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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIAINSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
REBECA SANTOS DE ALMEIDA NASCIMENTO
CARACTERIZAÇÃO SEDIMENTOLÓGICA EESTRATIGRÁFICA DE TESTEMUNHOS DA FORMAÇÃOSERGI, CAMPO DOM JOÃO, BACIA DO RECÔNCAVO,
BAHIA, BRASIL
Salvador2012
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REBECA SANTOS DE ALMEIDA NASCIMENTO
CARACTERIZAÇÃO SEDIMENTOLÓGICA EESTRATIGRÁFICA DE TESTEMUNHOS DA FORMAÇÃOSERGI, CAMPO DOM JOÃO, BACIA DO RECÔNCAVO,
BAHIA, BRASIL
Monografia apresentada ao Curso de Geologia,Instituto de Geociências, Universidade Federal daBahia, como requisito parcial para obtenção do graude Bacharel em Geologia.
Orientador: MSc. Flávio Miranda de OliveiraCo-orientador: Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite
Salvador2012
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TERMO DE APROVAÇÃO
REBECA SANTOS DE ALMEIDA NASCIMENTO
Salvador, junho de 2012
CARACTERIZAÇÃO SEDIMENTOLÓGICA EESTRATIGRÁFICA DE TESTEMUNHOS DA FORMAÇÃOSERGI, CAMPO DOM JOÃO, BACIA DO RECÔNCAVO,
BAHIA, BRASIL
Trabalho Final de Graduação aprovado como requisito parcial para obtenção do grau deBacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
________________________________________________________________1° Examinador - Carlson de Matos Maia LeiteDoutor em Geologia pela Universidade Federal da BahiaIGEO - UFBA/PETROBRAS
________________________________________________________________2° Examinador - Michael HolzDoutor em Geociências pela Universidade Federal do Rio Grande do SulIGEO - UFBA
________________________________________________________________3° Examinadora - Valterlene de OliveiraMestra em Geologia e Geofísica Marinha pela Universidade Federal FluminensePETROBRAS
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À Ciência mais apaixonante e viciante
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nos testemunhos, abstract e críticas construtivas), Lucas, Cipri, Bia, Bruno Emo, Bruno Ovo,
Acácio, Marcelinho, Anibal, Carolzinha, Chapa, Ramonstro, Fabi, MV, Eula.
À minha mãe pelo apoio prestado ao longo do curso, cuidando de meus bebês durante
meus muitos momentos de ausência (campos, congressos, encontros, simpósios etc.) e
preparando minhas marmitas.
Aos meus bebês, Fofinha, Pimentinha e Dengosa (in memoriam) que, mesmo podendo
não ter consciência, foram cruciais nos momentos de estresses e tristezas. Com a fidelidade,
amor incondicional e festa ao me verem chegar em casa, iluminaram e iluminam meu dia-a-
dia!
Ao meu amigo, companheiro, namorado, Peu, por todo seu amor, carinho, paciência,
dedicação. A você dedico todo meu amor!A todos que de alguma forma contribuíram para este trabalho e minha mente falha
esqueceu de citar , meu “muito obrigada”!
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"Contra o positivismo, que para perante os fenômenos e diz: 'Há apenas fatos', eu digo:
'Ao contrário, fatos é o que não há, há apenasinterpretações'." (Nietzsche)
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RESUMO
A Bacia do Recôncavo está inserida em um sistema de riftes intracontinentais, denominado de
Recôncavo-Tucano-Jatobá, originado no Eocretáceo. Está localizada no centro-leste doEstado da Bahia e sua área é estimada em 11.500 km2. A arquitetura da bacia mostra um meio
gráben orientado segundo NE-SW. A sua evolução tectônica se deu em três fases: pré-rifte,
sin-rifte e pós-rifte. A Formação Sergi, tema deste estudo, foi depositada na fase pré-rifte, ao
final do Jurássico, e compreende depósitos de origem flúvio-lacustre-eólico, englobando,
essencialmente, arenitos finos a conglomeráticos. O objetivo principal deste trabalho foi
analisar 243 metros de testemunhos da Formação Sergi amostrados em um poço locado no
Campo de Dom João, compartimento sul da Bacia do Recôncavo, a fim de identificar suas
características texturais e genéticas, sequências deposicionais e aspectos de reservatório.
Como resultado da descrição, foram identificadas 13 litofáces, que permitem estabelecer
cinco associações de fácies com caráter genético: flúvio-lacustre, fluvial efêmero, fluvial
entrelaçado perene, lençóis de areia eólicos e dunas eólicas. Os testemunhos descritos foram
relacionados às três sequências deposicionais da Formação Sergi propostas por outros autores:
a sequência III, que ocorre na porção superior do intervalo estudado, caracterizada pelos
depósitos fluviais efêmeros; a sequência II, que compreende depósitos fluviais entrelaçados
perenes; e a sequência I, posicionada na base da Formação Sergi, constituída por depósitos
flúvio-lacustres, fluviais efêmeros, e eólicos. Foram verificados, visualmente, significativos
intervalos com boas condições permo-porosas, corroborando com o potencial de reservatório
de toda a unidade.
Palavras-chave: testemunho, Formação Sergi, Campo Dom João, Bacia do Recôncavo.
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ABSTRACT
The Recôncavo Basin is part of the rifte intracontinental system, named Recôncavo-Tucano-
Jatobá, and envolved during the lower Cretaceous. It is located in central eastern state of
Bahia and has an area of 11.500 km2. The basin architecture shows a oriented NE-SW half-
graben. The tectonic evolution happened in three phases: pre-rifte, syn-rifte and post-rifte.
The Sergi Formation, focus of this monograph, was deposited in pre-rifte phase, Upper
Jurassic, and consists of fine-grained to conglomeratic sandstones deposited by fluvial-
aeolian-lacustrine systems. The main object of this study has been to analyze 243 meters of
Sergi Formation’s cores samples from Dom João Field, south of Recôncavo Basin, to identify
its textural and genetic characteristics, depositional sequences and reservoir aspects. As a
result of the description, 13 lithofacies has been identified, which allow us to establish five
facies associations with genetic character: fluvial-lacustrine, ephemeral fluvial, perennial
braided fluvial, aeolian sand sheets and aeolian dunes. The described cores samples were
associated with three depositional sequences of the Sergi Formation, proposed by others
authors: the sequence III, that occurs in the upper portion, characterized by ephemeral fluvial
deposits; the sequence II, that consists of perennial braided fluvial deposits; and the sequence
I, positioned at the base of Sergi Formation, comprises of fluvial-lacustrine, ephemeral fluvialand aeolian deposits. Significant intervals were visually verified with good permo-porosity,
confirming the reservoir potential of the entire unit.
Key-words: core, Sergi Formation, Dom João Field, Recôncavo Basin.
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LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1: Localização do sistema de riftes intracontinentais Recôncavo-Tucano-Jatobá.Fonte: Dias Filho (2002, apud Oliveira 2005). ........................................................................ 16
Figura 1.2: Limites e orientação geral NE-SW da Bacia do Recôncavo. Fonte: Santos (1998,apud Oliveira 2005). ................................................................................................................. 17
Figura 2.1: Seção esquemática na direção NW-SE da Bacia do Recôncavo, ilustrando amorfologia de meio gráben com as bordas flexural (oeste) e falhada (leste) e mergulho
preferencial das camadas para sudeste. Fonte: Milhomem et al . (2003). ................................. 23
Figura 2.2: Domínios estruturais do embasamento em torno do sistema de riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá. Fonte: Magnavita (1992, 1996, apud Santos 2011). ....................................... 23
Figura 2.3: Carta estratigráfica proposta para a Bacia do Recôncavo com destaque para ointervalo que compreende a Formação Sergi. Fonte: Caixeta et al . (1994 , apud OLIVEIRA,2005). ........................................................................................................................................ 25
Figura 2.4: (a) Mapa simplificado do arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo com as principais estruturas rúpteis associadas; (b) Seções geológicas esquemáticas; (c) Seção aolongo do strike da Falha de Salvador. Fonte: Destro et al. (2003, apud Santos 2011). ........... 29
Figura 2.5: Mapa geológico esquemático ilustrando a distribuição de sedimentos pré, sin e pós-rifte aflorantes nas bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá. Fonte: Magnavita (1992, apud Magnavita et al ., 2005). ............................................................................................................ 31
Figura 2.6: Paleogeografia pré-rifte da Bacia do Recôncavo, mostrando a direção da fonte de
sedimentos do Grupo Brotas (formações Aliança e Sergi) a sudoeste. Fonte: Modificado deMedeiros e Ponte (1981, apud Magnavita et al ., 2005). .......................................................... 32
Figura 2.7: Paleogeografia sin-rifte da Bacia do Recôncavo, notando-se a argilocinese naFormação Maracangalha, onde a sobrecarga de sedimentos sobrepostos a ela promoveu ageração de diápiros. Observar que a fonte de sedimentos está na borda nordeste. Fonte:Medeiros e Ponte (1981, apud Magnavita et al ., 2005). .......................................................... 33
Figura 2.8: Paleogeografia da Bacia do Recôncavo durante a deposição da Formação Taquipe.Fonte: Figueiredo et al. (1994, apud Magnavita et al ., 2005). ................................................. 33
Figura 2.9: Campos de produção de óleo e gás da Bacia do Recôncavo. Em destaque está oCampo de Dom João. Fonte: Gontijo (2011). .......................................................................... 36
Figura 3.1: Perfil de equilíbrio de sistemas fluviais, que corresponde ao nível de baseestratigráfico em sucessões aluviais. Fonte: Modificado de Dalrymple (1998, apud SCHERER, 2004). .................................................................................................................... 40
Figura 3.2: Modelo hipotético destacando a criação de espaço e acomodação resultante deuma subida do perfil de equilíbrio. Fonte: Modificado de Dalrymple (1998, apud SCHERER,2004). ........................................................................................................................................ 40
Figura 3.3: Padrões básicos de canais fluviais. Fonte: Modificado de Miall (1977, apudSCHERER, 2004). .................................................................................................................... 41
Figura 3.4: Variações das zonas interdunas de acordo com o nível de saturação de areia, sendoclassificadas em zonas subsaturadas, metassaturadas e saturadas. Fonte: Wilson (1971, apud SCHERER, 2004). .................................................................................................................... 47
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Figura 3.5: Classificação do tipo de estratificação de marcas onduladas eólicas de acordo como ângulo de cavalgamento relativo a inclinação do dorso da forma de leito e a presença ouausência de laminações cruzadas. Fonte: Hubin (1977, apud SCHERER, 2004). ................... 48
Figura 3.6: Quatro estágios do desenvolvimento de um ventifacto. O clasto torna-se umventifacto entre o estágio A e B. Fonte: Scherer (2004). ......................................................... 49
Figura 3.7: Três estágios de desenvolvimento de um pavimento de deflação. A) Deflaçãoinicial dos sedimentos arenosos; B) concentração dos clastos à medida que ocorre a deflação;C) término da deflação em decorrência do recobrimento do substrato por clastos. Fonte:Scherer (2004). ......................................................................................................................... 50
Figura 3.8: Tipos de transporte eólico, compreendendo saltação, rolamento e suspensão.Fonte: Modificado de Silva (2009). .......................................................................................... 50
Figura 3.9: Representação esquemática de acumulação eólica. A acumulação acontece quandoo balanço é positivo, ou seja, o volume de sedimentos que entra (Qi) em uma área é maior que
o volume que sai da mesma área (Qo). Fonte: Kocurek e Havholm (1993, apud OLIVEIRA,2005). ........................................................................................................................................ 53
Figura 3.10: Representação esquemática dos principais elementos que controlam aacumulação e preservação de sedimentos em sistemas eólicos secos. Fonte: Kocurek &Havholm (1993, apud OLIVEIRA, 2005). ............................................................................... 54
Figura 3.11: Representação esquemática dos principais elementos que controlam aacumulação e preservação de sedimentos em sistemas eólicos úmidos. Fonte: Kocurek &Havholm (1993, apud OLIVEIRA, 2005). ............................................................................... 55
Figura 3.12: Transição entre sistemas eólicos úmidos e secos, marcada por um aumento nadisponibilidade de areia. Fonte: Kocurek & Havholm (1993, apud SCHERER, 2004). ......... 56
Figura 3.13: Representação esquemática dos conceitos de acumulação, espaço de acumulaçãoe espaço de preservação. Fonte: Kocurek & Havholm (1993, apud OLIVEIRA, 2005). ........ 56
Figura 3.14: Seção esquemática de marcas onduladas mostrando a concentração de grãos maisgrossos (areia fina a média) na crista e grãos mais finos (silte e areia muito fina) na calha. Esteefeito produz a gradação inversa comum nessas formas de leito. Fonte: Fryberger & Schenk(1988, apud OLIVEIRA, 2005). ............................................................................................... 58
Figura 3.15: Estruturas sedimentares em depósitos eólicos: A) laminação transladantecavalgante, sendo que a seta está indicando o sentido do fluxo do vento; B) estratificaçãocruzada marcada pela alternância de lâminas de queda de grãos e fluxo de grãos, sendo o
sentido do fluxo da direita para esquerda. Em ambas, o corte é paralelo ao fluxo. Fonte: Silva(2009). ...................................................................................................................................... 59
Figura 4.1: Imagem do Anasete mostrando os ciclos granodecrescentes pouco desenvolvidosdos arenitos com estratificação cruzada acanalada (Axa) da associação de fácies fluvialentrelaçado perene. ................................................................................................................... 78
Figura 4.2: Imagem do Anasete mostrando o intervalo compreendido pela Sequência II, cujoscontatos superior e inferior são abruptos marcados, principalmente, pelo aumento dagranulometria e organização interna......................................................................................... 83
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LISTA DE FOTOS
Foto 4.1: Arenito argiloso com estratificação plano-paralela difusa devido a processos defluidização. ............................................................................................................................... 65
Foto 4.2: Arenito argiloso avermelhado com intercalações de arenito amarelado. .................. 65
Foto 4.3: Conjunto de testemunhos mostrando a transição entre os arenitos argilososavermelhados, que ocorrem na base do poço, com arenitos amarelados de granulometrialevemente maior, ambos da associação de fácies flúvio-lacustre. ............................................ 66
Foto 4.4: Litofácies Ama exibindo grânulos dispersos. ........................................................... 68
Foto 4.5: Litofácies Ama exibindo coloração castanho escuro devido a saturação de óleo..... 68
Foto 4.6: Litofácies Ama apresentando maior nível de argilosidade........................................68
Foto 4.7: Litofácies Ama exibindo textura mosqueada.............................................................68Foto 4.8: Litofácies Afd apresentando alta argilosidade...........................................................69
Foto 4.9: Na litofácies Afd muitas vezes a estrutura primária da rocha torna-se difusa...........69
Foto 4.10: Arenito com estratificação cruzada de baixo ângulo (litofácies Axb).....................69
Foto 4.11: Litofácies Axb com alto nível de argilosidade e com porções fluidizadas.................69
Foto 4.12: Arenito com estratificação cruzada tabular (litofácies Axt) com presença deintraclastos de argila.....................................................................................................................71
Foto 4.13: Arenito com estratificação cruzada indefinida e incipiente (Axi) evidenciada por
níveis alinhados ricos em argila...................................................................................................71Foto 4.14: Litofácies Ali com lâminas de concentrações de material carbonático e argila........71
Foto 4.15: Litofácies Axa. Notar relação de truncamento de estratos em evidência..................71
Foto 4.16: Litofácies App com níveis ricos em argila....................................................................72
Foto 4.17: Arenito argiloso exibindo estratificação cruzada cavalgante na base (Arp)............72
Foto 4.18: Lamito (Lli) exibindo fissilidade incipiente, fraturas preenchidas por calcita e planos espelhados de falhas ( slickensides).............................................................................................73
Foto 4.19: Concreções calcíticas em torno de 5 cm na litofácies Ama..........................................73
Foto 4.20: Desenvolvimento de paleossolo incipiente muito comum na associação de fáciesfluvial efêmero...............................................................................................................................73
Foto 4.21: Arenito com estratificação cruzada acanalada (Axa), com evidente truncamento emdestaque.....................................................................................................................................76
Foto 4.22: Grânulos alinhados segundo os planos de estratificação (litofácies Axa)....................76
Foto 4.23: Litofácies Ama com alta argilosidade......................................................................................76
Foto 4.24: Arenito maciço saturado em óleo.................................................................................76
Foto 4.25: Litofácies Axb-E com arenito saturado em óleo............................................................79
Foto 4.26: Arenito exibindo estratificação cruzada tabular (Axt-E).........................................81
Foto 4.27: Litofácies Axt-E com níveis de saturação de óleo..............................................................81
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Foto 4.28: Litofácies Axt-E exibindo lentes com grãos mais grossos alternados com grãosmais finos...............................................................................................................................................81
Foto 4.29: Arenito com aspecto maciço da litofácies Ama-E...................................................81
Foto 4.30: Conjunto de testemunhos que mostra a transição, linha vermelha, entre a sequênciaIII (caixas 5 e 6) e a sequência II (caixas 7 e 8)........................................................................84
Foto 4.31: Conjunto de testemunhos que mostra a transição, linha vermelha, entre a sequênciaII (caixa 1) e a sequência I (caixas 2 e 3)..................................................................................85
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LISTA DE TABELAS
Tabela 4.1: Principais características e processos genéticos das 13 litofácies descritas nostestemunhos da Formação Sergi no Campo Dom João. ........................................................... 62
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SUMÁRIO
CAPÍTULO 1 -
INTRODUÇÃO ........................................................................................... 16
1.1. OBJETIVOS ...................................................................................................................... 181.2. JUSTIFICATIVAS .............................................................................................................. 181.3. MÉTODO DE TRABALHO.................................................................................................. 19
1.3.1. Pesquisa bibliográfica ............................................................................................. 191.3.2. Aquisição de dados ................................................................................................. 191.3.3. Tratamento de dados ............................................................................................... 20
CAPÍTULO 2 -
GEOLOGIA REGIONAL .......................................................................... 22
2.1. BACIA DO R ECÔNCAVO ................................................................................................... 222.1.1. Estratigrafia ............................................................................................................ 24
Estratigrafia do Paleozoico ........................................................................................... 24Estratigrafia do Mesozoico ........................................................................................... 24Estratigrafia do Cenozoico ........................................................................................... 28
2.1.2. Arcabouço estrutural............................................................................................... 282.1.3. Evolução tectono-sedimentar ................................................................................. 30
2.2. A FORMAÇÃO SERGI E O CAMPO DOM JOÃO .................................................................. 34
CAPÍTULO 3 - FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA.............................................................. 37
3.1. SISTEMAS FLUVIAIS ........................................................................................................ 37
3.1.1. Processos fluviais ................................................................................................... 373.1.1.1. Erosão fluvial ................................................................................................... 373.1.1.2. Transporte e deposição fluvial ......................................................................... 38
3.1.2. Acumulação fluvial ................................................................................................ 393.1.3. Tipos de canais e áreas externas ............................................................................. 40
3.1.3.1. Rios retilíneos (straight rivers) ........................................................................ 423.1.3.2. Rios anastomosados (anastomosed rivers) ...................................................... 423.1.3.3. Rios meandrantes (meandering rivers) ............................................................ 423.1.3.4. Rios entrelaçados (braided rivers) ................................................................... 43
3.2. SISTEMAS EÓLICOS ......................................................................................................... 443.2.1. Morfologia e tamanho das acumulações de areia ................................................... 44
3.2.1.1. Campos de dunas ............................................................................................. 453.2.1.2. Lençóis de areia ............................................................................................... 473.2.1.3. Marcas onduladas ............................................................................................ 47
3.2.2. Processos eólicos .................................................................................................... 483.2.2.1. Erosão eólica.................................................................................................... 493.2.2.2. Transporte eólico ............................................................................................. 503.2.2.3. Deposição eólica .............................................................................................. 51
3.2.3. Acumulação e tipos de sistemas eólicos ................................................................. 533.2.3.1. Sistemas eólicos secos ..................................................................................... 543.2.3.2. Sistemas eólicos úmidos .................................................................................. 543.2.3.3. Sistemas eólicos estabilizados ......................................................................... 55
3.2.4. Preservação de sistemas eólicos ............................................................................. 553.2.5. Características dos depósitos eólicos ...................................................................... 57
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CAPÍTULO 4 - ANÁLISE SEDIMENTOLÓGICA E ESTRATIGRÁFICA DOSTESTEMUNHOS DA FORMAÇÃO SERGI NO CAMPO DOM JOÃO ........................ 61
4.1. FÁCIES SEDIMENTARES ................................................................................................... 614.2. ASSOCIAÇÃO DE FÁCIES ................................................................................................. 64
4.2.1. Associação de fácies flúvio-lacustre (FL) .............................................................. 644.2.2. Associação de fácies fluvial efêmero (Fe) .............................................................. 664.2.3. Associação de fácies fluvial entrelaçado perene (FEp) .......................................... 754.2.4. Associação de fácies de lençóis de areia eólicos (LAE) ........................................ 794.2.5. Associação de fácies de dunas eólicas (DE) ........................................................... 80
4.3. SEQUÊNCIAS DEPOSICIONAIS .......................................................................................... 82
CAPÍTULO 5 -
CONCLUSÕES ........................................................................................... 86
REFERÊNCIAS ..................................................................................................................... 87
ANEXO.........................................................................................................................................90
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CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO
Segundo Magnavita et al. (2005), a Bacia do Recôncavo faz parte do sistema de riftes
intracontinentais Recôncavo-Tucano-Jatobá (Figura 1.1) formado através de campos detensões responsáveis pela ruptura do supercontinente Gondwana durante o Eocretáceo e que
promoveu a abertura do Oceano Atlântico Sul.
Localizada no centro-leste do Estado da Bahia, a Bacia do Recôncavo ocupa uma área
com cerca de 11500km2 e sua orientação geral segue o trend NE-SW. Seus limites são
representados, a norte e noroeste, pelo Alto de Aporá; pelo sistema de falhas da Barra, a sul;
pelo sistema de falhas de Salvador, a leste; e, a oeste, pela Falha de Maragogipe (Figura 1.2)
(MILHOMEM et al., 2003; SILVA et al ., 2007).
Figura 1.1: Localização do sistema de riftes intracontinentais Recôncavo-Tucano-Jatobá. Fonte: Dias Filho (2002,apud Oliveira 2005).
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Figura 1.2: Limites e orientação geral NE-SW da Bacia do Recôncavo. Fonte: Santos (1998, apud Oliveira 2005).
Segundo Silva et al . (2007), o preenchimento da Bacia do Recôncavo se deu através
de deposição de sequências nos estágios pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte.
Neste contexto, a Formação Sergi foi depositada durante a fase pré-rifte de evolução
da Bacia, no final do Jurássico, compreendendo depósitos de origem flúvio-lacustre-eólica,
englobando arenitos finos a conglomeráticos (SCHERER et al ., 2005, 2007). Trata-se de uma
formação que está representada por toda a Bacia do Recôncavo, constituindo o seu principal
reservatório em termos de extensão e importância, porém sua ocorrência em superfície está
restrita às bordas norte e oeste. A espessura máxima está em torno de 450m, sendo que os
estratos estão inclinados regionalmente para leste (MILANI, 1987, apud SCHERER et al .,
2005).
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Scherer et al . (2005) subdividiram a Formação Sergi em três sequências deposicionais
separadas por discordâncias. A sequência I é composta, dominantemente, por arenitos finos a
médios, maciços ou laminados, depositados por sistemas fluviais efêmeros e eólicos; a
sequência II consiste em arenitos grossos a conglomeráticos com estratificações cruzadas
acanaladas a planares depositados por sistemas fluviais entrelaçados perenes; e a sequência III
é representada por arenitos finos a médios com marcas onduladas eólicas intercalados com
arenitos de mesma granulometria, maciços ou com estratificações plano paralelas, depositados
por canais fluviais efêmeros.
O presente trabalho resulta da descrição sedimentológica de, aproximadamente, 243
metros de testemunhos amostrados no Campo Dom João, cujo intervalo corresponde à
Formação Sergi, inserida no Grupo Brotas juntamente com a Formação Aliança.
1.1. Objetivos
A monografia que aqui se segue tem como objetivo geral descrever testemunhos da
Formação Sergi amostrados em um poço no Campo Dom João, a fim de identificar suas
características genéticas, sequências deposicionais e aspectos de reservatório.
Os principais objetivos específicos são:
i) identificar litologias, estruturas e texturas sedimentares;
ii) identificar zonas com indícios de hidrocarbonetos;
iii) caracterizar as associações faciológicas;
iv) identificar os ambientes deposicionais.
1.2. Justificativas
Desde a descoberta de óleo no bairro do Lobato (Salvador), no ano de 1939, os
intensos estudos exploratórios resultaram em 80 campos de produção na Bacia do Recôncavo,
bem como uma grande quantidade de dados. Alinhado a isto, o eficiente sistema petrolífero
fazem desta Bacia uma das mais produtivas do Brasil (MAGNAVITA et al., 2005).
Os depósitos flúvio-eólicos da Formação Sergi constituem um dos principais
reservatórios de hidrocarbonetos da Bacia do Recôncavo e o Campo Dom João corresponde a
um importante campo de produção explorado pela Petrobras.
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- as 7ª e 8ª trilhas mostram, respectivamente, as litofácies identificadas de acordo com
o item 4.1 deste trabalho e as associações de fácies, segundo o item 4.2.
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CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL
No Mesozoico, há cerca de 120 milhões de anos, houve a ruptura do supercontinente
Gondwana, marcada pelo surgimento de riftes abortados (i. e. aulacógenos) na região emersaintracontinental. No nordeste, destaca-se o sistema de riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá, sendo
que estas três bacias são separadas entre si por altos/arcos do embasamento (MOHRIAK,
2003; PEDREIRA et al ., 2003).
Trata-se de um sistema de semigrabens de direção NE-SW (Recôncavo) que muda
para N-S (Tucano) e depois, abruptamente, para ENE-WSW (Jatobá), ocupando cerca de
45.000km2. Sua origem está relacionada aos estágios iniciais da abertura do Oceano Atlântico
Sul, em resposta ao campo de tensões que ocasionou a quebra da crosta entre o Mesojurássico(~ 165 Ma) e o Eocretáceo (~ 115 Ma) (ABRAHÃO & WARMER, 1990, apud MILHOMEM
et al ., 2003).
Magnavita (1992, apud Magnavita et al ., 2005) propõe um modelo de rifteamento
duplo, o qual se baseia em dois eventos tectônicos sin-rifte. O primeiro teria acontecido
durante o Andar Rio da Serra Médio (Berriasiano), onde houve a distensão na direção E-W do
rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá e o segundo evento, com distensão na direção NW-SE, estaria
relacionado à propagação da abertura do Atlântico Sul.
2.1. Bacia do Recôncavo
A Bacia do Recôncavo localiza-se no Estado da Bahia e ocupa uma área com cerca de
11.500km2, seguindo um trend na direção NE-SW. Seus limites são representados, a norte e
noroeste, pelo Alto de Aporá; pelo sistema de falhas da Barra, a sul; pelo sistema de falhas de
Salvador, a leste; e, a oeste, pela Falha de Maragogipe (SILVA et al ., 2007; MILHOMEM et
al ., 2003).
A arquitetura básica da Bacia do Recôncavo é de semigráben (Figura 2.1), resultante
dos esforços distensionais sobre um embasamento pré-cambriano heterogêneo, com borda
falhada (sistema de falhas de Salvador), a sudeste, e flexural, a oeste (PEDREIRA et al .,
2003; MILHOMEM et al ., 2003; MAGNAVITA et al ., 2005; SILVA et al ., 2007).
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Figura 2.1: Seção esquemática na direção NW-SE da Bacia do Recôncavo, ilustrando a morfologia de meio grábencom as bordas flexural (oeste) e falhada (leste) e mergulho preferencial das camadas para sudeste. Fonte:
Milhomem et al . (2003).
Os sedimentos que preencheram a Bacia do Recôncavo foram depositados sobre umembasamento cristalino de idade pré-cambriana e que, segundo Silva et al . (2007), engloba
uma série de gnaisses, granulitos e migmatitos de idades arqueana a paleoproterozoica, que
fazem parte do Bloco Serrinha, a oeste e norte; cinturões Itabuna-Salvador-Curaçá, a oeste-
sudoeste; e Salvador-Esplanada, a leste-nordeste (Figura 2.2.). Ocorrem, ainda, rochas
metassedimentares neoproterozoicas de baixo grau pertencentes ao Grupo Estância, que faz
parte da Faixa Sergipana, localizada ao sul do Maciço Pernambuco-Alagoas, limite nordeste
do Cráton de São Francisco (UHLEIN et al ., 2011).
Figura 2.2: Domínios estruturais do embasamento em torno do sistema de riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá. Fonte:
Modificado de Magnavita (1992, 1996, apud Santos, 2011).
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2.1.1. Estratigrafia
As sequências estratigráficas observadas na Bacia do Recôncavo englobam estratos
com idades desde o Paleozoico até o Cenozoico (Figura 2.3), sendo que os primeiros são
separados do embasamento por contato discordante (CAIXETA et al ., 1994).
Estratigrafia do Paleozoico
Como pode ser observado na carta estratigráfica (Figura 2.3) proposta por Caixeta et
al . (1994), os sedimentos paleozoicos estão agrupados nos membros Pedrão (inferior) e
Cazumba (superior) e são pertencentes à Formação Afligidos. Apesar de haver uma cartaestratigráfica mais recente (proposta por Silva et al ., 2007), adotou-se neste trabalho a de
Caixeta et al . (1994) por uma questão de melhor visualização do empilhamento estratigráfico.
Além do mais, na seção estudada (pré-rifte) não houve modificações.
De acordo com Caixeta et al . (1994), Milhomem et al . (2003) e Silva et al . (2007), o
Membro Pedrão é constituído por arenitos com granulometria fina a muito fina, coloração
cinza-claro a bege, apresentando feições que sugerem retrabalhamento por ondas, intercalados
a siltitos, laminitos algais e evaporitos (anidrita e halita). O Membro Cazumba, por sua vez,compreende pelitos e lamitos avermelhados de origem lacustre, com nódulos de anidrita na
base.
Segundo Aguiar & Mato (1990, apud Silva et al ., 2007), as associações faciológicas
que compreendem as unidades paleozoicas foram depositadas sob condições de bacia
intracratônica e clima árido. Evidenciam uma tendência regressiva com transição de
sedimentação marinha rasa (Membro Pedrão) a lacustre (Membro Cazumba).
Estratigrafia do Mesozoico
As sequências depositadas entre o Neojurássico e o Eocretáceo podem ser divididas
nas fases pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte, de acordo com a evolução tectônica da Bacia. Com
base no conteúdo de ostracodes, Viana et al . (1971, apud Magnavita et al ., 2005) propuseram
seis andares locais para a Bacia do Recôncavo, a saber: Dom João, Rio da Serra, Aratu,
Buracica, Jiquiá e Alagoas.
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Figura 2.3: Carta estratigráfica proposta para a Bacia do Recôncavo com destaque para o intervalo que compreendea Formação Sergi. Fonte: Caixeta et al . (1994 , apud OLIVEIRA, 2005).
a) Fase pré-rifte (Andar Dom João ao Rio da Serra Inferior – Tithoniano ao
Berriasiano)
A sedimentação nesta fase ocorreu no início da flexura da crosta continental que
originou o sistema de riftes. Segundo Milhomem et al . (2003), a sedimentação neste estágio é
representada por ciclos flúvio-eólicos que se intercalam com sistemas lacustres transgressivos.
É representada pelos membros Boipeba e Capianga da Formação Aliança e pelas formaçõesSergi, Itaparica e Água Grande.
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A Formação Aliança, que possui contato discordante com a sequência sotoposta
(Formação Afligidos), foi depositada por sistemas flúvio-lacustres em clima árido (CAIXETA
et al ., 1994) e abrange os Membros Boipeba e Capianga, conforme pode ser verificado na
carta estratigráfica (Figura 2.3). O Membro Boipeba é representado por arenito arcóseo com
coloração marrom avermelhada, granulometria fina a média e estratificação cruzada, enquanto
que o Membro Capianga é constituído por folhelhos avermelhados.
A Formação Sergi, depositada concordantemente sobre a Formação Aliança,
compreende arenitos com granulometria fina a conglomerática, coloração cinza-esverdeada e
avermelhada e estratificação cruzada acanalada, além de intercalações de folhelhos vermelhos
a cinza-esverdeados (CAIXETA et al ., 1994). Tais arenitos são interpretados como sendo
depositados por sistemas fluviais com posterior retrabalhamento eólico.A Formação Itaparica está depositada concordantemente sobre a Formação Sergi,
sendo constituída por folhelho marrom a cinza-oliva de origem lacustre e siltitos com raras
intercalações de arenitos finos. É, portanto, interpretada como sendo formada em ambiente
lacustre com pequenas incursões fluviais (ALMEIDA, 2004, apud SANTOS, 2011).
Por fim, a Formação Água Grande, que se encontra em contato discordante com a
Formação Itaparica, é representada por arenito fino a grosso, cinza-claro a esverdeado e
estratificação cruzada acanalada. Esta sequência fora depositada por sistemas fluviais comretrabalhamento eólico (CAIXETA et al ., 1994).
b) Fase sin-rifte (Andar Rio da Serra Inferior ao Jiquiá – Berriasiano Inferior ao
Aptiano Inferior)
O início da fase sin-rifte está marcado por uma importante mudança climática, de
árido para úmido (CAIXETA et al ., 1994), com o desenvolvimento de um lago profundo(SILVA et al ., 2007). Compreende as formações Candeias, Maracangalha, Marfim, Pojuca,
Taquipe, São Sebastião e Salvador, como pode ser visto na carta estratigráfica anteriormente
apresentada (Figura 2.3).
Segundo Magnavita et al . (2005), esta fase compreendeu dois sistemas progradantes,
sendo o principal flúvio-deltaico-lacustre, longitudinal a oblíquo, oriundo da Bacia do
Tucano, o qual depositou folhelhos prodeltaicos e arenitos turbidíticos. O secundário
compreendeu leques conglomeráticos provenientes da erosão da borda falhada, a leste, sendo
transversal à Bacia.
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A Formação Candeias, que está depositada discordantemente sobre a Formação Água
Grande, é constituída por folhelhos escuros, compreendendo o Membro Tauá, e folhelhos
cinza-esverdeados intercalados com camadas de calcilutito e de arenitos turbidíticos, que
abrangem o Membro Gomo (CAIXETA et al ., 1994; MLHOMEM et al ., 2003).
A Formação Maracangalha possui contato basal discordante com a Formação
Candeias e se caracteriza por folhelhos cinza-escuros e espessos pacotes de arenitos maciços e
fluidizados relacionados a processos gravitacionais sub-aquosos que constituem os membros
Caruaçu e Pitanga (MAGNAVITA et al ., 2005).
A Formação Marfim possui contato basal gradativo interdigitado ou concordante com
a Formação Maracangalha (SANTOS, 2011). É constituída por arenitos com granulometria
fina a média, bem selecionados, cinza-claros, apresentando intercalações com folhelhos cinzaesverdeados (VIANA et al ., 1971, apud CAIXETA et al ., 1994). O Membro Catu, que faz
parte desta formação, representa níveis arenosos bem caracterizados e posicionados através de
marcos elétricos.
A Formação Pojuca está sobreposta à Formação Marfim e é constituída por
intercalações de arenitos cinza muito finos a médios, folhelhos cinza-esverdeados, siltitos
cinza-claros e calcários castanhos. Possui o Membro Santiago, que compreende uma camada
de arenito fino bem demarcada por delgados níveis calcários e vários corpos arenosos(CAIXETA et al ., 1994).
A Formação Taquipe compreende folhelhos cinza com lentes de arenitos muito finos
maciços (NETTO et al ., 1984, apud CAIXETA et al ., 1994), além de siltitos e,
subordinadamente, conglomerados, margas e calcarenitos ostracodais (MILHOMEM et al .,
2003). Esta sequência ocupa uma feição erosiva em forma de cânion alongada na direção
norte-sul e presente na porção centro-oeste da Bacia do Recôncavo. Desta forma, a Formação
Taquipe está justaposta à Formação Pojuca em discordância erosiva, sendo recobertaconcordantemente pela mesma.
A Formação São Sebastião, depositada por sistemas fluviais, deltaicos e lacustres, que
encerram o assoreamento da Bacia do Recôncavo, é constituída por arenito com
granulometria grossa, amarelo-avermelhado e intercalações de argila síltica (CAIXETA et al .,
1994).
A Formação Salvador é caracterizada por conglomerados e arenitos provenientes da
borda falhada a leste da Bacia do Recôncavo, presentes durante todo o estágio sin-rifte. Esta
unidade está associada aos leques aluviais sintectônicos relacionados ao sistema de falhas de
Salvador (MILHOMEM et al ., 2003).
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c) Fase pós-rifte (Andar Alagoas – Aptiano ao Albiano Inferior)
Segundo Magnavita et al . (2005), a fase pós-rifte é representada por depósitos aluviais
de conglomerados, arenitos e, subordinadamente, folhelhos e calcários que compõem a
Formação Marizal. Sua deposição ocorreu numa depressão do tipo sinéclise, quando houve
uma subsidência térmica pós-rifte. Uma discordância angular separa esta fase da anterior (sin-
rifte).
Estratigrafia do Cenozoico
Durante o Mesoalbiano (Cretáceo) e Eoceno (Paleógeno) não há registrosestratigráficos preservados na Bacia do Recôncavo. No período Neógeno, entretanto, ocorreu
uma ingressão marinha próxima à atual linha de costa, ocasionando a deposição da Formação
Sabiá (MAGNAVITA et al ., 2005). Esta é constituída de folhelhos cinza-esverdeados e
calcários impuros ricos em foraminíferos.
Sobrepostos à Formação Sabiá estão registrados depósitos de arenitos com
granulometria grossa e estratificação cruzada, associados a leques aluviais de idade pliocênica
que constituem o Grupo Barreiras (MAGNAVITA et al ., 2005; SILVA et al ., 2007).Por fim, completando a estratigrafia do Cenozoico, encontram-se sedimentos
pleistocênicos a holocênicos (Quaternário) de praias e aluviões (SILVA et al ., 2007).
2.1.2. Arcabouço estrutural
O arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo reflete os elementos estruturais do
substrato no qual se implantou o rifte, ou seja, no Cráton de São Francisco. É constituída porum sistema de falhas normais, longitudinais à principal direção do rifte, orientadas
preferencialmente na direção N30° que proporcionam o mergulho das camadas para sudeste
(MILHOMEM et al ., 2003), como pode ser observado na seção geológica esquemática
apresentada anteriormente na Figura 2.1.
A arquitetura estrutural da Bacia do Recôncavo é complementada, ainda, por falhas de
transferências com direção N40°W transversais ao principal eixo do rifte, ocasionando a
compartimentação de blocos. Constituem zonas de acomodação que refletem taxas de
extensão diferenciadas ao longo da bacia, a exemplo das falhas de Mata-Catu e de Itanagra-
Araçás e que subdividiram a Bacia do Recôncavo em três compartimentos: Sul, Central e
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Nordeste (MILANI, 1985, apud OLIVEIRA, 2005). Esta configuração estrutural pode ser
visualizada no mapa simplificado apresentado na Figura 2.4.
Figura 2.4: (a) Mapa simplificado do arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo com as principais estruturasrúpteis associadas; (b) Seções geológicas esquemáticas; (c) Seção ao longo do strike da Falha de Salvador. Fonte:
Destro et al. (2003, apud Santos, 2011).
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2.1.3. Evolução tectono-sedimentar
Segundo Magnavita et al . (2005), o sistema Recôncavo-Tucano-Jatobá tem sido
interpretado como sendo um ramo abortado do Atlântico Sul, originado a partir da tectônica
distensiva que promoveu a ruptura do supercontinente Gondwana.
A evolução tectono-sedimentar da Bacia do Recôncavo pode ser compartimentada em
quatro estágios, denominados de sinéclise, pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte (CAMPINHO, 2002,
apud OLIVEIRA, 2005). As sequências aflorantes na bacia depositadas nestas fases podem
ser verificadas na Figura 2.5.
O estágio sinéclise, ocasionado pelo flexuramento crustal em decorrência da
deformação elástica, está associado ao preenchimento de áreas intracratônicas durante oPaleozoico. As associações faciológicas que compõem a Formação Afligidos, de acordo com
Aguiar e Mato (1990, apud Silva et al ., 2007), sugerem um paleoclima árido e condições
regressivas, com transição de uma sedimentação marinha rasa, marginal, a bacias evaporíticas
isoladas, ambientes de sabkha continental e, finalmente, sistemas lacustres.
O estágio pré-rifte está relacionado à subsidência da crosta que antecedeu o seu
rompimento, onde os sedimentos foram depositados em uma calha ampla e rasa, denominada
de Depressão Afro-Brasileira (PONTE et al ., 1971, apud OLIVEIRA, 2005).A sedimentação neste estágio foi controlada pela taxa de subsidência e clima e ocorreu
a partir de três ciclos flúvio-eólicos representados, da base para o topo, pelo Membro Boipeba
(Formação Aliança) e formações Sergi e Água Grande. Transgressões lacustres de caráter
regional com deposição majoritariamente pelítica compõem o Membro Capianga (Formação
Aliança) e a Formação Itaparica (SILVA et al., 2007).
De acordo com Magnavita et al. (2005), a área fonte dos sedimentos que constituem o
Grupo Brotas (formações Aliança e Sergi) estava localizada a sudoeste da atual Bacia doRecôncavo (Figura 2.6), enquanto que a da Formação Água Grande estava situada a noroeste-
norte da Bacia.
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Figura 2.5: Mapa geológico esquemático ilustrando a distribuição de sedimentos pré, sin e pós-rifte aflorantes nas bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá. Fonte: Magnavita (1992, apud Magnavita et al ., 2005).
O estágio rifte se caracteriza por uma evolução da bacia, onde houve o falhamento da
crosta em decorrência dos esforços distensivos que ali atuavam. A passagem do estágio pré-
rifte para o rifte é objeto de discussão entre diversos autores. Entretanto, neste trabalho será
adotada a proposta de Caixeta et al . (1994), que sugere o limite entre as Formações Água
Grande e Candeias.
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Figura 2.6: Paleogeografia pré-rifte da Bacia do Recôncavo, mostrando a direção da fonte de sedimentos do GrupoBrotas (formações Aliança e Sergi) a sudoeste. Fonte: Modificado de Medeiros e Ponte (1981, apud Magnavita et
al ., 2005).
A umidificação climática, associada à intensa atividade tectônica, proporcionou o
desenvolvimento de uma fisiografia caracterizada por áreas plataformais relativamente
estáveis e depocentros com altas taxas de subsidência, favorecendo a criação de um lago
profundo e estreito. Nesta época, predominou a sedimentação pelítica intercalada a pacotesarenosos gerados por fluxos gravitacionais subaquosos com fonte na borda nordeste da bacia,
representados pelas formações Candeias e Maracangalha (OLIVEIRA, 2005; SILVA et al .,
2007).
De acordo com Magnavita et al. (2005), a carga excessiva de depósitos deltaicos sobre
os folhelhos da Formação Maracangalha propiciou a pressurização dos mesmos, resultando
em diápiros com falhas de crescimento associadas (Figura 2.7).
O assoreamento dos depocentros em consequência da diminuição da atividade
tectônica e da taxa de subsidência da bacia proporcionou uma morfologia de rampa. Sendo
assim, deltas progradaram de NNW sobre as plataformas existentes na borda flexural do rifte
preenchendo os depocentros com arenitos, siltitos, folhelhos e ocasionais carbonatos do
Grupo Ilhas (formações Marfim e Pojuca).
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Figura 2.7: Paleogeografia sin-rifte da Bacia do Recôncavo, notando-se a argilocinese na Formação Maracangalha,onde a sobrecarga de sedimentos sobrepostos a ela promoveu a geração de diápiros. Observar que a fonte de
sedimentos está na borda nordeste. Fonte: Medeiros e Ponte (1981, apud Magnavita et al ., 2005).
Posteriormente, uma queda do nível do lago controlada pela tectônica e clima deu
origem ao cânion de Taquipe (Figura 2.8), que se localiza na porção oeste das bacias do
Recôncavo e Tucano Sul (BUENO, 1987, apud MAGNAVITA et al ., 2005). Isto favoreceu a
deposição lacustre com fluxos gravitacionais representados pela Formação Taquipe. Neste
contexto ainda prevaleciam os sistemas deltaicos relacionados à Formação Pojuca (SILVA etal ., 2007), fato pelo qual os sedimentos desta formação recobrem concordantemente a
sequência da Formação Taquipe (CAIXETA et al ., 1994).
Figura 2.8: Paleogeografia da Bacia do Recôncavo durante a deposição da Formação Taquipe. Fonte: Figueiredo etal. (1994, apud Magnavita et al ., 2005).
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A fase final de assoreamento do rifte é representada pela predominância de
sedimentação fluvial, onde as maiores taxas de subsidência foram compensadas pelas
elevadas taxas de aporte sedimentar. Desta forma, foi depositada uma sucessão estratigráfica
de caráter agradacional com espessas seções fluviais, representada pela Formação São
Sebastião (SILVA et al ., 2007).
Durante todo o intervalo que compreende a fase rifte, conglomerados foram
depositados ao longo da borda falhada, a leste, a partir de leques aluviais sintectônicos,
constituindo a Formação Salvador.
Sob um contexto de subsidência termal, no estágio pós-rifte, ocorreu a deposição de
conglomerados, arenitos, folhelhos e calcários da Formação Marizal, relacionada a sistemas
aluviais. Os estratos são sub-horizontais e estão sobrepostos discordantemente sobre asequência rifte (SILVA et al ., 2007).
Após um hiato de, aproximadamente, 65 milhões de anos de não deposição, houve
uma ingressão marinha responsável pela deposição de pelitos e calcáreos miocênicos da
Formação Sabiá (GHIGNONE, 1979, apud OLIVEIRA, 2005). Sobrepostos a esta formação,
ocorrem depósitos aluviais motivados por um basculamento regional da plataforma sul-
america para leste durante o Plioceno, constituindo o Grupo Barreiras.
2.2. A Formação Sergi e o Campo Dom João
A Formação Sergi foi depositada no Neojurássico, localmente no Andar Dom João, e
compreende arenitos finos a conglomeráticos implantados por sistemas flúvio-eólico-lacustres
em condições semiáridas peridesérticas (DA ROSA & GARCIA, 2000, apud OLIVEIRA,
2005). Pertence ao Grupo Brotas, juntamente com a Formação Aliança, sendo sobreposta a
esta de forma concordante.A Formação Sergi ocorre nas bacias do Recôncavo, Tucano, Jatobá e Camamu-
Almada, sendo que na primeira a espessura máxima está em torno de 450 metros, conforme
pode ser visto na carta estratigráfica proposta por Caixeta et al . (1994) apresentada
anteriormente na Figura 2.3.
Trata-se de uma formação que está representada por toda a Bacia do Recôncavo,
constituindo o seu principal reservatório em termos de extensão e importância. Todavia, sua
ocorrência em superfície está restrita às bordas norte e oeste, sendo que os estratos estão
inclinados regionalmente para leste (MILANI, 1987, apud SCHERER et al ., 2005).
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Scherer et al . (2005, 2007), a partir de dados de afloramentos e testemunhos,
subdividiram a Formação Sergi em três sequências deposicionais separadas por discordâncias.
A sequência I é composta dominantemente por depósitos fluviais efêmeros e eólicos,
sendo que o contato entre eles é abrupto, marcado por superfícies planas de deflação (base dos
depósitos eólicos) ou por superfícies de relevo acentuado (base dos depósitos fluviais). Os
pacotes fluviais são compostos por arenitos finos a médios, maciços ou estratificados
(estratificação cruzada acanalada, estratificação cruzada de baixo ângulo e/ou laminação
plano-paralela), que são limitados por superfícies erosivas cobertas por conglomerados
intraformacionais. Os estratos fluviais indicam uma paleocorrente média para NE.
Os depósitos eólicos da sequência I compreendem arenitos finos a médios, bem
selecionados, com estratificações sub-horizontais que possuem laminações transladantescavalgantes, interpretados como lençóis de areia, ou estratificações cruzadas tangenciais.
Estas estratificações são marcadas pela alternância de lâminas de fluxo de grãos e queda de
grãos nas porções mais íngremes e marcas onduladas em direção à base, sendo os estratos
classificados como dunas eólicas que apresentam paleocorrente média para SW. Nas porções
basal e intermediária dos pacotes flúvio-eólicos há ocorrência de pelitos lacustres maciços ou
finamente laminados.
A sequência II consiste em arenitos grossos a conglomeráticos com estratificaçõesacanaladas a planares, depositados em ambiente fluvial entrelaçado perene com significativa
variação de descarga, cujo fluxo era para NW. Por vezes ocorrem pelitos que separam os
corpos arenosos. A discordância entre as sequências I e II é consequência de mudança
climática e rearranjo tectônico da bacia.
Por fim, a sequência III é representada por arenitos finos a médios com marcas
onduladas eólicas, interpretados como lençóis de areia eólicos, e/ou estratos cruzados
tangenciais compostos por lâminas de fluxo de grãos e marcas onduladas eólicas, constituindodepósitos residuais de dunas eólicas. Intercalados a estes depósitos ocorrem arenitos de
mesma granulometria, maciços e com estratificação plano-paralela e, mais raramente, com
estratificação cruzada acanalada, interpretados como depósitos fluviais efêmeros. Essa
sequência indica retorno às condições mais áridas na bacia. A discordância entre as
sequências II e III está relacionada à queda do nível de base estratigráfico consequente da
deflação eólica na bacia.
O Campo de Dom João está localizado nas imediações do município de São Francisco
do Conde, na parte sudoeste da Bacia do Recôncavo (Figura 2.9) e foi descoberto em 1947.
Possui uma extensão de 24 quilômetros de comprimento e largura de 1 a 3,5 quilômetros.
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Dois terços do campo estão imersos nas águas da Baía de Todos os Santos, sendo dividido em
Dom João Mar e Dom João Terra. As acumulações presentes nesse campo são rasas, situadas
entre 160 e 375 metros de profundidade. Na extremidade norte do campo, a Formação Sergi
possui espessura de 280 metros e, na porção sul, 460 metros (GHIGNONE, 1978).
Estruturalmente, o Campo de Dom João possui forma de um horst dirigido para
N10°E. As principais falhas limitantes possuem rejeitos entre 100 e 500 metros e o mergulho
da Formação Sergi não ultrapassa 5° para NE (GHIGNONE, 1978).
Figura 2.9: Campos de produção de óleo e gás da Bacia do Recôncavo. Em destaque está o Campo de Dom João.Fonte: Petrobras (apud Gontijo, 2011).
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CAPÍTULO 3 - FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
A Formação Sergi no Campo Dom João, bem como em outras áreas da Bacia do
Recôncavo e demais bacias sedimentares onde ocorre, é constituída, predominantemente, porsedimentos oriundos de sistemas fluviais e, subordinadamente, eólicos (NETTO et al ., 1982,
apud OLIVEIRA, 2005). Sendo assim, este capítulo abordará uma síntese dos aspectos
teóricos relacionados aos sistemas fluviais e eólicos. A interação entre ambos ocorre
principalmente em planícies aluviais submetidas a clima árido/semiárido, havendo
predominância de um sistema em determinados estágios evolutivos (CORTEZ, 1996).
3.1. Sistemas Fluviais
Os rios são os principais agentes geológicos que atuam na superfície da Terra (PRESS
et al ., 2006) e os seus depósitos são bastante representativos no registro estratigráfico,
constituindo importantes reservatórios de petróleo e água, além de depósitos de placeres.
3.1.1. Processos fluviais
Segundo Scherer (2004, 2008), a interação de processos fluviais erosivos e de
transporte e deposição resulta na morfologia aluvial.
3.1.1.1. Erosão fluvial
A erosão fluvial se dá por dois principais processos, que são a incisão e migração
lateral. A incisão consiste na erosão vertical do substrato, promovendo um aprofundamento
do canal e pode estar associada a um progressivo aumento da descarga devido a mudanças
climáticas ou a um rebaixamento do perfil de equilíbrio (natureza alocíclica). Pode estar
associada também ao deslocamento de canais fluviais decorrentes de processos
hidrodinâmicos e geomorfológicos internos à planície aluvial (natureza autocíclica). A
migração lateral ocorre em canais com alta sinuosidade, onde o banco externo do meandro
(vide item 3.1.3.3.) sofre contínua erosão.
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3.1.1.2. Transporte e deposição fluvial
Os sedimentos de origem fluvial são transportados e depositados através de três
principais mecanismos: fluxo de detritos, carga de fundo e carga de suspensão.
Fluxo de detritos
Este processo é responsável pelo transporte de sedimentos em fluxos plásticos, densos,
laminares e com baixa quantidade de água nos poros. O movimento acontece quando grande
quantidade de sedimentos é mobilizada por liquefação em uma superfície inclinada, podendo
tornar-se turbulento em decorrência da diminuição de viscosidade. O fluxo de detritos geradepósitos mal selecionados, clastos cujos tamanhos variam de grânulos a blocos podendo
apresentar orientação incipiente e matriz areno-síltica-argilosa.
Carga de fundo
O transporte por carga de fundo, principal na dinâmica fluvial, ocorre por correntes
trativas, onde os grãos transportam-se individualmente ao longo do leito do rio através de
arrasto e rolamento (grãos maiores) e saltação (grãos menores).
As formas de leito são desenvolvidas através do transporte de areia que, mantendo-se a
profundidade da lâmina d’água constante, são controladas pela granulometria e pela
velocidade de fluxo. As marcas onduladas (ripples) são formas de leito com altura máxima de
5 cm que podem ocorrer somente em areias com diâmetros menores que 0,7 mm, sendo
normalmente restritas a fluxos de baixa velocidade (BRIDGE, 2006). O aumento progressivo
da velocidade do fluxo proporciona formação de dunas, sendo que a passagem entre estas
duas formas de leito é abrupta e ambas possuem estrutura interna do tipo estratificaçãocruzada (PRESS et al ., 2006). As dunas podem ser bidimensionais, quando possuem linha de
crista reta, e tridimensionais, quando há desenvolvimento de linha de crista sinuosa. Estratos
de leito plano e antidunas são formas de leito criadas quando o fluxo atinge valor crítico,
sendo facilmente destruídas por mudanças nos padrões de turbulência e, portanto, dificilmente
preservadas.
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Carga de suspensão
Inclui todo o material suspenso no fluxo de forma temporária ou permanente em
decorrência da turbulência do fluxo. Predomina a carga sedimentar síltico-argilosa, cujadeposição ocorre em regiões de baixa energia através de assentamento gravitacional de
partículas. A interação dos processos de tração e suspensão gera marcas onduladas
cavalgantes (climbing ripples), cujo ângulo possui uma relação indiretamente proporcional
com a tração.
3.1.2. Acumulação fluvial
A preservação dos sedimentos depositados em contextos continentais é controlada pela
variação das taxas de criação de espaço de acomodação ao longo do tempo. Jervey (1988,
apud SHANLEY & McCABE, 1994) descreveu que o espaço de acomodação é o espaço
disponível para potencial acumulação de sedimentos, sendo controlado pelo perfil de
equilíbrio.
O perfil de equilíbrio é representado pelo balanço entre erosão e deposição, onde o
contexto em que a energia necessária para transportar sedimentos é balanceada pela energia
potencial liberada pelo fluxo, sendo que o rio não sofre agradação e nem degradação.
Portanto, os períodos de acumulação e erosão fluviais são determinados pelo comportamento
do perfil de equilíbrio. Assim, haverá agradação (acumulação) nos períodos em que ocorrer a
subida do perfil de equilíbrio, enquanto que os processos de erosão e degradação fluvial
associam-se a intervalos de rebaixamento do perfil de equilíbrio, como pode ser observado
nas Figuras 3.1 e 3.2. Estas oscilações observadas são controladas, predominantemente, pelo
clima, tectônica e nível relativo do mar, onde este último possui uma influência direta no
perfil de equilíbrio fluvial em regiões costeiras (SCHERER, 2004, 2008).
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Figura 3.1: Perfil de equilíbrio de sistemas fluviais, que corresponde ao nível de base estratigráfico em sucessõesaluviais. Fonte: Modificado de Dalrymple (1998, apud SCHERER, 2004).
Figura 3.2: Modelo hipotético destacando a criação de espaço e acomodação resultante de uma subida do perfil deequilíbrio. Fonte: Modificado de Dalrymple (1998, apud SCHERER, 2004).
3.1.3. Tipos de canais e áreas externas
Os canais fluviais podem ser classificados de acordo com a carga sedimentar
transportada ou pela morfologia apresentada. No primeiro caso, Schumm (1972, apud SCHERER, 2004, 2008) classificou os rios em carga de fundo (bed-load ), carga mista (mixed-
load ) e carga de suspensão ( suspended-load ).
Os fatores tais como descarga, aporte sedimentar, granulometria da carga transportada,
coesividade dos bancos, vegetação e inclinação do terreno são responsáveis pela morfologia
dos canais. Sendo assim, estes podem ser divididos em quatro padrões: retilíneo,
anastomosado, meandrante e entrelaçado (CORTEZ, 1996; WALKER & CANT, 1984;
SCHERER, op. cit .) (Figura 3.3).
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Figura 3.3: Padrões básicos de canais fluviais. Fonte: Modificado de Miall (1977, apud SCHERER, 2004).
O reconhecimento de muitas variações dentro dos quatro estilos apresentados de
canais revela que os sistemas deposicionais fluviais nem sempre podem ser enquadrados em
um dos modelos extremos (CORTEZ, 1996). Tendo em vista a atuação dos fatores que
controlam a morfologia dos canais dentro das principais bacias aluviais, nas suas porções
proximais, um rio tende a ser entrelaçado, enquanto que nas partes distais, o rio normalmenteapresenta padrão meandrante (MIALL, 1992, apud SCHERER, 2004, 2008). É possível,
ainda, que rios entrelaçados passem gradualmente para anastomosados nas porções distais,
desde que haja obstrução do fluxo através de falhas, soerguimento ou outros fatores, o que
ocasiona agradação dos canais fluviais.
As áreas externas aos canais, segundo Collinson (1996, apud SCHERER, 2004, 2008),
podem ser subdivididas em dois tipos: i) diques marginais e depósitos de crevasse e ii)
planície de inundação.Os diques marginais constituem cristas estreitas e contínuas formadas ao longo das
margens dos canais fluviais através da deposição de sedimentos finos durante as cheias do rio.
Os depósitos de espraiamento de crevasse (crevasse splay) são lobos desenvolvidos a partir
do extravasamento do canal fluvial durante grandes cheias. Ambas as áreas ocorrem em rios
com padrões anastomosado e meandrante, raramente em canais entrelaçados.
As planícies de inundação compreendem regiões de baixo relevo, pouco drenadas,
onde a taxa de acumulação é baixa e dominada por sedimentos de granulometria muito fina
(silte e argila). Essas áreas são abundantes em canais anastomosados e quase inexistentes em
rios entrelaçados.
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3.1.3.1. Rios retilíneos ( straight rivers)
Os rios retilíneos não são comuns na natureza e podem apresentar sedimentos
diversos. De acordo com Bridge (2006), esses canais ocorrem onde o fluxo não tem energia
suficiente para erodir os bancos de canais. Geralmente são canais poucos extensos e
encaixados em lineamentos estruturais como falhas/fraturas e, sobretudo, são decorrentes de
obras de engenharia. Segundo SCHERER (2004, 2008) constituem canais simples, com
flancos estáveis e limitados por diques marginais.
3.1.3.2. Rios anastomosados (anastomosed rivers)
São caracterizados por uma rede interconectada de canais separados por áreas de
planície de inundação e possuem geometria em fita. Os canais são dominados por carga de
suspensão, apresentando-se profundos, estreitos e com moderada a baixa sinuosidade. Suas
margens são, geralmente, coesas e vegetadas, ocasionando alta estabilidade aos canais, o que
reduz a migração lateral (SCHERER, 2004, 2008).
3.1.3.3. Rios meandrantes (meandering rivers)
Os canais meandrantes caracterizam-se pela alta sinuosidade, geometria em lençol,
pouca variação na descarga, altas taxas de migração e carga mista. São rios que fluem em
declives suaves de planícies ou terras baixas onde, geralmente, cortam sedimentos
inconsolidados ou substrato rochoso facilmente erodível (PRESS et al ., 2006).
O padrão meandrante dos canais é mantido pela erosão dos bancos externos
proporcionada pela maior velocidade da corrente em relação às porções internas, onde adiminuição da velocidade ocasiona a deposição dos sedimentos arenosos, formando as barras
de pontal (WALKER & CANT, 1984). Os sedimentos finos (argila e silte) são depositados
nos diques marginais e nas planícies de inundação. As sequências formadas são caracterizadas
por possuir granodecrescência ascendente, onde é possível observar estratificações cruzadas
acanaladas decorrentes da migração de dunas subaquosas e, nas partes mais rasas, marcas
onduladas (ripples) (WALKER & CANT, 1984).
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3.1.3.4. Rios entrelaçados (braided rivers)
Os rios entrelaçados são representados por canais interligados separados por barras
arenosas e/ou cascalhosas longitudinais e transversais que migram de acordo com o fluxo. Os
depósitos de planície de inundação são restritos. Constituem rios de carga de fundo com
geometria em lençol, onde o preenchimento é complexo e bastante diversificado.
Ainda de acordo com o autor acima citado, o padrão entrelaçado tende a se formar em
áreas com maiores declividades, caracterizando-se por altas velocidades da corrente, alto
suprimento sedimentar e alta variabilidade de descarga, além de baixa sinuosidade. As formas
de leito dominantes nesse padrão são marcas onduladas e dunas, sendo que as sequências
depositadas exibem uma granodecrescência ascendente pouco desenvolvida.A sedimentação nos canais entrelaçados é, principalmente, ao longo de barras
longitudinais e transversais. Os sedimentos geralmente são compostos por areia de
granulometria média a grossa e cascalho, sendo que argila e silte são raramente preservados
dentro desses sistemas. O contato basal e superior com outras fácies é frequentemente abrupto
(BROWN & FISHER, 1976).
Segundo Coleman (1969), os tipos de estratificações em depósitos aluviais de canais
entrelaçados são muito variáveis e complexos. São destacadas, portanto, três principais tipos:i) estratificação cruzada de grande porte formada pela migração de formas de leito maiores,
tais como dunas; ii) estratificação cruzada de pequeno porte originada pela migração de
formas de leito menores, tais como as marcas onduladas (“ripples”); iii) estratificação
horizontal composta por lâminas tabulares, que pode estar associada ao regime de fluxo
superior, onde há uma rápida migração e agradação de formas de leito menores.
Os rios entrelaçados ocorrem com mais frequência em regiões árticas e alpinas, pois
possuem elevada precipitação e cabeceiras íngremes. Todavia, eles também ocorrem emclimas árido e Mediterrâneo, sujeitos a chuvas torrenciais, e em algumas regiões tropicais
onde há chuvas de monções (GRAY & HARDING, 2007).
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Rios efêmeros
Os rios efêmeros merecem atenção especial, pois arenitos formados sob tais condições
constituem os principais reservatórios em muitos campos de óleo e gás (NORTH &TAYLOR, 1996).
Os rios efêmeros são característicos de regiões áridas e semiáridas associados a
inundações rápidas e momentâneas, o que ocorre geralmente após tempestade sem haver
qualquer escoamento superficial (BENITO et al ., 2003, apud SCHERER, 2008). Os depósitos
de canais fluviais efêmeros são pouco espessos em comparação com os depósitos de canais
perenes, sendo que apresentam várias classes granulométricas.
Nos estágios finais da inundação, sob o regime de fluxo inferior, onde ocorre umarápida desaceleração da corrente, desenvolvem-se dunas e marcas onduladas como formas de
leito. Desta forma, um evento de inundação tende a depositar sequências que apresentam
granodecrescência ascendente e estruturas em direção ao topo da sucessão (SCHERER,
2008).
3.2. Sistemas Eólicos
Os sistemas deposicionais eólicos são controlados principalmente pelo vento, que
constitui um importante agente geológico responsável pela erosão, transporte e deposição de
sedimentos expostos à ação atmosférica. Sua atuação é acentuada pelo nível freático
profundo, pois promove a suscetibilidade do terreno à erosão, escassez de vegetação e ventos
fortes, fatores pelos quais os depósitos eólicos são característicos de desertos semiáridos a
hiperáridos.
Embora seja mais expressivo em desertos, o vento também atua como importante
agente geológico em ambientes costeiros. Isto é devido a ocorrência de correntes atmosféricas
geradas a partir do contraste de calor específico e do aquecimento diferencial entre continente
e oceano, especialmente em áreas onde ocorre um alto suprimento de areia (GIANNINI et al .,
2008).
3.2.1. Morfologia e tamanho das acumulações de areia
De acordo com Giannini et al . (2008), as acumulações de areia podem ser divididas,
segundo as suas morfologias, em dois tipos básicos: campos de dunas (dune fields) e lençóis
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de areia ( sand sheets), sendo o primeiro subdividido em dunas e interdunas. Existem, ainda,
as marcas onduladas que constituem formas de leito em escalas centimétricas que podem se
desenvolver em lençóis de areia, interdunas e dunas. O desenvolvimento dessas formas está
relacionado a alguns fatores, tais como regime de vento, taxa de acumulação de areia e
tamanho de grãos (LANCASTER, 1988, apud SCHERER, 2004).
3.2.1.1. Campos de dunas
Os campos de dunas consistem em grandes massas individuais de areias em
movimento, sendo constituídas de dunas eólicas simples e/ou compostas entre as quais podem
existir áreas de interdunas.
Dunas eólicas
As dunas eólicas são formas de leito, predominantemente assimétricas, produzidas
onde existe um suprimento suficiente de areia, ventos para transportar os grãos e condições
que promovam a deposição do sedimento transportado (LANCASTER, 2005). A assimetria
observada nas dunas eólicas é o resultado de uma maior inclinação no lado sotavento que no
lado barlavento. Desta forma, desenvolvem-se avalanches de areia no lado sotavento
(GIANNINI et al ., 2008).
As dunas possuem comprimento de ondas variando de 3 a 500 metros e altura de 0,1 a
100 metros. Existe o termo draa que se restringe as formas de leito maiores que as dunas,
com comprimento de onda de 300 a 500 metros e altura de 20 a 450 metros.
Quanto à classificação das dunas eólicas, estas podem ser classificadas de acordo com
dois esquemas independentes entre si: morfológico (MCKEE, 1979, apud SCHERER, 2004) e
morfodinâmico (HUNTER et al., 1983, apud SCHERER, 2004). Ambas as classificações são
necessárias, tendo em vista que nem sempre os dois tipos coincidem. Os tipos de dunas
variam não somente de um campo de dunas para outro, como também dentro de um mesmo
campo de dunas (GIANNINI et al ., 2008).
A classificação morfológica leva em consideração as características geométricas,
como a sinuosidade da crista, números de faces frontais e presença ou ausência de dunas
superpostas. O principal controle dos tipos de dunas é a variação na direção do regime do
vento e, subordinadamente, alguns fatores contribuem para a morfologia, tais como tamanho
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dos grãos, cobertura vegetal e suprimento de sedimentos. De acordo com Scherer (2004) e
Lancaster (2005), existem quatro tipos principais: crescente, linear, estrela e parabólica.
As dunas crescentes, dominantes quando a vegetação está ausente, apresentam
assimetria bem definida com uma superfície de barlavento com mergulho suave (
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3.2.2.1. Erosão eólica
O vento apresenta pouca capacidade de erosão primária das rochas, visto que consiste
em um fluido de baixa viscosidade. Entretanto, ele consegue remover e transportar uma
grande quantidade de material inconsolidado, principalmente em clima árido por causa da
ausência de vegetação e baixa umidade do solo (SCHERER, 2004).
Abrasão
A abrasão eólica consiste no desgaste mecânico de partículas transportadas pelo ventodevido ao choque entre elas. Como consequência, são geradas algumas feições, dentre as
quais os ventifactos são mais comuns. Denomina-se ventifacto qualquer clasto que tenha sido
facetado e/ou abrasado por partículas transportadas pelo vento, sendo que as faces abrasadas
são inclinadas para o sentido contrário do vento (Figura 3.6).
Figura 3.6: Quatro estágios do desenvolvimento de um ventifacto. O clasto torna-se um ventifacto entre o estágio Ae B. Fonte: Scherer (2004).
Deflação
A deflação consiste em um processo de remoção de material inconsolidado, sendo a
principal forma de erosão eólica (SCHERER, 2004; LANCASTER, 2005). O vento tende a
ser seletivo no transporte, motivo pelo qual ele remove a fração de granulometria mais fina,
ocasionando a concentração de material de granulometria mais grossa. Quando a deflação dos
depósitos alcança um nível suficiente para criar uma cobertura contínua de seixos e grânulos,
a erosão eólica cessa. Formam-se, então, os chamados lags de deflação (Figura 3.7).
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Figura 3.7: Três estágios de desenvolvimento de um pavimento de deflação. A) Deflação inicial dos sedimentosarenosos; B) concentração dos clastos à medida que ocorre a deflação; C) término da deflação em decorrência do
recobrimento do substrato por clastos. Fonte: Scherer (2004).
3.2.2.2. Transporte eólico
O movimento da partícula é alcançado através da combinação da tensão de
cisalhamento exercida pelo vento sobre a superfície e a turbulência atmosférica. Existem três
modos de transporte pelo vento, sendo eles rolamento, saltação e suspensão (Figura 3.8) que
dependem, dentre outros fatores, do tamanho da partícula, da tensão do cisalhamento do ventoe da intensidade da turbulência (LANCASTER, 2005).
Figura 3.8: Tipos de transporte eólico, compreendendo saltação, rolamento e suspensão. Fonte: Modificado de Silva(2009).
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Rolamento (creep ou reptation)
As partículas de tamanho areia grossa/muito grossa e grânulos são transportadas pelo
vento quando este apresenta uma velocidade maior. Adicionalmente, os grãos em saltação sechocam com os grãos maiores que estão no substrato. Desta forma, os grãos de granulometria
grossa respondem ao impacto rolando/arrastando-se pela superfície, gerando uma reação em
cadeia (SILVA, 2009).
Saltação ( saltation)
Os grãos de tamanho areia muito fina a fina são transportados principalmente por
saltação, no qual descrevem uma trajetória parabólica. Quando a tensão de cisalhamento do
vento alcança um valor crítico, alguns grãos começam a mover-se para frente e se chocam
com outros grãos que se encontram imóveis. O impacto proporciona que os grãos sejam
arremessados para cima, onde penetram em espaços com velocidades maiores, perfazendo um
caminho parabólico. Ao caírem, chocam-se com outras partículas, sendo que as que possuem
granulometria semelhante ampliam o processo de saltação (SCHERER, 2004).
Suspensão (suspension)
As partículas de tamanho areia muito fina e silte são transportadas através de
suspensão e são mantidas no ar pela turbulência no vento, podendo atingir longas distâncias.
Geralmente se acumulam fora da zona de agradação eólica mais ativa, por vezes formando
depósitos maciços do tipo loess (MORAES & GABAGLIA, 1986).
3.2.2.3. Deposição eólica
Os sedimentos transportados pelo vento podem ser depositados nas dunas através de
três principais mecanismos: cavalgamento de marcas onduladas, queda de grãos e fluxo de
grãos (fluxo de escorregamento).
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Cavalgamento de marcas onduladas (climbing ripples)
As marcas onduladas formadas na superfície dos sedimentos em resposta à ação do
vento podem cavalgar umas sobre as outras. Essa superposição é facilitada pelo fato dasaltação e suspensão prevaleceram na deposição eólica em detrimento dos mecanismos
trativos que aplainam o substrato. Como consequência, a preservação da crista e do lado
barlavento das marcas onduladas é favorecida e as mesmas apresentam facilidade para
cavalgar (GIANNINI et al ., 2008).
Devido à baixa viscosidade do vento, o impacto dos grãos em movimento no lado
barlavento é mais intenso que na água. Sendo assim, existe uma tendência para erosão parcial
no dorso da marca ondulada. Com isto, os tipos de cavalgamento mais comuns na deposiçãoeólica são o subcrítico e o crítico, ou seja, quando o ângulo de cavalgamento é menor ou igual
ao ângulo de inclinação do flanco barlavento, respectivamente (GIANNINI et al ., 2008).
Queda de grãos (grainfall)
Os sedimentos que estão em suspensão, ao serem transportados para o lado sotavento,
encontram uma região hidrodinamicamente protegida e sofrem rápida desaceleração. A
deposição ocorre preferencialmente na face frontal da duna pelo fato de desenvolver uma
zona de separação de fluxo, onde os grãos são depositados por queda livre (SCHERER,
2004).
Fluxo de grãos (grainflow)
Os sedimentos mais pesados e/ou mais grossos transportados tendem a se
concentrarem por saltação na crista e na parte superior e mais íngreme da porção frontal daduna. Quando esta acumulação exceder o ângulo crítico de repouso da areia seca, em torno de
34º (SCHERER, 2004), torna-se instável e os sedimentos são depositados por avalanche ao
longo da face frontal da duna (superfície de deslizamento).
O processo gravitacional ocorre através de sucessivas colisões entre os grãos
adjacentes, mecanismo conhecido como pressão dispersiva (GIANNINI et al ., 2008). Este
mecanismo de interação intergranular atua quando a areia encontra-se incoesa (seca), sendo
depositada em forma de lobos linguóides. No caso em que a areia apresenta-se coesa, ou seja,
com certo grau de umidade, a deposição ocorre por slide e slump, onde os blocos escorregam
ao longo da superfície de deslizamento (SCHERER, 2004).
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3.2.3. Acumulação e tipos de sistemas eólicos
A deposição de sedimentos não necessariamente implica na sua acumulação. Segundo
Kocurek & Havholm (1993), a acumulação ocorre quando a deposição de sedimentos ao
longo do tempo gera corpos em três dimensões de estratos que podem ser incorporados ao
registro geológico.
Ainda segundo os mesmos autores, para que haja acumulação é necessário um balanço
positivo de sedimentos, ou seja, o volume que entra deve ser maior que o volume que sai de
um determinado sistema eólico (Figura 3.9). Quando esse balanço é neutro ou negativo,
desenvolvem-se superfícies de bypass ou de erosão, respectivamente. Além disso, é
necessário que ocorra migração e cavalgamento de dunas eólicas em relação à superfície deacumulação, definida como a superfície que une as dunas, acima da qual os sedimentos são
transportados e abaixo da qual as partículas não sofrem transporte, constituindo a acumulação.
Figura 3.9: Representação esquemática de acumulação eólica. A acumulação acontece quando o balanço é positivo,ou seja, o volume de sedimentos que entra (Qi) em uma área é maior que o volume que sai da mesma área (Qo).
Fonte: Kocurek e Havholm (1993, apud OLIVEIRA, 2005).
As acumulações são caracterizadas por um conjunto de processos geológicos em
sistemas eólicos que são controlados por mudanças na competência de agente de transporte e
na concentração de sedimentos deslocados (OLIVEIRA, 2005). Os sistemas eólicos foram
classificados em secos, úmidos e estabilizados, nos quais os dois primeiros são os tipos mais
comuns na natureza (KOCUREK & HAVHOLM, 1993).
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3.2.3.1. Sistemas eólicos secos
Os sistemas eólicos secos são aqueles caracterizados pelo nível do lençol freático e sua
franja de capilaridade abaixo da superfície de deposição. A sedimentação é regida por fatores
aerodinâmicos e todo o sedimento no substrato é disponibilizado para transporte eólico.