. São definidos por um padrão
progradacional que está associado a diminuição da taxa de criação de espaço de
acomodação e influxo sedimentar. A Sequência II é representada por sedimentos
arenosos grossos que foram depositados por sistemas fluviais de canais entrelaçados,
com variações significativas de descargas.
Uma discordância regional separa o registro da Seqüência II da Seqüência III,
seqüência esta representada por depósitos fluviais efêmeros e eólicos, o que indica o
retorno das condições climáticas mais áridas na bacia (Oliveira, 2005).
Figura 12 - Principais Fácies da Formação Sergi – A: Conglomerado da Fácies Fluvial. B: Arenito grosso
com estratificação cruzada acanalada, fácies fluvial do Sergi Mediano. C: Arenito médio com estratificação
de baixo ângulo, fácies eólica do Sergi Mediano. D: Arenito médio eólico com estratificação ressaltada por
redução secundária dos óxidos de ferro nos níveis ocupados por óleo. Modificado de Bona (2004).
51
CAPÍTULO 4
CARACTERIZAÇÃO FACIOLÓGICA E ESTRUTURAL DO AFLORAMENTO DE
ESTUDO
A caracterização faciológica dos afloramentos teve como objetivo principal
reconhecer os paleoambientes deposicionais da Formação Sergi na área de estudo.
Para tanto, foram utilizados critérios que definem conceitos de fácies, litofácies e
associação de fácies, buscando identificar características litológicas e estruturas
sedimentares que possibilitassem a interpretação do paloambiente.
Neste capítulo serão descritas as litofácies identificadas na área de estudo,
dando ênfase para a interpretação da associação de fácies. Considerações sobre as
características estruturais da área serão também abordadas, visando reconhecer as
implicações do ambiente tectônico na petrologia e na qualidade do reservatório a
serem discutidas no capítulo 5.
4.1 DESCRIÇÃO GERAL DOS AFLORAMENTOS
Os afloramentos estudados situam-se em um corte de estrada com
aproximadamente 200 metros de extensão lateral na direção NE-SW e 25 metros de
altura. Os pacotes arenosos apresentam espessuras que variam de 2 a 5 metros,
estando cortados por uma falha principal e inúmeras pequenas falhas e fraturas onde
se verificam vestígios de óleo morto.
O afloramento 01 (fotografia 13A) apresenta estratos arenosos com colorações
nos tons de amarelo, cinza e laranja, e granulometria variando de areia fina até areia
média. Foram descritas estruturas sindeposicionais, como estratificações cruzadas
tabulares e indistintas, bem como intercalações de lamito e siltito.
52
Figura - 13 A: Composição fotográfica do afloramento 01. B : Composição fotográfica do afloramento 02. Linhas mostram as posições das seções levantadas e posteriormente empilhadas.
A
NE SW
B
NE SW
Perfil 2
Perfil 4
53
O afloramento 02 situa-se a aproximadamente 60 metros do afloramento 01
(fotografia13B). É caracterizado por uma seqüência eólica com estratificação plano
paralela de frente de duna, seguido por um intervalo de 17 metros de siltito
esbranquiçado com ausência de estruturas sin-deposicionais, o final da seqüência
apresenta um intervalo de silcrete de 4 metros de espessura.
Assim como no afloramento 01, toda a seqüência 02 apresenta planos de
falhas e fraturas.
4.2 FÁCIES – CONSIDERAÇÕES PRELIMINARES
A palavra fácies corresponde ao aportuguesamento do termo latino facies,
que significa aparência ou aspecto. Corresponde à caracterização global de uma
unidade estratigráfica ou de parte da mesma, ou pode ainda ser empregada com o
objetivo específico de por em destaque o ambiente de origem de certos corpos
sedimentares (Mendes, 1984). O termo fácies foi introduzido por Steno em 1669,
porém seu uso moderno vem de uma prosposta de Gressly (1938), que o empregou
para designar a soma total dos aspectos litológicos.
As fácies sedimentares podem ser definidas como um conjunto de feições
que caracterizam e diferenciam as rochas sedimentares, envolvendo parâmetros
como: cor, granulometria, grau de seleção e arredondamento, estruturas internas,
geometria deposicional, espessura, conteúdo fossilífero e paleocorrentes. Estas
características são determinadas pelos processos sedimentares que atuaram em
cada ambiente deposicional, sendo relacionados a fatores físicos, químicos ou
biológicos controlados, por condições ambientais tais como: geologia,
geomorfologia, clima, vegetação, temperatura, salinidade, profundidade, etc.
A distribuição lateral e vertical das fácies de um conjunto de rochas permite
reconhecer as características do ambiente responsável pelo registro geológico.
Assim, a distribuição lateral e vertical das fácies de um conjunto de rochas permite
reconhecer as características do ambiente responsável pelo registro geológico.
Para uma interpretação ambiental, torna-se necessário definir uma
associação de fácies, visto que cada fácies individualmente pode ocorrer em
diversos ambientes deposicionais, nos quais atue o mesmo processo sedimentar. O
“diagrama de relações de fácies” vinculando os contatos e as transições entre as
54
fácies tem sido bastante utilizados na definição de associações de fácies (Walker,
1976).
Segundo Walker (1976), um modelo de fácies pode ser definido como a
síntese de um ambiente sedimentar específico. A base desta síntese envolve
inúmeros estudos, tanto em ambientes modernos como em antigos, utilizando-se
para isso, a Lei das Fácies de Walther. Esta Lei considera que determinada
sucessão vertical representa a projeção de ambientes deposicionais contíguos,
existentes ao tempo da formação da sucessão estratigráfica.
4.2.1 Denominação de Fácies Sedimentares
A classificação de fácies sedimentares tem sido alvo de discussões em
função da falta de padronização da nomenclatura a ser adotada.
As classificações simplificam e omitem muitos elementos que podem
também contribuir para a interpretação dos sistemas deposicionais. Nenhuma
classificação é completamente correta, mas qualquer classificação deve aumentar o
conhecimento e permitir que se façam melhores predições.
Tendo em vista as ambigüidades observadas nas classificações de fácies no
que se refere à nomenclatura adotada, algumas empresas têm empregado um
mnemônico curto que traduza as principais características faciológicas, permitindo a
inferir a energia e o contexto, bem como os processos sedimentares de transporte e
deposição. Com os nomes padronizados é gerado um universo restrito de
designações faciológicas, permitindo uma recuperação rápida das informações
geradas em um possível banco de dados. Da mesma forma, torna-se mais acessível
a comparação entre a ocorrência das fácies e a variação de suas propriedades
petrofísicas.
O padrão utilizado neste trabalho para a caracterização das fácies
sedimentares foi descrito no item 1.3, onde estão relacionadas às abreviações de
litologia, granulometria e estrutura. As simbologias utilizadas no perfil estão
encontram-se no anexo 1.
55
4.3 FÁCIES E ASSOCIAÇÕES DE FÁCIES DA FORMAÇÃO SERGI NA ÁREA DE
ESTUDO
A definição das fácies presentes nos afloramentos estudados baseou-se na
descrição das suas características litológicas principais e estruturas internas. As dez
fácies identificadas e suas principais características estão sintetizadas na Tabela 4.
A interpretação das associações de fácies descritas em afloramento permitiu
identificar os ambientes responsáveis pela sedimentação da Formação Sergi, na
área de estudo, sendo estes o fluvial efêmero e o eólico. Este último pode ser
subdividido ainda em subambientes eólico frente de duna e interduna.
56
Tabela 04 - Descrição das litofácies e interpretação da associação de fácies.
Litofácies Descrição Associação de Fácies
ARF-xi Arenito Fino amarelo alaranjado, com estratificação cruzada indistinta, argiloso. Estão presentes fraturas com
catáclase dos grãos de quartzo. Manchas de óleo morto são observadas no intervalo.
FRENTE DE DUNA
ARM-ma Arenito Médio, amarelo alaranjado médio, bem selecionado, maciço, fraturado, com manchas de óleo.
ARM-gn Arenito Médio, amarelo avermelhado, com seleção moderada e estratificação cruzada indistinta. Apresenta
granodecrescência ascendente pouco desenvolvida, passando de arenito médio, na base, para um arenito no topo,
baixa argilosidade. São observadas falhas e fraturas com cominuição de grãos de quartzo.
SL/ LM Heterolito composto por intercalações (cm/dc) de lentes de siltito amarelo claro, com estratificação e lamito cinza. Os
estratos apresentam estruturas semelhantes à ripples de adesão. INTERDUNA
LM-lc/ SL-pp Heterolito composto por intercalações de lamito mosqueado e siltito cinza esbranquiçado, com estratificação plano
paralela, freqüentemente apresenta laminação convoluta provocada por escorregamento e fluidização.
FLUVIAL EFÊMERO
SL-ma Siltito, cinza esbranquiçado, maciço, argiloso. Apresenta gradação normal.
ARM-sd Arenito médio, argiloso intercalado com níveis decimétricos de silcrete. Apresenta gradação normal, com seixos
dispersos de quartzo e silcrete na base. No topo é maciço, semi-friável a friável.
ARF-ic Arenito Fino, amarelo alaranjado, maciço, argiloso, com intraclastos de pelito.
SC Silcrete.
57
4.3.1 Associação de Fácies de Frente de Duna Eólica - FD
A classificação dos arenitos como eólico ou fluvial levou em
consideração alguns critérios tais como estruturas internas, seleção e
arredondamento de grãos.
Nos afloramentos estudados os pacotes arenosos da associação de
fácies de frente de duna eólica alcançam até 8 metros de altura e caracterizam-
se por arenitos amarelo alaranjados, de granulação fina, boa seleção e
estratificação cruzada de baixo ângulo a cruzada tabular.
Os estratos relacionados à ARM-ma, apresentam-se maciços, com boa
seleção de grãos. Estes estratos lateralmente apresentam estruturas de fluxo
de grãos. A litofácies ARF-xi tem grande representação no afloramento 01,
estando caracterizados por estratos cruzados indistintos que internamente
apresentam laminação transladante com cavalgamento subcrítico – pin stripe
lamination (Hunter, 1977) (Figura 14A e 14B).
Também foram descritas camadas arenosas com estratos cruzados
indistintos, mas internamente caracterizadas pela alternância de estratos
formados por queda de grãos (grain fall) e fluxo de grãos (grain flow) (Figuras
15 e 16 A, B, C), conferindo a rocha uma marcada bimodalidade
granulométrica (Figura 16 D).
A B
Figura 14 - A e B: Estratos eólicos caracterizados pela milimétrica laminação pin stripe. Litofácies ARF-
xi.
58
Figura 15- Arenito da associação de fácies eólica frente de duna apresentando estratos relacionados a
grain flow e grain fall.
Figura 16 – A e B e C: Fácies ARM-xi. Alternância de estratos relacionados a fluxo de grão e queda de
grãos. D: Arenito exibindo línguas arenosas resultantes do processo de avalanche. A linha amarela
ressaltando língua arenosa.
A B
C D
59
4.3.2 Associação de Fácies de Interduna – FID
Esta associação é representada por pacotes delgados de heterolitos, com 0,5-
1m de espessura, compostos por lentes milimétricas de silte e argila, limitados por
estratos eólicos de duna. Micro-ondulações seladas por filmes de argila são
observadas na litofácies SL/ LM, tais estruturas assemelham-se a ripples de adesão
(Figura 17A e B).
4.3.3 Interpretação do Ambiente Eólico
A presença de estratos relacionados à queda e fluxo de grãos registra o
processo de transporte eólico preservado visualizado na face de sotavento de uma
duna (Figura 18).
O registro do processo grain-flow é visto nos estratos sob forma de línguas
arenosas de granulometria mais grossa (Figura 16D). Estes estratos resultam de um
fluxo não coesivo, com interação grão a grão. Quando a inclinação de uma duna eólica
excede o ângulo de repouso das areias secas (32-34°), desenvolve-se uma face de
escorregamento ativa (slipface), que está sujeita a colapso gravitacional, resultando na
geração de vários tipos de estratos de avalanche. As línguas arenosas encontradas
nos estratos eólicos estudados são exemplos de fluxos de grão (grain flows), no qual a
coesão intergranular é perdida durante o fluxo. Normalmente estes depósitos não
Figura 17 – Fácies SL/LM. A: Estratos de interduna. B: Estratos com micro ondulações que sugerem
ripples de adesão (adhesion ripples).
60
possuem estrutura interna e se caracterizam por uma cunha caótica de sedimentos que
se adelgam até perder energia necessária para prosseguir o fluxo.
Segundo Hunter (1977), laminações transladantes com cavalgamento
subcrítico (pin stripe lamination), também descritas no afloramento (Figura 14), são
geradas por escorregamento de grãos numa superfície com inclinação entre 0 e 20º.
Nas superfícies onduladas dos estratos eólicos podem ocorrer acumulações de areia
muito fina nas calhas das ôndulas, estas acumulações dão origem à estrutura pin stripe
(Figura 19).
As zonas de interdunas são depressões que ocorrem entre dunas eólicas e são
consideradas regiões úmidas onde a superfície deposicional está em contato com a
franja capilar do lençol freático. Interdunas úmidas são caracterizados por uma série de
estruturas de adesão e pequenas estruturas de precipitação. A geometria dos estratos
de interduna úmida comumente apresenta elementos diferentes daqueles identificados
em interdunas secas. A presença de umidade superficial estimula a colonização por
plantas e animais, resultando em uma variedade de estruturas de raízes e perfurações
(Ahlbrandt e Fryberger, 1982).
Figura 18 – Esquema mostrando as estruturas em cortes de uma duna. Editado de Hunter (1977).
61
A ocorrência de períodos úmidos pode resultar na estabilização da superfície
do sedimento, restringindo a disponibilidade de areia para o transporte eólico dentro da
zona interduna úmida. O registro desta estabilização, expresso pela deposição de um
filme de sedimentos finos, é chamado de ripple de adesão (adhesion ripples). Estas
estruturas foram identificadas nos afloramentos, permitindo caracterizar uma zona
interduna úmida, face ao estabelecimento de um fluxo efêmero de água. Não foram
encontrados vestígios de bioturbações nos estratos. A ausência desta evidência
adicional de umidade pode estar relacionada ao estado de preservação do afloramento.
A presença de camadas arenosas maciças, ao lado de estruturas de fluxo de
grãos, sugere que parte dos depósitos encontra-se fluidizado pelo estabelecimento de
fluxos efêmeros de água ou subida do lençol freático.
Na área de estudo, os depósitos eólicos da Formação Sergi intercalam-se com
estratos relacionados a sistemas fluviais efêmeros. Os regimes eólicos estabeleceram-
se provavelmente em períodos de aridez, que alternaram-se ao longo do tempo
geológico com regimes torrenciais episódicos ( Figura 20).
Figura 19 – Esquema mostrando o desenvolvimento de marcas onduladas eólicas. O efeito de gradação
inversa é gerado pela acumulação da fração mais fina nas calhas e da areia fina a média nas cristas das
ondulações (Fryberger e Schenk, 1988, editado por Oliveira, 2005).
62
4.3.4 Associação de Fácies Fluvial Efêmero - FE
Figura 20 – Perfil 02 do afloramento 1.
Arenito
Eólico
Arenito
Fluvial
Siltito
Lamito
AR
F-x
i LM
-lc/
SL-p
p
AR
M-x
i
63
Os depósitos relacionados a fluxos de canais efêmeros são comuns na
Formação Sergi na Bacia do Recôncavo (Oliveira, 2005).
A associação de fácies fluvial efêmero (FE) descrita nos afloramentos
apresenta um conjunto de litofácies caracterizado por intercalações de arenito fino e
lamito, arenito médio com seixos dispersos, siltitos e níveis de silcrete (Figura 21).
Contatos basais erosivos são pouco comuns. Em sua maioria, os pacotes não
apresentam depósitos conglomeráticos em sua base.
Um intervalo heterolítico de 2 metros espessura foi descrito no afloramento 1 e
está limitado por sets arenosos da associação de fácies eólica (Figura 22A). As fácies
presentes incluem intervalos de 40-50 cm de heterolito composto por lamito vermelho e
silte cinza esbranquiçado (LM-lc /SL-pp). Intercalam-se com intervalos de igual
espessura de arenito fino, com intraclastos de pelito (ARF-ic).
No afloramento 02 (perfil 4), foi descrita a litofácies SL-ma, caracterizada por
uma seqüência de siltito argiloso, cinza esbranquiçado (Figura 22 A). A litofácies de
arenito médio argiloso (ARM-sd) apresenta contato inferior brusco e seixos de quartzo
e sílex dispersos em sua porção basal (Figura 22B). Essa litofácies mostra-se em geral
maciça e as estruturas sedimentares são pouco evidentes, sendo normalmente
cruzadas de baixo ângulo.
Figura 21 – Seqüência de intercalações entre arenito e lamito da associação de fácies Fluvial Efêmero.
64
Neste mesmo afloramento foi descrita a litofácies Sc, caracterizada por
intervalos de silcrete que variam de 1 a 4 metros de espessura (Figuras 23 e 24).
Figura 23 - Intervalo de 3,7m de silcrete. Litofácies Sc.
SC
Figura 22 – A: Litofácies heterolítica caracterizada por intercalações de silte e argila com laminação convoluta.
B: Contato entre siltito e arenito médio da associação de fácies FE.
LM-lc/ SL-pp
SL-ma
ARM-sd
65
Figura 24 - Perfil 4 levantado no afloramento 2 mostrando a associação de fácies fluvial
entrelaçado.
Arenito
Eólico
Arenito
Fluvial
Siltito
Silcrete
SC
S
66
4.3.5 Interpretação do Ambiente Fluvial Efêmero
As associações de fácies descritas em afloramento, ao ilustrarem estratos
eólicos interrompidos por pacotes interdigitados de siltito e lamito, entre outras
características, apontam para a intercorrência de sistemas de canais fluviais efêmeros.
A recorrência de depósitos arenosos e pelíticos e sua estreita relação com
estratos eólicos supõe reflete a dinâmica do clima, relacionados a episódios de clima
mais úmido alternam-se com registros eólicos, prevalecentes em climas áridos. As
inundações ocorrem durante um curto intervalo de tempo, geralmente após a uma
tempestade, e alternam-se com longos períodos sem qualquer escoamento de águas
superficiais.
Os sistemas efêmeros podem ser canalizados ou apresentar configurações
totalmente desconfinadas (Figura 25). A lâmina d’água também é variável, podendo
atingir até três metros de profundidade (Oliveira, 2005). Estratos com baixo ângulo
evidenciam um regime hidrodinâmico com elevadas taxas de deposição e se
relacionam, geralmente, a cursos d’água pouco profundos. Uma das litofácies
analisadas (ARM-sd) apresenta seixos de quartzo e sílex em sua base. Estes seixos
representam o material transportado por correntes concentradas de alta energia, em
pulsos turbulentos, junto às porções mais profundas dos canais (Bordy e Catuneanu,
2001 apud Oliveira, 2005).
Os estratos representados por siltito argiloso (SL-ma) podem constituir o
registro da redução na velocidade do fluxo e capacidade de transporte. No contexto de
um sistema fluvial efêmero, esta litofácies representaria os depósitos distais do rio, com
formação de pequenos lagos.
Os níveis de silcrete encontrados no intervalo remetem à formação de
paleossolos sob clima árido.
67
Exemplos de sistemas fluvias efêmeros são observados em diversas regiões
do mundo. Como exemplo, cita-se o deserto da Namíbia, onde são observados fluxos
fluviais efêmeros após períodos de chuva (Figura 25).
Figura 25 - Campo de dunas no deserto da Namíbia, sujeito a regime hidráulico
durante a instalação de um fluvial efêmero.
68
4. 4 CARACTERIZAÇÃO ESTRUTURAL DO AFLORAMENTO
Os afloramentos estudados localizam-se na borda oeste da Bacia do
Recôncavo, margeando a Falha de Maragogipe. O efeito tectônico sobre as rochas
sedimentares da Formação Sergi fica claro diante da quantidade de falhas e fraturas
que ocorrem nestes afloramentos. Foram identificadas duas famílias principais com
direções NE-SW e NW-SE.
Duas falhas principais foram identificadas, com direção NW e mergulho para NE
(Figura 26), paralelas a direção as Falha de Mata-Catu, que é interpretada como falha
de transferência por Magnavita (1992) ou Falha de Alívio por Destro (2002).
Nas zonas de falha houve desenvolvimento de bandas de cisalhamento (shear-
band), com cominuição de grãos (Figura 27). Estas estruturas desenvolveram-se
apenas nos arenitos eólicos. Nos arenitos fluviais ocorrem fraturas abertas de caráter
tracional.
Figura 26 - Falha Normal 1 de direção N 300/ 52 NE, falha normal 2 de direção N
310/52 NE.
1
2
69
Medidas sistemáticas nos afloramentos evidenciaram a predominância de duas
famílias de falhas N10º-20º, paralelas a Falha de Maragogipe e N120º-130º paralelas à
Falha de Mata-Catu (Figura 28).
Figura 27 – Desenvolvimento de bandas de cisalhamento (Shear-Band) ao longo dos planos
de falhamento em arenito eólico da litofácies ARF-xi. Bússola apontando para o norte.
Figura 28 – Rosácea representando um total de 62 medidas de falhas e fraturas associadas nos
afloramentos estudados. Duas famílias de falhas predominam: N 10º-20º e N120º-130º. A primeira
paralela à falha de Maragogipe e às falhas transferentes da Bacia do Recôncavo.
respectivamente.
70
As falhas observadas em afloramento são em sua maioria fechadas, estando
preenchidas por grãos cominuidos e cimento de sílica. No contexto de rocha
reservatório, essas falhas são classificadas como selantes, pois impedem o fluxo dos
fluidos, compartimentando o reservatório.
Os processos observados no desenvolvimento de falhas que atuam como
barreiras de permeabilidade (falhas selantes) têm sido estudadas por diversos autores.
Dentre eles, Fisher & Knipe (1988) sumarizaram os principais processos:
Deformação induzindo o colapso da porosidade e desagregação – este grupo de
processos é característico de deformação em baixas profundidades de
soterramento.
Cimentação – as falhas podem conduzir fluidos durante a deformação, esses
fluidos ocuparão os espaços intergranulares da rocha tendo impacto na porosidade
do reservatório.
Estes dois processos de geração de falhas selantes são observados nos
afloramentos e também em escala microscópica, como descrito no capítulo 5.
71
CAPÍTULO 5
PETROLOGIA SEDIMENTAR
A caracterização petrográfica das litofácies descritas em afloramento teve
como objetivo reconhecer suas texturas e composições mineralógicas, bem como,
estabelecer a evolução das transformações diagenéticas dos sedimentos originais.
Além disso, foi possível uma caracterizar preliminarmente a proveniência dos
sedimentos e avaliar os efeitos da tectônica rifte na textura e na composição
mineralógica dessas litofácies do afloramento.
Para estas consideraçõe foram estudadas 9 lâminas delgadas coletadas nas
principais litofácies descritas ao longo dos perfis levantado em afloramento (Figura 29).
Para cada lâmina delgada foram contados 300 pontos, incluindo constituintes detríticos,
autigênicos e poros.
5.1 – PETROGRAFIA E DIAGÊNESE – CONSIDERAÇÕES PRELIMINARES
A petrografia é uma ferramenta de fundamental importância dentro dos estudos
sedimentológicos. Auxiliada por outras ferramentas, a petrografia tem sido base para a
identificação de constituintes detríticos e autigênicos e na descrição das relações
texturais e evolução diagenética do litotipos de uma bacia (Anjos & De Ros 1990 apud
Menezes, 1999).
O processo diagenético é definido, de forma simplificada, como a série de
mudanças que ocorrem nas características e na composição dos sedimentos, desde o
momento da sua deposição até o material resultante, as rochas, serem submetidas ao
metamorfismo ou ficarem expostas aos agentes atmosféricos do intemperismo.
Do ponto de vista geoquímico, as reações ocorridas durante a diagênese
ocorrem porque os constituintes estão sempre tentando alcançar o equilíbrio químico,
tendendo a interagir com fluidos intersticiais através de uma soma de processos
diagenéticos (Burley et al, 1985, apud Menezes, 1999).
73
Para compreender os processos que envolvem a diagênese é necessário o
entendimento dos componentes que controlam e catalisam este processo. A diagênese
é controlada não só pela temperatura, pressão e assembléia mineralógica original, mas
também pelas atividades dos íons dissolvidos nas águas intraformacionais, Eh, Ph e
interação com sistemas orgânicos. A origem desta água interticial é relacionada a três
regimes hidrológicos principais: regime meteórico, caracterizado nas porções mais
baixas da bacia, sendo uma água provinda de infiltração superficial até o lençol
freático, podendo atingir até 2 km de profundidade; regime compactacional, relacionado
a expulsão da água dos poros, em função da compactação; regime termobárico ou
abissal, associado as partes mais profundas da bacia, onde o fluido intersticial pode ser
gerado a partir da desidratação de alguns argilo-minerais e de sais (Galloway, 1984).
Em função da necessidade de associar os processos diagenéticos à
temperatura e profundidade, estabelecendo assim uma relação genética, foi proposto
uma divisão do campo diagenético em três estágios principais: eodiagênese,
mesodiagênese e telodiagênese.
A eodiagênese inclui todos os processos que ocorrem próximos à superfície,
onde a geoquímica da água intersticial é controlada principalmente pelo ambiente
deposicional. A eodiagênese também pode ser definida em termos de temperatura e
profundidade, onde a temperatura é menor que 70º C e que equivale a 2 km de
soterramento.
A mesodiagênese ocorre durante o soterramento e inclui todos os processos
que ocorrem após a eodiagênese e o início do estágio de baixo grau de metamorfismo
(Choquete & Pray, 1970). Isto inclui sedimentos soterrados a diferentes profundidades
com temperaturas que variam entre 70 e 250º C. Os principais fatores que influenciam
nas mudanças mesodiagênicas incluem a história tempo-temperatura, a mineralogia
primária e a fábrica, extensão da perda do material e acréscimo de litologias vizinhas,
geoquímica da água dos poros e a presença de fluidos relacionados a hidrocarbonetos.
A telodiagênese compreende os processos que atuam na superfície de erosão,
em sedimentos que passaram pelo regime da mesodiagênese, mas que foram
expostos por soerguimento e erosão das camadas sobrejacentes. Estes sedimentos
recebem um influxo de água meteórica, esta água tem a capacidade de causar
significativas mudanças geoquímicas, incluindo dissolução de feldspatos.
74
5.2 TEXTURA E COMPOSIÇÃO DAS LITOFÁCIES ESTUDADAS
5.2.1 Associação de Fácies Fluvial Efêmero – FE
Foram analisadas duas lâminas das litofácies que compõe a Associação de
Fácies Fluvial Efêmero (FE) registrado no afloramento, sendo estas lâminas as LS-8a e
LS-8b.
5.2.1.1 Aspectos Texturais
A granulometria foi o principal critério de separação das litofácies. Dentre elas
as litófácies ARM-sd (arenito médio com seixos dispersos) lâmina LS-8 e SL-ma (siltito
maciço) lâmina LS-8b, foram examinadas petrograficamente. A caracterização
granulométrica foi realizada com o auxilio do microscópio petrográfico, refinando a
classificação feita em campo. Na litofácies SL-ma a classe modal areia fina e silte
foram predominantes. Na litofácies ARM-sd, a classe modal de maior
representatividade é a areia média, possuindo também a fração areia grossa e raros
grânulos.
Arredondamento / Esfericidade e Seleção dos Constituintes
Os grãos detríticos presentes na litofácies ARM-sd apresentam-se, em sua
maioria arredondados a subarredondados, tendo esfericidade moderada. A litofácies
SL-ma apresenta grãos subangulosos e com baixa esfericidade. Ambas as litofácies
descritas exibem uma boa seleção, com duas a três classes de contituintes principais.
75
5.2.1.2 Composição e Classificação Litológica
Constituintes Principais
O principal constituinte das litofácies que compõe a associação de fácies FE é
o quartzo detrítico (80,33%). Grãos de silcrete intrabaciais correspondem a 1,33% do
volume total dos constituintes, totalizando 81,66% de volume de rocha ocupado pelos
grãos do arcabouço. O espaço intergranular corresponde 18,34% deste volume,
estando ocupado por constituintes diagenéticos.
Utilizando o diagrama de classificação de FOLK (1974) para rochas
sedimentares siliciclásticas, estas amostras foram classificadas como quartzarenito
(Figura 30).
Figura 30 – Diagrama de Folk (1974). O círculo mostrando a classificação das litofácies da associação de
fácies FE.
76
Matriz e Cimento
A litofácies ARM-sd (LS-8b) possui matriz argilosa em seu espaço
intergranular, sendo esta de alta birrefringência, o que sugere a presença de ilita-
esmectita. O cimento ocupa grande parte do volume intergranular desta litofácies,
estando caracterizado pela precipitação de argila, óxidos e hidróxido de ferro e sílica
sob a forma de sílica microcristalina, opala e calcedônia.
5.2.2 Associação de Fácies Eólica de Frente de Duna – FD
Foram analisadas sete lâminas petrográficas desta associação de fácies, a
seber LS-1, LS-2, LS-3, LS-4, LS-5, LS-6 e LS-07, todas posicionadas no perfil
composto (Figura 29).
5.2.2.1 Aspectos Texturais
Assim como para a associação de fácies FE, a granulometria observada
macroscópicamente no campo foi refinada com o auxílio do microscópio petrográfico e
tendo sido um dos principais critérios para a classificação das fácies amostradas. As
litofácies apresentam granulometria variando desde areia muito fina até areia média.
Nos arenitos da litofácies ARF-xi (Arenito Fino com cruzada indistinta) os grãos
possuem entre 0.2 e 0.5mm, na litofácies ARM-xi (Arenito Médio com cruzada
indistinta) variam de 0,5 a 0,9mm.
Arredondamento/Esfericidade e Seleção dos Constituintes
Os grãos detríticos observados nas litofácies eólicas apresentam bom
arredondamento e esfericidade moderada. Nas litofácies mais finas o arredondamento
é maior. Em todas as litofácies da associação de fácies eólica, no entanto, observou-
se uma boa seleção granulométrica (Figura 31).
77
5.2.2.2 Composição e Classificação Litológica
Constituintes Principais
O principal constituinte das litofácies da Associação FD é o quartzo detrítico, que
corresponde a 72.33% do volume do arcabouço. O feldspato detrítico corresponde a
6.33%. Enquanto os grãos de silcrete intrabaciais representam 0,67% do volume total
dos constituintes, totalizando 79,33% de volume na rocha ocupado pelos grãos do
arcabouço, com 20,67% de volume intergranular.
Utilizando o diagrama de classificação de FOLK (1974), as litofácies analisadas
foram classificadas como subarcósios (Figura 32).
Figura 31 – Fotomicrografia da lâmina LS-4 ( fácies ARF-xi) em luz plana, apresentando grãos de quartzo arredondados e bem selecionados. O espaço intergranular contém óleo viscoso.
78
Constituintes Acessórios
Os constituintes acessórios identificados nas rochas da Associação de Fácies
FD representam menos de 2% do volume total de rochas. São elas as micas, a
turmalina, a cianita, o zircão e o epidoto. As micas são representadas essencialmente
pela biotita, sendo que a muscovita ocorre em menor quantidade, juntas representam
1,33% do volume da rocha. Os demais minerais representam menos de 1% do volume
do arcabouço (Figura 33).
Figura 32 - Diagrama de Folk (1974), círculo mostrando a classificação das litofácies da associação
de fácies FD.
79
Matriz e Cimento
Na Associação de Fácies FD a matriz é inexistente. A presença de argila dessa
associação decorre de infiltração mecânica. A cimentação é principalmente
caracterizada por precipitação de sílica microcristalina (Figura 34).
A
C
B
D
Figura 33 – Fotomicrografias de minerais acessórios encontrados na associação de fácies eólica. A e B:
Lâmina LS-7, grão de cianita (Ky) sem analizador e com analizador, respectivamente; C e D: Lâmina LS-6,
grão de turmalina (Tur) sem analizador e com analizador, respectivamente.
Ky Ky
Tur Tur
80
5.3 DIAGÊNESE DAS ASSOCIAÇÕES DE FÁCIES EÓLICA E FLUVIAL
Os eventos diagenéticos identificados nas rochas da Formação Sergi, na área
de estudo, serão abordados segundo uma seqüência cronológica, interpretada a partir
das relações texturais observadas em lâmina delgada.
5.3.1 Eventos Diagenéticos
Os principais eventos diagenéticos reconhecidos foram: infiltração mecânica de
argila, compactação mecânica, dissolução de grãos do arcabouço, neoformação de
minerais de argila, precipitação de sílica e substituição dos constituintes por sílica.
Infiltração Mecânica de Argila
A infiltração de argila ocorre de forma generalizada em todas as litofácies
descritas, apresentando-se sob a forma de cutícula (cutans), nas litofácies eólicas e
como cutícula e agregados massivos (massive aggregates), nas litofácies fluviais.
O termo cutícula tem sido utilizado para uma textura característica, onde um
filme de argila recobre os grãos, orientando-se de forma tangencial a sua superfície
Figura 34 – Fotomicrografia da Lâmina LS-01 com analisador, espaço
intergranular ocupado por cimento de sílica (CS) e argila infiltrada (AI).
CS
AI
81
(Andreis, 1981 apud Moraes & De Ros, 1992). Essa argila é introduzida nos
sedimentos por enxurradas, quando o lençol freático é rebaixado a níveis profundos, a
completa saturação de água nos poros favorece a decantação da argila na superfície
dos grãos (Figura 35) (Moraes & De Ros, 1990).
Os agregados maciços ocupam totalmente o espaço intergranular. Sua
estrutura interna consiste em uma espessa cutícula, próximo a superfície dos grãos, e
uma massa caótica de argila, no centro do poro. A distinção entre agregados maciços e
matriz compactada é possível principalmente pela associação dos primeiros com
cutículas (Moraes & De Ros, 1992).
Nas litofácies de ambiente eólico, a principal textura observada, relaciona-se a
argila de infiltração consiste na presença de cutículas (cutans) (Figura 36). Já no
ambiente fluvial, observa-se além das cutículas os agregados maciços.
Figura 36 – Fotomicrografia da Lâmina LS-01, ilustrando a formação de cutículas nas
litofácies do ambiente eólico.
Figura 35- Esquema mostrando texturas microscópicas formadas por argilas intersticiais nos
arenitos da Formação Sergi. Compactação de matriz (CM), infiltração mecânica de argila
(MI), caolinita autigênica (K), clorita autigênica (Chl). Escala aproximada 300 µm. Moraes &
De Ros, 1992.
82
Compactação Mecânica
A compactação é o processo que resulta na redução da espessura ou volume
das camadas de sedimentos devido ao aumento da pressão litostática, durante o
soterramento. Com o aumento progressivo do soterramento e conseqüente redução da
espessura das camadas ocorre uma reorganização dos grãos do arcabouço e a
expulsão dos fluidos presentes nos espaços intergranulares. Neste processo ocorre
uma redução da porosidade.
Existem vários mecanismos de compactação, porém os mais importantes são
os mecânicos (físicos) e os químicos. A compactação mecânica afeta,
predominantemente, o arcabouço, devido à mudanças físicas dos grãos, tais como: a)
deslizamento e rotação; b) deformação plástica e elástica; c) fraturamento e d)
formação de pseudomatriz. A compactação dos litotipos em estudo foi avaliada a partir
das relações de contato entre os grãos do arcabouço (Figura 37). O cálculo do índice
de empacotamento não foi feito neste trabalho, portanto a classificação será apenas
qualitativa.
Figura 37 – Tipos de contatos entre os grãos do arcabouço (Pettijon et al. 1987, modificado por
Menezes, 1999).
es
83
Os litotipos que caracterizam a associação de fácies FD apresentam grande
número de contatos dos tipos côncavo-convexo e reto, sendo raros os suturados, o que
evidencia um empacotamento normal (Figura 38 A, B, C). As lâminas LS-04 e LS-05,
pertencentes à litofácies ARF-xi, evidenciam um empacotamento frouxo, com menor
número de contatos entre grãos, configurando a maior porosidade da seqüência eólica
(Figura 38 D).
Os litotipos característicos da associação de fácies Fluvial Efêmera apresentam
menor quantidade de contatos entre grãos em relação à associação eólica, definindo
um empacotamento normal. A compactação das argilas infiltradas do tipo agregado
gerou pseudomatriz.
Figura 38 – Fotomicrografias com analisador. A: Contato Côncavo-convexo entre grãos de quartzo e
deformação de biotita durante a compactação. Litofácies ARM-xi (Lâmina LS-6). B: Contatos côncavo-
convexos e retos. Litofácies ARGM-xi (Lâmina LS-2). C: Empacotamento fechado da Litofácies ARM-xi (LS-
07) com deformação de muscovita. D: Empacotamento frouxo da Litofácies ARF-xi (LS-4).
A B
C D
84
Dissolução dos Grãos do Arcabouço
A dissolução por pressão é um processo que ocorre entre os grãos durante o
soterramento e em presença de água. Com o soterramento de um pacote sedimentar,
há um aumento de pressão sobre os grãos do arcabouço. Esta é transmitida ao
sedimento e, no nível dos contatos entre os referidos grãos, tal pressão se concentra.
As concentrações pontuais de pressão, associadas à percolação de fluidos,
promovem a dissolução de grãos, resultando na geração de contatos côncavo-
convexos, ou mesmo, suturados. A dissolução, em geral, libera íons de SiO2, que
precipitam na superfície dos grãos, promovendo crescimentos secundários e contatos
suturados (microestilolíticos). Existem várias hipóteses sobre este processo. Segundo o
Princípio de Riecke, a solubilidade aumenta nos contatos entre grãos face ao aumento
da pressão, ocorrendo a recristalização do material assim liberado nas zonas de menor
pressão. Outra hipótese postula que entre os grãos podem ser encontrados finos filmes
argilosos que, sob pressão, liberam íons K+ na superfície de contatos entre os grãos.
Este cátion criaria um micro ambiente alcalino, promovendo a dissolução do quartzo
(rico em SiO2). A sílica liberada neste processo, normalmente, é precipitada nas zonas
de menor pressão sobre os grãos (Bates & Jackson, 1980).
Nos litotipos estudados, os grãos de quartzo apresentam feições de dissolução
em suas bordas e o feldspato contém porosidade intragranular. A dissolução parcial ou
total dos grãos do arcabouço gera um aumento da porosidade, como conseqüência
imediata desde evento. Porém, os íons liberados podem ser precipitados nos espaços
intergranulares, comprometendo o aumento efetivo da porosidade secundária.
A dissolução parcial dos grãos de quartzo foi mais efetiva nos litotipos de menor
granulometria (ARF-xi). Esta evidência pode ser explicada pelo fato de que os grãos
menores possuem maior superfície de contato, onde as reações de dissolução ocorrem
primariamente. Os litotipos de granulometria média também sofreram dissolução
parcial de quartzo (Figura 39).
85
Neoformação de Minerais de Argila
Nas lâminas descritas, os argilominerais são constituídos predominantemente
de esmectitas e ilitas, é identificada subordinadamente clorita (Figura 40).
A Formação Sergi caracteriza-se por arenitos em grande parte depositados
num sistema fluvial de rios entrelaçados, estabelecido sob um clima árido a semi-árido,
durante o Neojurássico (Netto et al.,1982; Bruhn & De Ros, 1987). Grande parte dos
argilominerais singenéticos infiltraram-se nos espaços porosos destes arenitos, após
terem sido transportados em episódios de enxurradas. Em áreas com clima árido, a
drenagem e lixiviação dos cátions básicos (Ca, Mg) é pequena. Estes elementos
tendem a se acumular nos perfis de alteração e em condições favoráveis (pH,
concentração de Ca e Mg) propiciam a formação de esmectitas (FitzPatrick, 1980;
Righi & Meunier, 1995), justificando as observações petrográficas.
CC
Figura 39 – Lâmina LS-02 (ARM-xi), grãos com feições de dissolução e cominuição. Contato côncavo-convexo (CC); alargamento de poro por dissolução (AP).
AP
86
Precipitação e Substituição dos constituintes por Sílica
Nas duas associações de fácies analisadas (FD e FE) ocorreu precipitação de
sílica em seu espaço intergranular. Foram registradas 5 texturas: quartzo
microcristalino, substituição de grãos, envelopamento de grãos, silicificação de matriz
argilosa e crescimento de franja de calcedônia.
Nas litofácies da associação de fácies FD, algumas texturas identificadas
correspondem a: quartzo microcristalino ocupando o espaço intergranular (Figura 41A)
e substituição de grãos do arcabouço (Figura 41B).
Figura 40 – Fotomicrografia da lâmina LS-8a em nicóis cruzados. Ilita (IL), quartzo (Qz),
crescimento de quartzo (CQz), esmectita (ES).
Qz
CQz
IL
ESS
Fd
S
Figura 41 – Fotomicrografias - A: Lâmina LS-01, espaço intergranular ocupado por cimento silicoso
(CS) sob a forma de quartzo microcristalino. B: Lâmina LS-02, sílica (S) substituindo parcialmente
feldspato (FD). Fácies ARF-xi.
CS
B
A
87
Na lâmina LS-8a, representante da associação de fácies FE, foram descritas
três texturas, envelopamento de grãos, silicificação de matriz e crescimento de franja
de calcedônia. No envelopamento do grão a sílica exibe formas concêntricas ao redor
deste (Figura 42).
Na litofácies ARM-sd (LS-08) a matriz argilosa encontra-se silicificada, com a
formação de calcedônia e microcristais de quartzo (Figura 43). Além da substituição
parcial de feldspatos, feições de substituição completa de grãos também são
observadas em lâmina (Figura 44).
Figura 42 – Fotomicrografias - Lâmina LS-08, envelopamento de grão de
quartzo por sílica sob forma de calcedônia.
Envelope de
Calcedônia
Figura 43 – Lâmina LS-8B em luz plana, substituição de matriz por sílica microcristalina e
calcedônia.
Silicificação
de Matriz Calcedônia
88
5.3.2 Caracterização dos Estágios Diagenéticos dos Litotipos Estudados
Os arenitos da Formação Sergi são classificados geralmente como
subarcosianos, com predominância de feldspatos potássicos, grãos líticos são raros,
sendo eles geralmente chert ou fragmentos de filito.
Os eventos diagenéticos sumarizados no tópico anterior, bem como a
caracterização de argilas neoformadas, sugerem que as condições diagenéticas às
quais foram submetidos os litotipos estudados, as fases diagenéticas identificadas nos
litotipos estudados estão sumarizados na Tabela 05.
A infiltração de argila, a dissolução de feldspatos e a formação de esmectita
ocorrem no estágio durante a eodiagênese, em condições de soterramento de até 2 km
de profundidade. A presença de ilita-esmectita, ilita e clorita remetem ao estágio de
mesodiagênese, com condições de soterramento superiores a 2 km e temperaturas da
ordem de 70-250ºC.
Figura 44 – A e B: Lâmina LS-2 em nicóis paralelos e cruzados, substituição completa de mineral
(quartzo?) por quartzo microcristalino.
A B
89
EVENTO EODIAGÊNESE
MESODIAGENESE
RASA
MESODIAGÊNESE
PROFUNDA
TELODIAGÊNESE
Compactação
Infiltração de
Argila
Dissolução
Esmectita
Ilita-Esmectita
Clorita
Ilita
Precipitação de
Sílica
Microcristalina
Franja
Opala
Tabela 05 - Principais fases diagenéticas da Formação Sergi na área de estudo
90
5.4 PROVENIÊNCIA DOS LITOTIPOS ESTUDADOS
Dickinson et al. (1983) e Dickinson (1985) propuseram a utilização de
diagramas discriminantes para a determinação da proveniência de arenitos. Esta
técnica considera a concentração modal dos componentes detríticos, calculados a
partir da contagem de pontos em seções delgadas.
A utilização do gráfico proposto por estes autores indica que a proveniência
dos litotipos estudados seja de um Cráton interior - bloco continental (Figura 45). Nesse
caso, a fonte dos sedimentos na área de estudo, protolitos da Formação Sergi, seria o
Craton do São Francisco.
Nas lâminas da associação eólica foram descritos grãos de silcrete compondo
o arcabouço das rochas. Provavelmente estes grãos provêm de horizontes de
paleossolos silicificados formados em regiões de clima árido, como é o caso do clima
dominante durante a deposição da Formação Sergi. Em função da alta resistência à
erosão destes horizontes, a energia de um regime eólico seria incapaz de erodir e
transportar tais grãos. Assim a presença dos mesmos em sedimentos eólicos sugere
que o vento atuou retrabalhando sedimentos fluviais.
Figura 45 – Diagrama de Proveniência com a classificação dos litotipos estudados. Dickinson et
al. (1983).
91
5.4 MICROESTRUTURAS As estruturas rúpteis descritas no capítulo anterior foram também observadas
em escala microscópica, sendo elas o fraturamento e a cominuição de grãos ao longo
de bandas de cisalhamento (shear-band).
Fraturamento
Todas as litofácies da Associação FD apresentam fraturamento de grãos do
arcabouço. Estes grãos estão localizados preferencialmente próximos as bandas de
cisalhamento (shear-band), visto que o fraturamento precede o processo de
cominuição.
Cominuição de Grãos ao Longo de Bandas de Cisalhamento (Shear-Bands).
As litofácies que caracterizam a associação de fácies FD foram as mais
afetadas pela tectônica rúptil. A litofácies ARF-xi apresenta grãos subangulosos com
baixa esfericidade. Esta angulosidade dos grãos nesta litofácies resulta da intensa
cominuição de grãos gerados durante a ação da tectônica rúptil (Figura 45).
Shear-Band
Figura 45 – Fotomicrografia da lâmina LS-01. Grãos cominuidos ao longo de uma banda de
cisalhamento (Shear-Band) na litofácies ARF-xi.
Fraturamento de
grãos.
92
CAPÍTULO 6
CONCLUSÕES
A utilização de critérios de associação de fácies para a interpretação do
paleoambiente responsável pela sedimentação da Formação Sergi nos afloramentos
estudados permitiu chegar às seguintes conclusões:
Os processos responsáveis pela deposição dos litotipos estudados foram
controlados essencialmente pelo clima, representado por incursões fluviais efêmeras
durante períodos de maior umidade e prolongados períodos de aridez, onde
estabeleceu-se um regime essencialmente eólico com formação de dunas e lençóis de
areia. Este tipo de depósito é correlacionável com a Seqüência I da Formação Sergi,
descrita por Scherer et al. (2007) como arenitos finos a médios depositados por um
regime eólico e canais fluviais efêmeros.
A utilização da petrografia sedimentar permitiu classificar as rochas quanto a
sua composição, identificando os principais eventos diagenéticos que rochas foram
submetidas. A infiltração de argila foi um evento representativo nas fases diagenéticas
interpretadas, sendo descritas em todas as litofácies estudadas, com a presença de
cutículas e agregados maciços. A compactação mecânica foi o evento de maior
intensidade que as rochas foram submetidas, provocando um empacotamento normal
do arcabouço das rochas, com contatos retos, côncavo-convexo e suturados. A
identificação das argilas neoformadas presentes nos litotipos estudados permitiu
interpretar as diferentes condições de soterramento, que variaram desde a
eodiagênese até a mesodiagênese profunda.
A precipitação de sílica ocorre provavelmente em uma fase posterior aos
eventos relacionados à neoformação das argilas descritas, isto é justificado pela
descrição de pseudomatriz silicificada nos arenitos fluviais (ARM-sd) e é coerente com
a interpretação da proveniência da sílica, que estaria relacionada com o evento de
dissolução de quartzo promovido pela tectônica rúptil observada no afloramento. Este
evento tectônico ligado a falha de bordo ocorreu durante a fase Rifte da Bacia do
Recôncavo, sendo que a diagênese que promoveu a neoformação das argilas é
Jurássica.
Os eventos diagenéticos e a tectônica rúptil aos quais os sedimentos da
Formação Sergi foram submetidos na área estudada impactaram diretamente na
93
qualidade do reservatório, tornando-a localmente um reservatório de baixa qualidade.
A porosidade foi afetada pela infiltração de argila com formação de cutílulas e
agregados maciços. A tectônica atuou na geração de fluidos silicosos que foram
precipitados no espaço intergranular, cimentando o reservatório. Registro de óleo
ocorre somente na litofácies ARF-xi (LS-04 e LS-05), sob a forma de manchas de óleo
morto. A tectônica também gerou falhas e fraturas selantes. Assim, a qualidade dos
reservatórios de óleo pode ser diretamente impactada em zonas de falha.
Novos estudos podem ser realizados no sentido de verificar se os impactos
causados pela tectônica rifte sobre os reservatórios Sergi se propagam ao longo da
Falha de Maragogipe.
94
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