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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

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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

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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

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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

iv

Aos meus pais, pela vida.

v

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).

19

Figura 01 – Mapa de localização da área de estudo.

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).

72

Figura 29 – Perfil composto com a localização das amostras coletadas para laminação.

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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ANEXOS