Bacias sedimentares brasileirasOrigem, evolução e classificação.

 

Origem, evolução e classificação das bacias sedimentares.

Wagner Souza-Lima* & Gilvan Pio Hamsi Junior#

*Fundação Paleontológica Phoenix, Aracaju, Sergipe, Brasil (e-mail: wagnerl@hotmail.com)#PETROBRAS-UNSEAL-ATEX-LG, Aracaju, Sergipe, Brasil (e-mail: ghamsi@petrobras.com.br)

A organização e classificação são características do ser humano. Do ponto de vista

científico, são ações fundamentais para facilitar o entendimento e permitir uma

simplificação teórica dos complexos processos naturais. O estudo da origem e evolução

das bacias sedimentares é um exemplo de tal complexidade, para o qual as primeiras

tentativas de organização remontam a mais de um século1. Organizar as centenas de

bacias sedimentares existentes no mundo é fundamental para que seja possível entender

os processos termomecânicos e estilos estruturais envolvidos em suas gêneses e a

influência destes na distribuição dos recursos naturais.

Uma bacia sedimentar é o resultado do processo de subsidência de uma placa tectônica,

que permite o acúmulo e a preservação dos sedimentos: cessando a subsidência, cessa a

sua história deposicional. A subsidência pode ser de caráter local, quando causada pela

distensão e ruptura da litosfera, ou regional, quando causada por mecanismos de

manutenção do equilíbrio isostático2. Uma placa litosférica praticamente bóia sobre o

substrato mais dúctil do manto, a astenosfera. Quando, por algum motivo, uma carga é

acrescida à superfície da placa, ela sofre subsidência por flexura para readquirir o

equilíbrio através da isostasia. Por outro lado, a isostasia pode causar soerguimento

regional quando uma carga é retirada ou pode causar soerguimento nas bordas das áreas

afundadas flexuralmente, como um efeito secundário (ombreiras flexurais). A subsidência

pode ser classificada como mecânica, quando é resultante da deformação ou ruptura

crustal, ou térmica, quando é resultado da alteração do estado térmico da litosfera (Figura

1).

Figura 1 - Representação esquemática dos processos de subsidência mecânica e térmica. No caso de subsidência mecânica local (A), apenas o bloco submetido à carga subside, ao passo que na regional (B) uma grande área sofre flexura. Nos eventos termais apenas (C), a quantidade de subsidência que ocorre por resfriamento é igual à quantidade de soerguimento relacionada ao aquecimento da crosta. Para que uma bacia seja criada por processos termais é necessário então que outros processos (D) atuem em conjunto (p. ex., erosão, afinamento da crosta, etc.)2.

A subsidência mecânica pode ser local ou regional (neste caso por flexura). A subsidência

mecânica local é típica dos estágios iniciais de bacias marginais (fase rift), resultante da

ruptura crustal. A subsidência mecânica regional flexural ocorre principalmente em bacias

de antepaís (foreland), mas corresponde também ao componente da própria carga

sedimentar que amplifica os demais processos de subsidência.

A subsidência térmica resulta também do processo de compensação isostática. A

distensão de uma placa litosférica leva ao seu afinamento, que se dá pela ascensão do

topo da astenosfera. O topo da astenosfera é definido pelo limite térmico abaixo do qual

ocorre a fusão parcial das rochas do manto. A ascensão da astenosfera também pode ser

causada pela atuação de uma pluma mantélica (hotspot). Estas plumas são anomalias

térmicas oriundas provavelmente do contato entre o manto e o núcleo que, ao atingirem a

placa, enfraquecem a litosfera circundante e causam vulcanismo na superfície. Após a

ruptura de uma placa litosférica, ela tende a se resfriar e retornar à situação original. Isso

se dá pelo rebaixamento do topo da astenosfera às custas do esfriamento e adensamento

das rochas do manto. Tal adensamento corresponde a uma carga que induz à

subsidência flexural da placa, por isostasia. Este processo geralmente tem caráter

regional, sendo típico da fase de deriva continental.

Os processos de subsidência originam uma série de feições estruturais importantes na

história evolutiva de uma bacia sedimentar, destacando-se as zonas de charneira e as

ombreiras. A zona de charneira é uma região que registra a variação abrupta no registro

sedimentar, correspondente às áreas de intenso afinamento crustal, normalmente

marcadas por falhas de elevado rejeito (Figura 2). As ombreiras são resultantes dos

soerguimentos que ocorrem nas bordas de bacias por compensação isostática regional,

tendo como conseqüência a erosão das porções soerguidas e a geração de

discordâncias, muitas delas regionais.

Figura 2 - Seção esquemática da margem continental brasileira na altura da bacia de Sergipe-Alagoas exibindo a região da zona de charneira e sua relação com as zonas de afinamento crustal3.

A ruptura da litosfera em geral acompanha as zonas de fraqueza e anisotropias do

embasamento. No caso das bacias da margem leste e equatorial brasileira, p. ex., a

evolução deste processo culminou com a formação do Oceano Atlântico. Além das

anisotropias do embasamento, auxiliaram nessa ruptura continental a atuação de

hotspots, como os de Tristão da Cunha e Ascensão, que causaram o enfraquecimento

dos núcleos cratônicos mais resistentes.

É possível, com base em técnicas estratigráficas quantitativas, compreender-se a história

do preenchimento sedimentar de uma bacia4. A utilização dos fósseis na obtenção de

dados bioestratigráficos e paleobatimétricos auxilia na construção de diagramas de

história de soterramento que são úteis à interpretação exploratória das bacias (Figura 3).

A construção desses diagramas envolve a aplicação da técnica de back stripping à

sucessão estratigráfica de um poço, onde cada unidade estratigráfica é sucessivamente

subtraída, calculando-se o equilíbrio isostático da coluna restante. Esta análise permite

obter uma representação gráfica dos movimentos verticais de um horizonte estratigráfico

desde o momento de sua deposição até um ponto temporal escolhido, predizendo, p. ex.,

o alcance de condições para a geração de hidrocarbonetos.

Figura 3 - Diagrama generalizado da história de soterramento da bacia de Sergipe-Alagoas destacando o comportamento da seção marinha cretácea.

Desde o emprego do conceito dos geossinclinais1, 5, a classificação das bacias

sedimentares tem evoluído de forma bastante dinâmica. As diversas classificações

sugeridas, em sua maioria, basearam-se no posicionamento da bacia em relação às

placas tectônicas5, 6, 7. Uma das propostas mais aceitas foi aquela que procurou associar

os elementos tectônicos e termo-mecânicos à ocorrência de hidrocarbonetos7 (Figura 4),

de ampla utilização na indústria de petróleo. Essa classificação, dita "de Klemme",

distingue oito tipos básicos de bacias, sendo três deles associados a áreas

intracontinentais, ou seja, bacias formadas no interior de uma placa litosférica, e cinco

tipos marginais ou extracontinentais, correspondendo às bacias originadas nas bordas

das placas, sujeitas a esforços tracionais, compressivos ou transcorrentes (de

rasgamento). Durante a evolução de uma bacia, um tipo pode evoluir para outro. Nesta

classificação, nota-se que a origem e evolução das bacias sedimentares pode ser

entendida fundamentalmente com base no contexto geotectônico atuante nas placas

litosféricas onde elas se inserem. Distinguem-se, assim, as bacias distensionais,

compressionais e as intracratônicas.

Figura 4 - Classificação das bacias sedimentares segundo sua posição em relação às placas tectônicas7.

As bacias distensionais podem ser divididas em marginais (tipos V e VIII7), rifts interiores

(III) e transtensionais (V). Os rifts interiores são as bacias originadas por ruptura crustal,

acompanhado ou não por ascensão convectiva do manto. Caso evoluam para uma fase

de deriva continental, constituirão as bacias marginais (Figura 5). Nessas últimas, durante

a fase de deriva, predominam os processos de subsidência térmica, ao contrário da

subsidência mecânica, que caracteriza o rift. As bacias transtensionais estão associadas

à movimentação de falhas cisalhantes que geram bacias em pull-apart (Figura 6),

normalmente com elevadas taxas de subsidência.

Nas bacias compressionais, formadas em margens convergentes, distinguem-se as de

foreland, ou de antepaís, em áreas continentais (tipos II, IV) e os sistemas arco-fossa, em

áreas oceânicas (tipo VI ). Nestas bacias predomina a subsidência mecânica regional, de

caráter flexural, causada pela carga de cinturões dobrados adjacentes8.

As bacias transpressionais são também um outro tipo de bacia compressional (VII),

originadas na área de junção de falhas cisalhantes do tipo transcorrente.

Figura 5 - Evolução esquemática de bacias rift para margens passivas9, 2. Os eventos mostrados ilustram, p. ex., os mecanismos que originaram as bacias da margem leste brasileira.

As bacias formadas no interior dos continentes (ou intracratônicas, tipo I), como as bacias

do Paraná, do Parnaíba, Amazonas e Solimões, apresentam evolução bastante

complexa, com alternância de fases de subsidência e de soerguimento. Apesar de

geralmente evoluídas a partir de rifts abortados, os mecanismos que explicariam as

diversas fases de subsidência e de soerguimento ainda são controversos10, 11.

Figura 6 - Bacia pull-apart ideal12. A origem destas bacias está associada a falhas transcorrentes (strike slip), porém normalmente não evoluem a ponto de ocorrer a geração de crosta oceânica.

As bacias de margens transcorrentes (tipo V) estão associadas a grandes falhas de rejeito

horizontal, podendo ser distensionais ou compressionais. As bacias transtrativas, ou pull-

apart (Figura 6), são formadas nas reentrâncias das falhas sujeitas à distensão, enquanto

que as bacias transpressionais são originadas nas áreas sujeitas à compressão. A

primeira possui mecanismo de subsidência análogo a um rift, enquanto que a segunda é

análoga a uma bacia de antepaís, onde a subsidência flexural é provocada pela carga

tectônica. Normalmente, as bacias transpressivas e transtrativas apresentam elevadas

taxas de subsidência que, associada às baixas taxas de sedimentação, geram condições

deposicionais profundas.

Uma outra classificação, muito simplificada, é a temporal, separando as bacias em

proterozóicas, paleozóicas, mesozóicas e cenozóicas (Tabela 1).

Um outro sistema de classificação, relativamente mais complexo, foi proposto de modo a

agrupar as bacias através de códigos que pudessem representar, de forma mais

fidedigna, toda sua evolução tectono-sedimentar13, 14. Embora tenha sido louvável, esta

codificação acabou sendo pouco usada, pois se tornou por demais complexa, afastando-

se da simplificação teórica necessária ao fácil entendimento da evolução das bacias

sedimentares. Afinal, quem se lembraria que a bacia de Sergipe-Alagoas tem como

classificação IS12M3/IS13/IF12L3Lc(LL?)/IS12M/(MS12M/MS12M/MS2M3)Lb?15

Tabela 1 – Classificação temporal e tectônica das principais bacias sedimentares brasileiras.

Referências

1Hall, J. 1859. Descriptions and figures of the organic remains for the Lower Hilderberg Group and the Oriskany Sandstone. Geologic Survey of Albany, Paleontology, 3, 544 pp.

2Angevine, C. L.; Heller, P. L. & Paola, C. 1990. Quantitative Sedimentary Basin Modeling. The American Association of Petroleum Geologists, Course Note Series, 32, 133 pp.

3Chang, H. K.; Kowsmann, R. O. & Figueiredo, A. M. F. 1988. New concepts of the development of East Brazilian marginal basins. Episodes, 11: 194-202.

4Van Hinte, J. E. 1978. Geohistory analysis – application of micropaleontology in exploration geology. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 62: 201-222.

5Stille, H. 1940-1941. Einführung in den Bau Nordamerikas. Borntraeger, Berlin, 717 pp.

6Dewey, J. F. & Bird, J. M. 1970. Plate tectonics and geosynclines. Tectonophysics, 10 (5-6): 625-638.

7Klemme, H. D. 1980. Petroleum basins - classification and characteristics. Journal of Petroleum Geology, 3 (2): 187-207.

8Beaumont, C. 1981. Foreland basins. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 65: 291-329.

9Salveson, J. O. 1978. Variations in the geology of rift basins - a tectonic model. In: International Symposium on the Rio Grande Rift, 1978, Los Alamos Scientific Laboratory, Proceedings, LA-7487-C: 190-204.

10Middleton, M. F. 1980. A model of intracratonic basin formation, entailing deep crustal metamorphism. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 62: 1-14.

11Quinlan, G. 1987. Models of subsidence mechanism in intracratonic basins, and their applicability to North American examples. In: Beaumont, C. & Tankard, A. J. (eds.), Sedimentary basins and basin forming mechanisms. Canadian Society of Petroleum Geologists, Memoir, 12: 463-481.

12Crowell, J. C. 1974. Origin of Late Cenozoic basins in southern California. In: Dickinson, W. R. (ed.), Tectonics and Sedimentation. Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Special Publication, 22: 190-204.

13Kingston, D. R.; Dishroon, C. P. & Williams, P. A. 1983a. Global basin classification system. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 67 (12): 2175-2193.

14Kingston, D. R.; Dishroon, C. P. & Williams, P. A. 1983b. Hydrocarbon plays and global basin classification. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 67(12): 2194-2198.

15Figueiredo, A. M. F. de & Raja Gabaglia, G. P. 1986. Sistema classificatório aplicado às bacias sedimentares brasileiras. Revista Brasileira de Geociências, 16 (4): 350-369.

16Szatmari, P. & Porto, R. 1986. Classificação tectônica das bacias sedimentares terrestres do Brasil. In: Figueiredo, A. M. F. de & Raja Gabaglia, G. P., Sistema classificatório aplicado às bacias sedimentares brasileiras. Revista Brasileira de Geociências, 16 (4), p. 357.

17Raja Gabaglia, G. P. & Figueiredo, A. M. F. de 1991. Evolução dos conceitos acerca das classificações de bacias sedimentares. In: Raja Gabaglia, G. P. & Milani, E. J. (eds.), Origem e evolução das bacias sedimentares. PETROBRAS, Rio de Janeiro, pp. 31-45.