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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIAINSTITUTO DE GEOCINCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
ALEXANDRE DE JESUS PINHO
ANLISE PALEOCLIMTICA E PALEOAMBIENTAL COM BASE
EM ESPECTROMETRIA DE RAIOS-GAMA DAS FORMAES
ITAPARICA E GUA GRANDE: IMPLICAES NAS
CARACTERSTICAS DOS RESERVATRIOS NA PORO
NORDESTE DA BACIA DO RECNCAVO
Salvador2014
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ALEXANDRE DE JESUS PINHO
ANLISE PALEOCLIMTICA E PALEOAMBIENTAL COM
BASE EM ESPECTROMETRIA DE RAIOS-GAMA DAS
FORMAES ITAPARICA E GUA GRANDE: IMPLICAES
NAS CARACTERSTICAS DOS RESERVATRIOS NA
PORO NORDESTE DA BACIA DO RECNCAVO
Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de
Geocincias, Universidade Federal da Bahia, como requisito
parcial para obteno do grau de Bacharel em Geologia.
Orientador: MSc. Flvio Miranda de Oliveira
Co-orientador: Prof. Ccero da Paixo Pereira
Salvador2014
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TERMO DE APROVAO
ALEXANDRE DE JESUS PINHO
Salvador, 06 de fevereiro de 2014
ANLISE PALEOCLIMTICA E PALEOAMBIENTAL COM BASE
EM ESPECTROMETRIA DE RAIOS-GAMA DAS FORMAES
ITAPARICA E GUA GRANDE: IMPLICAES NASCARACTERSTICAS DOS RESERVATRIOS NA PORO
NORDESTE DA BACIA DO RECNCAVO
Monografia aprovada como requisito parcial para obteno do grau de Bacharel em Geo-
logia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
________________________________________________________
1 Examinador MSc. Flvio Miranda de Oliveira
PETROBRAS
________________________________________________________
2 Examinador Prof. Especialista Ccero da Paixo Pereira
IGEO-UFBA/ANP-UFBA
________________________________________________________
3 Examinador MSc. Roberto Rosa da Silva
IGEO-UFBA/PETROBRAS
________________________________________________________
4 Examinador DraOlvia Maria Cordeiro de Oliveira
IGEO-UFBA
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AGRADECIMENTOS
Aos meus pais, agradeo por me proporcionarem a vida, pelo apoio e ajudar sempre que pre-
ciso e por me amar. A vocs, meu muito obrigado e meu amor incondicional.
Agradeo ao meu orientador, Flvio, pela sua disponibilidade, pacincia, pelos bate papos,
dedicao, por estar sempre disposto a ajudar e ouvir. Muito obrigado.
Agradeo a todos os meus familiares e amigos, pelo carinho e por compreenderem a minha
ausncia, em diversos momentos.
Agradeo a todos os professores do curso de geologia pelo aprendizado e por contriburem
para minha evoluo acadmica e interesse pela Geologia.
minha namorada, conselheira e amiga, Luana, pelo seu companheirismo nos momentos de
alegria e nos momentos difceis desta minha longa caminhada e que nunca me deixou desistir
dos meus sonhos. Agradeo de corao pela sua tolerncia, compreenso e pacincia nos
meus momentos difceis. Serei eternamente grato.
A todos os meus amigos geolgicos que fizeram parte desta caminhada por me acompanha-
rem e por dividirmos bons e difceis momentos, momentos estes, que ficaram guardados em
minha memria e sero lembrados com alegria e a todos que fizeram parte desta caminhada.
Meus agradecimentos ao PRH-08 do convnio ANP-UFBA, pela concesso bolsa de estudos,
e ao coordenador desse programa, professor Hedison Sato, e ao pesquisador visitante, Ccero
da Paixo Pereira.
Aos funcionrios da PETROBRAS do Laboratrio de Sedimentologia e Estratigrafia que aju-
daram no meu trabalho de forma direta ou indireta: Clau, Iguatemi, Adilson, Tiago, Miriam,
Edson Gomes, Soninha, Edson Medeiros, Rodrigo, Carlson, Dora e ao gerente do setor de
Sedimentologia e Estratigrafia, Mrcio, por autorizar a cesso dos dados da Petrobras para
que este trabalho fosse elaborado e a todos os outros que me acolheram to bem.
Aos funcionrios do IGEO Aldacir, Mrcia, Andr, Alberto, Boal, Caetano, Deraldo e Gilpela constante boa vontade e auxlio.
Muito obrigado a todos que contriburam de alguma forma para este momento.
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Os que se encantam com a prtica sem a cincia
so como os timoneiros que entram no navio sem
timo nem bssola, nunca tendo certeza do seu
destino. (Leonardo da Vinci)
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RESUMO
Este trabalho resulta da anlise sedimentolgica e interpretao paleoambiental das
formaes Itaparica e gua Grande que ocorrem no Compartimento Nordeste da Bacia doRecncavo. O estudo foi embasado em 91 metros de amostras de testemunhos de dois poos
perfurados na rea. A abordagem paleoclimtica do intervalo observou a quantificao dos
elementos K, U e Th presentes na seo investigada.
A descrio sedimentolgica e estratigrfica identificou 15 litofcies agrupadas em
quatro associaes de fcies genticas: lacustre, fluvial meandrante, fluvial efmero e elico.
A organizao na sucesso vertical desse conjunto de fcies assinalou nos dois poos um ciclo
basal de aridizao-umidificao ascendentee, em direo ao topo do intervalo, um ciclo dearidizao ascendente.
A partir dos perfis geofsicos de raios-gama espectrais foram criados modelos paleo-
climticos que tiveram uma boa correspondncia com a anlise sedimentolgica e estratigrfi-
ca.
A positiva correlao dos modelos propostos sugere que as razes Th/K e Th/U podem
ser usadas como indicadores paleoclimticos em sees que sofreram forte influncia climti-
ca.
Palavras-chave: Bacia do Recncavo; Formaes Itaparica e gua Grande; raios-gama es-
pectrais; indicadores paleoclimticos.
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ABSTRACT
This paper is the results from the paleoambiental interpretation and sedimentological
analysis of the Itaparica and gua Grande Formations, northeast Reconcavo basin. The study
was based on 91 meters of sampled cores taken from two wells drilled at the area. Through a
paleoclimatic approach it was possible to quantify the elements K, U, Th contained on the
investigated section.
The stratigraphic and sedimentological description indentified 15 litofacies that was
grouped as four different paleoambients: lacustrine, meandering fluvial, ephemeral fluvial and
eolic. The vertical organization of these environments demonstrated a drying-wetting upwad
cycle at the base and a drying upwardcycle, for both wells.
From the geophisycal logs of Spectral Gamma Ray it was created paleoclimatic mod-
els that correspond greatly with the sedimentological and stratigraphic description.
The positive correlation between the models suggests that the Th/K and Th/U ratios
can be used as paleoclimatic indicators for strongly climatic influenced sections.
Keywords: Recncavo Basin; Itaparica and gua Grande Formations; Spectral Gam-
ma Ray; Paleoclimatic indicators.
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LISTA DE FIGURAS
Figura 2.1: Localizao da Bacia do Recncavo no contexto do Rifte Recncavo Tucano
Jatob. . ..................................................................................................................................... 16Figura 2.2: Domnios estruturais no embasamento em torno do rifte do Recncavo Tucano
Jatob. ...................................................................................................................................... 17Figura 2.3: Carta estratigrfica da Bacia do Recncavo. ........................................................ 18Figura 2.4: Seo geolgica esquemtica NW-SE, ilustrando o sistema de meio-grben da
Bacia do Recncavo. ............................................................................................................... 20Figura 2.5: Localizao dos principais campos de produo de leo e gs da Bacia do
Recncavo. Em destaque o campo de Fazenda Blsamo. ....................................................... 21Figura 3.1: Desenvolvimento de um pavimento de deflao. ................................................. 25Figura 3.2: Desenvolvimento de um ventifacto. ...................................................................... 25Figura 3.3: Tipos de transporte elico: rolamento, saltao e suspenso. ................................ 26Figura 3.4: Processos gravitacionais na face frontal da duna. .................................................. 27Figura 3.5: Formao das marcas onduladas. ........................................................................... 28Figura 3.6: Classificao do tipo de estratificao de marcas onduladas de acordo com o
ngulo de cavalgamento relativo inclinao do dorso da forma de leito e a presena ou
ausncia de laminaes cruzadas. ............................................................................................. 29Figura 3.7: Classificao de dunas. (A) Tipos morfolgicos. (B) Tipos morfodinmicos....... 30Figura 3.8: Comparao entre as classificaes morfodinmicas e morfolgicas. ................. 31Figura 3.9: Variaes das zonas de interdunas de acordo com o nvel de saturao de areia .. 31Figura 3.10: Formao da laminaopin stripe. ..................................................................... 34Figura 3.11: Fluxo no rio mostrando a sinuosidade da linha do talvegue e o controle da
eroso. ....................................................................................................................................... 35Figura 3.12: Grfico de velocidade do fluxo versustamanho dos gros mostrando o campo deestabilidade das formas de leito arenosas. . .............................................................................. 37Figura 3.13 Padro de fluxo prximo aos limites da forma de leito. ................................... 38Figura 3.14: Padres bsicos de canais fluviais. ...................................................................... 40Figura 3.15: Arquitetura deposicional de um rio entrelaado. ................................................ 40Figura 3.16: Arquitetura deposicional de um rio meandrante. ................................................ 42Figura 3.17: Perfil de equilbrio de sistemas fluviais que corresponde ao nvel de base
estratigrfico em sucesses aluviais. ........................................................................................ 45Figura 3.18: Lago hidrologicamente aberto. ........................................................................... 47
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Figura 3.19: Lago hidrologicamente fechado. ......................................................................... 47Figura 3.20: Estratificao trmica dos lagos de gua-doce. A sedimentao controlada pela
densidade da estratificao acima e abaixo da thermocline. .................................................... 48Figura 3.21: Arquitetura deposicional dos lagos de gua-doce. .............................................. 49Figura 3.22: Espectro de emisso dos raios-gama de minerais radioativos. ........................... 52Figura 3.23: Curvas de resposta dos elementos K, U e Th. ..................................................... 53Figura 3.24: Diagrama mostrando como o clima controla as abundncias relativas dos argilo-
minerais caolinita e ilita, e dos elementos K, U e Th nos sedimentos. ................................... 55Figura 4.1: Foto de detalhe das litofcies reconhecidas nas Formaes Itaparica e gua
Grande, poro nordeste da Bacia do Recncavo. Para identificao, vide tabela 4-1. ........... 60Figura 4.2: Anlise sequencial de testemunhos e modelo paleoclimtico proposto para o Poo1. ............................................................................................................................................... 68Figura 4.3: Anlise sequencial de testemunhos e modelo paleoclimtico proposto para o Poo
2. ............................................................................................................................................... 69Figura 5.1: Modelo paleoclimtico proposto com base nas curvas das razes Th/K e Th/U
para o Poo 1. ........................................................................................................................... 72Figura 5.2: Modelo paleoclimtico proposto com base nas curvas das razes Th/K e Th/U
para o Poo 2. ........................................................................................................................... 73
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LISTA DE TABELAS
Tabela 4-1: Principais caractersticas descritivas e processos genticos das litofcies das Fm.Itaparica e gua grande. ........................................................................................................... 57
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SUMRIO
1 INTRODUO .............................................................................................................. 14
1.1 OBJETIVOS ................................................................................................................. 14
1.2 JUSTIFICATIVAS ....................................................................................................... 14
1.3 METODOLOGIA ......................................................................................................... 14
2 GEOLOGIA REGIONAL ............................................................................................. 16
2.1 ABACIADORECNCAVO ...................................................................................... 16
2.1.1 Evoluo tectono-sedimentar ............................................................................... 172.1.1.1 Supersequncia Paleozoica .......................................................................... 17
2.1.1.2 Supersequncia Pr-Rifte ............................................................................. 17
2.1.1.3 Supersequncia Rifte .................................................................................... 18
2.1.1.4 Supersequncia Ps-rifte .............................................................................. 19
2.1.2 Arcabouo estrutural ............................................................................................ 19
2.2 FORMAESITAPARICAEGUAGRANDE ....................................................... 21
3 FUNDAMENTAO TERICA ................................................................................. 24
3.1 SISTEMASELICOS ................................................................................................. 24
3.1.1 Processos elicos .................................................................................................. 24
3.1.1.1 Eroso elica ................................................................................................ 24
3.1.1.2 Transporte elico .......................................................................................... 25
3.1.1.3 Deposio elica .......................................................................................... 26
3.1.2 Morfologia e tamanho das acumulaes de areia ............................................... 27
3.1.2.1 Marcas onduladas ........................................................................................ 27
3.1.2.2 Dunas ............................................................................................................ 28
3.1.2.3 Draas ............................................................................................................ 30
3.1.3 Lenis de areia ................................................................................................... 31
3.1.4 Acumulao e tipos de sistemas elicos ............................................................... 32
3.1.4.1 Sistemas elicos secos .................................................................................. 32
3.1.4.2 Sistemas elicos midos ............................................................................... 33
3.1.4.3 Sistemas elicos estabilizados ...................................................................... 333.1.5 Preservao de sistemas elicos .......................................................................... 33
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3.1.6 Caractersticas dos depsitos elicos .................................................................. 34
3.2 SISTEMASFLUVIAIS ................................................................................................ 34
3.2.1 Processos erosivos ................................................................................................ 35
3.2.2 Processos de transporte e deposio ................................................................... 36
3.2.3 Classificao de canais fluviais ........................................................................... 39
3.2.3.1 Rios Entrelaados ......................................................................................... 40
3.2.3.2 Rios Meandrantes ......................................................................................... 41
3.2.3.3 Rios retos e anastomosados .......................................................................... 42
3.2.4 Sistemas fluviais efmeros .................................................................................... 43
3.2.5 reas externas aos canais .................................................................................... 43
3.2.6 Acumulao em sistemas fluviais ......................................................................... 453.3 SISTEMASLACUSTRINOS ...................................................................................... 46
3.3.1 Lagos e Ambientes lacustrinos ............................................................................. 46
3.3.2 Lagos de gua-doce ............................................................................................. 47
3.3.2.1 Hidrologia dos lagos de gua-doce ............................................................. 47
3.3.2.2 Depsitos das margens dos lagos ................................................................. 48
3.3.2.3 Depsito das pores profundas .................................................................. 49
3.3.3 Lagos efmeros ..................................................................................................... 503.3.4 Controles da deposio lacustrina ....................................................................... 50
3.4 RAIO-GAMAESPECTRAL (GAMMA RAYSPECTRAL) ................................................... 51
3.4.1 Propriedade do raio gama ................................................................................... 51
3.4.2 K, U e Th nas rochas sedimentares ...................................................................... 53
3.4.3 Anlise paleoclimtica usando o raio gama espectral ......................................... 54
4 ANLISE SEDIMENTOLGICA E ESTRATIGRFICA DOS TESTEMUNHOS
DAS FORMAES ITAPARICA E GUA GRANDE ..................................................... 56
4.1 FCIESSEDIMENTARES ......................................................................................... 56
4.2 ASSOCIAODEFCIES ........................................................................................ 64
4.2.1 Associao de fcies lacustre (L) ......................................................................... 64
4.2.2 Associao de fcies fluvial meandrante (Fm)..................................................... 64
4.2.3 Associao de fcies fluvial efmero (Fe) ............................................................ 65
4.2.4 Associao de fcies elicas (E) .......................................................................... 65
4.2.5 Anlise paleoclimtica com base nos testemunhos .............................................. 66
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5 O SINAL DO K, U E TH NAS FORMAES ITAPARICA E GUA GRANDE E
A INTERPRETAO PALEOCLIMTICA ..................................................................... 70
6 CONCLUSES ............................................................................................................... 74
7 REFERNCIAS ............................................................................................................. 75
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1 INTRODUO1.1 OBJETIVOS
Os recursos bsicos adotados em estudos estratigrficos de alta resoluo, tais como
os perfis eltricos e anlises de fcies sedimentares, nem sempre se mostram suficientes para
o pleno entendimento evolutivo de uma sucesso sedimentar, em especial nas de origem con-
tinental. A espectrometria de raios-gama, originalmente experimentada na prospeco mine-
ral, revela-se como uma til ferramenta aplicada em estudos sedimentolgicos. O seu uso
integrado a outras tcnicas analticas pode responder como um indicador paleoclimtico, cor-
roborando anlises estratigrficas.
A principal tarefa deste trabalho consiste em integrar dados de rocha e de perfis com
objetivo de propor um modelo deposicional evolutivo e estabelecer parmetros para superar
as dificuldades de correlaes.
1.2 JUSTIFICATIVASAs formaes Itaparica e gua Grande, prximo borda nordeste do Recncavo, mos-
tram um comportamento estratigrfico anmalo. Em relao a outros compartimentos estrutu-
rais da bacia, essas unidades revelam uma reduo significativa em suas espessuras, dificul-
tando a individualizao, e, por consequncia, o mapeamento das zonas produtoras inseridas
no intervalo.
Estudos preliminares das formaes Itaparica e gua Grande, com base em caracters-
ticas texturais e composicionais, sugerem haver um forte controle dos atributos deposicionais
primrios, que, por sua vez, mantm estreito vnculo com as condies paleoclimticas vigen-
tes poca do registro sedimentar, sobre a qualidade dos reservatrios dessas unidades.
possvel adotar essas caractersticas nas anlises e correlaes nos campos de petrleo.
1.3 METODOLOGIAA realizao dessa monografia seguiu uma metodologia que pode ser dividida em trs
partes, que consistem na pesquisa bibliogrfica, aquisio de dados e tratamento de dados.
Pesquisa bibliogrfica
Consiste em uma etapa importante na realizao de qualquer trabalho e foi realizadadurante toda a realizao da monografia. Foram consultados trabalhos sobre os diversos temas
do projeto, tais como, Bacia do Recncavo, Formaes Itaparica e gua Grande, sedimento-
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logia, sistemas deposicionais elicos, fluviais e lacustres e Aplicao dos raios-gama espec-
trais no estudo paleoambiental.
Aquisio de dados
Etapa realizada no Laboratrio de Sedimentologia e Estratigrafia da Petrobras, Unida-
de de Operaes da Bahia (UO-BA). Consistiu na descrio macroscpica e sistemtica de
testemunhos de dois poos (Poo 1 com 46 metros e Poo 2 com 45 metros) na regio nordes-
te da Bacia do Recncavo e na manipulao dos dados de raios-gama espectrais existentes nos
dois poos. Para tanto, foram utilizados recursos oferecidos pelo programa Anasete Anlise
Sequencial de Testemunhos, de propriedade da Petrobras.
A anlise dos testemunhos seguiu procedimentos adotados pela Petrobras, a saber:composio, cor, granulometria, organizao interna, espessura, geometria. Durante a realiza-
o desta fase, foram selecionados intervalos de testemunhos para serem fotografados, a fim
de ilustrar caractersticas observadas.
A anlise dos dados dos raios-gama espectrais dos poos tambm foi feita no Anasete.
Primeiro, os dados foram colocados na mesma unidade (ppm), j que as concentraes do K
dada em porcentagem e do Th e U em ppm. Em seguida, foram produzidas as razes Th/K e
Th/U que serviram como base para a anlise paleoclimtica.
Tratamento de dados
Compreendeu uma etapa na qual os dados adquiridos na fase anterior foram integrados
e interpretados.
As litofcies sedimentares foram individualizadas levando em considerao suas ca-
ractersticas quanto composio, granulometria e estruturas sedimentares. Em seguida, as
litofcies foram agrupadas em associaes de fcies observando-se suas caractersticas gene-ticas em termos deposicionais. A partir das associaes de fcies propostas, partiu-se para a
interpretao paleoclimtica, considerando-se tanto os dados de rocha como as razes Th/K e
Th/U medidas continuamente nas amostras de testemunhos.
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2 GEOLOGIA REGIONAL2.1 A BACIA DO RECNCAVO
A Bacia do Recncavo localizada no Estado da Bahia, Nordeste do Brasil, faz parte do
Rifte intracontinental do Recncavo-Tucano-Jatob (Figura 2.1), formado no Eocretceo,
durante os estgios precoces da abertura do Oceano Atlntico Sul e preservado como um ra-
mo abortado durante a evoluo da margem Leste do Brasil. Ocupa uma rea de aproximada-
mente 11.500 km2. Seus limites so dados a norte e noroeste pelo Alto de Apor (que separa a
Bacia do Recncavo da Bacia do Tucano Sul), a sul pelo Sistema de Falhas da Barra, a oeste
pela Falha de Maragogipe e a leste pelo Sistema de Falhas de Salvador.
Figura 2.1: Localizao da Bacia do Recncavo no contexto do Rifte Recncavo Tucano Jatob.Modificado de Sbrissa (2008).
O embasamento cristalino da Bacia do Recncavo representado predominantemente
por gnaisses granulticos arqueanos pertencentes ao Bloco Serrinha, a oeste e norte; aos cintu-
res Itabuna-Salvador-Cura, a oeste-sudoeste; e Salvador-Esplanada, a leste-nordeste
(SILVA et al.2007) como visto na Figura 2.2.
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Figura 2.2: Domnios estruturais no embasamento em torno do rifte do Recncavo Tucano Jatob.Adaptado de Magnavita (1996).
2.1.1 Evoluo tectono-sedimentarA seo sedimentar da Bacia do Recncavo, cuja espessura mxima superior a 6km
no Baixo de Camaari, composta da base para o topo, pelas formaes Afligidos, Aliana,
Sergi, Itaparica, gua grande, Candeias, Maracangalha, Marfim, Pojuca, Taquipe, Salvador,
So Sebastio, Marizal, Sabi e Barreiras (CAIXETA et al, 1994) (Figura 2.3). O preenchi-
mento da Bacia pode ser dividido em quatro estgios (SILVA et. al.2007): Supersequncias
Paleozoica, Pr-Rifte, Rifte e Ps-Rifte.
2.1.1.1 Supersequncia PaleozoicaO preenchimento da Bacia do Recncavo teve incio no Paleozoico durante a fase si-
nclise, em contexto de bacia intracratnica. representada pela Formao Afligidos, cujos
registros dos membros Pedro (arenitos, lamitos algais e evaporitos) e Cazumba (pelitos e
lamitos vermelhos lacustres) expressam condies climticas ridas. Silva et al.(2007) sugere
que na deposio dos sedimentos da Formao Afligidos houve uma tendncia geral regressi-
va, iniciando com uma sedimentao marinha rasa que grada para sistemas lacustres e para
bacias evaporticas.
2.1.1.2 Supersequncia Pr-RifteA fase pr-rifte rene os depsitos relacionados ao estgio inicial de flexura da crosta,
em resposta aos esforos distensionais que originou o sistema de riftes do eocretceo. Este
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Figura 2.3: Carta estratigrfica da Bacia do Recncavo. Fonte: Silva et al., 2007 apudWiederkehr,2008.
estgio insere-se no contexto da Depresso Afro-Brasileira. Para Silva et al., (2007), esta se-
dimentao realizou-se com grandes ciclos lacustre-flvio-elicos, representados, da base
para o topo, pelos membros Boipeba e Capianga, da Formao Aliana, e pelas formaes
Sergi, Itaparica e gua Grande.
2.1.1.3 Supersequncia RifteO estgio rifte composto por sedimentos correspondentes a um clima mais mido, e
sistemas deposicionais lacustre, fluvial, deltaico e de leques aluvionares. Inclui as formaes
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Candeias, Maracangalha, Marfim, Pojuca, Taquipe, Salvador e So Sebastio. Supe-se que a
sucesso estratigrfica identificada na Bacia do Recncavo tenha sido caracterizada por um
estgio inicial de lago profundo, progressivamente assoreado em estgios mais tardios. Os
folhelhos, calcilutitos e arenitos turbidticos do Membro Gomo da Formao Candeias teste-
munham a fase inicial de incremento batimtrico resultante da conjugao de um clima mais
mido, intensificao da atividade tectnica, estruturao da bacia em reas plataformais pou-
ca e depocentros com elevadas taxas de subsidncia. Nessa poca, como ao longo de todo o
Andar Rio da Serra, oscilaes do nvel do lago relacionadas a variaes climticas podem ter
resultado na exposio e eroso das reas plataformais (SILVA et al., 2007). Calcarenitos
oolticos/oncolticos associam-se subordinadamente s reas mais estveis e rasas.
2.1.1.4 Supersequncia Ps-rifteA fase ps-rifte ocorreu do Aptiano ao Albiano inferior (112 Ma), sendo representada
pela Formao Marizal. Uma discordncia angular separa a tectonosequncia do eocretceo
da Formao Marizal, que constituda por arenitos finos a grossos, cinza a amarelos, com
estratificaes cruzadas (CAIXETA et al., 1994). Esta unidade cobre cerca de 75% do Rifte
Recncavo-Tucano-Jatob, tendo uma menor rea de exposio na Bacia do Recncavo, onde
sua espessura da ordem de 50m. A discordncia na base da Formao Marizal correlaciona-
se com a discordncia de ruptura continental que comumente precede a fase de deriva conti-
nental.
2.1.2 Arcabouo estruturalA unidade tectnica fundamental da Bacia do Recncavo um sistema de meio-
grben, caracterizada por um sistema de falhas normais, sintticas e antitticas, com orienta-
es N30-40E (Figura 2.4), cuja histria tectnica e sedimentar revela o estgio inicial da
evoluo do Atlntico Sul, no qual o processo de rifteamento foi abortado durante o Aptiano.
O trend geral NE-SW dos blocos que constituem a Bacia do Recncavo interrompi-
do por zonas de falha transversal com direo NW-SE, reconhecidas, inicialmente, como fa-
lhas de transferncias, a exemplo das falhas de Mata-Catu e Itanagra-Aras. Destro et. al.
(2003 apudMAGNAVITA et. al.1996) interpretaram estas falhas transversais como sendo
constitudas por falhas de alvio, geradas para compensar a variao do rejeito ao longo das
falhas de Salvador (falha de borda do Recncavo) e do Tombador (limite leste do Alto de
Apor) (MAGNAVITA et. al., 1996).
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Figura 2.4: Seo geolgica esquemtica NW-SE, ilustrando o sistema de meio-grben da Bacia doRecncavo. Modificado de Magnavita et. al.(1996).
A rea de estudo est localizada na poro nordeste da Bacia do Recncavo (Figura2.5). O compartimento nordeste da bacia ocupa uma rea aproximada de 1500 km2e est po-
sicionado entre o Alto de Salvador, a leste e a sudeste, o Alto de Apor, a norte e a noroeste, e
a Falha de ItanagraAras, a sudoeste (OLIVEIRA, 2005). A rea de interesse encontra-se
no municpio de Esplanada, no Campo da Fazenda Blsamo, a cerca de 140 km ao norte de
Salvador.
A coluna sedimentar da rea enfocada composta, da base para o topo, pelas forma-
es Aliana, Sergi, Itaparica, gua Grande, Candeias, Salvador e pelas rochas do Grupo Bar-reiras.
Os principais reservatrios da rea correspondem aos arenitos das formaes Candei-
as, gua Grande, Itaparica e Sergi. Ocorrem tambm acumulaes menores nas rochas fratu-
radas do Grupo Estncia (OLIVEIRA, 2005).
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Figura 2.5: Localizao dos principais campos de produo de leo e gs da Bacia do Recncavo. Emdestaque o campo de Fazenda Blsamo. Fonte: Dias Filho, 2002 apud Oliveira, 2005.
2.2 FORMAES ITAPARICA E GUA GRANDEAs Formaes Itaparica e gua Grande constituem as unidades basais do Grupo Santo
Amaro. Elas foram depositadas no incio do Andar Rio da Serra (Cretceo Inferior) (Figura
2.3). Existem, pelo menos, dois modelos relacionados aos processos sedimentolgicos e estru-
turais envolvidos em suas deposies.Para Medeiros & Ponte (1981 apud WIEDERKEHR 2008), estas formaes foram
depositadas em uma Bacia do Recncavo j individualizada, com subsidncia epirognica
mais acentuada a sudeste. A depresso possua falhamentos tensionais incipientes nesse per-
odo, assim controlando parcialmente a deposio. Os lagos profundos e a sedimentao sinte-
ctnica marcaram o incrementam da taxa de subsidncia que levou fase de alta tafrogenia.
As modestas progradaes internas, que resultaram nos depsitos da Formao Itaparica, fo-
ram motivadas pelo soerguimento da rea fonte (MEDEIROS & PONTE, 1981 apud
WIEDERKEHR, 2008).
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Segundo Figueiredo et al. (1994 apud WIEDERKEHR 2008) essas unidades foram
depositadas em uma fase transicional de implantao do sistema dominantemente lacustre em
uma extensa depresso intracratnica anterior ao rifteamento, denominada Depresso Afro-
Brasileira. O lago Itaparica se instalou e foi posteriormente assoreado por um sistema fluvial,
cuja plancie foi exposta por um tempo adequado para o desenvolvimento de uma plancie
elica.
A Formao Itaparica, de acordo com Inda et. al. (1978), pode ser compartimentada
em trs intervalos. A base da seo composta por folhelhos cinza-verdes que, quando in-
temperizados, possuem colorao verde-clara. Sua caracterstica principal a presena de
lminas de calcita nos planos de estratificao. Os folhelhos esto associados frequentemente
com calcrios e arenitos finos delgados. A seo intermediria preenchida quase sempre porum arenito quartzoso, fino a mdio, de cor cinza-branca, estratificao cruzada e espessura
mdia de 5 metros. Sobre este arenito encontram-se folhelhos semelhantes aos da base, mas
com duas camadas de folhelhos marrons que constituem excelentes guias estratigrficos
(INDA et. al.,1978). Do ponto de vista paleoambiental, a Formao Itaparica registra na sua
poro basal sedimentos lacustres e depsitos residuais de dunas elicas e, no topo, os depsi-
tos arenosos e pelticos esto associados a sistemas fluviais meandrantes.
A Formao gua Grande composta por uma srie de quartzo-arenitos e sub-arcsios depositados penecontemporaneamente (INDA et. al.,1978). Em certas reas, como
no Campo de Dom Joo, apresenta-se como um nico corpo de arenito quartzoso, limpo, de
granulometria mdia. Os arenitos da Formao gua Grande foram descritos por esses auto-
res como sendo finos a mdios, embora existam, subordinado a eles, camadas de gros gros-
sos, em geral subangulares e subarredondados e a estrutura interna mais frequente a lamina-
o interna paralela e horizontal. Muitas vezes, porm, os arenitos apresentam-se macios. De
acordo com Inda et. al.(1978), a Formao gua Grande est associada a sistemas fluviais decanais entrelaados que passam verticalmente para depsitos elicos de lenis de areia e de
dunas.
J Barroso & Rivas (1984 apud WIEDERKEHR, 2008) descreveram trs associaes
faciolgicas: (1) fluvial meandrante: ocorre na base e constituda por ciclos de granodes-
crescncia ascendente. Os ciclos iniciam com arenitos conglomerticos, gradando a arenitos
grossos e mdios com estratificao cruzada. No topo ocorrem os arenitos finos com climbing
ripples e folhelhos argilo-siltosos; (2) fluvial entrelaado: ocorre sobre a associao fluvial
meandrante e formada por arenitos mdios, moderadamente selecionados e sem gradao
granulomtrica. Apresente estratificao cruzada festonada ou planar; (3) elica: ocorre no
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topo e constituda por arenitos mdios, bem selecionados e arredondados, com estratificao
planar e gradao inversa, laminaes caractersticas de processos de fluxo de gros, queda de
gros e migrao de ripplescavalgantes transladantes.
A Carta Estratigrfica da Bacia do Recncavo (SILVA et al., 2007, apud
WIEDERKEHR, 2008) limita a Formao gua Grande; tanto na base, quanto no topo; com
discordncias erosivas. Em Guignone (1979 apud WIEDERKEHR 2008) admite o contato
diastemtico entre ambos e diz que os arenitos da Formao gua Grande esto geneticamen-
te relacionados aos pelitos Itaparica, pois h frequentes gradaes entre eles gerando tanto
lminas e fragmentos dos pelitos junto aos arenitos, quanto lminas de arenitos dentro dos
pelitos. Reconhece tambm um conjunto de ostracodes tpicos da Formao Itaparica em l-
minas pelticas intercaladas Formao gua Grande.O estabelecimento de um clima mais mido como processo de transio entre as For-
maes gua Grande e Candeias e a lenta subsidncia implicariam em um contato gradacio-
nal entre as formaes (FIGUEIREDO et al.,1994,apud WIEDERKEHR, 2008).
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3 FUNDAMENTAO TERICA3.1 SISTEMAS ELICOS
Os processos elicos so aqueles que envolvem o transporte e deposio de material
atravs do vento. A superfcie da Terra afetada pelo vento em vrias regies, mas os depsi-
tos elicos so dominantes numa faixa restrita de ambientes. O desenvolvimento dos depsi-
tos elicos resultado imediato do transporte. Esse processo de desenvolvimento funo do
suprimento sedimentar em um determinado espao de tempo, do volume de sedimento seco
exposto que o vento capaz de transportar e da capacidade de transporte do vento
(KOCUREK, 1998, 1999; KOCUREK & LANCASTER, 1999 apud OLIVEIRA, 2005).
Os depsitos arenosos dos sistemas elicos so caracterizados por serem composicio-
nalmente e mineralogicamente maturos, possurem estratificao cruzada de grande porte e os
sedimentos tm colorao amarelada/avermelhada devido s condies oxidantes.
3.1.1 Processos elicosOs processos elicos, tais como, eroso, transporte e deposio, so importantes agen-
tes geomorfolgicos. Eles ocorrem em uma variedade de ambientes deposicionais, incluindo
regies litorneas, plancies aluviais e desertos.
Antes do aparecimento das plantas terrestres, os processos elicos eram mais abundan-
tes, j que a ausncia de vegetao facilita a atuao dos ventos (SCHERER, 2004).
3.1.1.1 Eroso elicaO vento possui uma baixa capacidade de eroso das rochas devido a sua baixa viscosi-
dade. Apesar disso, ele consegue remover e transportar uma grande quantidade de sedimentos
inconsolidados em regies de clima rido a semirido por causa, principalmente, da ausncia
de vegetao e da baixa umidade do solo (SCHERER, 2004).
A deflao consiste na remoo e transporte pelo vento devido baixa competncia
dos gros de tamanho silte e areia e consequente concentrao das partculas de granulometria
mais grossa (Figura 3.1). Esse processo o principal tipo de eroso gerada pelo vento. Quan-
do a deflao dos depsitos alcana um patamar suficiente para criar uma cobertura contnua
de seixos e grnulos, a eroso elica cessa, formando, assim, um pavimento de sedimentos
grossos.
As rochas e os fragmentos de rochas num deserto esto sujeitos a um processo chama-
do de abraso elica que o desgaste de uma superfcie pelo contnuo choque de partculas
carregadas pelo vento. Esses clastos so chamados de ventifactos (Figura 3.2).
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Figura 3.1: Desenvolvimento de um pavimento de deflao. Fonte: Modificado Scherer (2004)
Segundo Scherer (2004), a inclinao das faces abrasadas dos ventifactos est sempre
voltada para o sentido contrrio do vento. Se a direo do vento variar ou o clasto sofrer um
deslocamento ou rotao, duas ou mais faces podem ser formadas.
Figura 3.2: Desenvolvimento de um ventifacto. Fonte: Modificado de Scherer (2004).
3.1.1.2 Transporte elicoPartculas de granolumetria areia grossa, grnulo e, mais raramente, seixo podem ser
transportadas pelo vento atravs do rastejamento, onde os gros rolam ou deslizam ao longo
do leito durante perodos com altas velocidades dos ventos (Figura 3.3). O rastejamento tam-
bm pode ser promovido por gros em movimentos que se chocam com outros gros imveis
maiores que podem rolar ou deslizar para frente. O tamanho, a forma e a densidade do gro
esto relacionados com a frequncia do processo de rastejamento.
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Figura 3.3: Tipos de transporte elico: rolamento, saltao e suspenso. Fonte: Modificado de Silva(2009) apudNascimento (2012).
Partculas mais finas (silte a areia mdia), os quais constituem o principal produto do
transporte elico, esto sujeitas ao processo de saltao (Figura 3.3). Um fluxo de ar sobre
gros inconsolidados exerce uma fora de empuxo nas partculas. Com o aumento da veloci-
dade do fluxo, a fora pode atingir um ponto que proporciona ao gro realizar um salto. A
intensidade da fora de empuxo proporcional velocidade e densidade do fluxo. Os gros
arremessados para cima fazem uma trajetria aproximadamente parablica. O choque ocasio-
nado na queda pode colocar outra partcula em saltao, o que prolonga o processo
(SCHERER, 2004). Para determinada velocidade do vento, os gros em movimento esto
restritos numa gama estreita de granolumetria e, com isso, a distncia que os gros saltam
similar para a maioria dos sedimentos em transporte. As marcas onduladas comeam a se
formar atravs desse processo.
As partculas muito finas (argila a silte fino) so transportadas como carga em suspen-
so (Figura 3.3). Essa poeira elica pode percorrer grandes distncias at serem depositadas.
3.1.1.3 Deposio elicaAlm dos processos trativos, responsveis pelo desenvolvimento de marcas onduladas
elicas, a face frontal da duna caracterizada por processos gravitacionais (SCHERER,
2004). Estes processos gravitacionais geram dois tipos distintos de depsitos: queda livre de
gros e fluxo de gros (Figura 3.4).
Queda livre de gros
A queda de gros ocorre quando o vento carrega os gros alm da crista da duna. Uma
reduo da capacidade de transporte do vento devido diminuio da velocidade do fluxo
permite que os gros se depositem.
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Figura 3.4: Processos gravitacionais na face frontal da duna. Fonte: Modificado de Nichols (2009).
Tal situao ocorre preferencialmente na face frontal da duna, onde se desenvolve uma
zona de separao de fluxo. Os gros que se encontram em suspenso e saltao perdem mo-mentume se depositam por queda livre (SCHERER, 2004).
Fluxo de gros
A face frontal da duna sofre sucessivos processos de queda livre de gros. Essa repeti-
o o principal mecanismo pelo qual a inclinao da face frontal excede o ngulo de repou-
so da areia seca (cerca de 34) induzindo, assim, o retrabalhamento das camadas pelo processo
de avalanche. De acordo com Scherer (2004), quando a areia encontra-se seca, os depsitos defluxo de gros formam corpos com a geometria de lnguas. Por outro lado, quando a areia
apresenta um certo grau de umidade e, portanto, de coeso interna, o transporte ocorre por
slide e slumping. Vrias estruturas sedimentares deformativas podem resultar destes processos
de avalanche.
3.1.2 Morfologia e tamanho das acumulaes de areiaOs processos de transporte e deposio pelo vento produzem acumulaes de areia.
Trs grupos de formas podem ser separados com base nas suas dimenses: marcas onduladas,
dunas e draas. Cada forma pertence a uma classe distinta onde no h formas transicionais
entre elas.
3.1.2.1 Marcas onduladasEnquanto o vento sopra sobre o leito de areia, os gros se movem, principalmente, por
saltao formando um tapete fino de gros em movimento. Os gros ficam temporariamente
em suspenso e quando eles retornam tm energia suficiente de choque para colocar outra
partcula em movimento. Irregularidades na superfcie e turbulncias no fluxo de ar criam
pacotes onde os gros se acumulam. Os gros nessas pilhas esto mais suscetveis de serem
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capturados pelo fluxo e colocados em movimento. Como a velocidade do vento constante
nesse intervalo de tempo, os gros se movem, aproximadamente, ao longo de uma mesma
distncia cada vez que saltam. O resultado uma srie de pacotes de sedimentos alinhados
perpendicularmente direo do vento com igual espaamento entre eles (Figura 3.5). Esses
pacotes constituem as cristas das marcas onduladas. As cavas entre as cristas so zonas de
sombra onde os gros no so facilmente capturados pelo vento e poucos saltos dos gros
terminam nessa zona. O comprimento de onda das marcas onduladas varia de alguns centme-
tros a poucos metros, e, sua altura de alguns centmetros.
Figura 3.5: Formao das marcas onduladas. Fonte: Modificado de Nichols (2009).
As marcas onduladas podem desenvolver-se em lenis de areia, regies de interduna
ou no dorso e na face frontal de dunas e draas(SCHERER, 2004). Ainda, segundo o citado
autor, as formas de leito passam a cavalgar umas sobre as outras. O resultado final a preser-vao de sucessivas formas superpostas, constituindo estratos transladantes cavalgantes. O
ngulo de cavalgamento varia dependendo do volume de sedimento e da taxa de migrao,
compondo trs tipos principais: supercrtico, crtico, e subcrtico.
O ngulo de cavalgamento crtico ocorre quando o ngulo de cavalgamento idntico
ao ngulo da superfcie do dorso da marca ondulada. O cavalgamento supercrtico quando o
ngulo de cavalgamento maior que o ngulo de inclinao do dorso da marca ondulada pre-
cedente e, finalmente, o ngulo de cavalgamento subcrtico aquele em que o ngulo de ca-
valgamento menor que o ngulo de inclinao do dorso da forma de leito precedente (Figura
3.6).
3.1.2.2 DunasAs dunas elicas so formas de leito com comprimento de onda entre 3-500m, e altura
que varia de 10 cm a 100m aproximadamente (SCHERER, 2004). Elas migram por saltao
dos gros na parte dorsal at a crista e por queda livre de gros e fluxo de gros na poro
frontal. A saltao normalmente forma marcas onduladas no dorso das dunas e os processosgravitacionais na parte frontal geram estratos cruzados internos.
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Figura 3.6: Classificao do tipo de estratificao de marcas onduladas de acordo com o ngulo decavalgamento relativo inclinao do dorso da forma de leito e a presena ou ausncia de laminaes
cruzadas. Fonte: Hubin (1977, apud SCHERER, 2004).
De acordo com Scherer (2004), as dunas elicas so classificadas segundo seus atribu-
tos morfolgicos (MCKEE, 1979 apudSCHERER, 2004) ou morfodinmicos (HUNTER et
al., 1983 apudSCHERER, 2004) (Figura 3.7).
A classificao morfolgica baseada nas caractersticas geomtricas, em observao
sinuosidade da crista, nmero de faces frontais, presena ou no de dunas superpostas, etc.
As mais comuns so linear, crescente e estrela (SCHERER, 2004).
Segundo Scherer (2004), a classificao morfodinmica feita de acordo com o posi-cionamento das formas de leito em relao ao vetor mdio dos ventos de uma determinada
rea (vetor resultante da direo de transporte). H trs tipos fundamentais: longitudinais,
oblquas e transversais (Figura 3.7). Ainda de acordo com Scherer (op. cit.), esta dupla classi-
ficao necessria porque os tipos morfolgicos e morfodinmicos nem sempre coincidem
(Figura 3.8).
Entre as dunas elicas ocorrem reas chamadas de interdunas. Apresentam extenses
variadas e suas distintas geometrias so controladas preferencialmente pela forma das dunas(SCHERER, 2004).
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Figura 3.7: Classificao de dunas. (A) Tipos morfolgicos. (B) Tipos morfodinmicos. Fonte: Modi-ficado de Kocurek (1991 apudSCHERER, 2004).
Segundo Ahlbrandt & Fryberger (1981 apud SCHERER, 2004), as regies de interdu-
nas podem ser caracterizadas por deflao ou deposio. As interdunas de deflao so for-
madas dominantemente em zonas saturadas (cobertura total de areia, com interdunas secas erestritas lateralmente) onde os sedimentos de interdunas so remobilizados e disponibilizados
para a construo de dunas elicas; j as interdunas deposicionais ocorrem preferencialmente
em zonas metassaturadas (interdunas midas, com amplas regies planas) (SCHERER, 2004)
(Figura 3.9).
3.1.2.3 DraasDraas so grandes formas de leito arenosas com altura variando entre 20 e 450m e
comprimento de onda de 300 a 5550m. Eles ocorrem somente onde o suprimento de sedimen-tos e as taxas de transporte so altos.
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Figura 3.8: Comparao entre as classificaes morfodinmicas e morfolgicas. Fonte: Kocurek(1991 apudSCHERER, 2004).
Figura 3.9: Variaes das zonas de interdunas de acordo com o nvel de saturao de areia. Fonte:Wilson (1971, apudSCHERER, 2004).
A descrio dos draas feita com a mesma terminologia bsica das dunas, porm,
adicionalmente, podem ser caracterizados pela superposio de dunas nas partes dorsal e fron-
tal. No caso onde dunas de mesmo tipo morfolgico so superpostas, o draa chamado de
composto. Por outro lado, quando diferentes dunas so superpostas, o draa designado de
complexo.
A migrao das dunas superimpostas a grandes draasque migram lentamente origina
uma geometria complexa de estratos no registro estratigrfico.
3.1.3 Lenis de areiaOs lenis de areias so reas no sistema elico onde no h embrionamento de dunas
e so caracterizados pela formao de marcas onduladas e, s vezes, por uma estrutura cha-
mada dezibar. Oszibarsso formas de leito com baixa amplitude (< 10m) e grande compri-
mento de onda (500m), formados dominantemente por sedimentos de granulometria grossa.
Os depsitos residuais dessas formas de leito consistem de estratos de baixo ngulo (< 15),
formadas por marcas elicas com ngulo de cavalgamento subcrtico (SCHERER, 2004). Os
lenis de areia variam em extenso desde pacotes de areias localizados (< 1km2) a grandes
estruturas geomorfolgicas (> 100000km2).
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O desenvolvimento dos lenis de areia ditado por uma variedade de fatores. De
acordo com Scherer (2004), esses controles podem atuar isolados ou em conjunto, e so assim
enumerados: (1) disponibilidade de areia limitada devido ao lenol fretico prximo super-
fcie ou cimentao; (2) inundaes peridicas que limitam o tempo disponvel para a for-
mao das dunas; (3) predominncia de frao granulomtrica maior que areia grossa, e (4)
presena de vegetao.
3.1.4 Acumulao e tipos de sistemas elicosKocurek & Havholm (1993 apud SCHERER, 2004) definiram acumulao elica co-
mo sendo uma deposio total de sedimento pelo vento atravs do tempo, gerando um corpo
tridimensional de estratos que pode ser incorporado no registro geolgico.
De acordo com Rubin & Hunter (1983 apudSCHERER, 2004), a acumulao est li-
gada migrao e ao cavalgamento de dunas elicas em relao superfcie deposicional,
definida pelos autores como sendo o plano que une as depresses de interdunas. Essa superf-
cie representa o equilbrio, onde acima dela h transporte de sedimentos e abaixo da qual ne-
nhuma partcula deslocada pelo vento.
Para que haja acumulao necessrio um balano positivo de sedimentos, ou seja,
volume que entra deve ser maior que o volume que sai de um determinado sistema elico.
Kocurek & Havholm (1993 apud OLIVEIRA, 2005) identificaram trs principais sis-
temas elicos definidos com base nos processos envolvidos na acumulao: sistemas secos,
midos e estabilizados.
3.1.4.1 Sistemas elicos secosTodo o sedimento no substrato em sistemas elicos secos potencialmente disponvel
para o transporte elico. Isso ocorre porque o nvel do lenol fretico se posiciona abaixo da
superfcie deposicional e nenhum fator de estabilizao controla a sedimentao. Kocurek &
Havholm (1993 apud SCHERER, 2004) dizem que os processos de deposio e eroso ao
longo do substrato so controlados unicamente pela configurao aerodinmica da rea consi-
derada. Os sistemas elicos secos requerem alto suprimento sedimentar, e so marcados pelo
cavalgamento de dunas elicas sem o desenvolvimento de interdunas planas (Figura 3.9).
Mountney & Howeel (2000 apud SCHERER, 2004) relatam que dois fatores associa-
dos determinam o ngulo de cavalgamento das formas de leito nos sistemas elicos secos:
taxa de subsidncia da bacia e influxo sedimentar. Quanto maior for o influxo sedimentar e a
taxa de subsidncia, maior ser o ngulo de cavalgamento das formas de leito.
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3.1.4.2 Sistemas elicos midosA definio dada por Kocurek & Havholm (1993 apud SCHERER 2004) para sistema
elico mido diz que nesse sistema, o nvel fretico ou sua franja capilar est prximo su-
perfcie deposicional. Portanto, deposio e eroso so controladas pela configurao aerodi-
nmica e umidade do substrato. Como consequncia direta, os depsitos de interduna, diferen-
temente do sistema elico seco, apresentam alto potencial de preservao.
Nestes sistemas, as reas de interdunas exibem uma variedade de estruturas sedimenta-
res, a exemplo daquelas formadas por fluxos subaquticos unidirecionais e oscilatrios, pas-
sando por inmeros tipos de estruturas de adeso, estrutura de bioturbao e gretas de contra-
o (SCHERER, 2004).
Em sistemas elicos midos, a acumulao marcada pela subida progressiva do nvelfretico em conjunto com um influxo sedimentar contnuo (SCHERER, 2004). Isso tende a
ocorrer em zonas metassaturadas.
3.1.4.3 Sistemas elicos estabilizadosEstes sistemas so similares aos sistemas midos, nos quais a gua pode ser conside-
rada como agente de estabilizao (SCHERER, 2004). De acordo com Kocurek & Havholm
(1993 apud SCHERER 2004), esses sistemas so aqueles nos quais algum outro fator, alm
do lenol fretico alto, estabiliza periodicamente ou continuamente o substrato.
Os fatores estabilizadores podem ser a vegetao, a cimentao, as superfcies residu-
ais de lama e outras feies.
3.1.5 Preservao de sistemas elicosEm sistemas marinhos, o nvel do mar corresponde ao nvel de base estratigrfico e
existe uma equivalncia entre o espao de acomodao e o espao de preservao de sedimen-
tos (JERVEY, 1988 apudSCHERER, 2004). J nos sistemas elicos, nem sempre existe esta
correspondncia. Nos sistemas elicos midos, o espao de acumulao e o espao de preser-
vao coincidem, pois ambos so controlados pelo lenol fretico. Entretanto, nos sistemas
elicos secos a acumulao pode ocorrer acima do espao de preservao (KOCUREK &
HAVHOLM, 1993 apud SCHERER, 2004).
Kocurek & Havholm (1994 apud SCHERER 2004) destacaram que os principais fato-
res de preservao dos sistemas elicos so: (1) incorporao da zona saturada; (2) superfcies
de estabilizao desenvolvidas pelo crescimento de vegetao ou qualquer outro fator que
aumente a resistncia eroso, e (3) subsidncia da acumulao abaixo do nvel de base de
eroso.
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3.1.6 Caractersticas dos depsitos elicosOs depsitos elicos ocorrem principalmente em ambientes ridos, onde a gua de
superfcie intermitente e h pouca ou nenhuma vegetao. Os depsitos de areia nessas reas
desrticas tm maturidade, tanto na composio quanto na textura. Possuem estratificaescruzadas de grande porte devido migrao de dunas e draas. A gradao inversa, chamada
de laminao pin stripe (Figura 3.10),pode ser encontrada em depsitos elicos (concentra-
o de material fino silte a areia muito fina nas calhas, e material mais grosso areia fina
a mdia nas cristas das marcas onduladas). As condies oxidantes que ocorrem nessas
reas dificultam a preservao de material fssil e responsvel pela colorao amarela-
da/avermelhada dos sedimentos.
Segundo Moraes & Gabaglia (1986 apud NASCIMENTO, 2012), nas intercalaesdos processos fluviais e elicos, podem ocorrer areia bem selecionada de origem elica reco-
brindo lamitos no topo de ciclos granodecrescentes ascendentes de origem fluvial.
Figura 3.10: Formao da laminaopin stripe. Fonte: Modificado de Nichols (2009).
3.2 SISTEMAS FLUVIAISNo registro estratigrfico, a representividade dos depsitos fluviais bastante grande.
Os rios foram inicialmente reconhecidos como os principais agentes de transporte e eroso.
No entanto, o seu papel como stio de acumulao e preservao foi inicialmente negligencia-
do.
Os rios podem acumular sedimentos nos canais ou nas plancies de inundao. O ta-
manho dos gros e as estruturas sedimentares nos depsitos dos canais so determinados pelo
suprimento dos detritos, do gradiente do rio, da descarga total e da variao sazonal do fluxo
(NICHOLS, 2009).
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A dinmica nos ambientes fluviais controlada por dois tipos de processos: (a) auto-
genticos, que representam o conjunto de mecanismos que ocorrem naturalmente internos ao
sistema fluvial, a exemplo da evoluo de meandros, e (b) alogenticos, que o conjunto de
agentes externos ao ambiente fluvial, como tectonismo, clima e mudanas relativas no nvel
do mar (em regies costeiras).
3.2.1 Processos erosivosOs dois principais processos erosivos nos sistemas fluviais esto relacionados inci-
so e migrao lateral dos canais. Ambos os processos so inerentes prpria dinmica dos
canais fluviais.
Inciso fluvial a eroso vertical do substrato que gera um aprofundamento do canal
(SCHERER, 2004). De acordo com Collinson (1996, apud SCHERER, 2004), as incises
esto relacionadas tanto a fenmenos autocclicos (aumento de descarga devido a mudanas
climticas ou rebaixamento do perfil de equilbrio fluvial), quanto alocclicos (avulso dos
canais decorrentes de processos hidrodinmicos e geomorfolgicos internos plancie aluvial)
e, portanto, esto vinculados a uma ampla faixa de escalas temporais.
A linha posicionada na parte mais profunda do canal chamada de talvegue(Figura
3.11). A existncia do talveguee a sua posio no canal so importantes para os processos
erosivos e deposicionais.
Figura 3.11: Fluxo no rio mostrando a sinuosidade da linha do talvegue e o controle da eroso. Fonte:
Modificado de Nichols (2009).
Em qualquer parte do rio, a poro mais prxima do talveguetem relativamente maior
velocidade do fluxo enquanto que a poro mais afastada tem velocidades de fluxo menores.
Os meandros se desenvolvem a partir da eroso das pores prximas ao talveguee deposio
no lado oposto. Migrao lateral o contnuo processo de eroso e deposio que ocorre nos
meandros.
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3.2.2 Processos de transporte e deposioExistem trs principais mecanismos de transporte e deposio nos sistemas fluviais:
fluxo de detritos, carga de fundo e carga em suspenso.
Fluxo de detritos
Fluxo de detrito uma mistura densa e viscosa de sedimento e gua. A quantidade de
gua nessa mistura pouca quando comparada com a quantidade de sedimento. A granulome-
tria dos sedimentos varia desde a frao argila at grandes blocos.
A ausncia de turbulncia (mistura densa e viscosa) resulta em depsitos pobremente
selecionados, embora alguma seleo possa acontecer localmente formando um depsito com
gradao inversa devido ao cisalhamento com a base do leito.A deposio ocorre quando a frico interna se torna to grande que o fluxo perde
momentume deposita. De acordo com Nichols (2009), geralmente h pouca mudana na es-
pessura entre as pores proximais e distais.
Carga de fundo
Carga de fundo o processo de transporte por trao dos gros ao longo do substrato.
Corresponde ao principal forma de transporte fluvial. Os gros maiores so deslocados porarrasto e rolamento, enquanto os menores so transportados por saltao. Quando um fluxo
aquoso que age sobre sedimentos no coesivos forte o suficiente para mover as partculas, o
leito moldado numa geometria com relevo vertical que varia de milmetros a alguns metros.
Essa geometria, chamada de forma de leito, depende basicamente das condies do fluxo e
das caractersticas dos sedimentos (Figura 3.12).
A classificao mais ampla das formas de leito em fluxo unidirecionais baseada no
regime de fluxo o qual a forma de leito se desenvolve. Esse conceito bastante utilizado pelos
sedimentlogos. Distinguem-se dois regimes de fluxo: inferior e superior. O regime de fluxo
inferior dominado por formas de leito que esto fora de fase com a superfcie da gua (baixa
taxa de transporte sedimentar carga de fundo); j o regime de fluxo superior dominado por
formas de leito que esto em fase com a superfcie da gua (alta taxa de transporte sedimentar
carga em suspenso).
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Figura 3.12: Grfico de velocidade do fluxo versustamanho dos gros mostrando o campo de estabili-dade das formas de leito arenosas. Fonte: Modificado de Ashley (1990 apudSCHERER, 2004).
Em leitos com quantidades predominantes de areia grossa, quando o fluxo excede a
fora necessria para mover os gros, a primeira forma de leito que fica em equilbrio com o
fluxo a forma de leito denominada de plano-paralela de fluxo inferior. Essa forma de leito s
se forma em sedimentos mais grossos que aproximadamente 0,7mm e caracterizada por uma
superfcie plana e baixa taxa de transporte de sedimentos. A limitao da forma plano-paralela
de fluxo inferior a gros relativamente mais grossos de areia indica que essa configurao seformar em fluxos relativamente mais turbulentos.
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Leitos com sedimentos mais finos que 0,7mm desenvolvem a forma de leito denomi-
nada marcas onduladas assim que as correntes excedem as foras necessrias para moverem
os sedimentos. A Figura 3.13 mostra o padro do fluxo que induzido prximo aos limites da
forma. O fluxo separado na crista e reconectado na cava causando um aumento da turbu-
lncia com consequentes processos erosivos nesse ponto. Quando os sedimentos na crista se
tornam instveis, sofrem avalanches na parte frontal onde so depositados. Esse processo
repetido vrias vezes e, assim, a forma migra na direo do fluxo.
Figura 3.13 Padro de fluxo prximo aos limites da forma de leito. Fonte: Modificado de Nichols(2009).
As marcas onduladas (ripples) variam em comprimento de aproximadamente 5cm at
0,6m e altura de 5mm at cerca de 5cm. As dimenses so independentes da profundidade do
fluxo. O ngulo dos sedimentos depositados na poro frontal varia de 25 a 30, que , apro-
ximadamente, o ngulo de repouso das areias finas a mdias.
Em planta, as formas das marcas onduladasvariam. A primeira que se forma quando o
sedimento comea a se mover sobre o leito chamada de crista reta (ripples2D) que, medi-
da que a velocidade do fluxo aumenta, se transforma na forma com crista irregular (ripples
3D). A limitao das marcas onduladas aos sedimentos mais finos indica que essa configura-
o se formar em fluxos relativamente mais calmos. Na verdade, o desenvolvimento das
marcas onduladas parece estar relacionado formao da chamada subcamada viscosa.
As dunas so as formas de leito que se desenvolvem com o aumento da velocidade do
fluxo. So similares s marcas onduladas, entretanto apresentam dimenses maiores. O com-
primento normalmente varia de 0,75m at mais que 100m e alcanam alturas que variam de
75cm at mais que 5 metros. As dunas so mais comuns em leitos onde a granulometria
maior que 0,15mm (areia fina). Diferentemente das ripples, o comprimento das dunas no
est relacionado com a granulometria e sim com a profundidade do fluxo. O aumento da pro-
fundidade aumenta o comprimento da duna. Essa relao sugere que a forma o resultado da
interao de todo o fluxo (e no somente a subcamada viscosa como nas ripples) com os se-
dimentos no leito.
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Existem basicamente dois tipos de dunas. Esses dois tipos diferem em vrias maneiras
e produzem estilos diferentes de estratificao cruzada. A duna 2D se desenvolve em fluxos
mais lentos que a duna 3D e tende a ser relativamente mais longa em comprimento, mais bai-
xa em altura e com crista reta.
Com o aumento da fora do fluxo, as dunas 3D se tornam mais longas e baixas e o n-
gulo da face frontal diminui. Essa duna, que a forma transicional entre o regime de fluxo
inferior e o superior, comumente chamada de duna washed-out.
medida que a altura desse tipo de duna se torna progressivamente menor, o seu
comprimento se torna progressivamente mais longo. Quando a altura atinge ordens milimtri-
cas e o comprimento ordens mtricas, a forma de leito chamada de plano-paralela de regime
de fluxo superior, marcando a o incio do regime do fluxo superior.O transporte de sedimento nas formas plano-paralelas de fluxo superior intenso e re-
alizado atravs da carga de fundo, saltao e, prximo ao limite do leito, o transporte parti-
cularmente alto. To alto que se forma uma camada de carpete de trao.
Carga em suspenso
a deposio dos sedimentos mais finos carregados pelos rios em condies de mais
baixa energia. Em rios cuja carga sedimentar dominantemente sltico-argilosa, a suspensode sedimentos consiste no principal tipo de transporte.
Quando uma partcula colocada em um corpo fluido de menor densidade, o corpo so-
fre uma acelerao, medida que ela se desloca para baixo, sob a ao da gravidade. Esse
movimento contraposto pelas foras de resistncia do fluido. Quando essas foras se igua-
lam ao peso de imerso da partcula, o gro passa a cair com velocidade constante, denomina-
da de velocidade de sedimentao, velocidade terminal, ou ainda, velocidade de Stokes.
3.2.3 Classificao de canais fluviaisOs rios exibem uma grande variabilidade de estilos de canais e plancies de inundao,
refletindo a granulometria da carga de sedimento, a quantidade e variabilidade da descarga e
estabilidade das regies externas ao canal (MIALL, 2010). De acordo com Miall (2010), qua-
tro membros principais de morfologia dos canais so reconhecidos: reto, entrelaado, mean-
drante e anastomosado (Figura 3.14). J Com base na natureza da carga sedimentar, Schumm
(1972, apudSCHERER, 2004) classificou os rios em: carga de fundo (bed-load), carga mista
(mixed-load) e carga de suspenso (suspended-load).
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Figura 3.14: Padres bsicos de canais fluviais. Fonte: Modificado de Miall (1977, apudSCHERER,2004).
3.2.3.1 Rios EntrelaadosOs rios entrelaados formam uma rede de canais interconectados separados por barras
arenosas ou cascalhosas temporrias (SCHERER, 2004) (Figura 3.15). A maioria dos sedi-
mentos transportada por rolamento ou saltao. Segundo a classificao de Schumm (1972,
apudSCHERER, 2004), correspondem a rios de carga de fundo.
Figura 3.15: Arquitetura deposicional de um rio entrelaado. Fonte: Modificado de Nichols (2009).
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Um dos pr-requisitos primrios para a formao das barras fluviais a grande quanti-
dade de sedimentos de granulometria grossa que o rio consegue transportar (MIALL, 2010).
Alm do material originado nas reas fontes, o material grosso e no coesivo que compem a
carga de fundo desse tipo de rio pode ter origem da eroso dos bancos no coesivos mais anti-
gos (terraos).
Os rios entrelaados comumente so caracterizados por possurem declividades relati-
vamente altas e pela alta variabilidade da descarga. A alta variabilidade da descarga torna a
competncia tambm varivel. Nos perodos de baixa descarga, o fluxo no ser capaz de
transportar os sedimentos mais grossos acumulados nas barras. Somente nos eventos que pro-
vocam o aumento da descarga dos rios, as barras so erodidas e os sedimentos so incorpora-
dos nas barras mais a jusante por acreso.A justaposio lateral e vertical dos elementos arquiteturais dos rios entrelaados ori-
gina uma geometria em lenol (relao largura/profundidade alta). Esses corpos arenosos re-
presento a amalgamao das vrias barras e canais menores internos ao canal principal.
3.2.3.2 Rios MeandrantesOs rios meandrantes so caracterizados por canais com alta sinuosidade e que apresen-
tam pouca variao na descarga (SCHERER, 2004) (Figura 3.16). A frao mais grossa da
carga sedimentar transportada por rolamento e saltao nas pores mais profundas do canal
enquanto que os sedimentos mais finos so deslocados por saltao e suspenso nas partes
mais rasas e internas dos meandros, onde se depositam pela reduo da velocidade do fluxo.
O resultado dessa diferena de velocidade do fluxo nas pores internas e externas do meando
a alta taxa de migrao lateral dos canais meandrantes. De acordo como o modelo proposto
por Schumm (1972, apud SCHERER, 2004), os rios meandrantes so classificados como de
carga mista.
Os depsitos dos meandros, chamados de barra em pontal, tm um perfil caractersticoonde o material mais grosso se encontra na base e se torna progressivamente mais fino em
direo ao topo. Um depsito de barra em pontal tem, portanto, a tendncia granodecrescente
ascendente, setscada vez menores de estratificao e estruturas de regime de fluxo inferior
em direo ao topo.
medida que o canal migra lateralmente, o topo da barra em pontal , progressiva-
mente, sotoposto por depsitos da plancie de inundao. Os estgios de migrao lateral das
barras em pontal podem ser reconhecidos como superfcies inclinadas com alto ngulo emrelao ao eixo do canal.
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Figura 3.16: Arquitetura deposicional de um rio meandrante. Fonte: Modificado de Nichols (2009).
Os canais dos rios meandrantes originam corpos arenosos com forma em lenol. Essa
geometria dos depsitos nos rios de carga mista o produto da migrao lateral de canais in-
dividuais na plancie fluvial.
Existe uma transio natural entre os rios entrelaados e meandrantes que depende,basicamente, da inclinao do canal e da descarga. Assim, para uma dada inclinao, um rio
meandrante passa a ser entrelaado com o aumento da descarga e, consequentemente, com o
aumento da competncia (MIALL, 2010).
3.2.3.3 Rios retos e anastomosadosOs rios anastomosados consistem de mltiplos canais interconectados e separados por
reas de plancie de inundao normalmente com baixa sinuosidade. Esses rios correspondem
aos rios de carga em suspenso (SCHUMM, 1972, apud SCHERER, 2004), pois so domina-dos por sedimentos de granulometria fina.
Eles so reconhecidos hoje em regies onde os bancos esto estabilizados pela vegeta-
o, o que inibe a migrao lateral dos canais (NICHOLS, 2009). A posio dos canais tende
a permanecer fixa, mas novos canais podem se desenvolver por avulso como consequncia
de inundaes.
A deposio ocorre por agradao vertical de sedimentos associada sobreposio de
dunas e, mais raramente, barras arenosas. Em decorrncia da agradao vertical, os canais
normalmente apresentam-se topograficamente mais altos que a plancie de inundao
(SCHERER, 2004).
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Os corpos arenosos formandos pelos rios anastomosados tm a geometria em fita
(apresentam baixa razo largura/espessura) e representa a acumulao dominantemente em
canais estveis e agradao vertical (SCHERER, 2004).
De acordo com Scherer (2004), grandes extenses de canais retos so raros na nature-
za e podem apresentar sedimentos de natureza diversa. Normalmente, esse tipo de canal cons-
titui trechos de rios controlados por sistemas de falhas.
3.2.4 Sistemas fluviais efmerosEm regies com chuvas sazonais, devido ao clima, ou com derretimento sazonal de
geleiras em regies montanhosas, a descarga dos sistemas fluviais varivel durante o ano.
Durante a estao seca, os canais podem secar completamente. Em desertos, onde as chuvas
so irregulares, todo o sistema fluvial pode secar por anos at que um novo evento de tempes-
tade estabelea o fluxo temporariamente.
De acordo com Scherer (2004), os rios efmeros variam desde tipos canalizados at to-
talmente desconfinados, podendo transportar e depositar sedimentos de vrias classes granu-
lomtricas.
Os canais tm profundidade bastante variada e so dominados por formas de leito ge-
radas em regime de fluxo superior. Porm, nos estgios finais da inundao, quando ocorre a
desacelerao da corrente, desenvolvem-se dunas e ripples (MIALL, 1977 apud SCHERER,
2004). Em decorrncia disso, um evento de inundao que estabelea rios efmeros tende a
originar ciclos com progressiva diminuio da granulometria e estruturas de regime de fluxo
inferior em direo ao topo (MIALL, 1977, apud SCHERER, 2004).
Os corpos arenosos que compem o sistema de rios efmeros desconfinados possuem
a geometria na forma de lenol (razo largura/profundidade bastante alta). Esses corpos no
tm margens bem definidas e so formados por inundaes episdicas.
3.2.5 reas externas aos canaisAs reas entre e alm dos canais so to importantes quanto os prprios canais quando
olhadas do ponto de vista da acumulao de sedimentos. Quando a descarga excede a capaci-
dade do canal, a gua flui sobre os bancos marginais at a plancie de inundao promovendo
a deposio de sedimentos (NICHOLS, 2009). A maioria dos sedimentos carreados para a
plancie de inundao carga em suspenso composta, principalmente, por granulometrias
mais finas.
Segundo Collinson (1996, apudSCHERER, 2004), as reas externas aos canais, divi-
dem-se em dois tipos: (i) plancie de inundao, (ii) diques marginais e depsitos de crevasse.
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Plancie de inundao
Constituem regies normalmente de baixo relevo, pouco drenadas, baixa taxa de se-
dimentao e dominada por depsitos de granulometria muito fina (Figuras 3.15 e 3.16) . De
acordo com Nanson & Crone (1992, apud SCHERER, 2004) e Miall (1996, apud SCHERER,
2004), pode se desenvolver, com base no clima, uma grande quantidade de subambientes. Em
clima mido, devido alta precipitao, o lenol fretico fica prximo da superfcie e co-
mum encontrar lagos e pntanos associados plancie de inundao (LEECE, 1997 apud
SHERER, 2004). J em climas mais ridos (ou fortemente sazonais), Hardley (1993 apud
SCHERER, 2004) identificou uma grande quantidade de feies de exposio, como gretas de
contrao e horizontes de caliches.
Diques marginais e depsitos de crevasse
Os diques marginais ou levees so cristas estreitas e contnuas construdas ao longo
das margens de canais fluviais (SCHERER, 2004) (Figura 3.16). Esses corpos arenosos so
formados por sedimentos finos depositados por suspenso durante as cheias do canal fluvial
(BRIERLEY et al, 1997, apud SCHERER, 2004). Os diques so mais proeminentes perto do
canal e diminuem a espessura em direo plancie de inundao, embora suas dimensessejam controladas pelo tamanho e capacidade do rio.
Os canais de espraiamento de crevasse so lobos desenvolvidos pelo extravasamento
do canal fluvial atravs do fluxo de gravidade de sedimentos no declive do dique marginal,
formando uma franja lateral da crista arenosa (SCHERER, 2004) (Figura 3.16). Em fluxos
mais intensos, o dique marginal pode ser rompido, desenvolvendo-se um canal secundrio que
pode transportar uma grande quantidade de sedimentos grossos para a plancie de inundao
(BRISTOW et al., 1999, apud SCHERER, 2004). As pores distais desses canais so carac-terizadas por desacelerao e desconfinamento do fluxo, gerando lobos arenosos de dimen-
ses variadas.
Num sistema fluvial existe usualmente uma tendncia de deposio dos sedimentos
externos aos canais nas reas a jusante. Nas pores a montante do sistema fluvial, os rios
entrelaados migram lateralmente na plancie fluvial retrabalhando os depsitos externos aos
canais. Dessa forma, os depsitos externos aos canais tm poucas chances de preservao. J
nas pores a jusante do sistema fluvial, os rios meandrantes so comumente associados a
grandes propores de depsitos externos aos canais.
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3.2.6 Acumulao em sistemas fluviaisA variao das taxas de criao de espao de acomodao ao longo do tempo consiste
no principal mecanismo controlador da preservao de sedimentos (SHANLEY & MCCABE,
1994, apudSHERER, 2004). De acordo com Jervey (1988apud SCHERER, 2004), entende-se espao de acomodao como o espao disponvel para o potencial acmulo de sedimentos.
A superfcie que controla acumulao e eroso dos sedimentos o nvel de base (Figura 3.17).
Barrel (1917 apud SCHERER, 2004) descreve o nvel de base como sendo a superfcie
na qual no ocorre eroso ou deposio, ou superfcie em que as foras externas atuam de
forma que acima dela nenhuma partcula atinge repouso e abaixo a acumulao e soterramen-
to so possveis. Shanley & McCabe (1994, apud, SCHERER, 2004) denominaram essa su-
perfcie de nvel de base estratigrfico.O perfil de equilbrio ou perfil fluvial ajustado tem sido assumido como o nvel de ba-
se estratigrfico em ambientes aluviais (SCHERER, 2004). A inclinao do perfil de equil-
brio depende basicamente da descarga do rio e da carga sedimentar transportada. Essa curva
normalmente tem declividades maiores nas pores a montante do rio e valores menores em
direo foz, definindo, assim, um perfil cncavo (BUTCHER, 1990, apud SCHERER,
2004).
Figura 3.17: Perfil de equilbrio de sistemas fluviais que corresponde ao nvel de base estratigrficoem sucesses aluviais. Fonte: Dalrymple (1998, apudSCHERER, 2004).
O perfil de equilbrio controlado por fatores alocclicos tais como a tectnica, o clima
e o nvel relativo do mar (em regies costeiras) (MIALL, 2010).
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3.3 SISTEMAS LACUSTRINOSOs lagos se formam basicamente onde h um suprimento de gua e uma rea rebaixada
na superfcie e so alimentados principalmente pelos rios. O balano entre influxo e efluxo e a
taxa de evaporao controlam o nvel e a qumica da gua. Baixo influxo de gua e alta taxade evaporao resultam na concentrao de ons dissolvidos que podem ser precipitados como
evaporitos.
Os lagos so muito sensveis s mudanas climticas. Muitos dos processos que ocor-
rem nos oceanos tambm ocorrem nos lagos. Deltas se formam quando os rios adentram nos
lagos, assim como praias em suas margens, correntes de turbidez nas partes mais profundas e
ondas na superfcie do lago (NICHOLS, 2009).
3.3.1 Lagos e Ambientes lacustrinosOs lagos ocorrem geralmente onde existe uma depresso na superfcie e a gua retida
e pode se acumular. Eles so tipicamente alimentados por rios que trazem gua e sedimentos
das reas mais altas. De acordo com Nichols (2009), a quantidade dos sedimentos acumulados
nos lagos, quando comparada com as bacias marinhas, pequena, mas pode, localmente, ser
significante e resultar em camadas com centenas de metros de espessura, cobrindo centenas a
milhares de quilmetros quadrados. Arenitos e folhelhos so os componentes mais comuns,
embora qualquer tipo de sedimento possa se acumular nos ambientes lacustrinos (NICHOLS,
2009).
As grandes depresses nos continentes que permitem a formao dos lagos so usual-
mente o resultado da ao de foras tectnicas na criao de bacias sedimentares. Esses esfor-
os extencionais causam subsidncia em parte da superfcie, refletindo no comportamento da
drenagem que sempre seguir seu curso para os nveis mais baixos. Nesse cenrio, com a sub-
sidncia contnua e os rios migrando para as regies mais baixas, os lagos se formam. Os pro-
cessos glaciais (eroso glacial com a formao dos vales glaciais) tambm so responsveispor criar depresses na superfcie terrestre e possibilitar a formao dos lagos. Cerca de 90%
dos lagos modernos tm a gnese associada ao tectonismo e aos processos glaciais
(NICHOLS, 2009).
Do ponto de vista hidrolgico, os lagos podem ser divididos em dois tipos: (i) hidrolo-
gicamente aberto (Figura 3.18) quando h um balano da entrada e sada de gua fazendo
com que o nvel seja constante e com baixa concentrao de sais dissolvidos, e (ii) hidrologi-
camente fechado (Figura 3.19) quando no h um balano da entrada e sada de gua (baixofluxo superficial e alta taxa de evaporao) e alta concentrao de sais dissolvidos.
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Figura 3.18: Lago hidrologicamente aberto. Fonte: Modificado de Nichols (2009)
Figura 3.19: Lago hidrologicamente fechado. Fonte: Modificado de Nichols (2009)
3.3.2 Lagos de gua-doceA maioria dos lagos modernos de gua-doce. Eles ocorrem desde regies equatoriais
s regies polares e incluem os maiores e mais profundos lagos da atualidade (NICHOLS,
2009). Depsitos lacustrinos de escalas similares so reconhecidos no registro estratigrfico.
3.3.2.1 Hidrologia dos lagos de gua-doceOs lagos so corpos de gua relativamente estticos, com nenhuma influncia de cor-
rente, a exemplo dos processos de mar ou circulao ocenica. As ondas se formam com a
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ao dos ventos na superfcie da gua. Porm, pelo fato da limitada dimenso dos lagos, as
ondas no atingem grandes alturas e remobilizam partculas at silte/areia muito fina
(NICHOLS, 2009).
Os efeitos da atividade das correntes diminuem com a profundidade e, portanto, abai-
xo de aproximadamente 10/20 metros no h influncia da ao de correntes (NICHOLS,
2009). Isso permite que se desenvolva a estratificao da gua do lago devido ao contraste da
qumica, temperatura e densidade das pores superior e inferior (Figura 3.20). Essas duas
divises da gua dos lagos so conhecidos como epilimnion (gua quente e superior) e hypo-
limnion (gua fria e inferior). A superfcie que separa as duas pores chamada de thermo-
cline.
A agitao da superfcie do lago, por exemplo, pelas ondas, promove a oxigenao dagua em contato com o ar no epilimnion. J no hypolimnion, qualquer oxignio rapidamente
consumido pela atividade aerbica das bactrias. A base dos lagos se torna anaerbica e qual-
quer matria orgnica depositada nessas condies no sofre a quebra pela atividade dos pro-
cessos aerbicos. Outro efeito importante da falta de oxignio que os ambientes anaerbicos
no so favorveis vida e, consequentemente, as estruturas primrias das camadas no so
perturbadas devido bioturbao.
Figura 3.20: Estratificao trmica dos lagos de gua-doce. A sedimentao controlada pela densi-dade da estratificao acima e abaixo da thermocline. Fonte: Modificado Nichols (2009).
3.3.2.2 Depsitos das margens dos lagosOs cursos dgua quando encontram um lago sofrem uma abrupta desacelerao na
velocidade e um delta se forma com a deposio dos materiais na desembocadura dos rios. A
forma e os processos desse tipo de delta so similares aos deltas dominados por rios, com al-
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gum retrabalhamento dos sedimentos pelas ondas, quando o lago sofre influncia de ventos
fortes (NICHOLS, 2009).
Longe das desembocaduras dos rios, a deposio vai depender basicamente da fora
dos ventos na gerao de ondas e correntes. Se os ventos no so fortes, os sedimentos ten-
dem a ser finos. Caso contrrio, as ondas e correntes redistribuem os sedimentos nas bordas
dos lagos. Essas fcies marginais (Figura 3.21) so similares aos depsitos de praias que se
desenvolvem ao longo das costas marinhas.
3.3.2.3 Depsito das pores profundasNichols (2009) apresenta dois principais mecanismos de sedimentao nas partes pro-
fundas dos lagos. O primeiro deles a disperso, na forma de plumas de sedimentos em sus-
penso.
Figura 3.21: Arquitetura deposicional dos lagos de gua-doce. Fonte: Modificado de Nichols (2009).
Se a mistura de sedimento e gua tem a densidade menor que o hypolimnion, a pluma
se mantm acima da thermoclinee os ventos promovem sua disperso. A carga em suspenso
eventualmente se deposita formando uma camada de lama no fundo do lago.
Correntes de densidade representam outro mecanismo de transporte de material para
as pores profundas dos lagos. Essas correntes so formadas pela mistura de sedimento e
gua trazida diretamente pelo rio ou retrabalhada dos deltas e podem evoluir para fluxos tur-
bulentos. Os depsitos normalmente so camadas de sedimentos que gradam de material
grosso na base a material mais fino no topo.
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3.3.3 Lagos efmerosGrandes corpos de gua que periodicamente secam so descritos como lagos efmeros,
embora o termo playa lake seja comumente usado (BRIERE et. al., 2000 apud NICHOLS,
2009). Eles ocorrem principalmente em ambientes semiridos e ridos onde as chuvas soescassas e a taxa de evaporao alta.
Muitas reas desrticas esto sujeitas a longos perodos sob condies secas que so
interrompidos por intensas, porm rpidas, chuvas. Aps esses eventos, as correntes fluem
para as reas rebaixadas formando lagos. Uma vez formado, a dinmica inicial desse tipo de
lago se assemelha a dos lagos perenes de gua-doce.
A alta taxa de evaporao reduz gradualmente o volume e a rea do lago, deixando su-
as margens expostas e onde so formadas gretas de ressecamento em pelitos. Com mais eva-porao, a concentrao dos ons dissolvidos na gua comea a aumentar at que a precipita-
o dos minerais ocorra. Os depsitos resultantes consistem de camadas de lama sobrepostas
por camadas de evaporitos. Os minerais formados pela evaporao sero determinados pela
qumica da gua. Subsequentes eventos de inundao dos lagos resultam numa srie de cama-
das (poucos milmetros a centmetros) de arenitos e, principalmente, lamitos sobrepostos por
evaporitos (NICHOLS, 2009).
Os depsitos de lagos efmeros ocorrem em ambientes ridos e esto normalmente as-sociados com depsitos de lenis de areia, dunas elicas, rios efmeros e leques aluviais.
3.3.4 Controles da deposio lacustrinaA sedimentao nos lagos controlada principalmente pelo tectonismo e clima que
juntos regulam o tipo de entrada de gua (corrente superficial, gua subterrnea e precipitao
direta) e a carga de sedimento (carga de leito, argila e silte em suspenso e ons dissolvidos).
O tectonismo e hidrologia das bacias lacustres, assim como o clima e os processos biolgicos,
afetam o mosaico de possveis subam
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