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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
MARCELO ABBEHUSEN MAGALHÃES
CARACTERIZAÇÃO FACIOLÓGICA DA FORMAÇÃO TAQUIPE, AFLORAMENTO DA PRAIA DE INEMA, SALVADOR - BAHIA
Salvador 2011
2
MARCELO ABBEHUSEN MAGALHÃES
CARACTERIZAÇÃO FACIOLÓGICA DA FORMAÇÃO TAQUIPE, AFLORAMENTO DA PRAIA DE INEMA,
SALVADOR - BAHIA
Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia. Orientador: Prof. Msc. Roberto Rosa da Silva
Salvador 2011
3
TERMO DE APROVAÇÃO
MARCELO ABBEHUSEN MAGALHÃES
Salvador, 27 de Dezembro de 2011
CARACTERIZAÇÃO FACIOLÓGICA DA FORMAÇÃO TAQUIPE, AFLORAMENTO DA PRAIA DE INEMA,
SALVADOR - BAHIA
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
Prof. Msc. Roberto Rosa da Silva - Orientador
Petrobras/Instituto de Geociências – UFBA
Prof. Dr. Olívia Maria Cordeiro de Oliveira
Instituto de Geociências – UFBA
Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite
Petrobras/Instituto de Geociências – UFBA
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“Don‟t worry
About a thing
„Cause every little thing
Gonna be all right”
Bob Marley
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AGRADECIMENTOS
Agradeço primeiramente à minha família, por todo o amor e carinho, e por
serem os responsáveis pela pessoa que sou hoje. Em especial aos meus pais,
Marcelo e Marisa; meus avós, Roberto e Marília; meus tios, verdadeiros pais e
irmãos para mim; meus primos, especialmente betinho, por ter feito parte de minha
infância, e lucas (guri), por ser o mais próximo que tenho de um irmão; à Luiza,
minha afilhada, pelos momentos de diversão; à Nana, pelo carinho; à Nando, por ter
sido um pai para mim.
À Nanda, amor da minha vida, pelo amor sincero, apoio, incentivo e
paciência. À Marcia, minha sogrinha do coração, e Dani, minha querida cunhada,
por me acolherem como parte da família.
Aos professores Michael Holz, Carlson Leite, André Netto, Débora Rios,
Olívia, César Gomes, dentre outros, pelos ensinamentos prestados ao longo do
curso.
Aos professores Ângela, Simone, Osmário e Eron, por, além de terem sido
excelentes professores, terem me ajudado tanto nesta reta final. À vocês, minha
eterna gratidão e amizade. Ao professor e amigo Roberto Rosa, pela grande ajuda e
orientação no presente trabalho. À Mércia, pela ajuda e torcida.
À família Rodrigues Brazileiro, que tenho o orgulho e a felicidade de chamar
de segunda família: Thiago (kakinho), Matheus (kekeu), Kamilla (miminha), Divaldo,
Miriam e Ari.
Aos velhos amigos: Delmar, Rodriguinho, Paulinho, Dudão, Caio (navara),
CD, Isaac, Caio (cassio), Fifi, Nikiba, Sorin, Fabinho, Renanzinho, Eclético, Dene,
Nicolas, Secão, Fumacinha e Leo.
Aos amigos do Karatê, minha eterna saudade, ao meu primeiro mestre na
vida, Enobaldo Ataíde.
Aos novos amigos e agora colegas de profissão, Brunão, Emo, Pri, Vitinho,
Mineiro, Samuel, Beca, Cabeça, Kim, Luan, Luciano, Acácio, Gonti, Muriel, Salsicha,
Tico, Lucas, Cipri, Dira, MV, Mario, Carlos, Ray Charles, Fabi, Luana, Laura,
Alexandre, Eula, Priscilona... Enfim... Toda a galera de Geologia da UFBA.
Caso tenha esquecido alguém, peço sinceras desculpas.
À todos vocês, meu muito OBRIGADO.
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RESUMO
A Bacia do Recôncavo está inserida no Sistema de riftes Recôncavo-Tucano-
Jatobá (MAGNAVITA, 1996) e está localizada no Nordeste do Brasil, no estado da
Bahia, ocupando uma área aproximada de 11.500 km² (SILVA et al., 2007).
Dentre os vários sistemas petrolíferos encontrados na Bacia do Recôncavo,
os turbiditos da Formação Taquipe, objeto de estudo do presente trabalho,
caracterizam o quinto mais importante play da bacia (Roberto Rosa, informação
verbal), com porosidade de 18 a 24% e permeabilidade de 30 a 300 md
(ROSTIROLLA, 1997).
A presente monografia teve como principal objetivo a caracterização
faciológica dos ritmitos da Formação Taquipe, no afloramento da Praia de Inema,
Base Naval de Aratu. A partir deste estudo, pôde-se identificar os processos e
ambientes deposicionais que originaram as fácies e estruturas sedimentares
observadas durante os trabalhos de campo, sendo traçados paralelos com os dados
e informações pretéritas obtidas acerca desta Formação.
Utilizando critérios como, estruturas sedimentares, granulometria e geometria
dos corpos, individualizou-se quatro fácies sedimentares: (i) Folhelho com laminação
plano-paralela e intercalações de níveis arenosos à sílticos; (ii) Arenito fino à médio
maciço ou com estratificação plano-paralela; (iii) Arenito fino a médio com
laminações cruzadas cavalgantes (climbing ripples); (iv) Arenitos com intercalações
de folhelhos.
O principal mecanismo de deposição interpretado para a presente Formação
foi o de correntes de turbidez, visto que as estruturas sedimentares encontradas nas
fácies sedimentares observadas representam os intervalos Ta – Tc/Td da Sequência
de Bouma, e dos intervalos F7, F8 e F9a, das fácies turbidíticas de Mutti.
Concluiu-se que as correntes de turbidez se propagaram em condições de
regimes de fluxo superior e inferior de baixa densidade, além da ocorrência de fluxos
gravitacionais de massa, que foram responsáveis por depósitos de slump.
O ambiente em que esta formação está inserida é o Cânion de Taquipe, em
regime subaquoso, lacustre e escavado sobre os deltas da Fm. Pojuca.
Palavras-chave: Taquipe, Turbiditos, Recôncavo, Facies.
7
ABSTRACT
The Reconcavo Basin is inserted into the Reconcavo – Tucano – Jatoba rifts
(MAGNAVITA, 1996) and is located in northeastern Brazil, in Bahia state, occupying
an area of approximately 11,500 km² (SILVA et al., 2007).
Among the various petroleum systems found in the Reconcavo Basin, the Taquipe
Formation turbidites, study object of this work, represent the fifth most important play
of the basin (ROBERTO ROSA, verbal information), with a porosity of 18-24% and
permeability 30-300 md (ROSTIROLLA, 1997).
This work aimed the facies characterization of the rhythmites of the Taquipe
Formation, in the outcrop of Inema Beach, Aratu Naval Base. From this study, we
could identify the processes and depositional environments that gave rise to facies
and sedimentary structures observed during the field work, being drawn parallel with
the data and information obtained about the preterit formation.
Using criteria such as sedimentary structures, grain size and geometry of the bodies,
individualized Four sedimentary facies: (i) shale with parallel lamination and
interbedded sand layers (ii) fine to medium sandstone with massive or plane-
parallel, (iii) Fine to medium sandstone with laminations cross cavalgantes (climbing
ripples), (iv) sandstones with interbedded shales.
The main mechanism of deposition interpreted to this formation is of turbidity
currents, since the sedimentary structures found in sedimentary facies observed
represent the intervals Ta - Tc / Td the sequence of Bouma, and the intervals F7, F8
and F9a, the turbidite facies of Mutti.
It was found that the turbidity is propagated under top and bottom low density flow
regimes, and the occurrence of gravitational mass flows, that were responsible for
the deposition of slumps.
The environment in which this formation is included in the Canyon Taquipe, under
subaqueous, lacustrine deltas and excavated on Fm. Pojuca..
Keywords: Taquipe, Turbidites, Recôncavo, Facies.
8
SUMÁRIO
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO ............................................................ 14
1. INTRODUÇÃO ............................................................................... 14
1.1. LOCALIZAÇÃO E ACESSO DA ÁREA DE ESTUDO .................................... 16
1.2. CONTEXTUALIZAÇÃO E APRESENTAÇÃO DO PROBLEMA .................... 16
1.3. OBJETIVOS ................................................................................................... 19
1.4. JUSTIFICATIVA ............................................................................................. 19
1.5. MÉTODO DE TRABALHO ............................................................................. 19
1.5.1. Fase Pré-Campo ......................................................................................... 19
1.5.2. Fase Campo ............................................................................................... 19
1.5.3. Fase Pós-Campo ........................................................................................ 20
CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL ............................................ 21
2. GEOLOGIA REGIONAL ................................................................ 21
2.1. LITOESTRATIGRAFIA ................................................................................... 21
2.1.1. Estratigrafia do Paleozóico ....................................................................... 21
2.1.2. Estratigrafia do Mesozóico ........................................................................ 22
2.1.3. Estratigrafia do Cenozóico ........................................................................ 26
2.2. ARCABOUÇO ESTRUTURAL ....................................................................... 26
2.3. EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR ......................................................... 28
2.4. FORMAÇÃO TAQUIPE .................................................................................. 31
CAPÍTULO 3 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ................................. 40
3. ASPECTOS TEÓRICOS RELACIONADOS ÀS FÁCIES SEDIMENTARES E PROCESSOS DEPOSICIONAIS ....................... 40
9
3.1. FLUXOS GRAVITACIONAIS DE MASSA ...................................................... 40
3.2. FLUXOS GRAVITACIONAIS DE SEDIMENTOS ........................................... 41
CAPÍTULO 4 – GEOLOGIA LOCAL ................................................... 46
4. GEOLOGIA LOCAL ....................................................................... 46
4.1. CARACTERIZAÇÃO GERAL DO AFLORAMENTO ...................................... 46
4.2. CARACTERIZAÇÃO DAS FÁCIES SEDIMENTARES ................................... 51
4.2.1. Folhelho com laminação plano-paralela e intercalações de níveis arenosos à sílticos ................................................................................................. 51
4.2.2. Arenito fino a médio maciço ou com estratificação plano-paralela ....... 54
4.2.3. Arenito fino a médio com laminações cruzadas cavalgantes (climbing ripples) .................................................................................................................... 58
4.2.4. Arenitos com intercalações de folhelhos ................................................. 61
4.3. PROCESSOS, AMBIENTES E MODELOS DEPOSICIONAIS ....................... 64
CAPÍTULO 5 - CONCLUSÃO ............................................................. 68
5. CONCLUSÃO ................................................................................. 68
6. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ............................................. 70
ANEXO I ............................................................................................... 73
ANEXO II .............................................................................................. 75
10
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1. Localização da Bacia do Recôncavo em relação à América do Sul, Brasil e
bacias adjacentes. Fonte: DIAS FILHO (2002) apud SANTOS (2011). .................... 14
Figura 2. Localização, limites e arcabouço estrutural da bacia do Recôncavo. Fonte:
Milhomem et al. (2003). ........................................................................................... 15
Figura 3. Localização e Acesso da Base Naval de Aratu. A - BR - 324; B - Praia de
Inema, Base Naval de Aratu. Fonte: GoogleMaps. .................................................. 17
Figura 4. Paleogeografia da seção Pré-Rifte da Bacia do Recôncavo. Fonte:
Medeiros & Ponte (1981) apud Magnavita et al. (2005). .......................................... 23
Figura 5. Paleogeografia sin-rifte da Bacia do Recôncavo. Fonte: Medeiros & Ponte
(1981) apud Magnavita et al. (2005). ....................................................................... 24
Figura 6. Seção geológica esquemática NW-SE, ilustrando a morfologia de meio-
gráben da bacia do Recôncavo, cujo depocentro situa-se a leste. Fonte: Milhomem
et al. (2003). ............................................................................................................. 27
Figura 7. Mapa geológico esquemático com a localização do Rifte Recôncavo-
Tucano-Jatobá, mostrando a distribuição de sedimentos pré-, sin- e pós-rifte. Fonte:
Magnavita (1992). .................................................................................................... 29
Figura 8. Paleogeografia durante a deposição da Formação Taquipe (modificado de
Figueiredo et al. 1994). Fonte: Magnavita et al. (2005). ........................................... 33
Figura 9. Limites do Cânion de Taquipe (modificado de Netto et al., 1984). Fonte:
Amorim (1992). ........................................................................................................ 34
Figura 10. Arenitos da Formação Taquipe, cortados por falhas normais de pequeno
porte. Fonte: Magnavita et al. (2005). ...................................................................... 35
Figura 11. Arenito com estrutura de escape de fluidos. ............................................ 36
Figura 12. Arenito com estrutura de escape de fluidos. ............................................ 36
Figura 13. Conglomerado com fragmentos lamosos. ............................................... 36
Figura 14. Conglomerado com fragmentos lamosos. ............................................... 36
Figura 15. Arenito maciço. ....................................................................................... 37
Figura 16. Arenito com estruturas de escorregamento. ............................................ 37
Figura 17. Arenito maciço. ....................................................................................... 37
Figura 18. Arenito com estruturas de escorregamento. ............................................ 37
Figura 19. Arenito com sequência de Bouma incompleta, intervalos Tb - Tc. .......... 38
11
Figura 20. Arenito com sequência de Bouma incompleta, intervalos Tb - Tc. .......... 38
Figura 21. Siltito arenoso. ........................................................................................ 38
Figura 22. Lamito com deformação plástica. ............................................................ 38
Figura 23. Arenito com estratificação cruzada acanalada. ....................................... 39
Figura 24. Conglomerado de oncolitos. .................................................................... 39
Figura 25. Arenito com estratificação cruzada acanalada. ....................................... 39
Figura 26. Conglomerado de oncolitos. .................................................................... 39
Figura 27. Desenho esquemática do processo gravitacional de fluxo de detritos
formados a partir de Slides e Slumps. Modificado de Magalhães (1990). Fonte:
Almeida (2004). ........................................................................................................ 41
Figura 28. Diagrama esquemático idealizando a evolução de um fluxo gravitacional.
Shanmungam (2006) apud Santos (2011). .............................................................. 43
Figura 29. Sequência clássica de Bouma, adaptada de Walke (1978). Fonte:
Almeida (2004). ........................................................................................................ 44
Figura 30. Fácies turbidíticas de Mutti (1992) e processos relacionados. (Almeida,
2004)........................................................................................................................ 45
Figura 31. Modelo Deposicional para a Fm. Taquipe. Fonte: Mato (1990) apud Paz &
Oliveira (1996). ........................................................................................................ 67
12
ÍNDICE DE FOTOS
Foto 1. Sucessão de arenitos e pelitos (ritmitos) da Fm. Taquipe. Afloramento da
Praia de Inema. ........................................................................................................ 46
Foto 2. Blocos soltos e fragmentos de rocha............................................................ 47
Foto 3. Estratos Basculados para NW...................................................................... 48
Foto 4. Falha normal. ............................................................................................... 49
Foto 5. Par conjugado, cortando a sucessão de arenitos e pelitos. .......................... 49
Foto 6. Dobra apertada à isoclinal recumbente, com plano axial e linha de charneira
horizontais, provavelmente associada à mecanismos de slump. ............................. 50
Foto 7. Sucessão mostrando padrão thickening e coarsening upwards. .................. 50
Foto 8. Folhelhos com laminação plano-paralela e intercalações com níveis
arenosos à sílticos. .................................................................................................. 52
Foto 9. Camada de folhelhos intercalados lentes areníticas a sílticas, exibindo
geometria sigmoidal e convolucionada. ................................................................... 52
Foto 10. Diápiro de argila. ........................................................................................ 53
Foto 11. Lutocinese. Diápiros de argila intrudindo em camada de arenito................ 53
Foto 12. Corpo de arenito fino à médio dobrado com geometria de lobo. ................ 54
Foto 13. Corpo de arenito fino à médio dobrado com geometria de lobo. ................ 55
Foto 14. Convoluções no corpo de arenito fino à médio, provavelmente associadas à
diapirismo de argila ou escorregamentos. ................................................................ 55
Foto 15. Arenito fino à médio exibindo convoluções na base e estraficação plano-
paralela no topo. Intervalo Tb, da Sequência de Bouma. ......................................... 56
Foto 16. Lente de arenito fino à médio na base do corpo de arenito com geometria
em lobo. ................................................................................................................... 56
Foto 17. Vista lateral da lente de arenito fino à médio, situado na base do corpo
arenítico dobrado. .................................................................................................... 57
Foto 18. Lente de arenito fino à médio, maciço na base e com estratificação plano-
paralela nas porções intermediárias, gradando para laminação plano-paralela no
topo. Intervalos Ta e Tb de Bouma. ......................................................................... 57
Foto 19. Laminações cruzadas cavalgantes (climbing ripples). ................................ 58
13
Foto 20. Laminação plano-paralela, na base, arenito maciço na porção intermediária
e laminações cruzadas cavalgantes no topo. Intervalos Tb, Ta e Tc, da Sequência
de Bouma, respectivamente. .................................................................................... 59
Foto 21. Arenito fino à médio com laminação cruzada cavalgante gradando para
laminação cruzada tangencial. ................................................................................. 59
Foto 22. Arenito maciço na base e com laminações cruzadas cavalgantes no topo.
Intervalos Ta e Tc da Sequência de Bouma, respectivamente. ................................ 60
Foto 23. Arenito fino à médio apresentando climbing ripples. .................................. 60
Foto 24. Intercalações de arenitos e folhelhos (ritmitos), em afloramento de quase 10
metros de altura ....................................................................................................... 61
Foto 25. Sucessão de arenitos e folhelhos (ritmitos). ............................................... 62
Foto 26. Arenitos e folhelhos cortados por duas falhas normais. ............................. 62
Foto 27. Arenito fino à médio apresentando estrutura maciça, intercalado por
folhelhos interlaminados com siltitos, com laminação plano-paralela. Intervalos Ta e
Te da Sequência de Bouma, respectivamente. ........................................................ 63
Foto 28. Sucessão coarsening e thickening upwards. .............................................. 64
14
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO
1. INTRODUÇÃO
A Bacia do Recôncavo está inserida no Sistema de riftes Recôncavo-Tucano-
Jatobá (MAGNAVITA, 1996) e está localizada no Nordeste do Brasil (Figura 1), no
estado da Bahia, ocupando uma área aproximada de 11.500 km². Ela é delimitada
pelo Alto de Aporá, a norte e noroeste; pelo sistema de falhas da Barra, ao sul; pela
Falha de Maragogipe, a oeste; e pelo sistema de falhas de Salvador, a leste (SILVA
et al., 2007). O arcabouço estrutural, os limites e as principais falhas da Bacia do
Recôncavo estão representados na Figura 2.
Figura 1. Localização da Bacia do Recôncavo em relação à América do Sul, Brasil e bacias adjacentes. Fonte: DIAS FILHO (2002) apud SANTOS (2011).
15
Figura 2. Localização, limites e arcabouço estrutural da bacia do Recôncavo. Fonte: Milhomem et al. (2003).
A Bacia do Recôncavo é uma bacia sedimentar do tipo rifte, formada durante
o processo de estiramento crustal que resultou na fragmentação do continente
Gondwana (SILVA et al., 2007). Se o processo de fragmentação e separação de um
continente for bem sucedido, uma crosta oceânica é formada, que, por ser mais
densa que a crosta continental, tende a ocupar uma área topograficamente mais
baixa, que pode vir a ser invadida pelo mar. Com a contínua formação de crosta
oceânica e a evolução do rifteamento para as fases posteriores (sag e drifte), os
continentes tendem a se afastar e essa região, que provavelmente foi tomada pelo
mar, tende a evoluir e atingir o estágio de oceano, dando origem a uma margem
passiva, que é o caso da margem leste brasileira. No caso da Bacia do Recôncavo,
esse rifte não evoluiu até este ponto, ou seja, sua crosta não foi rompida. Por este
16
motivo, de acordo com Magnavita et al. (2005), a Bacia do Recôncavo é considerada
um rifte abortado.
O processo de formação da bacia iniciou-se entre o Mesojurássico (há cerca
de 165 Ma) e o Eocretáceo (há cerca de 115 Ma) (MILHOMEM et al., 2003), e
culminou na formação do Oceano Atlântico Sul e dos continentes Africano e Sul-
Americano.
Dentre os vários sistemas petrolíferos encontrados na Bacia do Recôncavo,
os turbiditos da Formação Taquipe, objeto de estudo do presente trabalho,
caracterizam o quinto mais importante play da bacia (Roberto Rosa, informação
verbal), com porosidade de 18 a 24% e permeabilidade de 30 a 300 md
(ROSTIROLLA, 1997).
Dentro deste contexto, o estudo destes arenitos justifica-se pela importância
das feições sedimentares das rochas, principalmente as siliciclásticas, para a
aplicação na caracterização de reservatórios de hidrocarbonetos. No que diz
respeito às acumulações de hidrocarbonetos no Brasil, o principal alvo das
atividades exploratórias de petróleo e gás são os arenitos turbidíticos, uma vez que
grande parte das acumulações são encontradas neste tipo de depósito.
O presente trabalho visa contribuir para uma melhor caracterização
faciológica da Formação Taquipe fornecendo dados importantes acerca da
qualidade de seus turbiditos, o que pode vir a ser útil na explotação de
hidrocarbonetos na Bacia do Recôncavo.
1.1. Localização e Acesso da Área de Estudo
A área de estudo localiza-se na cidade de Salvador, Bahia, mais
especificamente na Praia de Inema, que pertence à Base Naval de Aratu/Marinha do
Brasil.
O acesso se dá através da BR-324, seguindo pela Estrada da Base Naval de
Aratu, até a Praia de Inema (Figura 3).
1.2. Contextualização e Apresentação do Problema
Segundo Rocha et al. (2002), a Bacia do Recôncavo, onde foi descoberto
petróleo pela primeira vez no Brasil, é uma das bacias consideradas maduras mais
produtivas dentre todas as bacias brasileiras, considerando-se sua área (11.500
17
km²) e o volume de óleo encontrado até o momento. Nela foram gerados mais de
1000 milhões de m³ de óleo, dos quais esperava-se recuperar mais de 250 milhões
de m³, com os métodos de recuperação inerentes à época do estudo utilizado como
fonte para as presentes informações. Mais de 230 milhões de m³ de óleo equivalente
foram produzidos nos últimos 60 anos nos seus 80 campos de óleo e gás.
O conhecimento que hoje se detém sobre a sua evolução tectono-sedimentar
relaciona-se aos esforços exploratórios empreendidos pela Petrobras, consolidados
em cerca de 5.700 poços e 57.000 km de linhas sísmicas. As atividades de
prospecção antecedem, no entanto, a criação da Petrobras, tendo se iniciado já em
1937. Sob a gestão do antigo Conselho Nacional do Petróleo, a primeira descoberta
significativa de óleo data de 1939, em poço perfurado no distrito de Lobato, em
Salvador (MILHOMEM et al., 2003).
Segundo Rocha et al. (2002), dentre os campos existentes na bacia, pode-se
citar o campo de Água Grande e o de Araçás uns dos mais importantes. O primeiro,
Figura 3. Localização e Acesso da Base Naval de Aratu. A - BR - 324; B - Praia de Inema, Base Naval de Aratu. Fonte: GoogleMaps.
18
descoberto em 1951, é o maior da Bacia do Recôncavo. Ele está localizado ao longo
da falha de Mata-Catu e é um excelente exemplo de jazida estrutural. A produção do
campo provém dos arenitos neojurássicos flúvio-aluviais da formações Sergi e Água
Grande, estruturados por falhamento de grande rejeito. Nesse campo, assim como
nos demais da Bacia, o óleo, tipicamente continental, é altamente parafínico. Outro
exemplo de campos importantes controlados estruturalmente são os de Dom João e
Buracica. O segundo, descoberto em 1965, é um exemplo de acumulação múltipla,
onde ocorre uma grande quantidade de zonas produtoras empilhadas verticalmente,
associadas à zonas de falhas e é muito comum na Bacia. Nesse campo, a produção
de óleo é oriunda das Formações Sergi e Água Grande e de mais dez diferentes
reservatórios das Formações Marfim e Pojuca, estruturados em uma feição dômica e
falhada.
Ainda de acordo com Rocha et al. (2002), a Bacia do Recôncavo está em
avançado estágio exploratório, sendo considerada madura, com prospectos do tipo
estruturais praticamente esgotados. No entanto, nos últimos anos, com a utilização
de tecnologias avançadas, foi possível definir importantes prospectos estratigráficos
em partes mais profundas da Bacia, onde a atividade exploratória ainda era
relativamente pequena, o que resultou na descoberta de diversas acumulações.
Após 60 anos em atividade produtiva, a produção diária da Bacia do Recôncavo é
de 45.000 barris/dia (dados de 2011), resultando em um total de 16.425.000
barris/ano, cerca de um terço do seu pico histórico, no início dos anos 70.
Uma das razões que motivou a confecção do presente trabalho foi, além da
importância econômica e histórica da Bacia do Recôncavo para a indústria do
petróleo, a falta de trabalhos detalhados acerca da Formação Taquipe, o quinto mais
importante play da bacia. Desta maneira, um estudo apurado desta Formação,
integrando-se dados do afloramento com os dados regionais, pode-se tentar
reconstituir os eventos de sedimentação ocorridos na Bacia do Recôncavo e
elaborar modelos deposicionais para a Formação Taquipe, auxiliando as atividades
explotatórias de seus reservatórios.
.
19
1.3. Objetivos
Os objetivos da presente monografia foram:
Identificação e Caracterização das estruturas sedimentares observadas
em campo;
Integrar os dados de afloramento com os dados regionais.
1.4. Justificativa
De acordo com Magnavita et al. (2005), a Bacia do Recôncavo possui um
sistema petrolífero eficiente, o que a define como uma das mais prolíficas do Brasil.
Rocha et al. (2002) classificou a Bacia do Recôncavo como uma das bacias
maduras mais produtivas do país.
Apesar da Formação Taquipe constituir o quinto play mais importante da
Bacia, existem poucos trabalhos publicados acerca da mesma, o que foi uma das
razões para a escolha desta Formação como o tema da presente monografia.
O afloramento da Praia de Inema foi escolhido como objeto de estudo por
constituir um local de boa expressão, preservação e representatividade da
Formação Taquipe.
1.5. Método de Trabalho
Para a elaboração da presente monografia, as atividades foram divididas em
três etapas: fase pré-campo; fase campo; e fase pós-campo. Cada uma com sua
metodologia de trabalho específica, como descrito abaixo:
1.5.1. Fase Pré-Campo
Esta foi a primeira etapa do trabalho, onde inicialmente foi feita uma pesquisa
bibliográfica utilizando: artigos científicos e trabalhos anteriores acerca das
características que poderiam ser encontradas em campo com relação à
sedimentologia e estratigrafia. Além disto, buscou-se trabalhos que envolvessem a
Formação Taquipe em seus temas, porém pouco foi publicado acerca da mesma.
1.5.2. Fase Campo
20
A fase campo constituiu em visitas ao afloramento da Praia de Inema, com o
objetivo de caracterizar as estruturas sedimentares observadas, identificação de
fácies sedimentares e associação de fácies para a interpretação de ambientes
deposicionais. Os estudos de campo foram acompanhados pelo professor orientador
Msc. Roberto Rosa da Silva.
1.5.3. Fase Pós-Campo
Esta fase pode ser caracterizada como uma fase de interpretação e
tratamento dos dados obtidos durante a fase campo.
Por fim, todos os dados foram integrados para a composição da presente
monografia.
21
CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL
2. GEOLOGIA REGIONAL
A seguir, serão apresentados os principais aspectos litológicos,
estratigráficos, estruturais e tectono-evolutivos da Bacia do Recôncavo, no intuito de
se estabelecer uma visão do contexto e da região em que se encontra inserida a
área de estudo.
2.1. Litoestratigrafia
Para a caracterização litoestratigráfica da Bacia do Recôncavo, utilizou-se
como referência a coluna estratigráfica proposta por Caixeta et al. (1994) (Anexo I).
De acordo com este autor, a sucessão sedimentar da Bacia do Recôncavo repousa
sobre as rochas do embasamento cristalino pré-cambriano, sendo separada do
mesmo por uma descontinuidade temporal erosiva.
Segundo Magnavita et al. (2005), a sucessão estratigráfica da Bacia do
Recôncavo possui estratos com idades que variam desde o Paleozóico até o
Cenozóico.
O embasamento da bacia é composto por gnaisses, granulitos e migmatitos
Arqueanos-Paleoproterozóicos do Cinturão Granulítico Atlântico e por rochas
metassedimentaress Neoproterozóicas da Formação Estância (SILVA et al., 2007).
A seguir, serão apresentados os principais aspectos litoestratigráficos da
Bacia, de acordo com a idade geológica e ordem cronológica dos eventos.
2.1.1. Estratigrafia do Paleozóico
A estratigrafia do Paleozóico é representada pela Formação Afligidos, do
Permiano. Esta unidade é composta por sedimentos depositados sob condições de
bacia intracratônica e pode ser subdividida em dois membros: Pedrão (inferior) e
Cazumba (superior).
O membro basal é constituído por arenitos intercalados por finas camadas de
lamitos e ainda por pelitos e evaporitos na sua porção superior. Esta unidade
corresponde a depósitos de barras de maré e plataforma, representando um ciclo
22
marinho regressivo. O Membro Cazumba é composto por folhelhos vermelhos com
níveis sílticos, constituindo um ambiente lacustre raso (MILHOMEM et al., 2003).
2.1.2. Estratigrafia do Mesozóico
Segundo Magnavita et al. (2005), a estratigrafia do Mesozóico no Rifte do
Recôncavo-Tucano-Jatobá é o resultado da própria evolução tectônica da bacia,
podendo ser dividida em seqüências depositadas nas fases pré-rifte, sin-rifte e pós-
rifte. Os depósitos continentais do Supergrupo Bahia incluem sedimentos com
idades entre o Neojurássico e o Eocretáceo.
Utilizando como base o conteúdo de ostracodes, Viana et al. (1971) apud
Magnavita et al. (2005) propôs a Série Recôncavo, composta por seis Andares
cronoestratigráficos locais, são eles: Dom João, Rio da Serra, Aratu, Buracica, Jiquiá
e Alagoas.
2.1.2.1. Fase Pré-Rifte
A fase Pré-Rifte ocorreu durante o Neojurássico e o Eocretáceo (REGALI &
VIANA, 1989; ARAI et al., 1989 apud Magnavita et al., 2005), estendendo-se
temporalmente do Thitoniano ao Eoberriasiano. Ela abrange os Andares Dom João
e Rio da Serra Inferior (MAGNAVITA et al., 2005). Segundo Milhomem et al. (2003),
esta fase desenvolveu-se sob um clima árido e em fase inicial de flexuramento
crustal.
De acordo com Magnavita et al. (2005), o Andar Dom João consiste em
depósitos aluviais do Grupo Brotas, representado pelas Formações Aliança e Sergi.
A Formação Aliança é composta, da base para o topo, pelos Membros
Boipeba e Capianga. O primeiro consiste em arenitos avermelhados, que variam de
finos à conglomeráticos e representam depósitos de um sistema fluvial entrelaçado
com retrabalhamento eólico. Já o segundo é formado por folhelhos vermelhos com
raras intercalações de arenitos finos, constituindo uma sedimentação lacustre rasa
(MEDEIROS & PONTE, 1981 apud ALMEIDA, 2004).
Ainda de acordo com o autor citado acima, a Formação Sergi, sobreposta à
Formação Aliança, é composta por arenitos finos a conglomeráticos, com
intercalações de folhelhos vermelhos à cinza esverdeados, depositados em um
sistema fluvial entrelaçado e, posteriormente, sofrendo retrabalhamento eólico.
23
Segundo Magnavita et al. (2005), a área fonte para a sequência citada acima
estava localizada na porção sudoeste da atual Bacia do Recôncavo, como mostra a
Figura 4.
O Grupo Brotas é sucedido pelos sedimentos do Grupo Santo Amaro. Na
Fase Pré-Rifte, este grupo é representado, da base para o topo, pelas Formações
Itaparica e Água Grande.
A Formação Itaparica, que encontra-se sobreposta e em concordância com a
Formação Sergi, é caracterizada por folhelhos e siltitos com raras intercalações de
arenitos finos. O seu ambiente deposicional foi o lacustre, com raras incursões
fluviais. (MEDEIROS & PONTE, 1981 apud ALMEIDA, 2004).
Figura 4. Paleogeografia da seção Pré-Rifte da Bacia do Recôncavo. Fonte: Medeiros & Ponte (1981) apud Magnavita et al. (2005).
Ainda de acordo com Medeiros & Ponte (1981) apud Almeida (2004), a
Formação Água Grande é representada por arenitos grossos a finos, sendo
interpretada como sistema fluvial entrelaçado, com retrabalhamento eólico.
2.1.2.2. Fase Sin-Rifte
Segundo Magnavita et al. (2005), o estabelecimento do rifte aconteceu
durante o Berriasiano (há cerca de 144 Ma), e teve duração de, aproximadamente,
24 milhões de anos. Nesta fase acumularam-se estratos que constituem os Andares
Rio da Serra Médio ao Jiquiá (Berriasiano Inferior ao Aptiano Inferior). Ela é
24
representada pelas Formações Candeias, Maracangalha, Salvador, Marfim, Pojuca,
Taquipe e São Sebastião.
De acordo Magnavita et al. (2005), nesta fase a Bacia foi preenchida por dois
sistemas progradantes (Figura 5). O principal deles foi um sistema flúvio-deltaico-
lacustre (longitudinal a oblíquo) proveniente da Bacia do Tucano, que depositou
folhelhos prodeltaicos e arenitos turbidíticos. O secundário foi transversal à bacia, e
consistiu em leques conglomeráticos derivados da erosão do bloco alto da falha de
borda.
Figura 5. Paleogeografia sin-rifte da Bacia do Recôncavo. Fonte: Medeiros & Ponte (1981) apud Magnavita et al. (2005).
A Formação Candeias, sobreposta à Formação Água Grande e pertencente
ao Grupo Santo Amaro, subdivide-se em dois membros: Tauá e Gomo. O Membro
Tauá consiste em folhelhos cinza escuros ricos em matéria orgânica, enquanto o
Membro Gomo consiste em folhelhos cinza esverdeados, intercalados com
biocalcarenitos, calcilutitos e arenitos turbidíticos depositados em um ambiente
lacustre profundo.
A Formação Maracangalha, pertencente ao Grupo Ilhas, está em contato
concordante na base com as rochas sedimentares da Formação Candeias e em
contato gradativo e concordante no topo com as Formações Marfim e Pojuca
(SANTOS, 2011). Esta Formação caracteriza-se por folhelhos cinza esverdeados e
25
cinza escuros, que contêm os Membros Caruaçu e Pitanga. O Membro Caruaçu é
constituído por camadas lenticulares de arenito fino a médio, geradas por fluxos
gravitacionais de massa e de sedimentos. O Membro Pitanga caracteriza-se por
arenitos finos, maciços, sílticos, argilosos, ricos em fragmentos de matéria orgânica
e originados por fluxos gravitacionais de massa (MEDEIROS & PONTE, 1981 apud
ALMEIDA, 2004).
A Formação Salvador, pertencente ao Grupo Santo Amaro, é constituída por
intercalações de níveis de conglomerados, arenitos e lamitos (ARAÚJO, 2008 apud
SANTOS, 2011). A sua deposição está associada a leques conglomeráticos
sintectônicos que marcam as atividades da falha de borda (Falha de Salvador), da
fase rifte desta bacia (MEDEIROS & PONTE, 1981 apud ALMEIDA, 2004;
MAGNAVITA & SILVA, 1995 apud SANTOS, 2011).
A Formação Marfim, pertencente ao Grupo Ilhas, é composta por arenitos de
granulometria fina à média, bem selecionados, intercalados com camadas de
folhelhos cinza-esverdeados, que correspondem a depósitos de origem deltaica
(MEDEIROS & PONTE, 1981 apud ALMEIDA, 2004).
A Formação Pojuca, pertencente ao Grupo Ilhas, é composta de arenitos
finos a médios e folhelhos cinza, siltitos e biocalcarenitos ostracoidais, cuja origem
está relacionada a um ambiente flúvio-deltáico (CAIXETA et al., 1994 apud
SANTOS, 2011).
A Formação Taquipe, pertencente ao Grupo Ilhas e objeto de estudo do
presente trabalho, caracteriza-se por folhelhos de cor cinza, arenitos muito fino a
finos, siltitos e, subordinadamente, conglomerados, margas e calcarenitos
ostracoidais (MILHOMEM et al., 2003).
A Formação São Sebastião, pertencente ao Grupo Massacará, é
caracterizada por intercalações de arenitos amarelo-avermelhados de origem fluvial,
intercalados com siltitos e folhelhos (MEDEIROS & PONTE, 1981 apud ALMEIDA,
2004). Segundo Milhomem et al. (2003), a deposição desta unidade marca o
encerramento do assoreamento da bacia.
2.1.2.3. Fase Pós-Rifte
A Fase Sin-Rifte terminou no Eoaptiano. A partir de então, dá-se início a Fase
Pós-Rifte, que abrange o Andar Alagoas, que vai do Aptiano ao Albiano Inferior, e é
26
representada pela Formação Marizal. Esta Formação é separada da tectono-
sequência do Cretáceo Inferior através de uma discordância angular (MAGNAVITA
et al., 2005).
A Formação Marizal caracteriza-se por constituir depósitos de leques aluviais,
compostos de arenitos e conglomerados, e, secundariamente, folhelhos e calcários
(MEDEIROS & PONTE, 1981 apud ALMEIDA, 2004).
2.1.3. Estratigrafia do Cenozóico
De acordo com Magnavita et al. (2005), não há unidades estratigráficas
correspondentes ao intervalo temporal do Mesoalbiano ao Eoceno preservadas na
Bacia do Recôncavo.
Na estratigrafia do Cenozóico, destacam-se as formações Sabiá e Barreiras.
A Formação Sabiá é composta por folhelhos cinza-esverdeados com
intercalações de arenitos e lentes de calcário. Eles caracterizam depósitos de leques
aluviais (MEDEIROS & PONTE, 1981 apud ALMEIDA, 2004).
Ainda de acordo com Magnavita et al. (2005), a Formação Barreiras é
constituída por arenitos grossos a conglomeráticos, com intercalações de lamitos,
também estando associada a depósitos de leques aluviais.
Segundo Magnavita et al. (2005), também ocorrem sedimentos quaternários,
representados por depósitos litorâneos no Recôncavo meridional e por sedimentos
aluviais presentes ao longo dos principais cursos d‟água da região.
2.2. Arcabouço Estrutural
A Bacia do Recôncavo compõe a porção sul do Rifte Intracontinental
Recôncavo – Tucano – Jatobá (Figura 1), que se desenvolveu sobre um complexo
mosaico de terrenos de idade predominantemente Pré-Cambriana (CAIXETA &
SILVA, 1994).
Diversos autores têm mostrado que o arcabouço estrutural da Bacia é
fortemente controlado pelo Cinturão Granulítico, que serve de embasamento para a
mesma, havendo evidências de que a orientação das zonas de falha, os altos do
embasamento e as zonas de acomodação sofrem este tipo de controle (MILANI,
1987; MAGNAVITA, 1989 apud ALMEIDA, 2004).
27
A Bacia do Recôncavo é delimitada pelo Alto de Aporá, a norte e noroeste;
pelo sistema de Falhas da Barra, ao sul; pela Falha de Maragogipe, a oeste; e pelo
sistema de falhas de Salvador, a leste, como foi demonstrado na Figura 2 (SILVA et
al., 2007).
A arquitetura estrutural da bacia é a de um meio-gráben (Figura 6) com
orientação geral NE-SW, com mergulho regional das camadas para SE. O sistema
de falhas que delimita a bacia do Recôncavo é constituído principalmente por falhas
normais planares, sintéticas e antitéticas, com direção preferencial N0300 – N0400E
e mergulhos elevados (em torno de 70°). A margem flexural do meio-gráben é
limitada por monoclinais falhadas ou por rampas discordantes sobre o
embasamento. (BRAGA et al., 1990; MAGNAVITA et al., 2005).
O sistema de falhas mais expressivo da bacia é o Sistema de Falhas de
Salvador, que pode atingir até mais de seis mil metros de rejeito (BRAGA et al.,
1990).
A bacia é cortada por duas zonas de falha transversais orientadas na direção
NW-SE, interpretadas tradicionalmente como falhas de transferência (MILANI &
DAVISON, 1988; ARAGÃO, 1994 apud MAGNAVITA et al., 2005; MILANI, 1987;
MAGNAVITA & CUPERTINO, 1998, SANTOS & BRAGA, 1989 apud ALMEIDA,
2004), são elas: Falha de Mata-Catu e Falha de Itanagra-Araçás. Segundo
Magnavita et al. (2005), a Falha de Mata-Catu, que controla o principal trend de
petróleo da bacia, foi interpretada por Destro et al. (2003) como sendo constituída
Figura 6. Seção geológica esquemática NW-SE, ilustrando a morfologia de meio-gráben da bacia do Recôncavo, cujo depocentro situa-se a leste. Fonte: Milhomem et al. (2003).
28
por duas falhas de alívio, geradas para compensar a variação do rejeito ao longo do
Sistema de Falhas de Salvador (falha de borda do Recôncavo) e de Tombador
(limite leste do Alto de Aporá).
2.3. Evolução Tectono-sedimentar
Segundo Magnavita et al. (2005) e Magnavita (1992), o rifte do Recôncavo –
Tucano – Jatobá tem sido interpretado como um braço abortado do Atlântico Sul,
tendo sua origem atrelada ao processo de estiramento crustal que resultou na
fragmentação do Supercontinente Gondwana, iniciado no final do Jurássico e
finalizado no final do Cretáceo.
Segundo Milani (1985), a margem leste brasileira evoluiu segundo um modelo
de rifteamento passivo, originado por esforços distensivos, oriundos da separação
dos continentes Sul-Americano e Africano.
De acordo com Silva et al. (2007), a evolução da Bacia do Recôncavo pode
ser dividida nas seguintes fases: sinéclise, pré-rift, sin-rift e pós-rift. A Figura 7
mostra a distribuição de sedimentos pré-, sin- e pós-rifte.
A fase sinéclise ocorreu durante o Paleozóico, onde a bacia subsidiu devido
ao flexuramento crustal, inerente à fase de deformação elástica. Esta fase é
representada pela Fm. Afligidos, associada ao desenvolvimento de mares
epicontinentais (MEDEIROS & PONTE, 1981; CAIXETA & SILVA, 1994 apud
ALMEIDA, 2004).
Antecedendo a ruptura do rift, houve um prolongado estágio com pequena
taxa de subsidência, o que propiciou o desenvolvimento de uma bacia com
características intracratônicas, denominada Depressão Afro-Brasileira (ESTRELA,
1972 apud ALMEIDA, 2004). Nesta depressão, foram depositados os sedimentos
continentais do Grupos Brotas e as Formações Aliança e Sergi.
A área fonte para a sequência do grupo Brotas estava localizada a sudoeste
da atual Bacia do Recôncavo (MAGNAVITA et al., 2005).
29
Figura 7. Mapa geológico esquemático com a localização do Rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá, mostrando a distribuição de sedimentos pré-, sin- e pós-rifte. Fonte: Magnavita (1992).
Em seguida, ocorreu um período de afogamento, culminando na formação do
lago Itaparica (Fm. Itaparica), que foi seguido por um período de ressecamento da
bacia com recorrência do sistema fluvial com retrabalhamento eólico (Fomação Água
Grande), em uma fase tectonicamente estável. A implantação deste sistema flúvio-
eólico, que prograda de norte para sul, representou uma mudança nas áreas fontes
da bacia que até então se situavam a sul e a oeste (MAGNAVITA, 1992). As
formações Itaparica e Água Grande compem a sequência sedimentar inferior do
Grupo Santo Amaro.
Posteriormente, a taxa de subsidência passou a aumentar, e, associada à
uma brusca mudança climática, foi novamente implantado um sistema lacustre,
anóxico, dando origem aos folhelhos cinza-escuros do Membro Tauá (Formação
Candeias). O término da deposição destes sedimentos marca o início do
rompimento da crosta (início da fase rifte), cujos esforços distensivos geraram
30
falhamentos normais de ângulos elevados e direção predominante N30°E, que
originou as fossas tectônicas, onde se implantaram os lagos profundos
(MAGNAVITA, 1992). Para Aragão (1994) apud Silva et al. (2007), a fase inicial de
aprofundamento seria representada pelo Membro Gomo (Fm. Candeias), época em
que a bacia desenvolveu uma fisiografia caracterizada por áreas plataformais
relativamente estáveis e depocentros com elevadas taxas de subsidência. Enquanto
que, para Magnavita et al. (2005), o Membro Tauá (Fm. Candeias) depositou-se
numa fase em que a taxa de subsidência superou a taxa de sedimentação,
caracterizando o início da fase sin-rift.
Segundo Magnavita et al. (2005), o rifte ocorreu há, aproximadamente, 144
Ma, entretanto, o início da fase rifte ainda é motivo de controvérsias. Costuma-se
associar esta fase ao primeiro aparecimento da espessa cunha de conglomerados
sintectônicos da Fm. Salvador, a qual constitui parte do sistema de borda do rifte.
Porém, a presença de conglomerados parece indicar apenas a existência de uma
elevação topográfica ao longo da borda falhada (MAGNAVITA, 1996).
Segundo Da Silva et al. (2000) apud Magnavita et al. (2005), durante a fase
de bacia faminta (fase rifte) foram depositados turbiditos longitudinais e transversais
e folhelhos lacustres, ambos do Membro Gomo (Formação Candeias). Esta
deposição ocorre inicialmente em um lago restrito, que é posteriormente ampliado e
aprofundado durante a sedimentação da Formação Maracangalha (Membro Pitanga
/ Membro Caruaçu). A intensa atividade tectônica neste período foi o que propiciou a
formação de fluxos gravitacionais com fontes na borda oeste da bacia. A contínua
sedimentação de espessos arenitos deltaticos exerceu forte sobrecarga sobre os
folhelhos da Formação Maracangalha, pressurizando-os e resultando em diápiros de
folhelhos, associados a falhas de crescimento.
Após o ápice tectônico da fase rifte, a taxa de subsidência passa a diminuir,
no período que inclui as idades Rio da Serra Superior e Aratu, possibilitando que
deltas progradassem de NNW sobre as plataformas existentes na margem flexural
do rifte, preenchendo os depocentros com arenitos, siltitos, folhelhos e ocasionais
carbonatos do Grupo Ilhas, constituído pela Formação Marfim, Membro Catu, e
Formação Pojuca (MAGNAVITA et al., 2005). Durante o Eoaratu, uma queda no
nível do lago, tectonicamente induzida, originou um canyon na porção oeste das
bacias do Tucano Sul e Recôncavo (BUENO, 1987 apud MAGNAVITA et al., 2005),
31
onde acumularam- se os arenitos e folhelhos da Formação Taquipe (Netto e
Oliveira, 1985 apud MAGNAVITA et al., 2005).
O processo de assoreamento final da bacia coincide com o início da atividade
tectônica no sistema de falhas transferentes, com orientação N40oW, onde foram
depositados os arenitos fluviais da Formação São Sebastião, Grupo Massacará, que
progradaram de NNW para SSE a partir da Bacia do Tucano (GAMA, JR., 1970
apud MAGNAVITA et al., 2005).
A fase sin-rifte terminou no Eoaptiano. Com a separação dos continentes e o
afastamento das fontes de calor da Bacia, inicia-se a fase de subsidência térmica
pós-rifte (Fase Sag), que apresentou maior intensidade nas bacias marginais,
ficando atenuada no continente (MAGNAVITA et al., 2005). Dentro deste contexto,
ocorreu a deposição dos conglomerados, arenitos e ocasionais folhelhos e calcários
da Formação Marizal. Esta unidade cobre cerca de 75% do Rifte Recôncavo-
Tucano-Jatobá, tendo uma menor área de exposição na Bacia do Recôncavo, onde
sua espessura é da ordem de 50 m, mas atinge quase 500 m de espessura na Bacia
de Jatobá (MAGNAVITA et al., 2005).
Finalizando o processo deposicional da bacia, temos a bacia sendo invadida
por águas marinhas depositando a Formação Sabiá durante o Mioceno e já no
Plioceno a deposição dos sedimentos da Formação Barreiras.
2.4. Formação Taquipe
Segundo Bueno (1987) apud Silva (2007), no início do Mesoaratu (Neo-
Hauteriviano), a reativação da Falha de Paranaguá, associada a um provável
rebaixamento do nível de base, sob controle climático, deu origem ao Cânion de
Taquipe (Figuras 8 e 9). Nesta época, e ao longo do Neoaratu, ainda prevaleciam os
sistemas deltaicos relacionados à Formação Pojuca. A porção meridional da bacia
(Baixo de Camaçari) e o Cânion de Taquipe constituíam, no entanto, sítios
preferenciais para a deposição lacustre de arenitos e folhelhos das Formações
Maracangalha e Taquipe, com fluxos gravitacionais associados.
A Formação Taquipe, caracteriza-se por ser constituída de folhelhos, siltitos,
arenitos e, subordinadamente, conglomerados, margas e calcarenitos ostracodais,
depositados sobretudo como resultado de fluxos de detritos e correntes de turbidez
(MILHOMEM et al., 2003). Segundo este mesmo autor, estes fluxos teriam ocorrido
32
a partir da desestabilização das fácies de frente deltáica da Formação Pojuca e,
eventualmente, da remobilização de sedimentos mais antigos, pertencentes às
Formações Marfim e Maracangalha.
Segundo Magnavita et al. (2005), a Formação Taquipe representa um
depósito de preenchimento de cânion desenvolvido durante uma fase de queda do
nível do lago. Os arenitos finos a médios, bem selecionados, ocorrem em corpos
lobados. Algumas camadas de arenitos muito finos exibem laminações cruzadas e
outros estratos mostram-se maciços. Essas camadas, localmente cortadas por
pequenas falhas normais, podem ser interpretadas como turbiditos associados a
fluxos de detritos remobilizados em frentes deltaicas. Além disto, pode-se notar a
arquitetura de lobos sigmoidais nesta formação, além da presença de clastos de
folhelho (Figura 10).
Bueno (1987) apud Amorim (1992) analisou a sedimentação e origem do
paleocânion de Taquipe, dividindo a seção em função da fácies sedimentar, e, a
partir da associação das mesmas, postulou um modelo deposicional para o
preenchimento e evolução do cânion. Segundo este autor, o cânion teria sido gerado
pela ação de correntes de densidade e erosão retrogradante, condicionadas pelo
arcabouço estrutural.
A ação da subsidência tectônica agiu diferenciadamente ao longo do
compartimento Sul, formando depressões (blocos basculados) nas vizinhanças da
plataforma. Estas depressões determinaram o curso das correntes de densidade. Os
processos erosivos e deposicionais seriam recorrentes durante a evolução do
cânion, resultantes do escorregamento de massas trazidas pelo complexo deltaico,
durante um período de nível de lago alto, gerando fluxos hiperpicnais, ou originados
em épocas de rebaixamento do nível do lago. Este autor divide o preenchimento do
cânion em duas partes: inferior, de baixa resistividade, e superior, de alta
resistividade.
Ribeiro (1991) apud Amorim (1992) analisou a seção sedimentar da bacia sob
um enfoque sismoestratigráfico, dividindo o pacote sedimentar em duas sequências
sísmicas, a inferior e a superior.
Além disto, este autor aplicou os critérios da Estratigrafia de Sequências,
divindo a seção em cinco sequências, que apresentaram sincronismo com os ciclos
de segunda ordem da Carta de Vail. Na porção Sul, o autor observou um padrão de
33
refletores côncavos para cima, que pode ser interpretado como escavações e
preenchimentos de cânion, ou, também, representar o efeito de drag de falha.
Segundo Amorim (1992), o processo inicial do estabelecimento do Cânion de
Taquipe está relacionado ao tectonismo, seguido de uma fase de reduzido aporte,
gerada por uma elevação no nível eustático (transgressão), e, por fim, uma fase de
deposição e soterramento, associada à queda do nível eustático (regressão), o que
permitiu a progradação de frentes deltaicas e a redução na taxa de subsidência da
área. Não foram identificados registros de sistemas fluviais cronocorrelatos e na
porção norte do cânion, nem indícios de erosão que pudessem tê-los suprimido, o
que leva a conclusão de que não há relação entre o estabelecimento do Cânion de
Taquipe e sistemas fluviais, durante períodos de nível de base baixo.
A seguir, serão apresentadas 16 fotografias de testemunhos da Fm. Taquipe
(Figura 10), retiradas da dissertação de mestrado de Amorim 1992), no intuito de se
melhor caracterizar a presente formação e as suas principais estruturas, fácies e
características sedimentológicas (Figuras 11 à 26).
Figura 8. Paleogeografia durante a deposição da Formação Taquipe (modificado de Figueiredo et al. 1994). Fonte: Magnavita et al. (2005).
34
Figura 9. Limites do Cânion de Taquipe (modificado de Netto et al., 1984). Fonte: Amorim (1992).
35
Figura 10. Arenitos da Formação Taquipe, cortados por falhas normais de pequeno porte. Fonte: Magnavita et al. (2005).
36
Figura 12. Arenito com estrutura de escape de fluidos.
Figura 11. Arenito com estrutura de escape de fluidos.
Figura 13. Conglomerado com fragmentos lamosos.
Figura 14. Conglomerado com fragmentos lamosos.
37
Figura 15. Arenito maciço.
Figura 16. Arenito com estruturas de escorregamento.
Figura 18. Arenito com estruturas de escorregamento.
Figura 17. Arenito maciço.
38
Figura 22. Lamito com deformação plástica.
Figura 21. Siltito arenoso.
Figura 19. Arenito com sequência de Bouma incompleta, intervalos Tb - Tc.
Figura 20. Arenito com sequência de Bouma incompleta, intervalos Tb - Tc.
39
Figura 23. Arenito com estratificação cruzada acanalada.
Figura 25. Arenito com estratificação cruzada acanalada.
Figura 26. Conglomerado de oncolitos. Figura 24. Conglomerado de
oncolitos.
40
CAPÍTULO 3 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
3. ASPECTOS TEÓRICOS RELACIONADOS ÀS FÁCIES SEDIMENTARES E
PROCESSOS DEPOSICIONAIS
Segundo Nichols (1999), fácies é o conjunto de feições e características de
uma rocha sedimentar, como litologia, textura, estruturas sedimentares,
granulometria, cor, espessura e conteúdo fossilífero. Através do reconhecimento das
fácies sedimentares, pode-se estabelecer os processos que foram dominantes
durante e gênese de determinada rocha. Ainda de acordo com este autor, as
características de um ambiente deposicional são determinadas pelos processos
presentes no mesmo, logo, pode-se fazer uma conexão entre as fácies
sedimentares e os ambientes deposicionais. Vale lembrar que as fácies remetem à
processos, e não à ambientes. É através da associação de fácies que se determina
um ambiente deposicional.
Um fluxo gravitacional de massa ou de sedimentos é a movimentação destes
corpos em decorrência da ação da gravidade (BOFFO, 2010). A seguir, serão
apresentadas as principais características dos processos deposicionais de fluxos
gravitacionais de massa e de sedimentos, pelo fato dos mesmos terem,
provavelmente, atuado no cânion.
3.1. Fluxos gravitacionais de massa
Fluxos gravitacionais de massa são aqueles em que a gravidade é o único
agente responsável pelo movimento dos sedimentos, sem a presença de água
(BOFFO, 2010).
Segundo Middleton & Hampton (1973), os fluxos gravitacionais de massa
podem ser subdivididos em escorregamentos (slumps) e deslizamentos (slides). Os
slumps são caracterizados por causarem a deformação na estruturação interna dos
corpos, enquanto os slides a deformação interna é existente ou muito pequena.
41
3.2. Fluxos gravitacionais de sedimentos
Fluxos gravitacionais de sedimentos são misturas de sedimento mais fluidas,
que fluem declive abaixo devido à ação diferencial da gravidade, causada pelo
contraste de densidade entre o fluxo e o meio circundante, em contexto subaéreo ou
subaquoso (d‟ÁVILA et al., 2008 apud SANTOS, 2011). Os fluxos gravitacionais de
sedimentos (FGS) diferenciam-se dos fluxos gravitacionais de massa (FGM) pela
perda total nos FGS da organização e estruturação interna que os sedimentos
possuíam antes de serem remobilizados.
Estes fluxos iniciam quando a ação da gravidade sobre misturas de
sedimento e água reprime a ação da fricção ou da coesão entre as partículas. Os
principais mecanismos desencadeadores desses fluxos são as inundações fluviais,
tempestades, terremotos, tsunamis, colapso de sedimentos, dentre outros, sendo
comumente derivada de outros fluxos de detritos (d‟ÁVILA et al., 2008 apud
SANTOS, 2011).
De acordo com Mulder & Alexander (2001), os fluxos gravitacionais de
sedimentos podem ser subdivididos em: (i) fluxos gravitacionais de sedimentos
coesivos; (ii) fluxos gravitacionais de sedimentos não-coesivos. Esta classificação
está relacionada à concentração de material coesivo presente na mistura.
Figura 27. Desenho esquemática do processo gravitacional de fluxo de detritos formados a partir de Slides e Slumps. Modificado de Magalhães (1990). Fonte: Almeida (2004).
42
Os fluxos gravitacionais de sedimentos coesivos são, geralmente, formados
por sedimentos finos (argila), o que faz com que o fluxo seja mais resistente à
incorporação de fluidos externos. A coesão entre as partículas faz com que o
sistema possua uma alta viscosidade (PERRET et al., 1995 apud MULDER &
ALEXANDER, 2001), gerando uma matriz de suporte de grãos pelo escoamento.
Este tipo de escoamento possui uma alta capacidade de transporte de materiais,
tendo capacidade de carrear partículas com granulometria desde o tamanho areia
até grandes blocos de rochas. Este fluxo pode ser subdividido em fluxos de detritos
e fluxos de lama.
Fluxos de lama e fluxos de detritos são classificações baseadas na relação
argila/areia. Quando a proporção argila/areia é maior do que 1, os fluxos são
classificados como fluxos de lama, e quando a proporção é menor do que 1, os
fluxos são definidos como fluxos de detritos (MULDER & ALEXANDER, 2001).
Os fluxos gravitacionais de sedimentos não-coesivos são formados, em sua
grande maioria, por sedimentos de granulometria superior à fração argila. De acordo
com Mulder & Alexander (2001), estes fluxos podem ser subdivididos em: (i)
correntes de densidade hiperconcentrada; e (ii) correntes de turbidez.
As correntes de densidade hipercocentradas são divididas em correntes de
baixa e alta densidade, de acordo com o grau de diluição das mesmas. As correntes
de baixa densidade permitem o desenvolvimento de estruturas turbulentas nas suas
porções superiores, enquanto que nas partes inferiores as partículas podem ser
depositadas sobre o fundo, ou seja, a mistura não pode oferecer nenhuma
resistência à queda das partículas. Quando estas condicionantes não são atendidas,
as correntes são caracterizadas como sendo de alta densidade.
As correntes de turbidez se formam na transferência do escoamento de um
rio para uma bacia receptora de sedimentos, como, por exemplo, o mar (BOFFO,
2010). De acordo com Amorim (1992), as correntes de turbidez são correntes de
densidade, nas quais o movimento do fluxo é mantido pela turbulência, que também
suporta os sedimentos em suspensão.
De acordo com Giannini & Riccomini (2000), a formação de uma corrente de
turbidez depende de um estímulo inicial, que coloque sedimentos do fundo
sedimentar em suspensão na água. O estímulo primário pode ser representado por
um abalo sísmico, pela chegada abrupta de uma corrente de fundo com forte esforço
43
cisalhante, pelo aporte e deposição rápida de grande quantidade de sedimentos ou
pelos diferentes tipos possíveis de combinações entre estes fatores. Por conta disto,
a ocorrência de correntes de turbidez concentra-se no talude continental, onde a
sismicidade e o declive acentuado estão presentes, defronte a zonas de intenso
aporte sedimentar terrígeno, como grandes deltas ou desembocaduras de rios
alimentados por imensos sistemas de leques aluviais.
Shanmungam (2006) propôs um modelo de evolução de fluxos gravitacionais,
onde, ao passo que o sistema desce o talude, a tendência é que os fluxos evoluam
dos menos deformados (slides), para os mais deformados (correntes de turbidez),
passando pelos fluxos intermediários, como slumps e fluxos de detritos (Figura 28).
Segundo Lowe (1982), as correntes de turbidez de alta densidade são
aquelas que conseguem transportar sedimentos de granulometria maior que a
fração areia média, a qual é depositada rapidamente, enquanto as correntes de
baixa densidade são explicadas para formar a clássica seqüência de Bouma (1962)
(Figura 29) cujos sedimentos são depositados em áreas de mais baixa energia,
situadas nas porções distais do ambiente. Os depósitos formados pelas correntes de
turbidez são denominados turbiditos.
Até pouco tempo atrás o elemento definidor deste tipo de depósito era a
Seqüência de Bouma. Esta seqüência, quando completa, apresenta os intervalos
Ta, Tb, Tc, Td e Te, ou intervalo gradacional, de laminação paralela, intervalo com
Figura 28. Diagrama esquemático idealizando a evolução de um fluxo gravitacional. Shanmungam (2006) apud Santos (2011).
44
ripples e intervalo de pelitos (sedimentos finos), respectivamente, sendo
denominados de Turbiditos Clássicos, de acordo com Walker (1978).
Posteriormente, Mutti (1992) estabeleceu uma nova classificação, baseada
nos principais fluxos gravitacionais subaquosos, entre eles o fluxo detrítico coeso, o
fluxo hiperconcentrado, a corrente de turbidez seixosa de alta densidade e a
corrente de turbidez arenosa de alta e de baixa densidades. Na nova classificação
de Mutti, a sequência de Bouma ficou representada nas fácies F8 e F9a (Figura 30).
A análise das Figuras 29 e 30 permite inferir que ocorre ou uma diminuição na
porcentagem de grãos mais grossos numa direção corrente abaixo, ou uma
organização textural diferente produzida por transformações de fluxos. A
característica do tipo de fácies é definido pela combinação entre as variações
texturais e os tipos de estruturas internas, além de feições erosivas. Nesta
classificação, as fácies podem ser subdivididas em três grupos principais: 1) fácies
muito grossas (matacões e seixos); 2) fácies grossas (seixos pequenos e areia
grossa) e 3) fácies de grãos finos (areia média e lama).
Figura 29. Sequência clássica de Bouma, adaptada de Walker (1978). Fonte: Almeida (2004).
45
Figura 30. Fácies turbidíticas de Mutti (1992) e processos relacionados. (Almeida, 2004).
46
CAPÍTULO 4 – GEOLOGIA LOCAL
4. GEOLOGIA LOCAL
4.1. Caracterização geral do afloramento
O afloramento da Praia de Inema, situado na Base Naval de Aratu e objeto de
estudo do presente trabalho, possui grande extensão lateral, e altura que chega a
atingir cerca de 10 metros, em alguns locais. Ele é constituído por intercalações de
arenitos e pelitos da Formação Taquipe (Foto 1). Os arenitos apresentam-se,
geralmente, com coloração marrom clara, marrom escura, cinza-claros e cinza-
amarelados, granulometria muito fina à média, selecionamento médio e sub-
angulosos à sub-arredondados. Os pelitos, compostos por folhelhos e siltitos,
apresentam-se cinza-claros e cinza-escuros. As principais estruturas sedimentares
observadas foram: estratificação plano-paralela, arenitos maciços, convoluções,
estruturas em chama (argilocinese), laminações plano-paralelas, cavalgantes e, por
vezes, cruzadas tangenciais.
Foto 1. Sucessão de arenitos e pelitos (ritmitos) da Fm. Taquipe. Afloramento da Praia de Inema.
47
De uma maneira geral, o afloramento encontra-se bastante alterado, pois o
mesmo está sujeito à ação de agentes intempéricos, como ondas, marés e chuvas.
Por conta disto, uma espessa crosta de alteração cobre os estratos, dificultando a
visualização das características faciológicas das rochas. Tal fato também está
diretamente relacionado à queda de blocos e desmoronamento de fragmentos de
rocha, bastante comum no local (Foto 2).
O afloramento apresenta, na porção basal, um corpo de arenito dobrado com
geometria externa em lobo, com estratificações plano-paralelas e estratificações
cruzadas cavalgantes (intervalos Tb e Tc da Sequência de Bouma), alem de
estruturas de escape de fluidos (convoluções), na porção superior. Acima deste
corpo, ocorrem ritmitos de arenitos muito finos a médios e lamitos.
Os estratos estão basculados para NW.
No afloramento, as fácies de ritmitos observadas permitem inferir um modelo
de channel-levee para aquela área. Identificou-se dobras não-tectônicas e abertas
nos ritmitos, situadas sobre o lobo de arenito turbidítico, que também apresenta-se
dobrado. Tais feições levam à conclusão de que houveram escorregamentos
sindeposicionais na região, o que é muito comum nas fácies de levee (AMORIM,
1992).
Foto 2. Blocos soltos e fragmentos de rocha.
48
Foram identificadas, também, falhas normais (Foto 4), além de estruturas do
tipo pares conjugados (Foto 5), evidenciando que a presente unidade esteve sujeita
à esforços distensivos, ao longo de sua história geológica. Estes esforços podem ser
tectônicos ou não. Devem ser realizados estudos envolvendo a geologia estrutural
da área, abordando temas como: paleofluxo e paleotensores, de maneira a
caracterizar a origem e o evento associado à tais falhas e estruturas. Do ponto de
vista econômico, estas falhas podem servir como rotas de migração em possíveis
sistemas petrolíferos associados à esta Formação.
Foram observadas dobras apertadas à isoclinais, associadas, provavelmente,
à mecanismos de slump (Foto 6).
Pôde-se identificar uma sucessão apresentando padrão thickening upwards e
coarsening upwards, ou seja, foi observado um aumento na espessura das camadas
e na granulometria dos sedimentos, da base para o topo (Foto 7).
Foto 3. Estratos Basculados para NW.
49
Foto 4. Falha normal planar.
Foto 5. Par conjugado, cortando a sucessão de arenitos e pelitos.
50
Foto 7. Sucessão mostrando padrão thickening e coarsening upwards.
Foto 6. Dobra apertada à isoclinal recumbente, com plano axial e linha de charneira horizontais, provavelmente associada à mecanismos de
slump.
51
4.2. Caracterização das fácies sedimentares
Os estudos de campo consistiram na análise e identificação das fácies
sedimentares existentes no afloramento da Praia de Inema. Além disto, construiu-se
um mosaico do afloramento, mostrando o empilhamento e continuidade lateral de
uma parte do afloramento (Anexo II)
As fácies sedimentares identificadas foram:
1) Folhelho com laminação plano-paralela e intercalações de níveis arenosos
à sílticos;
2) Arenito fino à médio maciço ou com estratificação plano-paralela;
3) Arenito fino a médio com laminações cruzadas cavalgantes (climbing
ripples);
4) Arenitos com intercalações de folhelhos.
4.2.1. Folhelho com laminação plano-paralela e intercalações
de níveis arenosos à sílticos
Esta fácies é composta por sedimentos argilosos, constituindo folhelhos, que
apresentam interlaminações milimétricas à centimétricas entre níveis arenosos à
sílticos e laminação plano-paralela (Foto 8). Os folhelhos são cinza escuros e cinza
claros, enquanto os níveis siltosos e arenosos possuem coloração cinza clara à
marrom clara (Foto 9). Esta fácies está, geralmente, nas porções basais do
afloramento. Ela possui espessura variando entre cerca de 40 cm à cerca de 1 m.
Por vezes, encontra-se estruturas de escape de fluidos por escorregamento
(convoluções), formando padrões estruturais com geometria sigmoidal. As
intercalações entre níveis argilosos e sílticos/areníticos podem ser interpretadas
como sucessões de ritmitos em pequena escala, ou seja, um fractal do que ocorre
no afloramento como um todo, na mesoescala.
Identificou-se, também, associadas à esta fácies, estruturas sugerindo
estruturas em chama (argilocinese) (Fotos 10 e 11), que estão relacionadas à
compensação isostática, em função do peso da sobrecarga sedimentar, sobre as
camadas de folhelho.
52
Foto 8. Folhelhos com laminação plano-paralela e intercalações com níveis arenosos à sílticos.
Foto 9. Camada de folhelhos intercalados lentes areníticas a sílticas, exibindo geometria sigmoidal e convolucionada.
53
Foto 10. Estrutura em chama.
Foto 11. Argilocinese. Estruturas de carga (balls and pillows).
54
Por vezes, pôde-se notar a razão areia-silte/argila, marcada pelas laminações
plano-paralelas, aumentando gradativamente da base para o topo, evidenciando um
possível aumento na energia do amibiente deposicional.
4.2.2. Arenito fino a médio maciço ou com estratificação plano-
paralela
Esta fácies é representada pelos níveis areníticos de granulometria fina a
média, que apresentam-se maciços ou com estratificações plano-paralelas, além de
laminações plano-paralelas.
A melhor representação desta fácies é o corpo em forma de lobo que ocorre
na base da sequência (Fotos 12 e 13), se estendendo e possuindo
representatividade em todo o afloramento. A espessura média deste corpo, medida
em campo, é cerca de 40 cm. Nele, foram identificadas dobras abertas, que podem
ou não estarem associadas à eventos tectônicos. Além disto, o mesmo apresenta
estruturas de escape de fluidos (convoluções) na base, que podem estar associadas
aos diápiros de argila, que truncam o corpo, ou à escorregamentos (Fotos 14 e 15).
As características da presente fácies também foram identificadas em uma
lente de arenito fino à médio, de coloração marrom e espessura chegando à cerca
de 50 cm, situada na base do corpo citado acima (Foto 16, 17 e 18).
Foto 12. Corpo de arenito fino à médio dobrado com geometria de lobo.
55
Foto 13. Corpo de arenito fino à médio dobrado com geometria de lobo.
Foto 14. Convoluções no corpo de arenito fino à médio, provavelmente associadas à diapirismo de argila ou escorregamentos.
56
Foto 15. Arenito fino à médio exibindo convoluções na base e estraficação plano-paralela no topo. Intervalo Tb, da Sequência de Bouma.
Foto 16. Lente de arenito fino à médio na base do corpo de arenito com geometria em lobo.
57
Foto 17. Vista lateral da lente de arenito fino à médio, situado na base do corpo arenítico dobrado.
Foto 18. Lente de arenito fino à médio, maciço na base e com estratificação plano-paralela nas porções intermediárias, gradando para laminação plano-paralela no topo. Intervalos Ta e Tb de Bouma.
Ta
Tb
58
4.2.3. Arenito fino a médio com laminações cruzadas
cavalgantes (climbing ripples)
Esta fácies é representada por estratos de arenitos finos a médios, de
coloração variando entre marrom claro, cinza claro e cinza escuro, com laminações
cruzadas cavalgantes (climbing ripples) (Foto 19).
As ripples observadas são de pequeno porte, possuindo até cerca de 3 - 5 cm
de amplitude. Em alguns locais, as laminações cruzadas cavalgantes podem gradar
para laminações cruzadas tangenciais.
Foi possível identificar estratos com a sequência de Bouma incompleta
(intervalos Ta, Tb e Tc). As estruturas observadas foram: textura maciça, laminações
plano-paralelas e laminações cruzadas cavalgantes (Fotos 20, 21, 22 e 23).
Foto 19. Laminações cruzadas cavalgantes (climbing ripples).
59
Foto 20. Laminação plano-paralela, na base, arenito maciço na porção intermediária e laminações cruzadas cavalgantes no topo. Intervalos Tb, Ta e Tc, da Sequência de Bouma, respectivamente.
Foto 21. Arenito fino à médio com laminação cruzada cavalgante gradando para laminação cruzada tangencial.
Tc
Ta
Tb
60
Foto 22. Arenito maciço na base e com laminações cruzadas cavalgantes no topo. Intervalos Ta e Tc da Sequência de Bouma, respectivamente.
Foto 23. Arenito fino à médio apresentando climbing ripples.
Ta
Tc
61
4.2.4. Arenitos com intercalações de folhelhos
Nesta fácies ocorrem sucessões de arenitos finos e finos à médios, de
coloração marrom claro, cinza claro e cinza escuro, intercalados por camadas de
folhelhos de coloração cinza claro e escuro (Fotos 24, 25 e 26), ou seja, ritmitos,em
que a deposição é controlada pela mudança na energia do ambiente deposicional.
Fatores que podem acarretar nestas mudanças são: tectônica, cheias de rios,
mudança no nível eustático (transgressões e regressões marinhas).
De uma maneira geral, as camadas de arenitos possuem espessura variando
entre 5 e 15 cm, enquanto as camadas de folhelhos possuem espessura variando
entre 5 e 40 cm.
Em relação às camadas de arenito, identificou-se estruturas do tipo maciça,
equivalente ao intervalo Ta, da Sequência de Bouma. Por vezes, identificou-se
camadas de arenito com estratificações plano-paralelas e laminações cruzadas
cavalgantes, equivalentes aos intervalos Tb e Tc da Sequência de Bouma,
respectivamente.
Foto 24. Intercalações de arenitos e folhelhos (ritmitos), em afloramento de quase 10 metros de altura
62
Foto 25. Sucessão de arenitos e folhelhos (ritmitos).
Foto 26. Arenitos e folhelhos cortados por duas falhas normais.
63
Da base para o topo do afloramento, nota-se um claro aumento na proporção
de arenitos em relação aos folhelhos. Além disto, nota-se, também, um aumento na
espessura das camadas de arenito e na fração granulométrica, da base para o topo,
com grãos chegando à fração areia grossa, nas camadas mais superiores. Logo,
pode-se concluir que há um padrão thickening upwards e coarsening upwards, no
empilhamento estratigráfico do afloramento (Foto 28).
Foto 27. Arenito fino à médio apresentando estrutura maciça, intercalado por folhelhos interlaminados com siltitos, com laminação plano-paralela. Intervalos Ta e Te da Sequência de Bouma, respectivamente.
64
4.3. Processos, Ambientes e Modelos Deposicionais
Através da análise das fácies observadas no afloramento da Praia de Inema,
Base Naval de Aratu, pode-se concluir que as estruturas sedimentares identificadas
(estratificação plano-paralela, climbing ripples, laminação plano-paralela,
convoluções, estruturas maciças) ocorrem, geralmente, obedecendo ao
empilhamento proposto por Bouma (1962), resultando na Sequência de Bouma.
Este empilhamento tem como ordem, da base para o topo: estrutura maciça (Ta),
Foto 28. Sucessão coarsening e thickening upwards.
65
estratificação plano-paralela (Tb), climbing ripples (Tc), laminação plano-paralela
(Tc-Td). Esta sucessão vertical possui granodecrescência ascendente (fining
upwards) e ocorre de maneira intraestratal. Deve-se frisar que nem sempre o
empilhamento vertical observado no afloramento da Praia de Inema obedece à esta
sequência, podendo ocorrer superposições de intervalos não consecutivos. Tal fato
está, possivelmente, associado à erosão.
Em relação às fácies turbidíticas estabelecidas por Mutti (1992), pode-se
classificar as camadas observadas no presente estudo como fazendo parte das
fácies F7, F8 e F9a. Estas fácies, nesta nova classificação, são as que representam
a Sequência de Bouma.
É importante salientar que os ciclos deposicionais não são completos, em
função, principalmente, de serem varios fluxos turbidíticos amalgamados, e, além
disto, muitas correntes de turidez erodem as partes superiores do estrato
sobjacente, ou seja, de um fluxo anterior.
Tal associação de fácies e estruturas sedimentares permite concluir e
associar o agente transportador e modelo deposicional à correntes de turbidez. Pelo
fato de se encontrar camadas de arenitos com granulometria fina à média, com
estrutura maciça, plano-paralela e, por vezes, cruzada cavalgante, intercaladas por
folhelhos, pode-se inferir que os principais mecanismos de deposição são, de acordo
com a Sequência de Bouma, os regimes de fluxo superior e inferior, com
componentes de suspensão e tração associada. No regime de fluxo superior,
formam-se os arenitos com granulometria fina à média, maciços e com
estratificações plano-paralelas, enquanto no regime de fluxo inferior formam-se as
climbing ripples, e as laminações plano-paralelas nos sedimentos de tamanho areia
fina, silte e argila.
As convoluções e dobras observadas no afloramento podem estar
relacionadas à mecanismos de slump, deformando as camadas sobjacentes no
momento da deposição, e à estruturas em chama e estruturas de carga (balls and
pillows) (argilocinese), que deformam as camadas sobrejacentes.
Identificou-se, também, um padrão thickening e coarsening upwards, no
empilhamento vertical das camadas do afloramento, o que evidencia um gradativo
aumento na energia do ambiente deposicional. Tal aumento pode ter relação com a
66
progradação da linha de costa durante o preenchimento do Cânion de Taquipe,
tornando as fácies cada vez mais proximais, da base para o topo do afloramento.
Em relação aos folhelhos, interpreta-se que os mesmos podem ser oriundos
das porções mais distais dos pulsos arenosos das correntes de turbidez, ou da
própria sedimentação natural da bacia, nos intervalos entre os pulsos turbidíticos,
em períodos de menor energia no ambiente deposicional.
No que diz respeito ao modelo deposicional, interpreta-se que o afloramento
está inserido em um depósito de leques sublacustres, estando associados ao
ambiente lacustre do rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá. Estes leques são
representados pelos turbiditos, formados pelas correntes de turbidez, que são
controlados pelo aporte sedimentar, ambiente deposicional, nível eustático e
atividades tectônicas. Estes fatores agem em conjunto, determinando a forma,
extensão, granulometria, estruturas sedimentares e padrão de empilhamento dos
leques sublacustres.
Deve-se salientar, também, que a fonte dos sedimentos também é um fator
preponderante na caracterização de depósitos sublacustres. De acordo com
Milhomem et al. (2003), os fluxos de detritos que deram origem aos depósitos da
Formação Taquipe estão relacionados à desestabilização das fácies de frente
deltáica da Formação Pojuca e, eventualmente, da remobilização de sedimentos
mais antigos, pertencentes às Formações Marfim e Maracangalha.
Pode-se interpretar que o afloramento está inserido em um ambiente
progradante, associado à queda do nível eustático (regressão), em virtude dos
padrões thickening e coarsening upwards observados no empilhamento vertical dos
estratos. Tal inferência está de acordo com a interpretação realizada por Amorim
(1992), em que o processo inicial do estabelecimento do Cânion de Taquipe está
relacionado ao tectonismo, seguido de uma fase de reduzido aporte, gerada por uma
elevação no nível eustático (transgressão), e, por fim, uma fase de deposição e
soterramento, associada à queda do nível eustático (regressão), o que permitiu a
progradação de frentes deltaicas e a redução na taxa de subsidência da área.
Em relação ao intervalo estudado, pode-se deduzir que o mesmo está
relacionado, principalmente, às figuras 15, 16, 21 e 22, do presente trabalho, que
são imagens de testemunhos do poço de Cassarongongo (AMORIM, 1992).
O modelo deposicional para a Fm. Taquipe pode ser visualizado na Figura 31.
67
Figura 31. Modelo Deposicional para a Fm. Taquipe. Fonte: Mato (1990) apud Paz & Oliveira (1996).
68
CAPÍTULO 5 - CONCLUSÃO
5. CONCLUSÃO
O presente trabalho consistiu na caracterização faciológica dos ritmitos da
Formação Taquipe, no afloramento da Praia de Inema, Base Naval de Aratu. A partir
deste estudo, pode-se identificar os processos e ambientes deposicionais que
originaram as fácies e estruturas sedimentares observadas durante os trabalhos de
campo. Além disto, realizou-se um levantamento bibliográfico, buscando trabalhos
anteriores que envolvessem a presente Formação, o que possibilitou a integração
dos mesmos com os dados obtidos no presente estudo.
Os principais critérios utilizados para a individualização das fácies
sedimentares foram: estruturas sedimentares, granulometria e geometria dos corpos.
Sendo assim, foram identificadas quatro fácies sedimentares: (i) Folhelho com
laminação plano-paralela e intercalações de níveis arenosos à sílticos; (ii) Arenito
fino à médio maciço ou com estratificação plano-paralela; (iii) Arenito fino a médio
com laminações cruzadas cavalgantes (climbing ripples); (iv) Arenitos com
intercalações de folhelhos.
A granulometria dos arenitos varia entre arenito fino à médio, em
praticamente todas as camadas do afloramento, porém, nas porções superiores
foram identificados grãos na fração areia grossa.
As principais estruturas sedimentares identificadas no afloramento foram:
estruturas maciças, estratificações plano-paralelas, estratificações cruzadas
cavalgantes (climbing ripples), que, por vezes, gradam para laminações cruzadas
tangenciais e laminações plano-paralelas.
A identificação das estruturas sedimentares citadas acima permitiu inferir que
o mecanismo de deposição para a presente Formação foram as correntes de
turbidez, visto que estas estruturas fazem parte dos intervalos Ta – Tc/Td da
Sequência de Bouma, e dos intervalos F7, F8 e F9a, das fácies turbidíticas de Mutti.
Logo, conclui-se que os fluxos de detritos são os principais mecanismos de
deposição para estes ritmitos, representados pelas correntes de turbidez em
regimes de fluxo superior e inferior, além de influências de mecanismos de slumps,
69
pelo fato de terem sido identificadas deformações típicas destes processos, como
convoluções, dobras apertadas à isoclinais recumbentes.
O ambiente em que esta informação está inserida é o lacustre, representado
pelo rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá. Os padrões thickening e coarsening upwards
permitiram inferir um padrão progradante para estes depósitos, associado à queda
do nível eustático (regressão). Tal inferência está de acordo com a interpretação
realizada por Amorim (1992), em que o processo inicial do estabelecimento do
Cânion de Taquipe está relacionado ao tectonismo, seguido de uma fase de
reduzido aporte, gerada por uma elevação no nível eustático (transgressão), e, por
fim, uma fase de deposição e soterramento, associada à queda do nível eustático
(regressão), o que permitiu a progradação de frentes deltaicas e a redução na taxa
de subsidência da área.
70
6. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
ALMEIDA, J.R. Reconhecimento faciológico dos arenitos turbidíticos da
Formação Maracangalha no afloramento de Bom Despacho, na Bacia do
Recôncavo - Bahia. Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia.
Trabalho Final de Graduação. 52p. 2004.
AMORIM, J. L. Evolução do preenchimento do Cânion de Taquipe,
Neocomiano da Bacia do Recôncavo, sob o enfoque da Estratigrafia Moderna.
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publicada, 141 pp. 2010.
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Jatobá. In BARBOSA, J.S.F., DOMINGUEZ, J.M.L (Coords.) Geologia da Bahia.
71
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73
ANEXO I
Carta Estratigráfica da Bacia do Recôncavo (Caixeta et al., 1994).
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ANEXO II
Mosaico de uma porção representativa do afloramento da Praia de Inema,
mostrando padrão thickening e coarsening upwards, e cortado por falhas normais.
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