O SISTEMA RIFTE DA BACIA DE CAMAMU-ALMADA –
ANALOGIAS COM RIFTES AFRICANOS MODERNOS
Gabriele Silva e Silva
TESE SUBMETIDA AO CORPO DOCENTE DA COORDENAÇÃO DOS
PROGRAMAS DE PÓS-GRADUAÇÃO DE ENGENHARIA DA UNIVERSIDADE
FEDERAL DO RIO DE JANEIRO COMO PARTE DOS REQUISITOS
NECESSÁRIOS PARA A OBTENÇÃO DO GRAU DE MESTRE EM CIÊNCIAS EM
ENGENHARIA CIVIL.
Aprovada por:
______Prof. Alvaro Luiz Gayoso de Azeredo Coutinho, D.Sc.
______Prof. Nilo Chagas de Azambuja Filho, Ph.D.
______Prof. Nelson Francisco Favilla Ebecken, D.Sc.
______Prof. Ricardo Perez Bedregal, D.Sc.
______Prof. Luiz Landau, D.Sc.
RIO DE JANEIRO, RJ - BRASIL
JUNHO DE 2005
SILVA, GABRIELE SILVA E O Sistema Rifte da Bacia de Camamu-Al- mada – Analogias com Riftes Africanos Mo- dernos [Rio de Janeiro] 2005 XX, 164 p. 29,7 cm (COPPE/UFRJ, M.Sc., Engenharia Civil, 2005) Tese - Universidade Federal do Rio de Janeiro, COPPE 1. Exploração de Petróleo I. COPPE/UFRJ II. Título ( série )
ii AGRADECIMENTOS
À El Paso Óleo e Gás do Brasil Ltda., na pessoa de Ric Barton, pela cessão de toda infra-estrutura necessária ao desenvolvimento da presente dissertação. À Grant
Geophysical pela permissão da utilização de linhas sísmicas 2D e à Superintendência de
Dados Técnicos da Agência Nacional do Petróleo (ANP) pela cessão de alguns dados de poços.
Aos geólogos e geofísicos da El Paso pelos ensinamentos diários sem os quais eu dificilmente teria tido êxito na realização deste trabalho. Em especial, cito o geofísico
Andrés César Gordon, pelo incentivo, amizade e orientação profissional. Ao geólogo
Dario Chiossi, pelas valiosíssimas discussões práticas oriundas de sua experiência profissional nas bacias de Camamu-Almada. Ao geofísico Ronaldo Baldi e ao geólogo
Ronaldo Alves pelas produtivas sugestões e encorajamento.
À amiga Fátima Ribeiro pelo incentivo e auxílio na formatação desta dissertação. Ao geólogo e analista da El Paso, Renato Santos, por sua importante ajuda na utilização e resolução de problemas relacionados à workstation.
Aos amigos e desenhistas da El Paso, Guilherme Dantas e Jorge Silva na confecção e sugestão de melhoria de algumas figuras deste trabalho.
Ao gerente Renato de Azevedo Pimenta e ao geólogo Luiz Antônio Pierantoni Gamboa, ambos da Petrobrás, por sua generosa disposição em compartilhar seus conhecimentos e valiosas sugestões.
iii Ao Prof. Nilo Chagas de Azambuja Filho e ao Prof. Luiz Landau, ambos pela orientação acadêmica e, a este último, pela iniciativa em oferecer um curso de excelência destinado a suprir profissionais que atendam às necessidades imediatas e futuras da indústria do petróleo no Brasil.
Aos mestres do curso de mestrado em Sistemas Petrolíferos da COPPE pela dedicação e empenho em transmitir seus conhecimentos e experiências profissionais durante o primeiro ano de curso. Dentre esses, cito com especial carinho: Eugênio Vaz dos Santos
Neto, Luiz Antônio Trindade, José Roberto Cerqueira e Henrique Luiz Penteado de
Barros.
Aos amigos, Ricardo Bedregal, pelo incentivo constante e disponibilidade em ajudar-me sempre que necessário. A amiga e doutoranda Márcia Kuhn por seu empenho em oferecer-me ajuda prática na realização deste trabalho.
A Mônica Caruso, secretária do Laboratório de Métodos Computacionais da COPPE, ao
Jairo de Araújo Leite e a Elizabeth Cornélio, da secretaria acadêmica, por cuidarem de todos os assuntos administrativos, nos dias em que estive impossibilitada.
À bibliotecária Magda Almada por sua imprescindível ajuda na pesquisa bibliográfica e companheirismo todo especial.
A todos os meus colegas de turma pelo “apoio moral” e amizade, em especial: Glauce
Figueiredo dos Santos e Manoela Ferreira Braga Vergara Lopes.
iv Ao meu irmão Sérgio Tiago de Almeida Silva pela manutenção constante do meu computador a fim de que eu pudesse trabalhar mais tranqüilamente na confecção desta dissertação.
Aos meus pais, Orminda Inês e Marcos Roosevelt por terem tomado conta da Beatriz, minha filha, enquanto eu trabalhava nos finais de semana para concluir este trabalho.
Ao meu marido, Marcelo Marques e à minha querida filha, pelo incentivo e compreensão durante os dias em que estive dedicada aos estudos, privando-os de meu companheirismo.
Finalmente, ao Criador de todas as coisas, pelo privilégio e oportunidade da vida.
v Resumo da Tese apresentada a COPPE/ UFRJ como parte dos requisitos necessários para a obtenção do grau de Mestre em Ciências (M.Sc.)
O SISTEMA RIFTE DA BACIA DE CAMAMU-ALMADA –
ANALOGIAS COM RIFTES AFRICANOS MODERNOS
Gabriele Silva e Silva
Junho/2005
Orientadores: Luiz Landau
Nilo Chagas de Azambuja Filho
Programa: Engenharia Civil. Sistemas Petrolíferos
Este trabalho apresenta algumas comparações tectono-estratigráficas entre o sistema rifte da bacia de Camamu-Almada e o sistema de riftes moderno do Leste
Africano. Para tanto, revisa a fundamentação teórica que envolve os conceitos e as principais teorias evolutivas de bacias do tipo rifte. Finalmente, apresenta o mapeamento regional do arcabouço tectônico e estratigráfico da bacia de Camamu-
Almada, com base em dados sísmicos de reflexão e em dados de poços.
vi Abstract of Thesis presented to COPPE/UFRJ as a partial fulfillment of the requirements for the degree of Master of Science (M.Sc.)
THE RIFT SYSTEM OF CAMAMU-ALMADA BASIN – COMPARISON WITH
MODERN AFRICAN RIFTS
Gabriele Silva e Silva
June/2005
Advisers: Luiz Landau
Nilo Chagas de Azambuja Filho
Department: Civil Engineering. Petroleum Systems.
This work presents some tectono-stratigraphic comparisons between the rift system of the Camamu-Almada basin and the modern rifts of the East Africa.
Thereafter, it revises some theoretical knowledge which encloses the concepts and the main evolutionary theories about rift basins. Finally, Camamu-Almada basin regional maps of the tectonic and stratigraphic frameworks are presented based on reflection seismic data.
vii ÍNDICE
AGRADECIMENTOS ...... iii
RESUMO...... vi
ABSTRACT ...... vii
ÍNDICE...... viii
LISTA DE FIGURAS...... xii
LISTA DE TABELAS...... xix
CAPÍTULO 1: APRESENTAÇÃO E FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA...... 1
1.1. APRESENTAÇÃO...... 1 1.2. OBJETIVOS...... 3 1.3. ORGANIZAÇÃO DA DISSERTAÇÃO...... 4
CAPÍTULO 2: BASE DE DADOS E METODOLOGIAS...... 6
2.1. INTRODUÇÃO E DIFICULDADES SURGIDAS...... 6
2.2. BASE DE DADOS ...... 6 2.2.1. Dados de poços...... 6
2.2.2. Dados sísmicos ...... 10
2.2.3. Dados gravimétricos e magnetométricos...... 11
2.3. METODOLOGIAS EMPREGADAS ...... 11
2.3.1. Revisão bibliográfica...... 11
2.3.2. Controle de Qualidade dos Dados Sísmicos...... 12
viii 2.3.3. Elaboração de Curvas Tempo vs Profundidade...... 13
2.3.4. Correlação entre Dados Sísmicos e Dados de Poços...... 17
2.3.5. Interpretação de dados sísmicos ...... 19
2.3.6. Interpretação de dados geológicos...... 20
CAPÍTULO 3: CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ...... 21
3.1. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO...... 21 3.2. GEOLOGIA REGIONAL ...... 23 3.3. ARCABOUÇO TECTÔNICO DA ÁREA ...... 29 3.4. ARCABOUÇO LITOESTRATIGRÁFICO DA ÁREA...... 31
3.4.1. Mega-Seqüência Pré-Rifte (Eopermiano – Triássico)...... 32
3.4.1.1. Formação Afligidos – Membros Pedrão e Cazumba 33 3.4.1.2. Grupo Brotas (Neojurássico – Eocretáceo) 33
3.4.2. Mega-Seqüência Rifte (Berriasiano-Aptiano Inferior)...... 34
3.4.2.1. Grupo Almada 34
3.4.3. Mega-Seqüência Transicional (Mesocretáceo – Neocretáceo) ...... 36
3.4.3.1. Grupo Camamu 36
3.4.4. Mega-Seqüência de Margem Passiva (Neocretáceo – Plioceno) ...... 37
3.4.4.1. Grupo Espírito Santo 38
CAPÍTULO 4: CONCEITOS E SISTEMAS PETROLÍFEROS DA BACIA DE
CAMAMU-ALMADA...... 40
4.1. INTRODUÇÃO...... 40 4.2. IDENTIFICAÇÃO DAS ROCHAS GERADORAS ...... 40 4.3. ROCHAS RESERVATÓRIOS E SELOS ...... 44 4.4. PLAYS (TRAPAS) ...... 44 4.5. GERAÇÃO, MIGRAÇÃO E ACUMULAÇÃO...... 45
ix
CAPÍTULO 5: ARQUITETURAS ESTRUTURAL E ESTRATIGRÁFICA DE
RIFTES CONTINENTAIS...... 48
5.1. INTRODUÇÃO...... 48 5.2. DEFINIÇÃO DE RIFTES CONTINENTAIS ...... 49 5.3. A SUBSIDÊNCIA NOS RIFTES CONTINENTAIS...... 50 5.4. ELEMENTOS GEOMORFOLÓGICOS E ESTRUTURAIS...... 52 5.5. MODOS DE CONEXÃO ENTRE AS UNIDADES FUNDAMENTAIS ...... 57 5.6. SEDIMENTAÇÃO EM RIFTES CONTINENTAIS...... 59 5.6.1. Riftes sob Regime Deposicional Lacustre...... 59
5.6.1.1. Sedimentação terrígena 60 5.6.1.2. Sedimentação biogênica 63 5.6.1.3. Sedimentação química 64
5.6.2. Riftes sob Regime Deposicional Fluvial ...... 66
5.7. MODELOS DEPOSICIONAIS EM RIFTES CONTINENTAIS...... 67 5.8. O SISTEMA DE RIFTES DO LESTE AFRICANO...... 74
5.8.1. Bacias de Rifte do Sistema de Riftes do Leste Africano...... 79
5.8.2. Análise Estrutural do Sistema de Semi-grábens do Lago Tanganyika...... 80
CAPÍTULO 6: MAPEAMENTO SÍSMICO REGIONAL ...... 84
6.1. MAPEAMENTO DO ARCABOUÇO ESTRUTURAL SÍSMICO DO EMBASAMENTO ...... 84 6.2. IDENTIFICAÇÃO E MAPEAMENTO SÍSMICO DE TOPOS FORMACIONAIS...... 93 6.2.1. Formação Afligidos...... 93
6.2.2. Formação Sergi...... 97
6.2.3. Formação Morro do Barro...... 104
6.2.4. Formação Rio de Contas ...... 118
x 6.2.5. Formação Algodões...... 124
CAPÍTULO 7: CONCLUSÕES...... 127
7.1. INTRODUÇÃO ...... 127 7.2. DAS FERRAMENTAS UTILIZADAS...... 127 7.3. DOS RESULTADOS OBTIDOS ...... 128 7.3.1. Das comparações entre o SRLA e o sin-rifte da bacia de Camamu- Almada...... 128
7.3.2. Da evolução estrutural...... 129
7.3.3. Da evolução estratigráfica ...... 130
7.3.4. Das considerações de novos plays exploratórios...... 130
7.4. SUGESTÕES PARA TRABALHOS FUTUROS ...... 131
CAPÍTULO 8: REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ...... 132
xi LISTA DE FIGURAS
Figura 2.1: Mapa base mostrando as linhas sísmicas 2D adquiridas na zona de transição pela Grant Geophysical e os poços selecionados para este estudo. Note que apenas três poços localizam-se dentro da área de estudo...... 8
Figura 2.2 : Seção sísmica dip 2002-21, a qual passa pelo poço 1-BAS-75, indicando os topos das formações identificadas no mapeamento sísmico regional. O perfil de raio gama (curva do lado esquerdo) e sônico (curva do lado direito) permitiram a correlação dos dados sísmicos com os dados de poço...... 18
Figura 3.1: Mapa de localização da área de estudo na costa brasileira (detalhe) e das bacias de Camamu e Almada (modificado do Banco de Dados de Exploração e
Produção da ANP)...... 22
Figura 3.3: Reconstruções paleogeográficas para os andares Dom João, Rio da Serra e
Aratu, Buracica e Jiquiá, Alagoas e o Albiano (modificado de Chang et al., 1992)...... 26
Figura 3.4: Mapa esquemático apresentando a junção tríplice de Salvador, que gerou o sistema de bacias rifte de Camamu-Almada, Jacuípe, Recôncavo, Tucano, Jatobá,
Sergipe-Alagoas e seus correlatos africanos (modificado de Dias, 1991)...... 27
Figura 3.5: Elementos principais no desenvolvimento das megasseqüências estratigráficas das bacias marginais brasileiras (modificado de Chang et al., 1992), apresentando as litologias dominantes, os mecanismos causadores e os principais fatores de controle da sedimentação...... 28
Figura 3.6: Mapa do arcabouço estrutural das bacias Camamu e Almada (modificado do
Banco de Dados de Exploração e Produção da ANP)...... 30
xii Figura 3.7: Seção geológica esquemática da bacia de Camamu (Banco de Dados de
Exploração e Produção da ANP)...... 32
Figura 3.8: Carta estratigráfica da bacia de Camamu (Netto et alii, 1990)...... 35
Figura 4.1: Cromatogramas gasosos e cromatogramas de massas (m/z 191 e m/z217) de
(a) um extrato orgânico da Formação Morro do Barro e (b) uma típica amostra de óleo da bacia de Camamu-Almada (Gonçalves et alii, 2000)...... 43
Figura 4.2: Carta de eventos do sistema petrolífero da bacia de Camamu-Almada
(Gonçalves et alii, 2000)...... 47
Figura 4.3: Seção transversal esquemática mostrando exemplos de trapas típicas do (a) pré-rifte e (b) sin-rifte na bacia de Camamu-Almada (Gonçalves et alii, 2000)...... 47
Figura 5.1: Modelos de formação de bacias rifte: (a) modelo de cisalhamento puro
(McKenzie, 1978); (b) modelo de cisalhamento simples (Wernicke & Burchfiel, 1982).
...... 51
Figura 5.2: Elementos geomorfológicos e estruturais nos riftes continentais (modificado de Scholz & Rosendahl, 1990)...... 54
Figura 5.3: Seção transversal esquemática de um sistema de semi-grábens interligados mostrando em detalhe um semi-gráben com seus principais elementos (modificado de
Rosendahl et al., 1986)...... 55
Figura 5.4: Principais características da unidade fundamental, o semi-gráben. Note que a forma arqueada na visão em planta requer uma geometria lístrica da falha de borda principal em seção transversal, que por sua vez implica em rotação e cisalhamento nas extremidades da unidade fundamental (modificado de Rosendahl et al., 1986)...... 55
xiii Figura 5.5: Bloco diagrama mostrando alternância de semi-grábens através de interconexões sinusoidais das falhas de borda e altos estruturais interbasinais
(modificado de Rosendahl et al., 1986)...... 56
Figura 5.6: Variação de morfologias observadas entre A-A’. A largura média dos blocos sintéticos intrabasinais é de cerca de 4km, enquanto que aquela dos blocos das falhas antitéticas intrabasinais é de apenas 2km. (modificado de Rosendahl et al., 1986)...... 57
Figura 5.8: Algumas das possíveis morfologias observadas entre C-C’. Note que a aparente forma de um gráben surge, devido à orientação da linha de observação que une dois semi-gráben opostos. No Lago Tanganyika essas formas estão sempre associadas com altos antiformais. O termo hinged high foi usado para denotar o significado mecânico dos antiformais (modificado de Rosendahl et al., 1986)...... 58
Figura 5.9: Modelos deposicionais em riftes continentais: (a) semi-gráben continental com drenagem interna; (b) semi-gráben continental com drenagem axial (Leeder &
Gawthorpe, 1987)...... 69
Figura 5.10: Modelos deposicionais em riftes continentais: (a) semi-gráben continental com drenagem interna; (b) semi-gráben continental com drenagem axial (Leeder &
Gawthorpe, 1987)...... 71
Figura 5.11: A seqüência A representa épocas de aporte terrígeno elevado, enquanto a seqüência B caracteriza épocas de aporte sedimentar reduzido (Cohen, 1990)...... 72
Figura 5.12: Deltas de lago alto do Lago Malawi (Scholz, 1995). (A) deltas em margens flexurais; (B) deltas em margens axiais; (C) fandeltas associados às falhas de borda; (D) deltas associados a zonas de acomodação...... 73
xiv Figura 5.13: Mapa simplificado dos sistemas de rifte que permeiam a África
(modificado de Olivet, in Coussement, 1995)...... 75
Figura 5.14: Distribuição dos domos topográficos com relação à estrutura do rifte no
Leste Africano (após Ebinger, 1989). Centros vulcânicos no ramo oeste: R = Rungwe, T
= Toro-Ankole, V = Virunga, K = Kivu Sul...... 76
Figura 5.15: Mapa de localização do Sistema de Riftes do Leste Africano (Morley,
1995)...... 77
Figura 5.15: Mapa de localização das linhas sísmicas utilizadas na análise estrutural do
Lago Tanganyika por Rosendahl et al., 1986...... 81
Figura 5.16: Mapa tectônico simplificado do Lago Tanganyika mostrando os principais elementos estruturais condicionadores do sistema de semi-grábens (Rosendahl et al.,
1986)...... 82
Figura 6.1: Arcabouço estrutural do embasamento da bacia de Camamu-Almada superposto ao Mapa Gravimétrico Bouguer Residual (o mesmo mapa encontra-se no
Anexo 6.1) (modificado do Banco de Dados de Exploração e Produção da ANP)...... 85
Figura 6.2: Arcabouço estrutural do embasamento da bacia de Camamu-Almada superposto ao Mapa Magnético – Mapa Magnético de Intensidade do Campo Total (o mesmo mapa encontra-se no Anexo 6.2) (modificado do Banco de Dados de Exploração e Produção da ANP)...... 86
Figura 6.3: Arcabouço estrutural do embasamento, com base em dados sísmicos da bacia de Camamu-Almada (o mesmo mapa encontra-se no Anexo 6.3) (modificado de
Gonçalves et alii, 2000). Note que o mapa exibe todos os poços existentes na bacia de
xv Camamu-Almada...... 87
Figura 6.4: Mapa do contexto tectônico regional mostrando os grandes lineamentos estruturais na parte emersa da bacia de Camamu-Almada (Teixeira et al., 2000)...... 89
Figura 6.5: Arcabouço estrutural do embasamento, com base em dados sísmicos, da área em estudo. O mesmo mapa encontra-se no Anexo 6.5. O mapa mostra os poços disponíveis para o estudo...... 91
Figura 6.6: Mapa estrutural sísmico do embasamento em tempo. O mesmo mapa encontra-se no Anexo 6.6...... 92
Figura 6.7: Seção tipo da Formação Afligidos. A curva do lado esquerdo do perfil litológico refere-se à curva de raios gama...... 94
Figura 6.8a: Seção sísmica dip 2002-10 em tempo, localizada na porção sul do mapa
índice da Figura 2.1, com orientação W-E...... 95
Figura 6.8b: Seção sísmica dip 2002-10 em tempo, localizada na porção sul do mapa
índice da Figura 2.1, com orientação W-E, mostrando que o poço 1-BAS-64 atingiu os sedimentos pré-rifte das formações Afligidos e Sergi...... 96
Figura 6.9: Na Formação Sergi encontram-se intercaladas fácies fluvial e eólica depositadas sobre uma ampla planície arenosa. Desenvolveram-se pequenos lagos nas depressões interdunas...... 97
Figura 6.10a: Seção sísmica 2002-26 strike em tempo, localizada na porção norte do mapa índice da Figura 2.1, com orientação N-S...... 99
Figura 6.10b: Seção sísmica 2002-26 strike em tempo, localizada na porção norte do
xvi mapa índice da Figura 2.1, com orientação N-S, mostrando às falhas de transferência com direção NE...... 100
Figura 6.11a: Seção sísmica 2002-13 dip em tempo, localizada na porção sul do mapa
índice da Figura 2.1, com orientação W-E...... 101
Figura 6.11b: Seção sísmica 2002-13 dip em tempo, localizada na porção sul do mapa
índice da Figura 2.1, com orientação W-E, mostrando a interpretação de possíveis conglomerados de falha...... 102
Figura 6.12: Mapa estrutural sísmico do topo da Formação Sergi em tempo. Observa-se o sistema de falhas NNE, cuja gênese remonta à tectônica originadora da seção rifte diretamente sobreposta. A Formação Sergi apresenta a mesma compartimentação tectônica mostrada pelo mapa estrutural do embasamento (Figuras 6.5). O mesmo mapa encontra-se no Anexo 6.12...... 103
Figura 6.13: Desembocadura de fan deltas no interior de lagos profundos com areias turbidíticas localizadas dentro de baixos topográficos...... 105
Figura 6.14a: Seção sísmica 2002-24 dip em tempo, localizada na porção norte do mapa
índice da Figura 2.1, com orientação W-E...... 106
Figura 6.14b: Seção sísmica 2002-24 dip em tempo, localizada na porção norte do mapa
índice da Figura 2.1, com orientação W-E, mostrando a interpretação de possíveis lobos deltáicos na Formação. Morro do Barro...... 107
Figura 6.15: Presença predominante de folhelhos em depocentros na Formação Morro do Barro. A curva do lado esquerdo do perfil litológico exibe à curva de raios gama
(Küchle, 2004)...... 108
xvii Figura 6.16a: Seção sísmica dip 2002-40 em tempo, localizada na porção norte do mapa
índice da Figura 2.1, com orientação W-E...... 110
Figura 6.16b: Seção sísmica dip 2002-40 em tempo, localizada na porção norte do mapa
índice da Figura 2.1, com orientação W-E, mostrando os principais topos de formações mapeados e a interpretação de algumas feições geológicas possíveis...... 111
Figura 6.17a: Seção sísmica dip 2002-36 em tempo, localizada na porção norte do mapa
índice da Figura 2.1, com orientação W-E...... 113
Figura 6.17b: Seção sísmica dip 2002-36 em tempo, localizada na porção norte do mapa
índice da Figura 2.1, com orientação W-E, mostrando os principais topos de formações mapeados e a interpretação de algumas feições geológicas possíveis...... 114
Figura 6.18a: Seção sísmica dip 2002-41 em tempo, localizada na porção norte do mapa
índice da Figura 2.1, com orientação W-E...... 115
Figura 6.18b: Seção sísmica dip 2002-41 em tempo, mostrando a calha deposicional formada pela discordância pré-rifte...... 116
Figura 6.19: Mapa estrutural sísmico do topo da Formação Morro do Barro em tempo.
Note que as falhas responsáveis pela implantação do rifte, não afetam o topo da
Formação Morro do Barro. Este mapa encontra-se no Anexo 6.19...... 117
Figura 6.20: Sistemas fluviais entrelaçados e de leques aluviais desenvolvidos nos blocos altos, enquanto que fan deltas e lobos turbidíticos associados formados onde os sistemas fluviais maiores desembocam diretamente nos lagos profundos dentro de blocos baixos falhados (Collier & Gawthorpe, 1995)...... 119
Figura 6.21a: Seção sísmica dip 2002-10 em tempo, localizada na porção norte do mapa
xviii índice da Figura 2.1, com orientação W-E...... 121
Figura 6.21b: Seção sísmica dip 2002-10 em tempo, localizada na porção norte do mapa
índice da Figura 2.1 com orientação W-E, mostrando os topos formacionais identificadas no mapeamento sísmico regional da bacia de Camamu-Almada...... 122
Figura 6.22: Mapa estrutural sísmico do topo da Formação Rio de Contas em tempo.
Note que as falhas responsáveis pela implantação do rifte, não afetam o topo da
Formação Rio de Contas. Este mapa encontra-se no Anexo 6.22...... 123
Figura 6.23: Sistemas fluviais na margem da bacia, condições lagunares, marinho raso restrito dentro de uma plataforma estreita do rifte com bancos oolíticos em pequena escala, alinhados ao longo do talude. Condições marinhas profundas foram estabelecidas dentro dos canyons e além da quebra do talude (Koutsoukos et al., 1993).
...... 125
xix LISTA DE TABELAS
TABELA 2.1: Dados gerais dos 7 poços disponíveis para o estudo ...... 7
TABELA 2.2 : Resumo dos perfis elétricos disponíveis para o estudo...... 8
xx CAPÍTULO 1: APRESENTAÇÃO E FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
1.1. APRESENTAÇÃO
A idéia de realizar uma comparação entre o sistema rifte da bacia de Camamu-Almada e os sistemas de riftes modernos com o objetivo de melhor compreender seus aspectos tectono-estratigráficos, surgiu a partir do interesse crescente na pesquisa das bacias do tipo rifte nos meios científicos. Esse interesse tem sido gerado por diversas razões: (1)
Bacias do tipo rifte são encontradas em todas as margens continentais passivas (tipo
Atlântico) e fornecem um registro dos estágios mais primórdios da (super) quebra continental. (2) A arquitetura e o preenchimento dessas bacias são fortemente influenciados pela geometria de deslocamento dos sistemas de falhas normais (Gibson et al., 1989). Assim, aspectos da evolução desses sistemas de falhas podem ser extraídos do registro sedimentar. (3) Muitas bacias extensionais antigas e modernas contêm depósitos lacustres (Katz, 1990) que são registros sensíveis do clima. Os ciclos de
Milankovitch (Olsen e Kent, 1999) registrados nesses estratos fornecem um teste quantitativo das predições dos modelos de preenchimento de bacias (Schlische e Olsen,
1990) que podem, por outro lado, ser usados para inferir aspectos da reologia crustal durante o rifteamento (Contreras et al., 1997). (4) Muitas das maiores províncias petrolíferas do mundo são associadas com bacias do tipo rifte (as bacias do Mar do
Norte, a bacia Joana d'Arc, as bacias da margem oeste africana e as bacias brasileiras do tipo rifte).
A bacia de Camamu-Almada foi escolhida para este estudo, devido à sua importância exploratória definida antes mesmo da criação da Petrobras em 1954. Esta bacia possui sedimentos da fase rifte preservados e uma longa história de investigação. As atividades
1 exploratórias tiveram início com a perfuração de quatro poços estratigráficos terrestres rasos na Ilha de Itaparica e nos arredores da Baía de Camamu entre 1922 e 1943. A partir de 1970, as atividades exploratórias foram direcionadas principalmente para a plataforma continental.
A bacia de Camamu-Almada exibe um registro geológico bastante completo, uma vez que apresenta as seções pré-rifte, rifte e pós-rife preservadas. Ademais, esta bacia apresenta proximidade ao sistema de rifte interior do Recôncavo e a outras bacias marginais brasileiras possibilitando correlações regionais. Estes fatos tornam a bacia de
Camamu-Almada importante para a compreensão da origem e evolução das bacias marginais brasileiras, formadas a partir do rifteamento continental entre o Brasil e a
África, durante a quebra do Gondwana, há 140 milhões de anos.
Visto que as bacias marginais brasileiras do tipo rifte de idade Neocomiana a Aptina foram caracterizadas pela ocorrência de grandes lagos interiores, os quais se tornaram geradores e acumuladores ao longo de sua evolução, também foram pesquisados alguns trabalhos no campo da geoquímica. Esses trabalhos mostraram-se interessantes do ponto de vista exploratório, uma vez que atestam o alto potencial petrolífero das rochas geradoras da bacia de Camamu-Almada (Gonçalves et alii, 1997; Mello, M.R. et alii,
1995; Gonçalves et alii, 2000).
Até o presente momento foram descobertas sete acumulações de óleo e gás na bacia de
Camamu-Almada. Estas descobertas estão representadas por dois pequenos campos terrestres: Morro do Barro (gás/óleo), Jiribatuba (óleo) e cinco acumulações marítimas:
1-BAS-128/Manati (gás/óleo), 3-BAS-131/BCAM40 (gás/óleo), 4-ELPS-10/BMCAL4
2 (gás/óleo), 1-BAS-64 (gás/óleo) e 1-BAS-97/Sardinha (gás/óleo). As pesquisas exploratórias que levaram a estas descobertas ampliam o conhecimento da evolução geológica desta bacia e de margens semelhantes.
Assim, foi possível compilar diversos trabalhos publicados sobre os condicionantes tectônicos nos riftes e diversos modelos de preenchimento deposicional, amplamente debatidos no meio científico desde 1986 até o presente momento, com ênfase no
Sistema de Riftes do Leste Africano (Rosendahl et alii, 1986; Rosendahl, 1987; Leeder
& Gawthorpe, 1987; Cohen, 1990; Schlishe & Olsen, 1990; Scholz & Rosendahl, 1990;
Lambiase, 1990; Prosser, 1993, entre outros), que serão discutidos posteriormente.
1.2. OBJETIVOS
Basicamente, os objetivos da presente dissertação consistiram:
9 na revisão e discussão acerca da fundamentação teórica que envolve os
conceitos, classificações e as principais teorias evolutivas de bacias do tipo rifte;
9 no mapeamento regional do arcabouço tectônico e estratigráfico da bacia de
Camamu, com base em dados sísmicos de reflexão e em dados de poços,
visando a comparação das principais feições geológicas que ocorrem no sistema
rifte da bacia de Camamu-Almada e no Sistema de Riftes do Leste Africano.
3 1.3. ORGANIZAÇÃO DA DISSERTAÇÃO
Esta dissertação é composta por sete capítulos de cunho teórico e prático, com figuras, mapas e tabelas, divididos como segue:
1) Apresentação e Fundamentação Teórica, onde se encontra uma breve introdução
acerca da idéia geral da dissertação, seus principais objetivos e como se encontra
organizada;
2) Base de dados e Metodologias, onde são apresentadas a base de dados que suporta
este trabalho e as principais metodologias de estudo utilizadas;
3) Contexto Geológico Regional, onde se encontra a localização da área de estudo e
são discutidos os principais aspectos das evoluções estruturais e estratigráficas da
bacia de Camamu, bem como sua geologia regional;
4) Conceitos e Sistemas Petrolíferos da Bacia de Camamu-Almada, onde estão
identificados os principais sistemas petrolíferos e seus elementos na bacia, são
discutidos alguns resultados da reavaliação do potencial gerador e grau de evolução
térmica das seqüências sedimentares da bacia e da caracterização geoquímica de
óleos;
5) Arquiteturas Estrutural e Estratigráfica de Riftes Continentais, onde estão
descritos os principais processos de formação dos riftes continentais com base em
alguns trabalhos teóricos sobre o assunto e a relação destes com aspectos específicos
da bacia em estudo;
4 6) Mapeamento Sísmico Regional, onde estão os resultados dos trabalhos de
interpretação sísmica e da avaliação de dados gravimétricos e magnetométricos
aplicados à definição e caracterização do arcabouço tectônico da Bacia de Camamu-
Almada;
7) Conclusões, onde estão as principais conclusões deste estudo;
8) Referências Bibliográficas, onde estão reunidas todas as citações de trabalhos
anteriores as quais serviram de consulta e guiaram o autor nas conclusões deste
trabalho.
9) Anexos, onde estão reunidos os mapas gerados, apresentados em tamanho maior
(A3) para fornecer maior comodidade ao leitor.
5 CAPÍTULO 2: BASE DE DADOS E METODOLOGIAS
2.1. INTRODUÇÃO E DIFICULDADES SURGIDAS
Conforme estabelecido pela Lei 9478 de 06 de agosto de 1997, seção I, Art. 8 – X e na
Portaria ANP114 no Art. 5 § 3º de 05 de julho de 2002, o pacote de dados cedido pela
Agência Nacional do Petróleo (ANP) às universidades conveniadas para finalidades acadêmicas, constitui-se de três perfis de poços e de cinco linhas sísmicas 2D migradas.
Contudo, a ANP forneceu a descrição de amostras de calha do poço 1-RSO-1 e descrição de testemunho recuperado no poço 1-PCZ-1. Essas informações não foram utilizadas, pois esses poços localizam-se fora da área de estudo. A solicitação para a utilização da base de dados que a El Paso adquiriu da ANP, composta por uma extensa base de dados sísmicos de reflexão, dados de poços e perfis elétricos, não foi atendida.
As linhas sísmicas 2D adquiridas na zona de transição dos blocos BM-CAL-4 e BCAM-
40 foram adquiridas pela Grant Geophysical. Esta empresa permitiu, gentilmente, que esses dados sísmicos marítimos fossem utilizados nesta dissertação, uma vez que os mesmos não seriam utilizados com finalidades comerciais e, sim, acadêmicas.
2.2. BASE DE DADOS
2.2.1. Dados de poços
Devido às dificuldades mencionadas acima, optou-se por utilizar alguns dados já publicados, como por exemplo, as seções-tipo de poços das formações publicadas no capítulo “Bacias de Jacuípe, Camamu e Almada” do Boletim de Geociências da
Petrobrás, nº 1, Vol. 8 (Netto et al., 1994).
6 Assim, foi possível contar com intervalos específicos dos poços 1-BAS-84, 1-BAS-75,
1-BAS-20, 1-BAS-64 e 1-BAS-5 (Figura 2.1). A Tabela 2.1 mostra algumas informações sobre os poços utilizados.
METROS
Poço Resultado Lâmina Profundidade Elevação d’água Total
1-BAS-5 22 21 2343 Gás
1-BAS-20 24 45 3548 Óleo
1-BAS-64 31 26 3457 Óleo
1-BAS-75 25 46 3594 Seco
1-BAS-84 - 27 3952 Seco
1-PCZ-1 7 - 2911 Amostra Óleo
1-RSO-1 30 - 2405 Amostra Óleo
Tabela 2.1: Dados gerais dos poços disponíveis para o estudo.
7
Figura 2.1: Mapa base mostrando as linhas sísmicas 2D adquiridas na zona de transição pela Grant Geophysical e os poços selecionados para este estudo. Note que apenas três poços localizam-se dentro da área de estudo.
8 Os perfis elétricos no formato LAS estão disponíveis para quatro poços na base de
dados. Um resumo dos perfis elétricos disponíveis para o estudo é apresentado na
Tabela 2.2. Também disponíveis estão sismogramas sintéticos obtidos usando perfis
elétricos e dados de checkshot.
METROS PERFIS ELÉTRICOS
Poço Eleva Lamina Profundidade SP DT GR ILD ILM ção d’água Total CAL DPHI NPHI RHOB
1-BAS-5 22 21 2343 x x x x
1-BAS-20 24 45 3548 x x x x
1-BAS-64 31 26 3457 x x x x
1-BAS-75 25 46 3594 x x x x x x
1-BAS-84 - 27 3952
1-PCZ-1 7 - 2911
1-RSO-1 30 - 2405
Tabela 2.2 : Resumo dos perfis elétricos disponíveis para o estudo.
Observe que apenas dois poços daqueles disponíveis para o estudo estão posicionados
na área com cobertura sísmica (1-BAS-64 e 1-BAS-65). Os dois poços cedidos pela
ANP (1-PCZ-1 e 1-RSO-1) estão localizados na porção onshore e os demais poços
localizam-se na porção offshore (Figura 2.1).
9 Os parâmetros, extraídos dos dados de poços, mais utilizados no processo de correlação sismoestratigráfica para dar suporte à execução do mapeamento sísmico regional foram: perfis de raio gama, sônico e de densidade, além dos dados litológicos oriundos dos perfis compostos (Tabela 2.2).
2.2.2. Dados sísmicos
O mapa mostrado na Figura 2.1 mostra a malha de linhas sísmicas 2D disponíveis para a interpretação e, conseqüentemente, para o mapeamento sísmico regional da porção offshore da bacia Camamu-Almada na zona de transição. A malha é composta por cerca de 43 linhas sísmicas, cujo comprimento varia de 8 a 15 quilômetros, adquirida
(registrada) por uma equipe sísmica (ES), a saber: ES-2002.
Os polígonos posicionados sobre o mapa contendo a malha de linhas sísmicas disponibilizadas (Figura 2.1) equivalem às áreas sob concessão de companhias de petróleo para exploração de hidrocarbonetos na bacia de Camamu-Almada.
No presente estudo, as linhas sísmicas interpretadas distam entre si, em média, de 1,5 a
4 km (Figuras 2.1). No entanto, apesar da extensa área estudada e da grande distância entre a maioria dos poços exploratórios disponíveis para o estudo de correlação estratigráfica, a maioria das linhas sísmicas 2D disponíveis (porção offshore) foram interpretadas com o objetivo de se obter uma maior compreensão do arcabouço estrutural e estratigráfico das referidas bacias, a despeito da pobreza da qualidade da maioria das linhas sísmicas. A baixa qualidade do sinal sísmico é uma característica marcante da bacia de Camamu-Almada.
10 Os dados sísmicos selecionados para o estudo são oriundos de um levantamento 2D solicitado pela El Paso à Grant Geophysical Inc. (Houston-EUA). Esta empresa foi responsável pela aquisição da sísmica 2D com tecnologia de cabo de fundo, das linhas selecionadas na zona de transição (ZT), ou seja, adquiridas em lâmina de água variando até 50 metros. Esses dados de campo foram processados pela Geotrace (Houston-EUA) onde foi gerado um processamento Pre-Stack Time Migration (PSTM).
Devido à falta de amostras e de equipamentos de análise, nenhuma das análises geoquímicas rotineiras empregadas no estudo de sistemas petrolíferos foi realizada.
Entretanto, com o objetivo de melhor entender o sistema petrolífero na bacia de
Camamu, foram compilados e utilizados dados geoquímicos anteriormente publicados.
2.2.3. Dados gravimétricos e magnetométricos
Os mapas gravimétricos e magnetométricos foram obtidos na página oficial do BDEP
(Banco de Dados de Exploração e Produção da Agência Nacional do Petróleo).
2.3. METODOLOGIAS EMPREGADAS
2.3.1. Revisão bibliográfica
Realizou-se uma extensa revisão de trabalhos realizados acerca da geologia regional da bacia em estudo, bem como dos sistemas petrolíferos existentes na bacia de Camamu-
Almada.
Também, efetuou-se uma revisão de trabalhos acerca da evolução dos conceitos, classificações, denominações e teorias sobre evolução de bacias do tipo rifte. Essa
11 intensa revisão bibliográfica foi realizada com o objetivo de dar suporte científico ao presente estudo. Os trabalhos mais relevantes encontram-se referenciados no final desta dissertação.
2.3.2. Controle de Qualidade dos Dados Sísmicos
Antes de se iniciar propriamente a interpretação sísmica foi feita uma avaliação das condições intrínsecas dos dados sísmicos disponibilizados. Os dados sísmicos disponíveis para o mapeamento sísmico regional foram adquiridos por apenas uma equipe sísmica (ES-2002). Vale ressaltar que há problemas relacionados à qualidade do sinal sísmico nas linhas adquiridas por esta equipe.
Todas as linhas sísmicas utilizadas foram adquiridas na zona de transição (lâmina d’água variando até 50 metros), onde normalmente os dados sísmicos apresentam-se de má qualidade. Sabe-se que na zona de água profunda a qualidade dos dados sísmicos varia de média a boa. No entanto, não é o caso das linhas sísmicas deste estudo.
Visto que as linhas sísmicas adquiridas pela equipe 2002 estão situadas, na sua grande maioria, em lâmina d’água inferior a 50 metros, deu um maior suporte no processo de interpretação dos eventos sísmicos relacionados ao embasamento e às reflexões decorrentes de feições estruturais e estratigráficas próximas ao embasamento, durante a execução do mapeamento sísmico regional no compartimento de embasamento raso.
Finalmente, vale mencionar que houve pequenos problemas de amarração de refletores
(misties), da ordem de 10 a 35ms entre linhas da mesma equipe sísmica. Visto tratar-se de um mapeamento sísmico regional, esses problemas de amarração refletores diluem-
12 se e não proporcionam efeitos danosos nos mapas sísmicos gerados. A correção foi efetuada onde havia problemas de amarração de refletores maiores que 35ms.
2.3.3. Elaboração de Curvas Tempo vs Profundidade
O trabalho de interpretação sísmica foi precedido da elaboração de curvas tempo versus profundidade (cerca de 2 perfis), cujo objetivo foi permitir a correlação entre os dados de poços (dados estratigráficos) em profundidade com os dados constantes das linhas sísmicas em tempo. A curva tempo versus profundidade consiste na conversão dos dados de poços (perfis) que estão em profundidade para dados em tempo, correlacionando-se, portanto, as informações estratigráficas oriundas de poços com os dados sísmicos.
A curva tempo versus profundidade convencional é obtida através do tempo de trânsito integrado resultante do perfil sônico ajustado à boca do poço (superfície) por intermédio de checkshot.
Na definição de Duarte (1997), checkshot é um levantamento de poço que consiste em se determinar a velocidade média das formações com base no tempo que a onda sísmica, gerada na superfície, leva para chegar até um geofone posicionado no interior do poço em uma determinada profundidade. O levantamento do tipo checkshot, via de regra, é feito como complemento do perfil sônico para fornecer um tempo de referência desde a superfície até a base do revestimento do poço onde tem início o registro do perfil sônico e, também, tem como objetivo aferir a curva resultante do somatório dos valores de tempo de trânsito tempo gasto pelo som para atravessar um certo intervalo da formação.
13 Dessa maneira, a inexistência de checkshot dificulta em demasia o processo de correlação entre os dados de poços e os dados sísmicos.
Para os poços que não possuiam levantamento de checkshot foram confeccionadas curvas tempo versus profundidade simulando a existência de checkshot. Para isso foi utilizado o programa SynTool da Landmark Graphics.
O perfil sônico, via de regra, não é registrado nos 300 metros iniciais do poço em decorrência do revestimento utilizado no processo de perfuração. Em razão disso, na parte onde não existe informação de perfil sônico, comumente, estipula-se com base na litologia atravessada pelo poço, uma velocidade que é denominada de velocidade de reposição. E, com base na relação cinemática:
T = P/Vr
onde:
T = tempo gasto pelo sinal para atravessar o intervalo do poço sem perfil sônico;
P = profundidade onde tem inicio o perfil sônico;
Vr = velocidade de reposição.
Tem-se uma aproximação do tempo gasto pelo sinal sísmico para atravessar o intervalo do poço onde o perfil sônico não foi registrado. Para poços localizados na porção offshore, caso em estudo, a velocidade de reposição (Vr) é desmembrada em duas componentes (Vr1 e Vr2), sendo Vr1 (velocidade de reposição 1) relativa à lâmina d’água
14 onde a velocidade média é 1.500 m/s e Vr2 (velocidade de reposição 2) é atribuída ao trecho que vai da cota batimétrica (superfície sub-aquática) ao início do perfil sônico.
Outro parâmetro imprescindível na elaboração da curva tempo versus profundidade, quando não se dispõe de checkshot, é a determinação da velocidade acústica (Va), que corresponde à velocidade obtida diretamente do perfil sônico.
Por definição, velocidade acústica (Va) é representada pela seguinte expressão:
Substituindo os elementos microssegundo e pé na fórmula mostrada acima, tem-se:
ǻT é a unidade sônica lida diretamente no perfil sônico.
A premissa básica considerada no processo de elaboração da curva tempo versus profundidade a partir de perfil sônico e velocidade de reposição (Vr) é que a velocidade acústica (Va) é sempre maior ou igual à velocidade sísmica (Vs).
15 A equação mostrada a seguir:
Tsp = tempo simples dos dados no perfil de poço;
CB = cota batimétrica;
Pss = profundidade do trecho do poço sem perfil sônico;
Pp i= intervalos de profundidades do poço com perfil sônico;
Va i = velocidades acústicas dos intervalos medidos;
Vr 1 = velocidade de reposição 1 (1.500 m/s);
Vr 2 = velocidade de reposição 2 (estipulada de acordo com a litologia); n = número máximo de valores de obtidos no perfil.
permite, de uma maneira simples e prática, a conversão dos dados de perfil sônico (em profundidade) para dados em tempo no caso de poços perfurados em ambiente sub- aquático. Multiplicando-se o resultado da equação explicitada acima por 2, obtêm-se o tempo duplo que permite a correlação dos dados de poço com os dados sísmicos. Para o caso de poços na parte emersa suprime-se o termo cujo numerador é a cota batimétrica
(CB = 0).
Portanto, utilizando velocidade de reposição (Vr) e velocidade acústica (Va), obtida a partir do perfil sônico de cada poço, foram elaboradas as curvas tempo versus profundidade para os poços desprovidos de checkshots.
16 2.3.4. Correlação entre Dados Sísmicos e Dados de Poços
Uma vez elaborada a curva tempo versus profundidade (conversão do perfil sônico em tempo para profundidade) para cada poço, procedeu-se a correlação entre os dados sísmicos e os dados de poços situados nas respectivas linhas sísmicas. Esse procedimento consiste, basicamente, em amarrar os perfis registrados nos poços às linhas sísmicas. No processo de correlação entre dados sísmicos e dados de poços foram utilizados os perfis de raio gama e sônico, sendo que na ausência da última curva utilizou-se a curva de densidade. A escolha dos perfis de raio gama e sônico no processo de correlação sísmica versus poço, justifica-se pelo fato de que a primeira curva (raio gama) ajuda na definição dos tipos de litologia, enquanto que o segundo perfil (sônico) fornece (com razoável precisão) a velocidade da onda sísmica na formação atravessada pelo poço (Figura 2.2).
17
Figura 2.2 : Seção sísmica dip 2002-21, a qual passa pelo poço 1-BAS-75, indicando os topos das formações identificadas no mapeamento sísmico regional. O perfil de raio gama (curva do lado esquerdo) e sônico (curva do lado direito) permitiram a correlação dos dados sísmicos com os dados de poço.
18 2.3.5. Interpretação de dados sísmicos
O objetivo de todo mapeamento sísmico é visualizar feições em subsuperfície e representá-las em mapas e seções. As informações de subsuperfície são obtidas através de seções sísmicas adquiridas nos mais diversificados processos de aquisição sísmica em uso. Para isso, procede-se à interpretação dos dados sísmicos após sofrerem processamento sísmico para melhoria da qualidade do sinal desejado.
De modo geral, as informações a serem exibidas estão relacionadas com o tempo de chegada ou com a velocidade do evento sísmico (onda sísmica) bem como com a amplitude, freqüência e fase do sinal correspondente ao evento. Assim, todas as interpretações geológicas, a serem obtidas a partir dos dados sísmicos, são sempre vinculadas, ao tempo sísmico, à velocidade sísmica, à amplitude, à freqüência e à fase do sinal sísmico, sendo estes parâmetros decorrentes da resposta acústica relacionada com a densidade e com as constantes elásticas (razão de Poisson, módulo de rigidez, módulo de volume, módulo de Young, constante de Lamé, etc.) inerentes às rochas que compõem o meio físico atravessado pelo sinal sísmico (onda sísmica) durante o percurso de ida e volta.
A interpretação sísmica foi realizada em integração com a análise estratigráfica da bacia de Camamu-Almada. Consistiu, entre outras atividades, nos seguintes procedimentos: a) delineamento do arcabouço estrutural sísmico da área em estudo; b) identificação e mapeamento sísmico dos topos formacionais; c) elaboração de mapas estruturais sísmicos em tempo.
19 As principais feições estruturais (sistemas de falhas) foram delineadas para que houvesse o estabelecimento de um modelo da evolução estrutural para a bacia. Foram utilizados os programas da suíte Landmark Graphics, tais como o SeisWorks para a realização do mapeamento sísmico, o Syntool para elaboração de sismogramas sintéticos, a fim de correlacionar os dados sísmicos com os dados de poços.
2.3.6. Interpretação de dados geológicos
Com o objetivo de se compreender a evolução das seqüências deposicionais, assim como seus padrões e deposições internas, identificar as discordâncias regionais e seus significados genético-temporais, realizou-se uma breve análise estratigráfica da bacia. O programa StratWorks da Landmark Graphics foi utilizado na correlação estratigráfica entre poços e na confecção de seções geológicas.
O arcabouço estratigráfico foi definido a partir do mapeamento sísmico de quatro horizontes sísmicos regionais correspondentes aos topos das principais formações presentes na bacia (topo do embasamento, formações Sergi, Morro do Barro e
Algodões). Nesta fase, foi utilizado o programa SeisWorks da Landmark Graphics para o mapeamento sísmico regional.
20 CAPÍTULO 3: CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
3.1. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO
A área de estudo está inserida na bacia de Camamu-Almada, a qual situa-se na porção sul do litoral do estado da Bahia e estende-se de Salvador a norte até Ilhéus a sul.
Localiza-se entre os paralelos 13º e 14º 15’S, e a leste do meridiano 39º 10’ W (Figura
3.1). O limite norte da bacia de Camamu-Almada é determinado pela Falha da Barra
(Alto de Salvador), que limita as bacias de Camamu-Almada e Recôncavo; o limite sul
é o Alto de Olivença, que limita as bacias de Camamu-Almada e Jequitinhonha; o limite oeste ocorre ainda na região próxima à costa, onde o embasamento Proterozóico aflora.
A compartimentação em Camamu (norte) e Almada (sul) é demarcada pelo Alto de
Taipus. Ambas totalizam uma área de 22.900 km2 até a cota batimétrica de 3.000m, sendo 16.500 km2 pertencentes à bacia de Camamu e 6.400 km2 à bacia de Almada.
Esta bacia faz parte de uma série de grábens assimétricos na área offshore da Margem
Atlântica Brasileira e deve sua origem ao rifteamento no Eocretáceo do Atlântico Sul. O preenchimento da bacia compreende uma sucessão espessa de estratos (superior a
10.000m) do pré-rifte, rifte e pós-rifte.
21
Figura 3.1: Mapa de localização da área de estudo na costa brasileira (detalhe) e das bacias de Camamu e Almada (modificado do Banco de Dados de Exploração e Produção da ANP).
22 3.2. GEOLOGIA REGIONAL
A Bacia de Camamu-Almada pertence ao conjunto formado pelas bacias da margem leste brasileira, o qual apresenta história evolutiva e composição estratigráfica comum umas às outras. Assim, a evolução geológica da bacia de Camamu-Almada é constituída por três fases geotectônicas distintas. Na fase inicial pré-rifte predomina um estilo de sinéclise intracontinental no período NeoJurássico a Neocomiano Inferior, no
Gondwana que ainda não se fragmentou. A fase rifte foi constituída por um regime distensivo e intenso, até a quebra do Gondwana (Neocomiano a Aptiano, ou Rio da
Serra a Alagoas), a qual é admitida como assimétrica conforme indicam os dados da
Bacia de Santos (Figura 3.2).
Figura 3.2: Perfil estrutural do sistema rifte e sedimentação pós-rifte do Albiano Médio da Bacia de Santos (modificado de Macedo, 1991).
A fase rifte é correlacionada ao longo, de praticamente, toda a margem brasileira e riftes interiores, utilizando os andares Rio da Serra (145 - 135 Ma), Aratu (135 - 128Ma),
Buracica (128 - 126Ma), Jiquiá (126 - 123Ma) e Alagoas (123 - 111Ma) como marcadores cronológicos da evolução do sistema de riftes que geraram a abertura do
Oceano Atlântico. Estes andares e as litologias componentes podem ser correlacionados com o objetivo de fornecer uma evolução em um contexto regional de grande escala, possibilitando assim análises de grandes pacotes estratigráficos e suas variações
23 espaciais e temporais. A quebra do Gondwana deu-se a partir de grandes lineamentos proterozóicos e paleozóicos, os quais são reconhecidos atualmente em cinturões de dobramentos, províncias e crátons proterozóicos e bacias sedimentares continentais paleozóicas, conforme apresentado no mapa tectônico integrado da margem sul- americana e africana ocidental; por fim, um período pós-rifte, de deriva continental e instalação de uma margem passiva, que se iniciou no Albiano e segue até os dias de hoje (Netto et al., 1994), com uma clara definição dos componentes geomorfológicos das margens passivas: uma plataforma marinha, a oeste, com uma batimetria média de
20 a 100 metros, uma região de talude, que se originou a partir da zona de charneira da fase rifte, e uma região abissal, com uma batimetria média de 2000 metros.
Devido a esta evolução interligada com outras bacias marginais, pode-se afirmar que a
Bacia de Camamu-Almada encontra-se no sistema de riftes que marcaram o início da separação entre os continentes Sul-Americano e Africano, iniciada a cerca de 143 milhões de anos (Rio da Serra, Neocomiano Inferior), até a total separação em cerca de
115 milhões (Alagoas, Aptiano).
Como afirmado anteriormente, a Bacia de Camamu-Almada possui uma evolução compartimentada em três eventos distintos: pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte (Chang et al.,
1992). O preenchimento sedimentar da bacia é dominantemente siliciclástico, porém ocorrem depósitos evaporíticos e carbonáticos na seção. A deposição pré-rifte é basicamente caracterizada como uma intercalação de pacotes predominantemente arenosos com pacotes de folhelhos (em escala de formações), enquanto que o preenchimento sin-rifte é inicialmente caracterizado pela deposição de clásticos grosseiros, conglomerados e arenitos associados a sistemas aluvionares/fluviais na
24 porção norte do sistema de bacias rifte preservado na margem brasileira, enquanto que na porção sul ocorre apenas rochas vulcânicas com restritos e raros sistemas aluvionares
(Dom João, Chang et al., 1992). Já no andar Rio da Serra / Aratu, na porção sul, a deposição clástica aumenta, e na porção norte começam a ocorrer sistemas lacustres com sistemas deltáicos marginais (Figura 3.3). No andar Buracica / Jiquiá a deposição de rochas vulcânicas concentra-se em zonas fraturadas e ocorre o desenvolvimento de margens carbonáticas lacustres com sistemas aluvionares posicionados anteriormente, os quais são característicos na região sul e norte do sistema de riftes (Figura 3.3). Por fim, no andar Alagoas ocorre uma deposição clástica extremamente localizada, e a ocorrência de grandes depósitos evaporíticos, indicando ambientes marinhos rasos com clima árido e alta taxa de evaporação para praticamente toda a margem brasileira
(Figura 3.3).
Na região da Bacia de Camamu-Almada localiza-se o ponto de bifurcação da junção tríplice oriunda do sistema de riftes que antecederam a abertura do Oceano Atlântico e separação da América do Sul e da África. Esta junção tríplice teve um dos braços abortados, gerando o aulacógeno das bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá, enquanto que nos braços onde a deformação concentrou-se, ocorreu a quebra e formou-se o sistema de margem passiva atual (Dias, 1991 - Figura 3.4).
25
Figura 3.3: Reconstruções paleogeográficas para os andares Dom João, Rio da Serra e Aratu, Buracica e Jiquiá, Alagoas e o Albiano (modificado de Chang et al., 1992).
26
Figura 3.4: Mapa esquemático apresentando a junção tríplice de Salvador, que gerou o sistema de bacias rifte de Camamu-Almada, Jacuípe, Recôncavo, Tucano, Jatobá, Sergipe-Alagoas e seus correlatos africanos (modificado de Dias, 1991).
27 O pós-rifte inicia-se com carbonatos, de idade Albiana, que se depositaram em toda a margem brasileira, com a ocorrência de sistemas clásticos deltáicos/aluvionares proximais. Os carbonatos albianos de pós-rifte atualmente são de pequena expressão, pois foram intensamente erodidos no período Santoniano-Coniaciano, evento registrado como uma discordância correlacionável em várias bacias. Acima da discordância é depositado o pacote pós-rifte marinho transgressivo, denominado Megasseqüência
Marinha Transgressiva por Chang et al., (1992), que tem como controle principal a variação do nível do mar. Por fim, ocorre um pacote marinho regressivo, denominado por Chang et al., (1992) como Megasseqüência Marinha Regressiva, controlado principalmente pelo aporte sedimentar (Figura 3.5).
Figura 3.5: Elementos principais no desenvolvimento das megasseqüências estratigráficas das bacias marginais brasileiras (modificado de Chang et al., 1992), apresentando as litologias dominantes, os mecanismos causadores e os principais fatores de controle da sedimentação.
28 3.3. ARCABOUÇO TECTÔNICO DA ÁREA
O arcabouço tectônico da Bacia de Almada-Camamu é caracterizado por uma série de horsts e grábens limitados por falhas normais com direção NNE-SSW com mergulho para leste ou oeste. Várias zonas de acomodação, transversais ao eixo do rifte, deram ascensão à formação das plataformas estruturais e das sub-bacias restritas, as quais controlaram a formação das rochas geradoras e das rochas reservatórios nas bacias de rifte (Gonçalves et al., 2000).
O arcabouço estrutural simplificado da bacia pode ser visto na Figura 3.6. O mesmo consiste da falha de borda da bacia, denominada de Falha de Maragogipe, de um compartimento de embasamento raso, adjacente à costa, no bloco alto das falhas de
Mutá e de Aritaguá; de um compartimento intermediário, no bloco baixo da Falha de
Mutá e que se estende até a Falha de Camamu; e a região das águas profundas, onde a seção sedimentar pode atingir cerca de 8.000m de profundidade. Essa região mais profunda é cortada pela Falha de Jequitinhonha-Almada, em cujo bloco baixo se desenvolve, especialmente na porção sul, a província de domos de sal.
Essas grandes falhas que formam o arcabouço estrutural da bacia têm uma direção
NNE, sendo cortadas transversalmente por falhas de transferência, como por exemplo a da Cova da Onça (Fig. 3.6). Netto e Ragagnin (1990) consideram a existência de duas falhas de transferência delimitando um baixo, que denominam Baixo de Jiquiriçá, que pode ter condicionado a formação do atual cânion de Salvador. Consideram ainda três falhas transcorrentes, passando a norte da Ilha Grande, perto das cidades de Maraú e de
Itacaré, sendo que as duas primeiras definem o Alto de Taipus.
29
Figura 3.6: Mapa do arcabouço estrutural das bacias Camamu e Almada (modificado do Banco de Dados de Exploração e Produção da ANP).
30 Interpreta-se um alto externo, o Alto de Camamu, que se estende ao longo do comprimento da bacia de Camamu-Almada, mas cuja existência carece de comprovação por poço.
Mércio S. R. (1996) identificou duas famílias de falhas na porção emersa da bacia de
Camamu: a primeira, composta de falhas normais de direção NNE-SSW e por falhas transcorrentes de direção NW-SE, e a segunda composta por falhas normais E-W a NW-
SE e falhas transcorrentes N-S a NNE-SSW. Acredita-se que os esforços formadores da primeira família, as mais importantes na formação e evolução da bacia de Camamu-
Almada, tenham cessado no fim da fase sin-rifte (Albiano) e que as falhas da segunda família permaneceram ativas até o Terciário, ou mesmo, até o Quaternário (Fig. 3.7).
3.4. ARCABOUÇO LITOESTRATIGRÁFICO DA ÁREA
O preenchimento da Bacia de Camamu-Almada está intrinsecamente relacionado às fases rifte e drifte que foram estabelecidas durante a separação da América do Sul e
África. O arcabouço estratigráfico da Margem Atlântica Brasileira conforme desenvolvido pela Petrobrás (Feijó, 1994; Netto et al., 1994) inclui quatro mega- seqüências principais, correspondentes às fases de sinéclise paleozóica, de afinamento crustal (Pré-rifte – Jurássico a Cretáceo Inferior – Berriasiano), de ruptura (Rifte ou
Continental – Berriasiano ao Aptiano Inferior), evaporítica (Transicional - Aptiano) e de subsidência térmica (Margem Passiva ou Drifte), desenvolvida do final do Aptiano ao Recente (Fig. 3.7 e 3.8). A última mega-seqüência pode ser subdividida em marinha transgressiva e marinha regressiva. Essas mega-seqüências são subdivididas por discordâncias regionais expressivas.
31
Figura 3.7: Seção geológica esquemática da bacia de Camamu (Banco de Dados de Exploração e Produção da ANP).
3.4.1. Mega-Seqüência Pré-Rifte (Eopermiano – Triássico)
A Mega-seqüência Pré-Rifte representa a fase intracratônica do supercontinente
Gondwana, que precede ao rifteamento da África e América do Sul. Consiste em duas seqüências: a Super-seqüência Paleozóica (Carbonífero, Permiano) e a Super-seqüência
Jurássica (a qual de fato varia do Neojurássico/Titoniano ao Eocretáceo/Valanginiano).
As super-seqüências são separadas por um hiato que envolve todo o Triássico. Ocorreu uma deposição cratônica tipo sag em grande-escala conhecida como a Depressão ‘Afro-
Brasileira’. Alguns grandes campos de hidrocarbonetos são encontrados na Formação
Sergi na parte onshore da bacia do Recôncavo. A seqüência Pré-Rifte é conhecida na bacia de Almada-Camamu apenas no poço 1-BAS-064, onde os sedimentos do Pré-Rifte do Permiano (Formação Afligidos) e do ?Jurássico (Formação Sergi) foram encontrados.
32 3.4.1.1. Formação Afligidos – Membros Pedrão e Cazumba
A primeira seqüência, de sinéclise paleozóica, iniciou-se pela sedimentação da Fm.
Afligidos, durante o Eopermiano, sendo composta por dois membros: o Mb. Pedrão, com arenito fino e muito fino, com intercalações de siltito com nódulos de sílex e camadas de anidrita e halita, e o Mb. Cazumba, com folhelho vermelho. Admite-se que o Mb. Pedrão foi depositado em ambiente litorâneo restrito e o Mb. Cazumba em ambiente lacustre (Aguiar e Mato, 1990). Ocorre apenas na bacia de Camamu, sendo seu limite sul definido pelo Alto de Taipus.
3.4.1.2. Grupo Brotas (Neojurássico – Eocretáceo)
A segunda seqüência, pré-rifte, equivale ao Grupo Brotas e é composta pelas formações
Aliança, Sergi e Itaípe, depositadas, respectivamente, em ambiente lacustre, fluvial com retrabalhamento eólico, e flúvio-lacustrino, durante o período do Neojurássico ao
Eocretáceo. A Fm. Aliança se caracteriza pela espessa seção de folhelho vermelho-tijolo
(Mb. Capianga). A ocorrência de arenitos arcoseanos finos a médios define o Mb.
Boipeba. A Fm. Sergi, um dos principais objetivos da bacia, especialmente em suas partes mais rasas, é composta predominantemente por arenito, fino a conglomerático, com intercalações de folhelho vermelho e cinza. A Fm. Itaípe caracteriza-se por folhelho cinzento com intercalações marrons-avermelhadas na base e castanhas no topo.
Na sua porção central ocorrem intercalações de arenito médio a fino.
Na bacia de Camamu, a Fm Aliança aflora na área a oeste e norte da cidade de
Camamu, em contato com o embasamento, e a Fm. Sergi apresenta afloramentos em vários pontos da bacia, como na área a norte do Rio Pinaré, sobreposta à Fm. Aliança
33 (Netto et al., 1981). Na bacia de Almada são freqüentes os afloramentos da Fm. Sergi
(Carvalho, 1965) .
3.4.2. Mega-Seqüência Rifte (Berriasiano-Aptiano Inferior)
A Mega-seqüência de Rifte Continental (Feijó, 1994; Netto et al. 1994) representa as diferentes fases do rifte formadas durante o estiramento da crosta continental devido à separação da América do Sul e África. O rifteamento provavelmente iniciou durante o estágio local Rio da Serra. Os sedimentos mais profundos penetrados pelos poços estudados são formados pelos sedimentos do rifte de idade provável Berriasiano a
?Valanginiano.
3.4.2.1. Grupo Almada
A terceira seqüência, Rifte, corresponde ao Grupo Almada e desenvolveu-se do Andar
Rio da Serra ao Andar Jiquiá, sendo representada pelas formações Morro do Barro e Rio de Contas. A Fm. Morro do Barro apresenta dois membros: o Mb. Tinharé, com arenitos com seixos e grânulos pelíticos, e o Mb. Jiribatuba, composto por folhelho cinza- esverdeado a castanho escuro, calcífero, carbonoso com intercalações de arenito com fragmentos de rochas carbonáticas. O ambiente é considerado em geral sub-aquoso, dominado por fluxos gravitacionais em lago tectônico (Barroso, 1994). A formação aflora na Ilha de Itaparica, perto de Bom Despacho.
34
Figura 3.8: Carta estratigráfica da bacia de Camamu (Netto et alii, 1990).
35 A Fm. Rio de Contas consiste em dois membros: o Mb. Mutá, contendo arenito cinza- esbranquiçado, fino a conglomerático, com intercalações de marga, biocalcarenito e dolomita, especialmente na sua porção inferior, e o Mb. Ilhéus, composto por folhelho cinza-esverdeado, cinza-escuro e acastanhado, com intercalações de arenito. O ambiente de sedimentação é considerado como lacustre associado a leques aluviais/deltáicos- plataforma-talude. Os reservatórios dessas duas formações constituem os objetivos principais pertencentes ao play Rifte, para ambas as bacias, nos seus compartimentos intermediários.
3.4.3. Mega-Seqüência Transicional (Mesocretáceo – Neocretáceo)
A Mega-seqüência Transicional (Feijó, 1994; Netto et al., 1994) marca a transição da fase rifte à fase drifte e o estabelecimento de uma margem passiva. Esta fase é marcada pela parada do estiramento e rifteamento da crosta continental e o desaparecimento das atividades de falhas envolvendo embasamento. A Mega-seqüência Transicional é do
Aptiano e inclui sedimentos fluviais e lacustres (ocasionalmente com evidência de incursões marinhas) da Formação Taipus-Mirim. A Mega-seqüência Transicional também inclui evaporitos depositados durante a primeira incursão marinha. Contudo, a sucessão salífera na bacia é muito mais fina (ou mesmo ausente) em comparação com as camadas de sal importantes depositados nas principais Bacias Marginais Brasileiras, particularmente nas bacias do Espírito Santo e Mucuri.
3.4.3.1. Grupo Camamu
Na quarta seqüência, Transicional, implantada no Mesocretáceo (Aptiano), ocorreram as primeiras incursões marinhas nas bacias costeiras. Foram depositadas seqüências
36 evaporíticas e carbonáticas, associadas com siliciclásticos continentais, que compõem a
Fm. Taipus Mirim composta por dois membros: o Mb. Sirinhaém, representado por intercalações de arenito cinza claro a escuro e folhelho cinza escuro, castanho e preto, micáceo, carbonoso, e o Mb. Igrapiúna, definido por calcário castanho e amarelado, folhelho castanho e evaporitos (halita e anidrita). Na Ilha Grande ocorre uma jazida de barita, estratigraficamente correspondente à anidrita principal (Netto, 1977).
3.4.4. Mega-Seqüência de Margem Passiva (Neocretáceo – Plioceno)
A Mega-seqüência de Margem Passiva (Feijó, 1994, Netto et al., 1994) representa o estabelecimento das condições francamente marinhas seguidas do alargamento do rifte e aumento da subsidência termal. Inicialmente, as condições neríticas desenvolvidas durante o Albiano (plataforma carbonática e clástica rasa da Formação Algodões). Os sedimentos finos de água profunda depositados na área de estudo durante o Neo-
Cretáceo e o Terciário são geralmente conhecidos como a Fm. Urucutuca. A Mega- seqüência de Margem Passiva geralmente é de natureza transgressiva durante o
Neocretáceo, caracterizada pela subida do nível do mar e predominantemente por ambientes deposicionais siliciclásticos (Koutsoukos et al., 1991). A seqüência torna-se regressiva em direção ao Terciário coincidindo com a queda eustática do nível do mar no Eoterciário. Contudo, a Bacia de Camamu-Almada permaneceu relativamente faminta por areia, resultando em sucessões mais ricas em folhelhos durante o Terciário.
Sedimentos marinhos rasos, progradantes, são incluídos nas Formações Caravelas e Rio
Doce.
37 3.4.4.1. Grupo Espírito Santo
Na quinta seqüência, Drifte, formada durante a subsidência térmica ou oceânica de margem passiva, desenvolvida a partir do Albiano, forma-se inicialmente uma plataforma carbonática rasa, denominada de Fm. Algodões, composta pelo Mb.
Germânia, constituído por calcirudito e calcarenito oolítico, em parte dolomitizado, e pelo Mb. Quiepe, formados por calcilutitos com foraminíferos planctônicos.
A partir do Neocretáceo (Santoniano/Coniaciano), em ambiente francamente marinho, depositou-se o Grupo Espírito Santo, composto por clásticos continentais miocênicos a recentes da Fm. Barreiras, clásticos grossos de plataforma de idade eocênica a recente da Fm. Rio Doce, carbonatos de plataforma eocênicos a recente da Fm. Caravelas, e folhelhos de talude e bacia e arenitos turbidíticos cretáceos a recente da Fm. Urucutuca, os quais se constituem nos reservatórios principais para os plays do Cretáceo Superior /
Terciário, no compartimento profundo das bacias de Camamu e Almada. Dino et al
(1994) reconheceram afloramento da Fm. Urucutuca na rodovia Valença-Camaçandi-
Nazaré das Farinhas, a cerca de 10 km da cidade de Valença, ao qual atribuíram uma idade Neomaastrichtiana e um ambiente de deposição marinho, provavelmente estuarino.
Em afloramentos de idade campaniana/maastrichtiana da Fm. Urucutuca, na bacia de
Almada, Bruhn C. H. L. e Moraes M. A. S., 1989, identificaram turbiditos areno- conglomeráticos de fácies acanaladas, que compõem parte da seção de preenchimento do Cânion de Almada.
38 Segundo Netto e Ragagnin (1990) uma característica marcante da bacia de Camamu é a ocorrência de quatro discordâncias regionais: a primeira no topo da seção pré-rifte (Fm.
Sergi), que pode ser importante na acumulação do 1-BRSA-14-BAS; a segunda no topo da Fm. Morro do Barro, mapeável em linhas sísmicas; a terceira no topo da Fm. Rio de
Contas; e a última na base da Fm. Urucutuca, que tem maior expressão na Bacia de
Almada.
39 CAPÍTULO 4: CONCEITOS E SISTEMAS PETROLÍFEROS DA BACIA DE CAMAMU-ALMADA
4.1. INTRODUÇÃO
A aplicação do conceito de sistemas petrolíferos (Magoon, 1988) forneceu uma nova análise racional da pesquisa petrolífera na formulação de plays e prospectos, bem como na avaliação do risco envolvido na exploração. Um sistema petrolífero inclui todos os seus elementos essenciais (rocha geradora, rocha reservatório, rocha selo e rochas de sobrecarga) e processos (formação da trapa, geração, migração e acumulação) necessários para que exista a acumulação de petróleo. As investigações de um sistema petrolífero envolvem a identificação dos fluidos do sistema, então a investigação das rochas sedimentares que estão relacionadas a estes fluidos (Magoon e Dow, 1994).
Na bacia de Camamu-Almada foram identificados, até o presente momento, dois importantes sistemas petrolíferos: o sistema Morro do Barro-Sergi (!) e o sistema Morro do Barro-Rio de Contas (!) (Gonçalves et al., 2000). O primeiro é exemplificado pela acumulação do 1-BAS-64, com cerca de 94 milhões de barris de óleo in place, e o segundo pela acumulação do 1-BAS-97, com 157 milhões de barris de óleo equivalente in place (Mello et al, 1995).
4.2. IDENTIFICAÇÃO DAS ROCHAS GERADORAS
Sob o ponto de vista da geoquímica do petróleo, todos os trabalhos publicados sobre o potencial petrolífero da Bacia de Camamu-Almada revelam que as principais rochas geradoras são folhelhos negros lacustres de água doce à salobra da Fm. Morro do Barro
(Mb. Jiribatuba), depositados durante a fase Rifte no Neocomiano Inferior, e a Fm. Rio
40 de Contas (seção rifte). Esses trabalhos indicam que essas duas formações são as únicas que apresentam intervalos ricos em matéria orgânica e com potencial para a geração de volumes comerciais de hidrocarbonetos. São destacados, também, a presença de grandes espessuras dessas rochas potencialmente geradoras, os altos conteúdos de matéria orgânica e o predomínio de querogênio do tipo I, adequado à geração de hidrocarbonetos líquidos. Embora localmente existam espessos pacotes de rocha geradora, regionalmente a espessura destes pacotes varia drasticamente em função das variações faciológicas da seção rifte (relação areia/folhelho; Netto & Ragagnin, 1990).
Gonçalves et al. (1997) realizaram um estudo das características geoquímicas, moleculares e isotópicas para as formações Morro do Barro e Rio de Contas no poço 1-
BAS-64. Concluiu-se que a matéria orgânica nestas unidades é basicamente de origem fitoplanctônica e/ou bacteriana, com as variações nos índices de hidrogênio e oxigênio refletindo a alternância entre condições anóxicas (redutoras) e óxicas durante a sedimentação. A reconstituição paleolimnológica indica que a Formação Morro do
Barro foi formada em condições de lago profundo, com águas doces a salobras, uma termoclina estável e relativamente rasa e a maior parte da coluna d’água anóxica, favorecendo a preservação da matéria orgânica e o desenvolvimento de rochas geradoras com altos índices de hidrogênio. Já os sedimentos da Formação Rio de Contas depositaram-se em um lago mais raso e amplo, com águas doces a salgadas, uma termoclina mais profunda e instável, e uma melhor reciclagem dos nutrientes, resultando num aumento significativo da produtividade primária e na formação de rochas geradoras com altos teores de carbono orgânico.
41 Os folhelhos da Fm. Morro do Barro são caracterizados por uma espessa sucessão
(superior a 700m) e apresentam alto teor de matéria orgânica (COT) variando de 2 a
10% (matéria orgânica principalmente amorfa e herbácea). O potencial de geração de hidrocarbonetos (o pico S2 da pirólise Rock Eval) excede, nos intervalos mais ricos, 60-
80kg de HC/ton de rocha. Os parâmetros geoquímicos caracterizam querogênio do tipo
I.
Os dados de biomarcadores dos óleos recuperados do BAS-97 e os extratos orgânicos dos folhelhos negros da Fm. Morro do Barro apontam para uma boa correlação entre eles. As feições moleculares diagnósticas dessas amostras são: dominância de n-alcanos de alto peso molecular, pristano muito mais alto do que fitano, dominância de n-alcanos
ímpar/par, baixa concentração de isoprenóides acíclicos, Ts mais alto do que Tm, ausência de bisnorhopano 28-30, dinosterano e esteranos C30, escassez de esteranos com dominância de C29 acima dos correlatos, presença de gamacerano e altas razões hopano/esterano (>15). Essas características são suficientes para discriminar o ambiente lacustre de água doce (Fig. 4.1) (Mello e Maxwell, 1990). O estudo das séries naturais dos parâmetros geoquímicos indica que a cozinha de óleo na bacia de Camamu coincide com os principais baixos estruturais (Gonçalves et al, 1997).
42
Figura 4.1: Cromatogramas gasosos e cromatogramas de massas (m/z 191 e m/z217) de (a) um extrato orgânico da Formação Morro do Barro e (b) uma típica amostra de óleo da bacia de Camamu-Almada (Gonçalves et alii, 2000).
Esses folhelhos são equivalentes, em termos crono-estratigráficos e geoquímicos, aos folhelhos Tauá e Gomo da Fm. Candeias, reconhecidos como eficientes rochas geradoras da bacia do Recôncavo. Outros possíveis geradores seriam os folhelhos flúvio-deltáicos da Fm. Rio de Contas (Mb. Ilhéus), cujo teor de matéria orgânica pode alcançar 10%, localizados em águas profundas, e os folhelhos da Fm. Itaípe.
43 4.3. ROCHAS RESERVATÓRIOS E SELOS
Constituem-se reservatórios os arenitos flúvio-eólicos da Fm. Sergi, os arenitos desenvolvidos em ambientes de leques aluviais ou lacustres das formações Morro do
Barro e Rio de Contas e os arenitos turbidíticos da Fm. Urucutuca. Os folhelhos intercalados nas seções-objetivo constituem os selos da bacia.
4.4. PLAYS (TRAPAS)
As trapas para a seqüência pré-Rifte podem ser exclusivamente estruturais, associadas a blocos basculados (horsts ou meio-grabens) ou mistas, no caso de terem um componente estratigráfico, representadas por discordâncias.
Para a seqüência Rifte, as trapas são basicamente mistas, representadas por rollovers associados a falhas lístricas. Na seqüência Drifte, as trapas são sempre estratigráficas, constituídas por envoltórios dos folhelhos nas seções turbidíticas, restritas ao ambiente de talude. A maior parte do petróleo já encontrado está distribuído da seguinte forma:
75% do volume original in place na Fm. Morro do Barro e 25% nas formações Sergi e
Rio de Contas. Os principais plays esperados nestas bacias podem ser assim classificados:
1. Seqüência pré-Rifte – Plays caracterizados por trapas estruturais (horsts ou
meio-grabens basculados) afetando arenitos flúvio-eólicos da Fm. Sergi
(Neojurássico) e arenitos deltáicos da Fm. Itaípe (Berriasiano), a exemplo da
recente descoberta do poço 1-BRSA-14-BAS (ou 1-BAS-128 na nomenclatura
antiga da operadora), da acumulação do 1-BAS-64 e de outros campos
44 importantes da vizinha Bacia do Recôncavo.
2. Seqüência Rifte – Plays constituídos por arenitos desenvolvidos em ambientes
de leques aluviais/lacustres das formações Morro do Barro e Rio de Contas.
Falhas lístricas e rollovers associados, desenvolvidos por movimentação de
folhelhos, contribuem para o desenvolvimento de trapas estruturais, como a que
ocorre na acumulação do 1-BAS-97.
3. Seqüência Drifte – Plays representados por arenitos turbidíticos da Fm.
Urucutuca, que se intercalam em meio a folhelhos de talude e constituem uma
trapa estratigráfica. Este tipo de play é do mesmo tipo do que ocorre em alguns
dos maiores campos da Bacia de Campos, em ambiente de água profunda.
4.5. GERAÇÃO, MIGRAÇÃO E ACUMULAÇÃO
Os dados de geração-migração-acumulação vêm da historia de soterramento e da modelagem cinética. A interpretação correta da evolução temporal desses dois importantes processos é crítica para a avaliação do risco relativo do play.
Resultados de modelagens geoquímicas da geração e migração de petróleo indicam que as rochas geradoras alcançaram condições de geração durante o Neocomiano/Aptiano
(acerca de 112Ma) e que mais de 60% do petróleo foi expelido (Gonçalves et al, 1997).
Esses resultados são consistentes com os dados químicos e de maturação óptica
(reflectância de vitrinita e Tmax) (Mello et al, 1994). Enquanto na plataforma as rochas geradoras alcançaram, até o presente, taxas de transformação de 20%, na região de
águas profundas essas taxas chegaram a 100% (Gonçalves et al, 1997).
45 A geração de óleo se deu principalmente na fase Rifte, enquanto a formação de gás se iniciou nos últimos estágios de formação do rifte e prosseguiu na fase pós-rifte de evolução da bacia (Gonçalves et al, 1997).
A migração do óleo pode ter ocorrido horizontalmente à longa distância, no sentido dos baixos regionais para os altos externos, ou ainda através de falhas de grande rejeito e/ou discordâncias regionais dentro da seção rifte.
A carta de eventos (Fig. 4.2) mostra a seção estratigráfica envolvida, os quatro elementos essenciais, os dois processos, o tempo de preservação e o momento crítico para o sistema. Os hidrocarbonetos gerados pelos folhelhos lacustres de água doce e folhelhos negros de água salobra do Cretáceo Inferior iniciaram a migração durante o
Aptiano, continuando até hoje em algumas partes da bacia. Os hidrocarbonetos foram acumulados no Cretáceo Inferior pelos reservatórios arenosos turbidíticos lacustres da
Fm. Rio de Contas, estruturados durante o processo de rifteamento e selados pelos folhelhos lacustres de água profunda, ou trapeados no Andar Dom João (Jurássico) da
Fm. Sergi contra a lapa das falhas regionais mais importantes (Fig. 4.3).
Os parâmetros geoquímicos indicam que a bacia de Camamu-Almada é basicamente oil prone. Admite-se que a principal cozinha de geração encontra-se mais a leste, no bloco baixo da falha de Mutá. A expulsão e a migração ocorreram principalmente durante o andar Alagoas, durante o último pulso de rifteamento da bacia.
46
Figura 4.2: Carta de eventos do sistema petrolífero da bacia de Camamu-Almada (Gonçalves et alii, 2000).
Figura 4.3: Seção transversal esquemática mostrando exemplos de trapas típicas do (a) pré-rifte e (b) sin-rifte na bacia de Camamu-Almada (Gonçalves et alii, 2000).
47 CAPÍTULO 5: ARQUITETURAS ESTRUTURAL E ESTRATIGRÁFICA DE RIFTES CONTINENTAIS
5.1. INTRODUÇÃO
A quebra do Gondwana, ocorrida há cerca de 140 milhões de anos, resultou na separação entre o Brasil e a África, gerando uma série de bacias extensionais do tipo rifte nas porções marginais de ambas as placas tectônicas separadas. Essas bacias foram posteriormente soterradas por sedimentos de margem passiva, os quais foram depositados sob regime de deriva continental (exceto na bacia do Recôncavo). Essas bacias rifte de idade Neocomiana a Aptiana são caracterizadas pela ocorrência de grandes lagos interiores, os quais se tornaram importantes geradores de hidrocarbonetos.
A seção pré-rifte caracterizou-se por uma série de sinéclises com sedimentação continental, as quais possuem importantes reservatórios na bacia do Recôncavo e constituem-se objetivos secundários nas bacias marginais. A seção pós-rifte também apresenta importantes reservatórios nas bacias da margem continental brasileira. A bacia de Camamu-Almada apresenta um registro geológico bastante completo, uma vez que possui as fases pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte preservadas.
O estudo das bacias do tipo rifte fornece um melhor entendimento acerca de movimentos extensionais, deslocamentos crustais, quebra de continentes, bem como preservação e geração de bacias. Existe na literatura uma ampla gama de trabalhos expondo conceitos, classificações e teorias acerca da evolução de bacias do tipo rifte.
Alguns deles foram revisados neste estudo com o objetivo de se fornecer uma compreensão evolutiva da bacia de Camamu-Almada, bem como a identificação e caracterização dos elementos formadores dos seus sistemas petrolíferos.
48 5.2. DEFINIÇÃO DE RIFTES CONTINENTAIS
Os riftes continentais são depressões estreitas e alongadas limitadas por grandes falhas normais, resultantes da ação de um campo de estresse distensional, local ou regional. A ação prolongada deste campo distensional pode levar à separação continental e geração de crosta oceânica. Os riftes ocorrem em ambientes geotectônicos diversos: limites convergentes e divergentes (Ziegler, 1992). Os riftes do Leste Africano, do Rio Grande, do Baikal são exemplos de riftes continentais os quais ocorrem em diferentes contextos geotectônicos.
Os riftes formados nos limites convergentes são classificados em riftes de retroarco, sin- orogênicos e pós-orogênicos (Ziegler, op.cit.). Os riftes de retroarco são formados em resposta às taxas de convergência decrescentes e/ou à divergência de placas em colisão.
Podem evoluir até formarem pequenas bacias oceânicas, tais como o Mar do Japão e o
Mar do Sul da China. A preservação deles é pequena no registro geológico devido ao campo de estresse predominantemente compressivo atuante no ambiente colisional.
Os riftes sin-orogênicos ocorrem: (a) em zonas de colisão, induzidos por efeitos de endentação e posterior tectônica de escape, freqüentemente desenvolvendo grandes zonas de cisalhamento e bacias do tipo pull-apart (Bacia Panoniana e bacias do
Neógeno da China); (b) em cinturões de dobramento, associados a adensamento da litosfera que causa distensão paralelamente aos eixos do orógeno como por exemplo o
Altiplano dos Andes; (c) por fraturamento compressional do foreland (rifte do Baikal);
(d) em bacias de antearco, sob a ação de campos de esforços distensionais (Bacia de
Talara, Peru).
49 Os riftes pós-orogênicos, segundo Ziegler (op.cit.), podem ocorrer devido ao decaimento do estresse compressivo regional, o aumento do mergulho e subseqüente descolamento da placa litosférica subduzida e adensamento litosférico que induz estresses tracionais, como por exemplo a Bacia do Oeste Siberiano.
A Província Basin & Range, situada à oeste dos Estados Unidos, constitui um tipo incomum de rifte em contexto de limite convergente. Pode ter sido originada pela passagem do continente Norte-Americano sobre os hotspots de Socorro e Yellowstone
(Allen & Allen, 1990).
Os riftes associados a limites divergentes são conhecidos como riftes intracontinentais ou riftes do tipo atlântico. Evoluem ao longo de faixas cratônicas sob estresses distensionais até a ruptura continental, originando bacias oceânicas (ou de margem passiva). No início, a deformação tende a afetar grandes áreas, originando um sistema complexo de bacias (Rosendahl, 1987; Lambiase, 1990) comumente associados a deformações cisalhantes (Szatmari et alii, 1985). Com o tempo, o rifteamento se concentra na zona da ruptura crustal, cessando a atividade em riftes periféricos
(aulacógenos).
5.3. A SUBSIDÊNCIA NOS RIFTES CONTINENTAIS
A subsidência nos riftes continentais é conseqüência do estiramento e da contração térmica da litosfera e pode ser explicada a partir de dois modelos básicos: cisalhamento puro e cisalhamento simples, com eventos rúpteis na crosta superior e associados a eventos dúcteis na crosta inferior (Mckenzie, 1978). O modelo de cisalhamento puro
(Fig. 5.1a) apresenta uma crosta estirada uniformemente com falhamento e rotação de
50 estratos na crosta superior, com geração de uma bacia simétrica e duas falhas de borda com sentidos de mergulho inversos. O modelo de cisalhamento simples (Fig. 5.1b), posteriormente proposto por Wernicke & Burchfiel (1982), apresenta uma estrutura de gráben assimétrico associada a uma superfície de descolamento crustal de baixo ângulo.
Os processos que causam o estiramento litosférico podem ser de natureza termomecânica. O estiramento térmico (rifteamento ativo) inicia-se a partir da alteração da estrutura térmica da litosfera, a qual provoca uma redistribuição de massa devido à modificação de suas densidades por expansão e contração térmica. A ação de plumas mantélicas quentes que aquecem a base da litosfera geram soerguimento e erosão da crosta e, posterior rifteamento. O estiramento mecânico (rifteamento passivo) resulta da atuação de forças friccionais na base da litosfera, exercidas por correntes de convecção sublitosféricas na base da litosfera e por esforços atuantes nas bordas das placas.
Figura 5.1: Modelos de formação de bacias rifte: (a) modelo de cisalhamento puro (McKenzie, 1978); (b) modelo de cisalhamento simples (Wernicke & Burchfiel, 1982).
51 Também, outros processos que geram subsidência incluem a sobrecarga sedimentar
(Watts et alii, 1982) e a atuação de esforços intraplaca (Cloething & Kooi, 1992). Em resposta à sobrecarga exercida pelos sedimentos, a compensação isostática tem o efeito de amplificar a subsidência. A magnitude deste efeito vai depender das características mecânicas da litosfera, em particular da sua rigidez flexural.
5.4. ELEMENTOS GEOMORFOLÓGICOS E ESTRUTURAIS
Estudos realizados a partir da década de 80 no Sistema de Riftes do Leste Africano, por exemplo, no Lago Tanganyika, revelaram complexidades estruturais dos riftes e o controle exercido por elas sobre a fisiografia, a drenagem e a sedimentação (Fig. 5.2).
Investigações tectônicas e geofísicas posteriores permitiram visualizar a organização fortemente segmentada dos riftes, segundo unidades assimétricas ou semi-grábens (Le
Fournier et alii, 1985; Rosendahl et alii, 1986; Rosendahl, 1987).
O semi-gráben é composto por uma região em forma de rampa que sofre subsidência devido a um eixo de rotação (Fig. 5.3 e 5.4). Esta rampa termina em uma falha normal denominada falha de borda, a qual gera uma escarpa devido ao seu movimento relativo ascendente. No processo de rifteamento, dificilmente ocorre a geração de apenas um semi-gráben. O mais comum é o desenvolvimento de um sistema de semi-grábens interligados, podendo ocorrer também inversão no sentido da falha de borda (Fig. 5.5).
A direção da assimetria dos diversos semi-grábens varia ao longo do rifte, alternando-se sistematicamente entre as diversas unidades. A sobreposição entre dois semi-grábens com direções opostas de assimetria, resulta eventualmente em feições simétricas ou grábens (Rosendahl, op cit.).
52 A interligação entre os diversos semi-grábens é feita através de zonas de acomodação
(Fig. 5.2), também conhecidas como zonas de transferência (Rosendahl, op cit; Morley et alii, 1990). Essas zonas são mais resistentes aos efeitos da subsidência e, em função disto, surgem como estruturas positivas arqueadas, próximas às extremidades dos semi- grábens. Exercem forte controle na drenagem, na sedimentação e na segmentação dos riftes. Os dois tipos mais comuns de zonas de acomodação são as por interferência e por isolamento.
As zonas de acomodação por interferência ou zonas de acomodação de baixo relevo, desenvolvem-se quando os semi-grábens se dispõem face-a-face com suas falhas principais mergulhando uma em direção à outra. Há uma competição entre ambos resultando na formação de amplas estruturas antiformais.
Arcos (dobras) transversais (Schilishe, 1995) (Fig. 5.2) são tipos específicos de zonas de acomodação de baixo relevo que se desenvolvem quando falhas normais de mesma polaridade ocorrem no mesmo alinhamento estrutural. Como os rejeitos das falhas tendem a diminuir em direção às suas extremidades, a região localizada entre as duas falhas irá apresentar uma geometria uniforme.
As zonas de acomodação por isolamento desenvolvem-se quando semi-grábens mergulham em sentidos opostos, compartilhando um mesmo bloco alto. São caracterizadas por formarem altos estruturais intrabasinais bastante elevados, daí serem conhecidas também como zonas de acomodação de alto relevo.
53
Figura 5.2: Elementos geomorfológicos e estruturais nos riftes continentais (modificado de Scholz & Rosendahl, 1990).
54 Figura 5.3: Seção transversal esquemática de um sistema de semi-grábens interligados mostrando em detalhe um semi-gráben com seus principais elementos (modificado de Rosendahl et al., 1986).
Figura 5.4: Principais características da unidade fundamental, o semi-gráben. Note que a forma arqueada na visão em planta requer uma geometria lístrica da falha de borda principal em seção transversal, que por sua vez implica em rotação e cisalhamento nas extremidades da unidade fundamental (modificado de Rosendahl et al., 1986).
55
Figura 5.5: Bloco diagrama mostrando alternância de semi-grábens através de interconexões sinusoidais das falhas de borda e altos estruturais interbasinais (modificado de Rosendahl et al., 1986).
Outro elemento estrutural comum nos riftes são as rampas de revezamento (relay ramps) (Fig. 5.2), um tipo especial de zona de acomodação que se desenvolve quando há uma sobreposição, em planta, de falhas que mergulham no mesmo sentido, formando um padrão escalonado (en echelon). Na zona de sobreposição forma-se uma rampa bastante inclinada e, em geral, bastante deformada por falhas menores. Estas rampas de revezamento podem ocorrer tanto associadas a grandes falhas de borda como a falhas intrabasinais menores.
Há casos onde a acomodação entre os semi-grábens é feita através de falhas de transferência (Fig. 5.2) (Gibbs, 1990). Estas falhas têm um comportamento misto de rejeito horizontal e vertical. Conceitualmente são visualizadas como falhas verticais que conectam falhas normais, porém o comportamento dinâmico destas ainda é motivo de discussão. As falhas de transferência também independem da escala, podendo interligar
56 segmentos separados por centenas de quilômetros ou pequenas falhas intrabasinais.
5.5. MODOS DE CONEXÃO ENTRE AS UNIDADES FUNDAMENTAIS
A chave para o entendimento da morfologia de uma bacia rifte é o reconhecimento dos vários modos possíveis de conexão entre essas unidades fundamentais no tempo e no espaço. Um modo comum de conexão foi mostrado na Figura 5.5. Algumas das possíveis morfologias desse modo de conexão são dadas nas Figuras 5.6, 5.7 e 5.8.
Figura 5.6: Variação de morfologias observadas entre A-A’. A largura média dos blocos sintéticos intrabasinais é de cerca de 4km, enquanto que aquela dos blocos das falhas antitéticas intrabasinais é de apenas 2km. (modificado de Rosendahl et al., 1986)
57 Figura 5.7: Algumas das possíveis morfologias observadas entre B-B’. Note que os ângulos das falhas sintéticas são notavelmente inferiores do que na Figura 5.6, porque a linha de observação é mais oblíqua às fraturas intrabasinais (modificado de Rosendahl et al., 1986)
Figura 5.8: Algumas das possíveis morfologias observadas entre C-C’. Note que a aparente forma de um gráben surge, devido à orientação da linha de observação que une dois semi-gráben opostos. No Lago Tanganyika essas formas estão sempre associadas com altos antiformais. O termo hinged high foi usado para denotar o significado mecânico dos antiformais (modificado de Rosendahl et al., 1986).
58 5.6. SEDIMENTAÇÃO EM RIFTES CONTINENTAIS
Segundo Cohen (1990), a interação entre tectonismo, clima e, em alguns casos, vulcanismo controla a sedimentação nos riftes. Assim, os diferentes tipos de ambientes deposicionais serão distribuídos segundo esta interação. São comuns no registro sedimentar as associações de fácies relacionadas com lagos, deltas, rios, planícies aluviais, playas, desertos e bacias evaporíticas.
Dois padrões deposicionais se alternam durante a evolução dos riftes em função das variações na disponibilidade de água, bem como nas taxas de subsidência tectônica e aporte sedimentar: o fluvial e o lacustre (Schlische & Olsen, 1990).
Quando a subsidência tectônica é reduzida e há grande disponibilidade de sedimentos, os padrões fluviais se tornam mais comuns. Por outro lado, quando há taxas elevadas de subsidência e relativa deficiência no aporte sedimentar, predominam os padrões lacustres.
5.6.1. Riftes sob Regime Deposicional Lacustre
Os lagos são sistemas dinâmicos que respondem a vários tipos de agentes físicos entre eles a ação de ventos, influxo de rios, calor atmosférico e atração gravitacional (Sly,
1978). Nos ambientes tectonicamente ativos, os efeitos causados por abalos sísmicos e vulcanismo também são importantes.
Os ventos são responsáveis pela maior parte da energia dos lagos, gerando ondas e correntes que promovem a circulação das águas, tanto em níveis superficiais como
59 profundos. No Lago Malawi são geradas ondas de 3 a 4m de altura durante a estação dos ventos (Johnson & N’ang’a, 1990). Os ventos também podem induzir correntes profundas e provocar ressurgências locais como as que ocorrem na extremidade Sul e ao longo da costa N do Zaire no Lago Tanganyika (Cohen, 1990).
Ao longo das regiões costeiras, as correntes são mais intensas e permitem o transporte e o retrabalhamento dos sedimentos. Normalmente, a circulação é implementada pelo influxo dos rios. Os fluxos hiperpicnais são gerados quando a densidade das águas fluviais é maior do que as do lago. Esses fluxos penetram no lago como fluxos de fundo densos e formam canais sublacustres e originam depósitos turbidíticos. Já os fluxos hipopicnais são gerados quando a densidade das águas fluviais é menor do que as do lago. Assim, os fluxos hipopicnais permanecem em níveis mais superficiais, mantendo os sedimentos em suspensão por mais tempo. Os fluxos homopicnais ocorrem quando há semelhanças entre as densidades das águas dos lagos e dos rios. Neste caso, ocorre uma sedimentação de fundo rápida junto com a desembocadura dos rios seguida pela decantação da fração mais fina.
A sedimentação nos lagos tectônicos pode ser classificada, quanto aos constituintes predominantes, como terrígena, biogênica e química.
5.6.1.1. Sedimentação terrígena
Os sedimentos terrígenos concentram-se, principalmente, ao redor das desembocaduras de rios e ao longo das margens escarpadas associadas à falhas de borda, formando fandeltas, deltas, praias, cordões litorâneos, barreiras e lagunas. Parte desses sedimentos
é remobilizada para regiões mais profundas, formando leques terrígenos subaquosos. As
60 frações terrígenas mais finas são transportadas em suspensão pelas correntes e depositadas distalmente por decantação.
Fandeltas
Pequenos leques e fandeltas constituídos por sedimentos de granulometria grossa e mal selecionados são construídos ao longo das bordas falhadas dos semi-grábens por drenagens curtas e de alto gradiente. Esses depósitos não progradam mais do que alguns quilômetros e tendem a ser remobilizados para zonas mais profundas, através de escorregamento de massa e fluxos turbidíticos, para serem depositados como leques subaquosos focalizados ao longo de canais sublacustres (Cohen, 1990).
Ao lado dos pequenos fandeltas também ocorrem cones de material coluvial (tálus) compostos por blocos de até 5m de diâmetro, podendo despencar das escarpas íngremes para as áreas mais profundas dos lagos.
Deltas
Nos riftes modernos é comum a existência de amplas áreas costeiras sujeitas à sedimentação deltáica. Há vários exemplos que comprovam esta afirmação, tais como os deltas dos lagos Malawi (deltas dos rios Sogwe, Rukuru, Ruhuhu, Dwangwa e
Linthipe) (Wells et alii, 1994; Johnson et alii, 1995; Scholz et alii, 1993),Tanganyika
(delta do rio Ruzizi) (Scholz & Rosendahl, 1990; Tiercelin et alii 1992) e Turkana
(delta do rio Omo) (Cohen, 1990). Estes sistemas deltaicos são semelhantes aos marinhos de energia mista, dominados por rios e ondas (Scholz, 1995).
61 Geralmente, os deltas são construídos por um único canal distributário ativo. Os lobos ativos são relativamente pequenos quando comparados à largura da planície deltáica. A cada mudança no curso do rio, os lobos abandonados tendem a ser rapidamente retrabalhados por ondas e correntes, originando praias, cordões litorâneos e, em certos casos, pequenos campos de dunas.
A parte subaquosa dos deltas é caracterizada por plataformas arenosas com sedimentos bem selecionados e com mergulhos relativamente suaves.
O controle estrutural exercido sobre a drenagem interfere no padrão deposicional e na morfologia dos deltas. Os deltas podem ser classificados de acordo com a ambientação tectônica em deltas de margem flexural, de margem axial, de zonas de acomodação e de borda falhada (Scholz & Rosendahl, 1990; Scholz, 1995; Wells et alii, 1994; Johnson et alii, 1995).
Os deltas de margem flexural e axial apresentam mergulhos deposicionais suaves e plataformas relativamente extensas. Os deltas associados à falha de borda e zonas de acomodação possuem gradientes deposicionais maiores, que geram plataformas mais estreitas e o freqüente retrabalhamento dos sedimentos arenosos para as partes mais profundas através dos fluxos turbidíticos e escorregamentos.
Os deltas axiais, desenvolvidos em ambientes tectonicamente mais dinâmicos, são construídos numa direção paralela às estruturas da bacia, confinados em zonas de rápida subsidência. As características morfológicas desses deltas dependem do tipo de fluxo predominante. Fluxos homopicnais tendem a gerar deltas com foresets pouco inclinados
62 em comparação aos deltas formados por fluxos hiperpicnais.
Sedimentação terrígena distal (fundos bacinais)
Os componentes terrígenos principais dos ambientes profundos constituem-se de argilas homogêneas, floculentas ou laminadas, que foram seqüências amplas e contínuas
(hemipelagitos) ao longo de quase todo assoalho lacustre (Tiercelin et alii, 1992).
Outros constituintes comuns nos fundos lacustres são areias e siltes. Grande parte desses sedimentos é transportada por correntes de turbidez que ocorrem confinadas em canais sublacustres relacionados às frentes deltaicas fortemente inclinadas (Scholz, 1995).
Alguns desses eventos catastróficos de sedimentação podem estar associados a gigantescas movimentações de massa resultantes de abalos sísmicos.
5.6.1.2. Sedimentação biogênica
Sedimentos ricos em fragmentos de conchas e esqueletos, vazas de diatomáceas e partes calcificadas de alguns raros organismos planctônicos ocorrem onde a sedimentação terrígena é reduzida (Kelts & Hsü, 1978).
É comum a presença de depósitos de fragmentos de conchas e esqueletos, carbonáticos em sua maior parte, em áreas costeiras afastadas de desembocaduras de rios e em altos estruturais submersos. Os constituintes mais comuns são conchas de ostracodes, gastrópodes e de bivalves. Essas bioacumulações são comumente retrabalhadas e redepositadas e, quando estão próximas a depocentros, são remobilizadas continuamente chegando a formar espessos depósitos associados a sedimentos terrígenos. Um exemplo destes depósitos é encontrado no Mb. Coqueiros da Fm. Lagoa
63 Feia (Abrahão & Warme, 1990).
Nos lagos modernos, as vazas diatomáceas silicosas são os constituintes mais comuns das áreas bacinais profundas. Provavelmente, argilas laminadas, com pares claros e escuros, refletem variações sazonais na produtividade lacustre (Johnson & Ng’ang’a,
1990). Os níveis mais claros, ricos em diatomáceas, representam estações mais produtivas.
5.6.1.3. Sedimentação química
Diversos fatores de natureza biológica ou física podem modificar a composição das
águas e resultar na precipitação química de diferentes espécies minerais.
Precipitação carbonática bioinduzida
O consumo elevado de CO2 durante épocas de intensa atividade fotossintética pode levar a uma supersaturação do meio lacustre em relação à calcita e induzir a sua precipitação. Esses precipitados decantam através da coluna d’água como cristais do tamanho de siltes ou como agregados de origem fecal, acumulando-se como lâminas ou lamas carbonáticas (Kelts & Hsü, 1978).
Também são formados colônias de estromatólitos e depósitos oncolíticos pela precipitação de carbonatos sobre algas verdes filamentosas e cianobactérias, em diferentes tipos de ambientes (Casanova, 1986).
64 Precipitação carbonática controlada por fatores físicos
A temperatura, a mistura de águas com diferentes saturações e pH, a retirada de CO2 através da agitação das águas e a evaporação são fatores capazes de alterar a concentração do CO2 nas águas e afetar a solubilidade da calcita (Kelts & Hsü, 1978).
A solubilidade da calcita é inversamente proporcional à temperatura. O aquecimento de
águas frias trazidas de áreas mais profundas por ressurgência é suficiente para causar a supersaturação da calcita e sua precipitação.
A agitação das águas pode ser responsável pela retirada do excesso de CO2 em solução, diminuindo a solubilidade da calcita. Este processo é responsável pela formação de depósitos oolíticos em regiões costeiras sob ação de ondas e afastadas de fontes terrígenas. A mistura de dois tipos de águas de diferentes alcalinidades e com graus de saturação de calcita distintos pode induzir a precipitação de carbonatos.
A evaporação intensa leva ao aumento da salinidade das águas, diminuindo a solubilidade dos carbonatos e outros minerais. A seqüência de precipitação mais comum inicia-se com a precipitação da calcita com baixo teor de magnésio, depois com calcita de alto teor de magnésio, protodolomita, magnesita e finalmente os carbonatos de sódio
(trona, natron, nahcolita).
Precipitação química de óxidos, sulfatos e cloretos
Nódulos oolíticos, concreções e crostas compostas por óxidos de ferro e magnésio
(goetita e psilomelana) são abundantes em diversos lagos. O ferro e o magnésio são derivados da alteração química das rochas e transportados pela água dos rios e dos
65 lençóis freáticos. Os depósitos são mais comuns em lagos com taxas de sedimentação reduzida e águas bem oxigenadas, onde há pouca ou nenhuma matéria orgânica disponível (Jones & Bowser, 1978).
A evaporação intensa dos lagos aumenta a salinidade da água ate atingir níveis suficientes para a precipitação de diversos minerais evaporíticos da família dos sulfatos e cloretos. Entre os sulfatos mais comuns estão a gipsita (CaSO4.2H2O) e a mirabilita
(NaSO4.10H2O) e entre os cloretos, a halita (NaCl) e mais raramente a silvita (KCl), a carnalita (KCl.MgCl2.6H2O) e a taquidrita (CaMg2Cl.12 H2O).
5.6.2. Riftes sob Regime Deposicional Fluvial
Espessas sucessões de depósitos fluviais recobrindo sedimentos lacustres são comuns em diversos riftes (Lambiase, 1990). Esses depósitos são formados por sistemas fluviais axiais bem desenvolvidos, interligados lateralmente a sistemas de leques aluviais provenientes dos flancos soerguidos.
Os canais axiais tendem a reocupar o eixo de máxima subsidência da bacia, resultando num empilhamento de depósitos de corpos de areia contra as bordas falhadas do rifte.
Estas drenagens podem ser deslocadas deste eixo de maior subsidência em função da presença de depósitos aluviais laterais provenientes das falhas de borda ou pela presença de falhas intrabasinais menores que estabilizam os canais e dificultam a avulsão (Leeder
& Alexander, 1987).
No contexto dos riftes, os canais do tipo meandrante e entrelaçado são os mais comuns.
Os primeiros transportam por suspensão e desenvolvem-se em substratos pouco
66 inclinados, enquanto que os últimos transportam por tração e desenvolvem-se mais em substratos de alto gradiente (Mial, 1992).
A expressão topográfica dos riftes, especialmente durante as fases iniciais, não favorece a captura de sistemas fluviais em função do domeamento regional e da inclinação dos flancos do rifte para fora (Frostick & Reid, 1989). Assim, o predomínio da sedimentação fluvial tende a ocorrer apenas durante os estágios finais do rifteamento, associada à redução da atividade das falhas e à subsidência térmica regional.
5.7. MODELOS DEPOSICIONAIS EM RIFTES CONTINENTAIS
Os modelos deposicionais refletem as características espaciais da sedimentação num determinado instante da evolução da bacia. Devido à existência de um certo grau de complexidade e diversificação do contexto dos riftes, os modelos procuram caracterizar os membros finais. No princípio, o paradigma clássico da simetria estrutural dos riftes levou à construção de modelos essencialmente simétricos, com leques aluviais e fandeltas se desenvolvendo lateralmente a partir das bordas dos vales. Em trabalhos mais recentes, tem sido enfatizada a natureza altamente assimétrica e lateralmente variável dos sistemas deposicionais.
Os modelos de semi-gráben com drenagem interna e com drenagem axial descrevem bem as condições de riftes sob os regimes de sedimentação lacustre e fluvial, respectivamente (Fig. 5.9) (Leeder & Gawthorpe, 1987).
Scholz & Rosendahl (1990) e Scholz et alii (1990) ilustraram a deposição de sedimentos clásticos grosseiros e afirmaram que, durante períodos de nível de lago alto,
67 estes são transferidos para as áreas mais bacinais por processos turbidíticos próximos de sistemas canalizados sublacustres, a partir das bordas flexurais e das escarpas das margens falhadas. Em áreas de reduzido aporte sedimentar podem se desenvolver depósitos de coquinas, oolíticos e biohermas. A progradação deltáica durante estes períodos tende a ser insignificante. Em nível de lago baixo, a sedimentação clástica de granulometria grossa passa a se concentrar em canais fluviais nas margens da bacia, em fandeltas adjacentes a borda falhada e em sistemas deltáicos que progradam em águas de batimetria mais reduzida. Em situações de queda extrema do nível do lago implica no aumento da salinidade, tornando possível a deposição de seqüências evaporíticas (Fig.
5.10).
Cohen (op cit.) admite que superfícies erosivas se desenvolvem a cada queda do nível do lago, gerando superfícies de conformidade correlativa em direção às áreas mais bacinais. Sobre essas superfícies depositam-se sedimentos aluviais e areias litorâneas que representam os depósitos proximais durante épocas de nível de lago baixo. A deposição de argilas ricas em vazas diatomáceas ocorre na rápida transição para condições de nível alto. Com a estabilização no nível alto, a geometria dos depósitos depende do aporte sedimentar. Se o aporte é elevado, pode ocorrer progradação deltáica e o transporte de sedimentos das áreas mais rasas para as mais profundas, originando turbiditos e contornitos.
68
Figura 5.9: Modelos deposicionais em riftes continentais: (a) semi-gráben continental com drenagem interna; (b) semi-gráben continental com drenagem axial (Leeder & Gawthorpe, 1987).
69 Se as taxas de aporte são mais reduzidas, ocorre a deposição de calcários tanto pelo aumento da precipitação química como pelo acúmulo de fragmentos bioclásticos. Em
época de nível mais baixo, os fandeltas tendem a produzir depósitos espessos, porém reduzidos em área, localizados próximos às escarpas de falha. Aumentos na taxa de subsidência podem ser acompanhados por uma interrupção temporária do aporte sedimentar e pelo avanço da sedimentação pelágica sobre as margens (Fig. 5.11).
Trabalhos realizados no Lago Malawi (Wells et alii, 1994; Scholz, 1995; Johnson et alii, 1995) mostram que a sedimentação deltáica também pode ser expressiva durante
épocas de nível de lago alto, principalmente se associada à margens flexurais, axiais e às zonas de acomodação de baixo relevo (Fig. 5.12).
Alguns modelos assumem que o controle principal da sedimentação nos riftes é tectônico. Portanto, segundo Blair & Biladeau (1988), as seqüências deposicionais em bacias do tipo rifte, pull-apart e foreland são tipicamente assimétricas e espessam-se em direção às margens ativas. A parte mais espessa destes depósitos consiste de ciclotemas gerados tectonicamente, formados por sedimentos finos (lacustres, marinhos ou fluviais longitudinais) intercalados com sedimentos grossos (fandeltaicos, aluviais ou fluviais transversais). Assim, a deposição de sedimentos sobre os sedimentos grossos é o melhor indicador de reativação tectônica da bacia, ao passo que a progradação dos sedimentos clásticos grossos indica a ‘quiescência’ tectônica. Este modelo baseia-se no fato de que sistemas lacustres e fluviais longitudinais reagem mais rapidamente à subsidência tectônica do que os sistemas de leques aluviais laterais, os quais necessitam de um maior tempo para produzir depósitos expressivos, mesmo na presença de fortes relevos estruturais.
70
Figura 5.10: Modelos deposicionais em riftes continentais: (a) semi-gráben continental com drenagem interna; (b) semi-gráben continental com drenagem axial (Leeder & Gawthorpe, 1987).
71
Figura 5.11: A seqüência A representa épocas de aporte terrígeno elevado, enquanto a seqüência B caracteriza épocas de aporte sedimentar reduzido (Cohen, 1990).
72
Figura 5.12: Deltas de lago alto do Lago Malawi (Scholz, 1995). (A) deltas em margens flexurais; (B) deltas em margens axiais; (C) fandeltas associados às falhas de borda; (D) deltas associados a zonas de acomodação.
73 5.8. O SISTEMA DE RIFTES DO LESTE AFRICANO
O Sistema de Riftes do Leste Africano é considerado um exemplo arquétipo moderno de um rifteamento continental. Este se estende através do Mar Vermelho e do Mar
Morto (Reading, 1986). É considerado o análogo moderno ao rifteamento juro-cretácico que levou à abertura do Oceano Atlântico. A arquitetura do Sistema Rifte do Leste
Africano tem sido extensivamente estudada pelos pesquisadores do Projeto Probe
(Rosendahl, 1987; Rosendahl et al., 1989) e outros (Morley et al., 1990).
O Sistema de Riftes do Leste Africano (SRLA) é formado por um estreito (50-150km de largura) sistema de falhas normais que se prolonga cerca de 3,500 km na direção submeridiana. Está conectado ao sistema de riftes oceânicos do mundo via Triângulo de
Afar ao Golfo do Áden e Mar Vermelho (Figs. 5.13 e 5.14). O SRLA é composto por duas direções de riftes chamados de ramo leste e ramo oeste. O ramo leste, localizado ao norte e leste do Lago Victoria, é um sistema que apresenta intenso vulcanismo e forma os Riftes do Quênia e Etiópia. O sistema de riftes foi iniciado provavelmente no
Mioceno Inicial, mas há evidências de atividade de rifte mais recente no Paleogeno ao norte do Quênia e Etiópia (Hendrie et al., 1994). O ramo do rifte é bem exposto na superfície e é dotado de lagos relativamente pequenos. O Lago Turkana é o maior lago do ramo leste (Fig. 5.15). O ramo oeste parece ter sido iniciado mais tarde do que o ramo leste, durante o Mioceno Tardio (Ebinger, 1989). É composto por uma série de lagos rasos e profundos extensos: Mobutu (ou Albert), Edward (ou Idi Amin), Kivu,
Tanganyika, Rukwa e Malawi (ou Nyasa) (Fig. 5.15). Esses lagos mascaram bastante a estrutura do rifte. O ramo oeste é associado muito menos a vulcanismo do que o ramo leste, embora ambos os ramos sejam sismicamente e vulcanicamente ativos hoje (Fig.
5.14).
74 Em escala regional, a topografia do SRLA é caracterizada por dois domos litosféricos chamados de Domo Afar e Domo Leste Africano (Fig. 5.14). Eles são separados pela depressão Turkana (600 m de elevação média) a norte do Quênia. As elevações médias são 1.500 m para o Domo Afar e 1.200 m para o Domo Leste Africano.
Figura 5.13: Mapa simplificado dos sistemas de rifte que permeiam a África (modificado de Olivet, in Coussement, 1995).
75
Figura 5.14: Distribuição dos domos topográficos com relação à estrutura do rifte no Leste Africano (após Ebinger, 1989). Centros vulcânicos no ramo oeste: R = Rungwe, T = Toro-Ankole, V = Virunga, K = Kivu Sul.
76
Figura 5.15: Mapa de localização do Sistema de Riftes do Leste Africano (Morley, 1995).
77 Longe dessas áreas, a topografia varia entre 300-900 m (Ebinger, 1989). Ambos os domos possuem diâmetros de cerca de 1.000km e são associados a grandes anomalias de gravidade negativa (Fig. 5.14). Dentro do Domo Leste Africano estão presentes domos menores com raio de 100-200 km, notavelmente os domos Kivu e Quênia.
As principais bacias de rifte do ramo oeste estão cobertas por água. Conseqüentemente, os estudos dos afloramentos são restritos às margens dos riftes. Contudo, é muito mais fácil adquirir dados sísmicos de reflexão na água do que em terra e os processos sedimentares modernos nos grandes sistemas lacustres podem ser estudados. Essas duas vantagens têm fornecido o foco de muitas pesquisas recentes no ramo oeste.
O ramo leste é dotado de lagos pequenos, mas afloramentos dentro do sistema de rifte são numerosos e extensos. A maior parte da seção exposta é de fluxos vulcânicos, intrusivas ígneas ou sedimentos piroclásticos. A maioria dos trabalhos realizados nos afloramentos focaliza-se no entendimento estratigráfico e geoquímico das seqüências vulcânicas.
Extensos depósitos de sedimentos predominantemente flúvio-lacustres do Plio-
Pleistoceno estão presentes. Contudo, exposições de seqüências sedimentares mais antigas são comparativamente raras. As rochas vulcânicas que cobrem mais parte do rifte mascaram evidências da história mais antiga do rifte. Contudo, erosão em alguns lugares através de blocos altos de embasamento fornece um vislumbre da seção do rifte mais profunda, que inclui arenitos arcósicos (Wescott et al., 1993). A geologia das seqüências mais antigas foi estudada em detalhe apenas na área de Turkana, devido à exploração de hidrocarbonetos.
78 5.8.1. Bacias de Rifte do Sistema de Riftes do Leste Africano
Levantamentos de dados de sísmica de reflexão adquiridos durante a década de 80 revelaram a existência de bacias de rifte extensas e muito profundas no SRLA. Os primeiros dados vieram do projeto PROBE através dos lagos Tanganyika, Malawi e
Turkana (Rosendahl et al., 1988). A exploração de óleo ao norte do Rifte Quênia, Lago
Rukwa e Planície Ruzizi forneceram mais informações sobre as bacias do SRLA.
O ramo oeste do rifte contém uma série de bacias formadas por semi-grábens que são principalmente escondidos abaixo dos lagos maiores. As bacias tendem a serem caracterizadas pelo domínio de grandes falhas de borda que produzem semi-grábens assimétricos. Segmentos ao longo dos riftes exibem uma alternância no sentido da
“polaridade” dos semi-grábens a cada 60-100 km (Rosendahl et al., 1986). Essas bacias são preenchidas predominantemente por sedimentos clásticos erodidos do embasamento e áreas fontes de rochas sedimentares e depositados em ambientes flúvio-deltáicos e lacustres. Ocasionalmente, foram depositados carbonatos particularmente nos ambientes próximos à linha de costa e lacustres de água rasa (Cohen e Thouin, 1987). O preenchimento da bacia atinge espessura máxima de 6-7 km.
As bacias rifte do ramo leste são pobremente conhecidas. Extensos fluxos de lava
Mioceno-Recente esconderam muito da história mais antiga do rifte. Enquanto que o ramo oeste do sistema de riftes fornece bons exemplos de geometrias estruturais extensionais relativamente simples, o norte do Rifte Quênia mostra como os sistemas extensionais evoluem através do tempo. Uma história complexa de propagação de falha de borda, ativação e desativação ocorre ao norte do Quênia (Morley et al., 1992). As bacias são preenchidas por rochas sedimentares provenientes do embasamento,
79 vulcaniclásticas e fluxos de lava.
Estima-se que a extensão no ramo oeste seja de cerca de 13 km equivalendo ao fator beta (b) de 1.2 – 1.3 (Ebinger, 1989). Uma extensão ainda maior, de cerca de 40 km, afetou o norte do Rifte Kenya (Morley et al., 1992; Hendrie et al., 1994).
5.8.2. Análise Estrutural do Sistema de Semi-grábens do Lago Tanganyika
Rosendahl e co-pesquisadores descreveram a organização interna e externa das muitas bacias individuais neste sistema e apresentaram um modelo geométrico baseado na interpretação de dados sísmicos (Rosendahl et al., 1986; Sander & Rosendahl, 1989). A assimetria é uma propriedade básica do sistema rifte do Leste Africano. Rosendahl et al., 1986 desenvolveram uma análise estrutural do sistema de semi-grábens do Lago
Tanganyika. A Figura 5.15 mostra a densa malha sísmica interpretada e as seções transversais ao longo do eixo principal do Lago Tanganyika. A Figura 5.16 apresenta as principais feições mapeadas, tais como depocentros, plataformas e altos estruturais.
80
Figura 5.15: Mapa de localização das linhas sísmicas utilizadas na análise estrutural do Lago Tanganyika por Rosendahl et al., 1986.
81
Figura 5.16: Mapa tectônico simplificado do Lago Tanganyika mostrando os principais elementos estruturais condicionadores do sistema de semi-grábens (Rosendahl et al., 1986).
82 Assim, as bacias do tipo rifte são compostas de vários semi-grábens limitados por falhas de rollover ligados por falhas maiores as quais mostram dip-slip de 4km ou mais. As falhas dentro dos grábens podem ser sintéticas ou antitéticas e tendem a ser subparalelas
à falha de borda. Tanto os sistemas de falhas internas como os de borda tendem a ser arqueados na visão em planta, mas planares na visão em perfil. Embora muitos modos de ligação possam ocorrer, a geometria básica é a alternância das polaridades dos semi- grábens ao longo da direção principal da bacia. As áreas intermediárias entre dois depocentros isolados são chamadas de zonas de acomodação. Essas zonas podem ser caracterizadas por considerável falhamento oblique-slip ou mesmo transcorrente. O componente transcorrente pode ser tão importante de modo que uma alternativa de interpretação (Mondeguer et al., 1989) admita a verdadeira origem transcorrente para algumas bacias do complexo Lago Tanganyika. As zonas de acomodação são tipicamente expressas como altos de embasamento ou monoclinais entre bacias.
83 CAPÍTULO 6: MAPEAMENTO SÍSMICO REGIONAL
6.1. MAPEAMENTO DO ARCABOUÇO ESTRUTURAL SÍSMICO DO
EMBASAMENTO
O arcabouço estrutural do embasamento é delineado de forma mais precisa através da integração dos dados sísmicos e dos dados provenientes dos métodos potenciais
(gravimetria e magnetometria). A Figura 6.1 mostra o mapa gravimétrico Bouguer residual superposto ao mapa estrutural da bacia de Camamu-Almada. Na parte central, observa-se a existência de um acentuado baixo gravimétrico com direção NNE, à leste das charneiras Camamu-Almada e Almada Sul, que define um depocentro para a seção rifte na mesma direção. A linha de charneira Camamu-Almada acha-se delineada, de forma bastante evidente.
A Figura 6.2 mostra o mapa magnético superposto ao mapa estrutural do embasamento da bacia de Camamu-Almada. A mesma exibe um forte lineamento com direção NNE na porção norte do mapa, apoiando as direções das falhas que esboçam o arcabouço estrutural do embasamento.
A Figura 6.3 mostra o arcabouço estrutural do embasamento na bacia de Camamu-
Almada, ao longo de uma faixa de cerca de 25 km de largura a partir da linha de costa
(Gonçalves et alii, 2000). Essas feições estruturais condicionaram a implantação de uma bacia sedimentar do tipo rifte.
84
Figura 6.1: Arcabouço estrutural do embasamento da bacia de Camamu-Almada superposto ao Mapa Gravimétrico Bouguer Residual (o mesmo mapa encontra-se no Anexo 6.1) (modificado do Banco de Dados de Exploração e Produção da ANP).
85
Figura 6.2: Arcabouço estrutural do embasamento da bacia de Camamu-Almada superposto ao Mapa Magnético – Mapa Magnético de Intensidade do Campo Total (o mesmo mapa encontra-se no Anexo 6.2) (modificado do Banco de Dados de Exploração e Produção da ANP).
86
Figura 6.3: Arcabouço estrutural do embasamento, com base em dados sísmicos da bacia de Camamu-Almada (o mesmo mapa encontra-se no Anexo 6.3) (modificado de Gonçalves et alii, 2000). Note que o mapa exibe todos os poços existentes na bacia de Camamu-Almada.
87 Ocorrem dois sistemas principais de falhas na bacia de Camamu-Almada, sendo um
NNE (predominante) e outro NW (subordinado). As falhas com direção nordeste- sudoeste apresentam características de falhas normais (distensionais) com rejeitos acentuados e mergulhos geralmente para sudeste no sentido offshore formando blocos em degraus escalonados (en échelon), enquanto que as falhas ortogonais (com direção noroeste-sudeste) exibem características de zonas de transferências ou de acomodação que apresentam feições de movimentos horizontais cisalhantes.
A quebra do Gondwana se deu a partir de grandes lineamentos proterozóicos e paleozóicos, reconhecidos hoje em cinturões de dobramentos, crátons proterozóicos e bacias continentais paleozóicas. Assim, as duas direções dos sistemas de falhas existentes na bacia de Camamu-Almada, possivelmente seguiram os grandes lineamentos estruturais, de mesma direção, reconhecidos na faixa Itabuna Costeiro-
Atlântica (Fig. 6.4).
Não foi possível definir o arcabouço estrutural do embasamento em toda a bacia, devido a disponibilidade de algumas linhas sísmicas 2D apenas na zona de transição dos blocos de concessão BM-CAL-4 e BCAM-40 (Fig. 2.1). Assim, o mapeamento do arcabouço estrutural limitou-se apenas à área citada. A Figura 6.5 mostra as principais feições mapeadas neste estudo, tais como a falha de Mutá, com direção NNE, a qual consiste em uma falha normal de grande rejeito e a falha de transferência da Cova da Onça com direção NW.
88
Figura 6.4: Mapa do contexto tectônico regional mostrando os grandes lineamentos estruturais na parte emersa da bacia de Camamu-Almada (Teixeira et al., 2000).
Observa-se que o sistema de falhas NNE é quase sempre interrompido pelo sistema de falhas NW. Pode-se afirmar, portanto, que o primeiro sistema de falhas é mais antigo do que o segundo.
No sistema de falhas NNE, além de outras falhas de mesma direção, bem como as falhas que definem a linha de charneira Camamu-Almada são falhas normais, com grande rejeito, que se projetam, aproximadamente, na direção norte-sul. Vale ressaltar que a charneira Camamu-Almada, não foi mapeada, devido à falta de cobertura sísmica.
89 Contudo, sabe-se que a linha de charneira Camamu-Almada prolonga-se, desde o alto de Salvador (ao norte) até o Alto de Itacaré (ao sul). A linha de charneira Almada Sul, prolonga-se do alto de Itacaré para o sul da Bacia de Almada. As duas linhas de charneira mencionadas interligam-se através de uma estrutura do tipo rampa de revezamento (relay ramp) localizada na bacia de Almada, no bloco sob concessão BM-
CAL-5, estabelecendo o limite oeste de um provável depocentro para a seqüência rifte
(Küchle, 2004).
O sistema de falhas com direção NW, o qual normalmente intercepta o sistema de falhas nordeste-sudoeste, possibilita a individualização de três blocos estruturais distintos: a) um bloco, limitado na parte norte pela Falha Barra-Itaparica (falha de transferência) e ao sul pela Zona de Falha de Jiquiriçá, contendo os campos de gás e óleo de Morro do
Barro e Jiribatuba, respectivamente; b) um bloco, limitado ao norte pela Zona de Falha de Jiquiriçá e ao sul pela Falha Transversal da Cova da Onça, contendo as ocorrências de óleo e gás nos blocos sob concessão BCAM-40 e BM-CAL-4; c) um bloco, limitado ao norte pela falha transversal da Cova da Onça e ao sul por outra falha transversal
(limite entre as bacias de Camamu e Almada), contendo as áreas de ocorrência de óleo e gás do 1-BAS-64 e 1-BAS-97 (Fig. 6.3).
A Figura 6.6 mostra o mapa estrutural sísmico do embasamento em tempo da área em estudo. Nota-se que na parte sul, no bloco sob concessão BM-CAL-4, o embasamento sísmico atinge maiores profundidades (3000 ms).
90
Figura 6.5: Arcabouço estrutural do embasamento, com base em dados sísmicos, da área em estudo. O mesmo mapa encontra-se no Anexo 6.5. O mapa mostra os poços disponíveis para o estudo.
91
Figura 6.6: Mapa estrutural sísmico do embasamento em tempo. O mesmo mapa encontra-se no Anexo 6.6.
92 6.2. IDENTIFICAÇÃO E MAPEAMENTO SÍSMICO DE TOPOS
FORMACIONAIS
O mapeamento sísmico regional teve por objetivo identificar nas linhas sísmicas, os topos de algumas formações presentes na bacia em estudo, a saber: embasamento, topos das formações Afligidos e Sergi (seção pré-rifte), topos das formações Morro do Barro e
Rio de Contas (seção rifte) e topo da Formação Algodões (pós-rifte). Além disso, foram identificadas algumas feições geológicas importantes em cada formação. Os mapas estruturais em tempo de todos os níveis citados foram produzidos, exceto para as formações Afligidos e Algodões. Isso ocorreu porque as linhas sísmicas interpretadas estão na zona de transição, onde a qualidade sísmica é baixa ou devido ao mute do fundo do mar.
6.2.1. Formação Afligidos
Os sedimentos da Formação Afligidos foram formados no Eopermiano (Netto et al.,
1994). Encontram-se sobrepostos ao embasamento cristalino, composto por rochas granulíticas arqueanas, representando um hiato de pelo menos 2,2 bilhões de anos. Seu limite de topo constitui-se na Formação Aliança.
A composição faciológica da Formação Afligidos compõe-se de arenitos e folhelhos, geralmente na forma de pacotes maciços por vezes intercalados e camadas de evaporitos identificadas no poço 1-BAS-5 (20 metros). Caixeta et al. (1994) inferiram que os sedimentos da Formação Afligidos foram depositados sob o regime de sistemas deposicionais marinhos restritos e neríticos durante a fase tectônica de sinéclise, ou seja, sob uma ampla depressão cratônica produzida por abatimento crustal lento.
93 A Formação Afligidos encontra-se intensamente falhada pela tectônica posterior da fase rifte, conforme observado nas seções sísmicas. Sua seção tipo pode ser vista no poço 1-
BAS-5, conforme mostrado na Figura 6.7.
Figura 6.7: Seção tipo da Formação Afligidos. A curva do lado esquerdo do perfil litológico refere-se à curva de raios gama.
Sobreposta diretamente no embasamento, a Formação Afligidos, no que se refere ao fácies sísmicos, apresenta um padrão interno caracterizado por reflexões paralelas a sub- paralelas com continuidade boa a regular e, via de regra, exibe alta a média amplitude, conforme pode ser visto na seção sísmica mostrada nas Figuras 6.8a e 6.8b. Do ponto de vista da análise de seqüências sísmicas, esse padrão de reflexão sugere deposição em um ambiente de bacia plana e estável ou mesmo com subsidência uniforme.
94
Figura 6.8a: Seção sísmica dip 2002-10 em tempo, localizada na porção sul do mapa índice da Figura 2.1, com orientação W-E.
95
Figura 6.8b: Seção sísmica dip 2002-10 em tempo, localizada na porção sul do mapa índice da Figura 2.1, com orientação W-E, mostrando que o poço 1-BAS-64 atingiu os sedimentos pré-rifte das formações Afligidos e Sergi.
96 6.2.2. Formação Sergi
A Formação Sergi é de idade Juro-Cretácea ou Dom João na geocronologia local.
Faciologicamente, compõe-se por espessos pacotes arenosos, os quais ocorrem em toda a área estudada. Caixeta et al. (1994) inferiram a deposição dos arenitos a sistemas deposicionais flúvio-eólicos (Fig. 6.9).
Figura 6.9: Na Formação Sergi encontram-se intercaladas fácies fluvial e eólica depositadas sobre uma ampla planície arenosa. Desenvolveram-se pequenos lagos nas depressões interdunas.
A Formação Sergi constitui a seção sedimentar pré-rifte que antecedeu à implantação do sistema rifte na bacia de Camamu-Almada. Esta formação ocorre na bacia de Camamu-
Almada de forma tabular, geralmente em conformidade com a tabularidade dos sedimentos da Formação Afligidos da Seqüência Paleozóica, atuando como substrato à sucessão rifte (Fig. 6.9).
97 Observa-se na seção sísmica das Figuras 6.10a e 6.10b, a presença da Fm. Sergi repousando sobre o embasamento cristalino. A seqüência deposicional da Fm. Sergi apresenta um padrão interno de reflexão sísmica do tipo sub-paralelo a localmente paralelo, aparecendo, às vezes, como reflexões livres, com continuidade regular a boa e amplitude média a localmente alta. Esse padrão de reflexão sugere deposição em um ambiente de bacia plana e estável ou mesmo com subsidência uniforme.
Nas Figuras 6.11a e 6.11b, pode-se observar a presença de um paleocanal resultante da erosão do embasamento pelos sedimentos fluviais da Formação Sergi.
Esta seqüência contém todo o conjunto de falhas formado durante a implantação do sistema rifte. O mapa estrutural sísmico em tempo, mostrado na Figura 6.12, representa o topo da Fm. Sergi mapeado sísmicamente na bacia de Camamu-Almada. Aqui também são observados dois sistemas de falhas NNE e NW, cuja gênese remonta à tectônica originadora da seção rifte diretamente sobreposta. A Fm. Sergi apresenta a mesma compartimentação tectônica mostrada pelo mapa estrutural sísmico do embasamento (Figura 6.5).
98
Figura 6.10a: Seção sísmica 2002-26 strike em tempo, localizada na porção norte do mapa índice da Figura 2.1, com orientação N-S.
99
Figura 6.10b: Seção sísmica 2002-26 strike em tempo, localizada na porção norte do mapa índice da Figura 2.1, com orientação N-S, mostrando às falhas de transferência com direção NE.
100
Figura 6.11a: Seção sísmica 2002-13 dip em tempo, localizada na porção sul do mapa índice da Figura 2.1, com orientação W-E.
101
Figura 6.11b: Seção sísmica 2002-13 dip em tempo, localizada na porção sul do mapa índice da Figura 2.1, com orientação W-E, mostrando a interpretação de possíveis conglomerados de falha.
102
Figura 6.12: Mapa estrutural sísmico do topo da Formação Sergi em tempo. Observa-se o sistema de falhas NNE, cuja gênese remonta à tectônica originadora da seção rifte diretamente sobreposta. A Formação Sergi apresenta a mesma compartimentação tectônica mostrada pelo mapa estrutural do embasamento (Figuras 6.5). O mesmo mapa encontra-se no Anexo 6.12.
103 6.2.3. Formação Morro do Barro
A Formação Morro do Barro é de idade Berrasiana a Valaginiana, ou Rio da Serra, na geocronologia local. Seu limite basal é representado por uma superfície de conformidade sobre os folhelhos do topo da Formação Itaípe, gerando uma certa dificuldade na identificação do limite Formação Itaípe / Formação Morro do Barro.
Quando a Formação Morro do Barro encontra-se diretamente sobreposta ao embasamento, esse problema não ocorre. O limite superior da Formação Morro do
Barro é o limite da Formação Rio de Contas.
Faciologicamente, a Formação Morro do Barro é composta por arenitos e folhelhos, geralmente na forma de grandes pacotes maciços, raramente intercalados como pequenas camadas. Ocorrem, de forma subordinada, carbonatos, intercalados com folhelhos e arenitos. Referente aos sistemas deposicionais, ela marca o início da seção rifte. Assim, os folhelhos maciços e espessos compõem registros do sistema lacustre profundo, enquanto que as intercalações métricas de arenitos e folhelhos representam registros da margem lacustre, e pacotes arenosos maciços poderiam representar regiões bem proximais da margem lacustre ou até, sistemas fluviais, o que confere a estes arenitos maciços uma conotação paleogeográfica proximal á área fonte (Fig. 6.13).
104
Figura 6.13: Desembocadura de fan deltas no interior de lagos profundos com areias turbidíticas localizadas dentro de baixos topográficos.
A Formação Morro do Barro apresenta três padrões de empilhamento bem distintos: um padrão retrogradacional na base, representado por dominantemente folhelhos e subordinadamente, intercalações de folhelhos e arenitos; sucede-se um padrão intermediário progradante, muito representativo, de marcante base, possivelmente erosiva, composto principalmente por arenitos maciços, e localmente, em depocentros locais, por intercalações de arenitos e folhelhos. Raramente, poços localizados no centro de depocentros locais apresentam na sucessão faciológica da Formação Morro do Barro somente folhelhos (caso do 1-BAS-64 BA, figura 6.15). Porém, em outros poços, localizados nas margens de paleolagos, ocorrem espessos pacotes arenosos maciços
105
Figura 6.14a: Seção sísmica 2002-24 dip em tempo, localizada na porção norte do mapa índice da Figura 2.1, com orientação W-E.
106
Figura 6.14b: Seção sísmica 2002-24 dip em tempo, localizada na porção norte do mapa índice da Figura 2.1, com orientação W-E, mostrando a interpretação de possíveis lobos deltáicos na Formação. Morro do Barro.
107 associados a margens lacustres que avançam ao interior do lago neste evento progradante (Küchle, 2004).
Este marcante e pronunciado evento progradante é sucedido de maneira abrupta pelo terceiro e último padrão de empilhamento da Formação Morro do Barro: um evento retrogradante, pouco pronunciado, porém de correlação regional, representado dominantemente por folhelhos e subordinadamente por folhelhos intercalados metricamente com arenitos, representando registros de sistemas lacustres profundos e margens lacustres (porções intermediárias a distais), respectivamente.
Figura 6.15: Presença predominante de folhelhos em depocentros na Formação Morro do Barro. A curva do lado esquerdo do perfil litológico exibe à curva de raios gama (Küchle, 2004).
108 A Formação Morro do Barro representa o primeiro evento de sedimentação da fase rifte.
Dessemelhante da seção pré-rifte, esta formação exibe padrões sísmicos de reflexão tipo sub-paralelo nas linhas strike (Figuras 6.14a e 6.14b) e clinoformes progradantes
(hummocky) e sigmoidal até o padrão caótico nas linhas dip (Figuras 6.16a e 6.16b).
Quanto à continuidade as reflexões variam de moderadamente contínuas a totalmente descontínuas e quanto à intensidade das reflexões as amplitudes variam de moderadas a baixas. Essa gama de variações, no que se refere aos padrões de reflexão exibidos pelos fácies sísmicos que compõem a Fm. Morro do Barro, reflete as condições estruturais e estratigráficas diversificadas que se implantaram quando teve início a formação do rifte, onde predominaram diversos tipos de ambiente de sedimentação.
Nas figuras 6.8, 6.14a, 6.14b, 6.16a e 6.16b, podem ser observados a ocorrência de possíveis lobos deltáicos ou paleocanais na Formação Morro do Barro. Esses poderiam constituir-se em importantes plays estratigráficos na bacia de Camamu-Almada. As
Figuras 6.14a e 6.14b mostram, claramente, que os sedimentos da Formação Morro do
Barro formam onlaps no topo da Formação Sergi. Na Figura 6.11b, um leque aluvial sintectônico, vinculado à atividade da falha de Mutá foi interpretado em analogia aos conglomerados e arenitos da Formação Salvador (bacia do Recôncavo) que ocorrem junto da Falha de Salvador.
109
Figura 6.16a: Seção sísmica dip 2002-40 em tempo, localizada na porção norte do mapa índice da Figura 2.1, com orientação W-E.
110
Figura 6.16b: Seção sísmica dip 2002-40 em tempo, localizada na porção norte do mapa índice da Figura 2.1, com orientação W-E, mostrando os principais topos de formações mapeados e a interpretação de algumas feições geológicas possíveis.
111 Nas Figuras 6.14, 6.16, 6.17 e 6.18 (a e b), observa-se a presença da discordância pré- rifte correspondente ao topo da Formação Sergi, a qual forma uma calha com concavidade voltada para cima, preenchida por sedimentos da Formação Morro do
Barro. Essa calha é controlada por falhas normais com traço lístrico, como é característico dos riftes do Leste Africano. Os sedimentos da Formação Morro do Barro que preenchem as calhas apresentam com baixa amplitude, refletores caóticos e descontínuos, freqüentemente exibindo terminações de refletores equivalentes a discordâncias angulares. Essas calhas são comumente preenchidas por sedimentos clásticos grosseiros possivelmente incluindo turbiditos e depósitos de fluxo de detritos.
O conjunto de falhas responsável pela tectônica que possibilitou a implantação do rifte, na área em estudo, exerceu influência no início da deposição da Fm. Morro do Barro, embora muitas dessas falhas tenham se tornado inativas na fase final de deposição da referida seqüência. O mapa estrutural em tempo do topo da Fm. Morro do Barro é mostrado na Figura 6.19. Observe que a grande maioria das falhas responsáveis pela implantação do rifte, não afetam o topo da Fm. Morro do Barro.
112
Figura 6.17a: Seção sísmica dip 2002-36 em tempo, localizada na porção norte do mapa índice da Figura 2.1, com orientação W-E.
113
Figura 6.17b: Seção sísmica dip 2002-36 em tempo, localizada na porção norte do mapa índice da Figura 2.1, com orientação W-E, mostrando os principais topos de formações mapeados e a interpretação de algumas feições geológicas possíveis.
114
Figura 6.18a: Seção sísmica dip 2002-41 em tempo, localizada na porção norte do mapa índice da Figura 2.1, com orientação W-E.
115
Figura 6.18b: Seção sísmica dip 2002-41 em tempo, mostrando a calha deposicional formada pela discordância pré-rifte.
116
Figura 6.19: Mapa estrutural sísmico do topo da Formação Morro do Barro em tempo. Note que as falhas responsáveis pela implantação do rifte, não afetam o topo da Formação Morro do Barro. Este mapa encontra-se no Anexo 6.19.
117 6.2.4. Formação Rio de Contas
A Formação Rio de Contas é de idade Hauteriviana a Barremiana, ou Aratu, na geocronologia local. Limita-se na base com a Formação Morro do Barro através de um expressivo contato erosivo.
Faciologicamente, a Formação Rio de Contas é composta por arenitos e folhelhos, com raros carbonatos, geralmente intercalados metricamente, com dominância de arenitos na base, e folhelhos no topo, em um padrão gradacional decrescente ascendente. As sucessões faciológicas indicam tratar-se de um sistema deposicional de margem lacustre, dominantemente arenoso (proximal), que grada para suas porções distais até atingir o sistema deposicional lacustre profundo, em um evento transgressivo (Fig.
6.20).
A Formação Rio de Contas apresenta um único e marcante padrão de empilhamento: em toda sua sucessão, a diminuição de arenitos e aumento dos folhelhos (ou, de outra forma, a sobreposição de sistemas de margens lacustres distais e lacustres profundos sobre margens lacustres proximais) indica claramente um padrão retrogradacional, sobre um nível de base crescente. Portanto, pode-se afirmar que a taxa de acomodação criada foi relativamente muito maior do que o aporte sedimentar.
118
Figura 6.20: Sistemas fluviais entrelaçados e de leques aluviais desenvolvidos nos blocos altos, enquanto que fan deltas e lobos turbidíticos associados formados onde os sistemas fluviais maiores desembocam diretamente nos lagos profundos dentro de blocos baixos falhados (Collier & Gawthorpe, 1995).
A ocorrência de movimentações de falhas sin-sedimentares durante a deposição da
Formação Rio de Contas é abundante. Isto se reflete na forma de expressivos espessamentos de camadas e podem ser observados melhor em seções sísmicas. A ocorrência de espessamentos de camadas em seções estratigráficas, juntamente com dados sísmicos que apresentam falhamentos lístricos com espessamentos de camadas, e um grande e marcante falhamento que começa a formar a posteriormente denominada zona de charneira.
A Fm. Rio de Contas, também pertencente à fase rifte sob a ótica de fácies sísmicos, exibe padrões de reflexão que variam de sub-paralelo nas linhas strike e clinoformes progradantes (hummocky) (Figs. 6.21a e 6.21b). Quanto à continuidade as reflexões
119 sísmicas são moderadamente contínuas a descontínuas e quanto à intensidade das reflexões as amplitudes variam de moderadas a altas. Essa gama de variações no que se refere ao padrão sísmico da Fm. Rio de Contas reflete as condições estruturais e estratigráficas diversificadas que se implantaram durante a deposição das seqüências que constituem a seção rifte. Feições estratigráficas tais como onlap, downlap e truncamento erosivo demonstram a existência de limites de seqüências na seção rifte
(Figs. 6.14a e 6.14b). O mapa estrutural sísmico em tempo mostrado na Figura 6.22 mostra o topo da Fm. Rio de Contas em tempo. Observe que as falhas responsáveis pela implantação do rifte não afetam o topo da Formação Rio de Contas.
120
Figura 6.21a: Seção sísmica dip 2002-10 em tempo, localizada na porção norte do mapa índice da Figura 2.1, com orientação W-E.
121
Figura 6.21b: Seção sísmica dip 2002-10 em tempo, localizada na porção norte do mapa índice da Figura 2.1 com orientação W-E, mostrando os topos formacionais identificadas no mapeamento sísmico regional da bacia de Camamu-Almada.
122
Figura 6.22: Mapa estrutural sísmico do topo da Formação Rio de Contas em tempo. Note que as falhas responsáveis pela implantação do rifte, não afetam o topo da Formação Rio de Contas. Este mapa encontra-se no Anexo 6.22.
123 6.2.5. Formação Algodões
Durante o Albiano até o Turoniano, condições marinhas rasas foram estabelecidas em uma ampla área em ambos os lados da margem Atlântica. Espessas sucessões de plataforma carbonatica foram depositadas em muitas bacias do tipo rifte no Leste do
Brasil (Fm. Regência na bacia do Espírito Santo e Fm. Macaé na bacia de Campos).
Porém, essa sucessão carbonática não é tão expressiva na bacia de Camamu-Almada, onde é representada pela Formação Algodões de idade Albiana a Turoniana. Esta formação aparece fina e é tipicamente composta por camadas intercaladas de carbonatos, folhelho e arenito.
O limite de topo da Formação Algodoes é o Limite da Formação Urucutuca, que marca a erosão e subseqüente deposição desta formação, de caráter erosivo regional e intenso, indicado como principal responsável pela erosão de praticamente quase toda a
Formação Algodões.
A ocorrência da Formação Algodões é extremamente localizada, na forma de ilhas dispersas e desconectadas. Esta pouca expressividade dimensional da Formação
Algodões é atribuída ao regime erosivo imposto no limite da Formação Urucutuca, que escavou praticamente toda a Formação Algodões, e comumente erode a Formação
Taipus-Mirim, e localmente, erode também a Formação Rio de Contas e até a Formação
Morro do Barro.
Devido à ocorrência areal limitada da Formação Algodões, poucos poços possuem seções amostradas desta seqüência. Portanto, o estabelecimento de padrões internos componentes da Formação Algodões é extremamente fraco em termos de amostragem e
124 conseqüentemente, pouco confiável.
Faciologicamente, a Formação Algodões é composta dominantemente por calcáreos
(identificados como calcáreos puros, calcarenitos e calcilutitos, com ocorrências subordinadas de arenitos e folhelhos.
A Formação Algodões representa uma plataforma carbonática com uma contribuição siliciclástica subordinada e sem localização ou representatividade conhecida (Fig. 6.23).
A plataforma carbonática parece ter ocorrido ao longo de toda a bacia, e sua compartimentação interna é desconhecida. Não foi possível reconhecer padrões de empilhamento internos à Formação Algodões.
Figura 6.23: Sistemas fluviais na margem da bacia, condições lagunares, marinho raso restrito dentro de uma plataforma estreita do rifte com bancos oolíticos em pequena escala, alinhados ao longo do talude. Condições marinhas profundas foram estabelecidas dentro dos canyons e além da quebra do talude (Koutsoukos et al., 1993).
125 Conforme observado em seções sísmicas, o falhamento responsável pela geração da zona de charneira cessou durante a deposição da Formação Algodões. Assim, pode-se afirmar que a plataforma em uma configuração semelhante à atual já se encontrava formada antes da deposição da Formação Algodões.
Outro dado importante é a ocorrência de deposição da Formação Algodões em regiões plataformais e de água profunda (i.e., regiões pré e pós-charneira). Assim, pode-se afirmar que a deposição da Formação Algodões em região pós-charneira é de idade relativamente mais antiga do que a deposição da Formação Algodões em região pré- charneira, pois a geometria deposicional observada jamais ficaria preservada em condições contrárias.
A mudança abrupta de sistemas deposicionais, juntamente com a incipiente tectônica observada, indica claramente uma mudança no estilo estrutural da bacia, juntamente com o fato da ocorrência de uma topografia de plataforma já estabilizada, apresenta claramente a Formação Algodões como componente da seção pós-rifte, tratando-se do primeiro registro do estilo estrutural de margem passiva da Bacia de Camamu-Almada.
126 CAPÍTULO 7: CONCLUSÕES
7.1. INTRODUÇÃO
Neste capítulo serão resgatadas as contribuições individuais das ferramentas utilizadas, as principais conclusões deste trabalho e algumas sugestões para estudos futuros.
Este trabalho foi baseado na interpretação sísmica de linhas 2D através de múltiplas ferramentas disponíveis na indústria. A partir da compilação de trabalhos sobre os condicionantes tectônicos nos riftes modernos e modelos de preenchimento deposicional, realizou-se o mapeamento sísmico regional da área de estudo, com o objetivo de compreender a evolução tectono-sedimentar da bacia de Camamu-Almada e de realizar algumas comparações da bacia em estudo com os sistemas de riftes do leste africano.
7.2. DAS FERRAMENTAS UTILIZADAS
A interpretação sísmica de seções 2D em tempo (ms), com base em dados de poços, constituiu a espinha dorsal do trabalho. Foram utilizados alguns programas da suíte
Landmark Graphics, tais como o SeisWorks para a realização do mapeamento sísmico regional e o Syntool para elaboração de sismogramas sintéticos, a fim de correlacionar os dados sísmicos com os dados de poços.
127 7.3. DOS RESULTADOS OBTIDOS
A partir da interpretação das seções sísmicas adquiridas na área de estudo e da consideração de estudos realizados anteriormente, obteve-se os seguintes resultados:
9 o mapeamento do arcabouço estrutural, o qual possibilitou a realização de
algumas comparações entre as principais feições observadas no Sistema de
Riftes do Leste Africano e que também ocorrem na bacia de Camamu-Almada;
9 a identificação nas seções sísmicas e a representação em mapa dos topos das
principais formações encontradas para uma melhor compreensão do
preenchimento sedimentar da bacia em questão;
9 a confecção de alguns modelos gerados a partir da interpretação de algumas
feições possivelmente presentes na bacia, a despeito da baixa qualidade sísmica,
os quais poderiam servir de modelos para a exploração de hidrocarbonetos na
área.
7.3.1. Das comparações entre o SRLA e o sin-rifte da bacia de Camamu-Almada
Todas as feições observadas no Sistema de Riftes do Leste Africano são observadas na fase rifte da bacia de Camamu-Almada. As principais feições encontradas em ambas os riftes são resumidamente descritas a seguir:
9 A bacia de Camamu-Almada é composta por uma série de horsts e semigrábens
assimétricos limitados por falhas normais sintéticas e antitéticas. Nas seções
128 transversais, as falhas normais comumente apresentam-se com traços lístricos.
Nas seções em planta, devem apresentar-se em forma de meia-lua, cuja
concavidade volta-se para dentro do rifte;
9 Um dos semigrábens é delimitado pela Falha de Maragogipe, a qual consiste na
falha de borda principal da bacia; que em mapa apresentam-se em forma de
meia-lua, cuja concavidade se volta para dentro do rifte.
9 As linhas de charneira Camamu-Almada e Almada Sul mencionadas interligam-
se através de uma estrutura do tipo rampa de revezamento (relay ramp). Essas
falhas correspondem a uma das maneiras de conexão entre os semigrábens.
Embora possuam menor expressão no arcabouço estratigráfico, sob o ponto de
vista econômico, elas podem ser mais importantes do que as falhas normais
maiores, já que podem ser rotas físicas de migração de hidrocarbonetos.
7.3.2. Da evolução estrutural
As principais conclusões quando à evolução estrutural são descritas conforme segue:
9 A fase rifte, iniciada com a quebra do Gondwana, foi fortemente controlada
pelas estruturas preexistentes no embasamento, reconhecidos na faixa Itabuna
Costeiro-Atlântica. Observa-se nesta faixa que os grandes lineamentos
encontram-se na direção NNE, sendo cortadas transversalmente por falhas de
transferência, como a da Cova da Onça. As falhas de transferência também
podem estar associadas a acumulações de petróleo;
129 9 Pode-se afirmar que o sistema de falhas NNE é mais antigo que o sistema de
falhas NW, uma vez que este último sempre interrompe o primeiro;
7.3.3. Da evolução estratigráfica
Seguem as principais conclusões quando à evolução estratigráfica:
9 Os três topos formacionais mapeados constituem importantes discordâncias
regionais: a primeira no topo da Fm. Sergi, a segunda no topo da Fm. Morro do
Barro e a terceira no topo da Fm. Rio de Contas.
9 O preenchimento sin-rifte na bacia de Camamu-Almada é inicialmente
caracterizado pela deposição de clásticos grosseiros, conglomerados e arenitos
associados a sistemas aluvionares/fluviais. A seqüência rifte é representada pelas
formações Morro do Barro e Rio de Contas. O ambiente da Formação Morro do
Barro é considerado sub-aquoso dominado por fluxos gravitacionais em lago
tectônico. O ambiente da Formação Rio de Contas é considerado como lacustre
associado a leques aluviais/deltáicos-plataforma-talude.
7.3.4. Das considerações de novos plays exploratórios
Foram interpretadas algumas feições geológicas possivelmente presentes na bacia, em comparação com os modelos de preenchimento de bacias do tipo rifte, a despeito da baixa qualidade sísmica, que poderiam ser importantes para a exploração de petróleo na bacia:
130 9 Até o presente, considera-se que os principais plays exploratórios sejam de
natureza estrutural. Por exemplo, podemos citar os arenitos da Formação Sergi
encontrados nos altos estruturais limitados pelas falhas NE, trapeados por
folhelhos da Formação Sergi, Formação Morro do Barro e embasamento
lateralmente.Também, os arenitos da Formação Morro do Barro e Formação Rio
de Contas em altos estruturais na zona de revezamento (relay-ramp).
9 Foram mapeadas algumas feições que poderiam constituir novos plays
estratigráficos, a saber: a possível ocorrência de lobos deltáicos e/ou turbiditos
dentro das formações Morro do Barro e Rio de Contas.
7.4. SUGESTÕES PARA TRABALHOS FUTUROS
Conforme demonstrado neste trabalho, poderia existir a possibilidade de novos plays exploratórios de caráter estratigráfico na bacia de Camamu-Almada. Sugere-se que sejam estudados modelos geológicos que possam indicar as áreas com maior probabilidade de ocorrência de trapas estratigráficas, mas para isso seria necessário contar com uma base de dados mais extensa e uma cobertura sísmica. de melhor qualidade.
131 CAPÍTULO 8: REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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