UNIVERSIDADE FEDERAL DE MINAS GERAIS

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

ESTRATIGRAFIA GERAL

Código da disciplina – GEL005

Prof. Alexandre Uhlein

Prof. Henri Dupont

Guilherme Labaki Suckau

Júlio Carlos Destro Sanglard

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SUMÁRIO

01 – Introdução, definição e relação com outros ramos da geologia....................................................03 1.1 - Desenvolvimento e Evolução da Estratigrafia Moderna....................................................................03 1.2 - Relação com Outras Disciplinas........................................................................................................04 1.3 - Aplicações Práticas e Econômicas das Análises Estratigráficas de Bacias.....................................05

02 – Revisão sobre Ambientes e Fácies Sedimentares........................................................................07 2.1 – Ambiente Sedimentar.......................................................................................................................07 2.2 – Fácies Sedimentar............................................................................................................................09 2.3 - Sistemas deposicionais.....................................................................................................................10 2.4 - Tratos deposicionais..........................................................................................................................11 2.5 – Seqüências deposicionais................................................................................................................12 2.6 - Classificação dos Ambientes Sedimentares e Fácies / Sistemas Sedimentares..............................14

03 – Noções de classificação estratigráfica...........................................................................................16 3.1 - Unidades litoestratigráficas...............................................................................................................16 3.2 – Unidades bioestratigráficas..............................................................................................................17 3.3 – Unidades cronoestratigráficas..........................................................................................................18

04 – Estratigrafia tradicional (litoestratigrafia) e estratigrafia genética (ou de seqüências deposicionais)........................................................................................................................................19

05 – Perfis estratigráficos......................................................................................................................21 5.1 – Representação gráfica do perfil estratigráfico..................................................................................21 5.2 - Seções Estratigráficas de Sub-Superfície.........................................................................................24 5.3 - Estudo estratigráfico de uma bacia sedimentar................................................................................26

06 – Eventos de sedimentação.............................................................................................................27 6.1 - Transgressões e regressões.............................................................................................................27 6.2 - Sedimentação episódica...................................................................................................................28 6.3 - Interrupções na sedimentação: discordâncias e hiato......................................................................29

07 – Litoestratigrafia e as variações laterais em sequências transgressivas, regressivas ou progradantes..........................................................................................................................................34

08 – Correlações estratigráficas............................................................................................................39 8.1 – Conceito............................................................................................................................................39 8.2 – Tipos.................................................................................................................................................39 8.3 – Exemplos..........................................................................................................................................40

09 – Sismoestratigrafia..........................................................................................................................42 9.1 – Metodologia......................................................................................................................................42

9.2 - Relação entre refletores e limites de seqüências, na interpretação dos perfis sísmicos..................44 9.3 – Fácies sísmica..................................................................................................................................45 9.4 – Geometria da unidade sísmica ........................................................................................................47

10 – Estratigrafia de seqüências............................................................................................................50 10.1 - Conceito..........................................................................................................................................51 10.2 - Controles.........................................................................................................................................51 10.3 - Arquitetura deposicional em bacias costeiras.................................................................................51 10.4 - Seqüência deposicional e limites (tipo 1, tipo 2).............................................................................55 10.5 - Tratos de sistemas..........................................................................................................................57 10.6 – Parassequências............................................................................................................................63

10.7 - A curva eustática de Vail................................................................................................................65

11 – Bacias sedimentares.....................................................................................................................68 11.1 – Tectônica de placas........................................................................................................................73

11.2 - Tipos de subsidência.......................................................................................................................74 11.3 - Classificação de bacias sedimentares............................................................................................75

11.4 – Bacias em Margens divergentes....................................................................................................78 11.5 – Bacias em Margens convergentes.................................................................................................82 11.6 - Bacia intraplaca (cratônica).............................................................................................................89

12 – Bacias sedimentares do Brasil........................................................................................................................90 12.1 Bacias cratônicas Proterozóicas........................................................................................................90 Cráton Amazônico. Cráton do São Francisco. 12.2 Bacias Fanerozóicas do Brasil..........................................................................................................91 Bacias cratônicas (Paleozóicas – Mesozóicas). Bacias de margem passiva (Mesozóicas – Cenozóicas).

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01. INTRODUÇÃO, DEFINIÇÃO E RELAÇÃO COM OUTROS RAMO S DA GEOLOGIA

A estratigrafia estuda as rochas sedimentares, metasedimentares e as

intercalações vulcânicas, considerando os aspectos da deposição, do empilhamento, da geometria dos corpos e da idade relativa ou absoluta de cada unidade sedimentar. Nas dez milhas (16km) superiores da litosfera continental, as rochas sedimentares constituem apenas 5% do volume. Constituem, porém, a maior parte (75%) da superfície dos continentes (Pettijhon : Sedimentary rocks, p. 7) A característica principal das rochas sedimentares é certamente a estrutura que as apresenta em camadas superpostas. As camadas são também chamadas estratos e a disposição em camadas superpostas é a estratificação. Etimologicamente, estratigrafia vem do latim stratum que significa “coisa estendida” e do grego graphein que significa “descrever”. As definições são tão variadas quanto os autores que trataram do assunto. A definição de Weller, apesar de ser um pouco antiga, ainda é bastante atual (Weller, 1960, Stratigraphic principles and practice).

Weller, 1960. A estratigrafia é o ramo da geologia que estuda as rochas estratificadas e

sedimentares, considerando, para as diversas unidades estratigráficas, a descrição da seqüência vertical e horizontal, as correlações e o mapeamento.

Esta definição distingue o aspecto mais teórico ou científico - estudo e

interpretação - do aspecto mais prático e rotineiro - descrição das seqüências, correlações e mapeamento - da estratigrafia. A definição implica também que todas as rochas estratificadas não são necessariamente sedimentares e que todas as rochas sedimentares não são sempre estratificadas. Nos estudos estratigráficos, são incluídos também as correntes de lavas e os depósitos de material piroclástico, acumulados sobre a superfície da litosfera. Com relação às rochas vulcânicas, é importante poder reconhecer as soleiras (sills) que foram injetadas entre duas formações sedimentares mais velhas e não se depositaram na superfície. Alguns depósitos sedimentares como os de geleiras ou tilitos e o loess, mostram pouca estratificação. O loess é um depósito periglacial detrítico e eólico não estratificado e de granulometria silte-argila. 1.1 - Desenvolvimento e Evolução da Estratigrafia M oderna Fase Tradicional

• PRÉ 1950. • Descrição. • Correlação. • Nomenclatura. • Cronoestratigrafia / litoestratigrafia. • Paleontologia estratigráfica. • Interpretação geral dos fenômenos deposicionais.

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Fase dos Modelos do Holoceno (3d) • 1950 • Relaciona: ambiente, processo, litofácies. • Executa sondagens rasos em fácies recentes. • Estabelece modelos de deposição de siliciclásticos e carbonatos (fluvial,

deltáico, costeiro, planícies de marés, recifes...) • A estratigrafia tradicional orienta-se mais em direção a sedimentologia.

Fase dos Sistemas Deposicionais • 1960/1970 • Relaciona análogos recentes e antigos. • Infere processos para fácies antigos. • Define sistemas deposicionais antigos a partir das relações tridimensionais

entre fácies. • Desenvolvimento dos sistemas deposicionais. • Infere a paleogeografia e prevê reservatórios de hidrocarbonetos e camadas

impermeáveis.

Estratigrafia Sismica. • 1970/1980 • Interpreta a litoestratigrafia a partir da sísmica. • Define limites entre seqüências: são as descontinuidades importantes na

sedimentação. • Reconhece os componentes das fácies sísmicas (configuração ou tipo de

estratificação, continuidade da estratificação, forma externa ou geometria). • Introduz o conceito de trato deposicional (system tract). • Identifica variações do nível do mar.

Estratigrafia Seqüencial • 1980/1990 • Tratos deposicionais relacionados com as variações do nível do mar. • Ciclicidade das seqüências. • Relaciona as variações da lâmina d'água com a tectônica e a eustasia, e com

a fonte do sedimento. • Controvérsia com relação a globalidade dos fenômenos.

Análise de Bacia Integrada.

• 1990. • Integração entre geotectônica e sedimentação. • Arcabouço de seqüências desde 1ª até 5ª ordem. • Crítica dos conceitos anteriores.

1.2 - Relação com Outras Disciplinas

• Geotectônica. Tipo de bacia de sedimentação. • Geologia estrutural. Levantamento de perfis estratigráficos. Estabelecimento

da seqüência vertical cronológica. • Paleontologia. - Cronologia relativa dos depósitos. - Ambiente sedimentar. • Geofísica. Sismoestratigrafia.

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• Sedimentologia, petrologia sedimentar. Descrição dos sedimentos e rochas sedimentares (textura e estruturas sedimentares), diagnóstico do ambiente de sedimentação, estudo da diagênese que é relacionada com a evolução da bacia (soterramento e soerguimento).

• Geoquímica. Idade absoluta pelo estudo dos isótopos radioativos. Variações de ambiente ou de clima definidos pelo estudo de alguns isótopos estáveis. Estudo da matéria orgânica (em geologia do petróleo) informa sobre a evolução térmica da bacia.

• Geologia Econômica, do Petróleo, e Hidrogeologia. Aproveita-se bastante de um bom conhecimento das bacias sedimentares (boa análise de bacia).

1.3 - Aplicações Práticas e Econômicas das Análises Estratigráficas de Bacias As rochas sedimentares e estratificadas têm um papel de primeira linha na exploração e na produção mineral. As rochas sedimentares hospedam a maior parte dos minerais energéticos: minerais radioativos, carvão, petróleo e gás natural. Muitos minerais ferrosos e não ferrosos são também hospedados em fácies específicas de rochas sedimentares e vulcano-sedimentares (Fe, Mn, Cu, Pb, Zn, Ag).

As maiores jazidas de ouro primário são ligadas a níveis definidos das pilhas vulcano-sedimentares dos "Greenstone Belts" do Arqueano (Minas de Nova Lima) e aos paleoplaceres precambrianos oriundos da erosão dos "greenstone belts" (Minas do Witwatersrand na Africa do Sul, conglomerados Moeda do Quadrilátero Ferrífero ou conglomerados de Jacobina na Bahia) Os conglomerados do Espinhaço de MG, da Chapada Diamantina na Bahia ou do Grupo Roraima, todos de idade precambriana, são portadores de diamantes e fontes para os aluviões recentes e atuais, também diamantíferos. Muitos minerais e rochas industriais como calcários, dolomitos, evaporitos, argilas, fosfatos, são rochas sedimentares. Em prospecção hidrogeológica de terrenos sedimentares, uma boa compreensão da estratigrafia dentro de um arcabouço estrutural correto ajuda a encontrar reservas de água subterrânea e a avaliar o potencial de uma região. Com 70 % da superfície da Terra sendo coberta por oceanos, as águas doces constituem apenas uma pequena parte das águas do planeta. Do total das águas doces facilmente aproveitáveis pela humanidade, as águas subterrâneas constituem a maior parte, enquanto as águas dos rios são bem mais limitadas.

• Águas salgadas nos oceanos e mares : 97,4 % • Águas doces : 2,6 % divididos da seguinte maneira :

Gelo nos círculos polares e geleiras : 77 % Águas subterrâneas : 22 % Lagos, rios, plantas, animais : 1 %.

( ver: Manual Global de Ecologia, p.157, Editora Augustus, 1993).

A fusão das calotas polares e geleiras, apesar de representar apenas um pouco mais de 2 % do volume da água dos oceanos, provocaria uma subida de aproximadamente 80 m do nível dos mares. Por isto, a humanidade está preocupada com o aumento do teor em gas carbônico na atmosfera e um eventual aumento conseqüente da temperatura do Planeta. Uma boa parte dos cinco bilhões

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de habitantes atuais da Terra deveriam transferir-se para áreas mais elevadas, o que não deixaria de provocar graves problemas econômicos, sociais e políticos. Por outro lado, porém utópico, este imenso volume de água doce congelada corresponde a um consumo potencial diário, de 150 litros por habitante do Planeta, durante 100.000 anos. (Ver: C. Lorius, Glaces de l 'Antarctique, ed. Odile Jacob, 1991, p. 86.). Algumas instituições científicas, como a SEPM (Society for Sedimentary Petrology), incentivam o aproveitamento do conhecimento das bacias sedimentares para o estudo dos lençóis de água subterrânea e a prevenção dos vários tipos de poluição. O maior aqüífero (camada subterrânea rica em água) chama-se Aqüífero Guarani, constitui-se de um arenito eólico poroso, da Formação Botucatu (Bacia do Paraná). LEIA MAIS ENSELE, G. 1992 – Sedimentary Basins. Springer Verlag, 628 pg.

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02. REVISÃO SOBRE AMBIENTES E FÁCIES SEDIMENTARES Os sedimentos que durante o tempo geológico transformam-se em rochas sedimentares são caracterizados por vários parâmetros cujo conjunto é chamado de fácies sedimentar. Evidentemente a fácies sedimentar é dependente do ambiente onde ocorre a sedimentação. Na superfície da Terra, a qualquer momento da história geológica, existem áreas de acumulação (sedimentação), áreas fonte de sedimento (onde ocorre erosão) e áreas sem deposição nem erosão, onde o sedimento apenas transita (áreas de transporte). É fácil compreender que a fácies do sedimento que se depositará finalmente em uma área específica, dependerá também das características das áreas fontes e das áreas de transporte. Em outras palavras, as fácies sedimentares são dependentes das áreas fontes, das áreas de transporte e das áreas de sedimentação. Porém não podem ser confundidas as noções de fácies sedimentar e de ambiente sedimentar. 2.1 - Ambiente Sedimentar

Local geográfico onde ocorre a sedimentação (parte da superfície terrestre, diferente das áreas adjacentes). Caracterizado por parâmetros físicos (clima, temperatura, vento, correntes, profundidade), químicos (composição da atmosfera, salinidade, pH, Eh) e biológicos (flora, fauna, cobertura vegetal). Os ambientes podem ser subdivididos em continentais, transicionais e marinhos. Um ambiente sedimentar (ou ambiente do ponto de vista sedimentar) é uma parte da superfície da Terra fisicamente e / ou quimicamente e / ou biologicamente diferente das áreas adjacentes. Os ambientes situam-se na interface litosfera / água ou litosfera / atmosfera. Sensu largo eles podem ser: de erosão, de não deposição e / ou transporte e de deposição. Assim, os ambientes, mesmo que não sejam especificamente de deposição, são caracterizados por parâmetros físicos, químicos e biológicos. Região específica da superfície da Terra, com parâmetros físicos, químicos e biológicos específicos. Ambientes continentais: erosão, transporte, deposição (rara). Ambientes marinhos: transporte, deposição (dominante). Parâmetros Físicos No continente. Posição geográfica. Clima, meteorologia. Radiação solar. Temperatura. Precipitações. Ventos. No mar. Posição geográfica. Clima, meteorologia, oceanografia. Radiação solar. Temperatura.

Ondas e marés, Correntes marinhas. Profundidade da água. (Varia no tempo geológico).

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Parâmetros Químicos Composição da atmosfera. Variação de composição há escala geológica ou histórica. Composição da água. Sais em solução. Gases em solução. Matéria orgânica particulada e em solução. Zonas de mistura de águas (estuários). pH, Eh. Parâmetros Biológicos Flora. Cobertura vegetal. Fauna. Microorganismos.

Todas essas variáveis estão relacionadas umas com as outras. Uma variação de uma delas deve ocasionar reajustes de outras. Exemplo. Um aumento do teor em CO2 da atmosfera aumenta o efeito estufa. Pode acarretar um aumento suficiente da temperatura da Terra e provocar o degelo das calotas polares, provocando a inundação das cidades litorâneas. A atmosfera é constituída de 78 % de nitrogênio, 21 % de oxigênio e 1 % de outros gases. O CO2 representa 55% dos gases de efeito estufa. Em 1955 tinha apenas 320 ppm de CO2

e em 1985 o teor alcançou 350 ppm, ou um aumento de 10 % em 30 anos. Ainda é muito discutida a correlação direta entre o aumento do CO2 na

atmosfera e um suposto aquecimento na superfície da Terra. As temperaturas flutuam muito, tanto geograficamente, quanto no decorrer do ano, assim é muito mais difícil de caracterizar um aumento médio da temperatura que um aumento médio de CO2 na atmosfera. A postura política mais adequada, atualmente, frente a essa indefinição científica, é, então, de cautela e sugere que seja limitada a emissão antrópica de CO2 na atmosfera. A tabela 1 apresenta um resumo dos vários ambientes de intemperismo/erosão, transporte em equilíbrio e deposição nas áreas continentais e marinhas.

INTEMPERISMO e / ou

EROSÃO

TRANSPORTE em

EQUILÍBRIO

DEPOSIÇÃO

CONTINENTAL AÉREO

Dominante: - Nas montanhas - Nos desertos (deflação) - Nas costas rochosas

(falésias) - Intemperismo químico libera elementos e compostos em solução. Os resíduos são solos diversos. Desenvolvimento de voçorocas

- Nos desertos, migração de dunas. - Regiões continentais baixas e planas estão em equilíbrio.

Rara. Ambiente eólico: - Dunas - Loess

CONTINENTAL AQUÁTICO

Fluvial -Vale fluvial -Terraço = resto de

aluvião não erodido.

As redes fluviais são os principais caminhos para transporte de material sólido e em solução, do continente para o mar.

Fluvial Lacustre

MARINHO

Rara -canions no talude continental.

Zonas de condensação. “Hardgrounds” nas plataformas. Nódulos de manganês, nos oceanos.

DOMINANTE

Tabela 1.

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Na figura 1, aparece bem, na superfície topográfica dos blocos diagramas, a grande variedade de ambientes sedimentares, que podem ser, tanto de deposição, mais também de erosão ou de transporte. Nos cortes verticais dos blocos, nos locais de deposição, aparece claramente o resultado da acumulação vertical dos sedimentos. Esta representação, bem simples, já permite observar os conceitos de sedimentação isócrona, linha (ou superfície) de tempo e variação lateral de fácies. Estes conceitos são bem visíveis, tanto no bloco de cima representando sedimentação principalmente siliciclástica, quanto no bloco de baixo representando ambientes carbonáticos.

Estes conceitos serão aprofundados no item do curso dedicado ao estudo da litoestratigrafia e das seqüências transgressivas e regressivas. 2.2 - Fácies Sedimentares Conceitos Conjunto de feições que caracteriza uma rocha sedimentar. É o produto da deposição em um determinado ambiente sedimentar, caracterizado por vários

FONTE: Walker, 1984. Facies Models.

Fig. 1

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parâmetros. Sensu stricto, uma fácies sedimentar deve apresentar uma certa homogeneidade.

É o produto da deposição em um determinado ambiente sedimentar. Ambiente (local geográfico) Processos sedimentares Fácies sedimentar

Uma fácies sedimentar é então um determinado volume de sedimento, com características semelhantes, depositado em um ambiente sedimentar definido. Fácies sedimentar é também o conjunto dos parâmetros que caracterizam melhor o volume considerado de sedimento. Tradicionalmente, a fácies sedimentar é definida pelos seguintes parâmetros:

• Litologia; • Textura (granulometria); • Estruturas sedimentares; • Geometria deposicional; • Espessura; • Fósseis; • Padrão de Paleocorrentes.

As fácies, corretamente identificadas e descritas, fornecerão uma noção sobre os processos sedimentares (físicos, químicos e biológicos) que atuaram, os quais permitem inferência sobre o ambiente de sedimentação, onde a fácies se formou. 2.3 – Sistemas Deposicionais É bem evidente para qualquer observador que um ambiente sedimentar, que seja fluvial, deltáico, litorâneo etc., é composto de uma associação de sub-ambientes relacionados geneticamente. Apenas um sub-ambiente estritamente definido fornecerá uma fácies estritamente homogênea. Na prática, um ambiente fluvial, ou deltáico, ou litorâneo será o local de deposição de várias fácies geneticamente relacionadas. Este conjunto de fácies é chamado sistema deposicional. Assim poderão ser estudados sistemas deposicionais fluviais, ou lacustres, ou deltáicos ou litorâneos. A sedimentologia estuda os produtos da deposição (ou sedimentos) em determinadas áreas. A estratigrafia, preocupa-se da associação das fácies, tanto lateralmente - na horizontal, quanto verticalmente - na sucessão do tempo geológico. Depois de ter lembrado estas noções de fácies sedimentares e de sistemas deposicionais, precisamos ainda introduzir um conceito novo, relativa à uma escala maior de volume sedimentar - o trato de sistemas deposicionais ou trato de sistemas (depositional systems tract). Um ambiente sedimentar é constituído por sub-ambientes, que será o local de deposição de diversas fácies geneticamente relacionadas. Este conjunto de fácies geneticamente relacionadas é o sistema deposicional.

• Ambiente sedimentar → diversos processos sedimentares; • Sistema deposicional → associação de fácies (produtos).

Exemplos: Sistemas deposicionais fluviais, lacustres, deltáicos, litorâneo, marinho, etc.

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FÁCIES F1 – argila (Planície de Inundação) Ambiente fluvial meandrante F2 – silte (Planície). Sistema (local geográfico), processos F3 – areia (Barra Pontal) deposicional F4 – conglomerado (Canal) fluvial meandrante FÁCIES F1 – argila (pró-delta) Ambiente deltaico F2 – areia (frente deltáica) (Processos) F3 – areia/pelito planície F4 – carvão deltáica Associação de fácies

• Identificar as fácies que ocorrem juntas ou próximas, numa sucessão sedimentar.

• Observar, também, a freqüência da ocorrência de uma determinada fácies na sucessão.

• A associação de fácies vai permitir a identificação do sistema deposicional e, conseqüentemente, confirmar a interpretação ambiental.

Por exemplo Arenito com estratificação cruzada acanalada (fácies) pode ocorrer em vários ambientes como fluvial, deltáico, planície de maré, praia, glacial, como resultado da passagem de correntes sobre um fundo arenoso. Somente a associação de fácies é que determinará o ambiente com segurança.

FÁCIES ASSOCIAÇÃO DE FÁCIES SISTEMA DEPOSICIONAL

• Sistemas deposicionais são depósitos sedimentares em visão tri-dimensional. O conjunto de fácies geneticamente relacionado é chamado sistema deposicional.

2.4 – Tratos de Sistemas Deposicionais Um trato de sistemas deposicionais é simplesmente a sucessão lateral dos sistemas deposicionais depositados no mesmo intervalo de tempo. Pode ser constituído de uma sucessão de sistemas continentais, transicionais, de plataforma, de talude continental e de oceano profundo. (Brown & Fisher, 1977) Sucessão lateral dos sistemas deposicionais depositados num mesmo intervalo de tempo. Associação de sistemas deposicionais contemporâneos.

• Sistemas deposicionais contemporâneos e geograficamente interligados. • Formam a subdivisão da Seqüência Deposicional.

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1. São interpretados com base em critérios sismoestratigráficos (padrões de empilhamento e terminações estratais), posição dentro da seqüência e tipos de superfícies limitantes.

2. O timing de tratos de sistemas é relacionado à curva de variação do nível do mar.

Ex: Progradação T1, T2 = linhas de tempo Tratos de sistemas de mar baixo Baseado na Lei de Fácies de Walther 2.5 - Seqüência deposicional (Sloss, 1963; Posament ier & Allen, 1999)

É uma unidade cronoestratigráfica, limitada por discordância e suas

concordâncias relativas, formada por estratos contemporâneos ou geneticamente relacionados.

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(Mitchum, 1977) - “Sucessão de estratos relativamente concordantes, geneticamente relacionados, limitada por discordâncias ou suas conformidades correlativas”.

• Reunião de diferentes tratos de sistemas deposicionais. • Conjunto de tratos de sistemas associados a um ciclo de variação do nível

relativo do mar. • Corresponde a um ciclo estratigráfico completo marcado por mudanças nos

trends deposicionais.

FONTE: Fávera, 2001. Fundamentos de Estratigrafia Moderna.

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2.6 - Classificação dos Ambientes Sedimentares e Fá cies / Sistemas Sedimentares Voltando na figura 1, é fácil levantar a lista de ambientes e fácies / sistemas sedimentares, que é apresentada a seguir. Ambientes Continentais

• Fluviais. • Leque aluvial. • Eólico. • Glacial. • Lacustres.

Ambientes Transicionais

• Deltaicos (Lobos) • Lineares (litorâneos): Terrígenos

Terrígenos/carbonatados. Carbonatados. Ambientes Marinhos

• Plataformas continentais (até aprox. 200m) Terrígenos Terrígenos/carbonatados Carbonatados.

• Taludes continentais e oceano próximo. Depósitos por gravidade, leques submarinos, turbiditos.

• Marinho profundo/oceânico. Os ambientes são geralmente subdivididos em função do tipo principal de energia envolvido.

• Deltas Energia do rio (sedimento). Energia das marés. Energia das ondas.

• Litoral linear Energia das marés. Energia das ondas. Energia das tempestades.

• Plataformas Energia das marés. Energia das ondas Energia das tempestades. Energia das correntes oceânicas intrusas. Observação relativa à ambientes / fácies glaciais e eólicos Os ambientes / fácies listados acima são exclusivos com relação ao espaço geográfico. É óbvio que uma fácies fluvial pode ter sido depositada apenas sobre uma área continental e que uma fácies plataformal estava coberta por uma determinada lâmina de água do mar no momento da sedimentação. Em oposição,

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fácies glaciais resultam de processos climáticos especialmente frios, durante os quais a água se transforma em gelo e regiões tanto continentais quanto marinhas podem registrar estes episódios de processos climáticos frios. No mesmo sentido, fácies eólicas podem encontrar-se tanto em um deserto afastado de centenas de km do mar, ao longo das praias ou em certas partes de áreas deltáicas. LEIA PARA SABER MAIS

1. FÁVERA, J.C.D. 2001 – Fundamentos de Estratigrafia Moderna. Eduerj, 263p.

2. WALKER, R.G. & JAMES, N.P. 1992 – Facies Models: response to sea level change. Geological Association of Canada, 454p.

3. MIALL, A.D. 1990 – Principles of sedimentary basin analysis, 2ed. Springer Verlag.

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03. NOÇÕES DE CLASSIFICAÇÃO ESTRATIGRÁFICA Sistematizar as rochas em unidades estratigráficas e estabelecer ordem de formação.

• International Stratigraphic Guide, 1976; • Código Brasileiro de Nomenclatura Estratigráfica, 1982 (Petri et al., 1986).

Categorias de unidades estratigráficas • Unidades litoestratigráficas → variações de caracteres litológicos; • Unidades bioestratigráficas → variação no conteúdo fossilífero; • Unidades cronoestratigráfica → parâmetros geocronológicos.

3.1 – Unidades litoestratigráficas

Estrato ou conjunto de estratos, geralmente mas não invariavelmente interacamadados (layered) e tabulares, distinguidos e delimitados com base em características litológicas e posição estratigráfica (North American Commission on Stratigraphic Nomenclature – 1983). (Código Brasileiro de Nomenclatura Estratigráfica – 1986) – Petri et al. (1986) Conjunto de rochas que se distinguem e se delimitam com base em seus caracteres litológicos, independente da sua história geológica ou de conceitos cronológicos.

São estabelecidas com base em caracteres litológicos. São formadas de rochas sedimentares, metassedimentares, ígneas efusivas, metavulcânicas, associação de rochas.

Ordem Hierárquica Supergrupo Grupo → união de 2 ou mais formações; Formação→ unidade fundamental; Membro → Parte de uma formação; Camada(s) Classes: Supergrupo, Grupo, Subgrupo, Formação, Membro, Camada, Complexo, Suíte, Corpo. A formação é a unidade fundamental da classificação. Caracteriza-se pela relativa uniformidade litológica, formando um corpo de preferência contínuo, mapeável em superfície e/ou subsuperfície. Formação (requisitos)

• Apresenta elevado grau de homogeneidade litológica; • Mapeável na escala 1:25.000 • Extensão lateral significativa; • Expressão fisiográfica; • Espessura variável, mas com representatividade em seções geológicas; • Limites basal e superior da Formação devem corresponder a mudanças

litológicas expressivas; • Deve-se indicar uma seção-tipo; • Para o nome, utiliza-se um referencial geográfico importante (rio, cidade, etc.).

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Problema dos limites da Formação: contato gradativo.

3.2 – Unidades bioestratigráficas (biozonas ) Correspondem a rochas sedimentares separáveis por critérios paleontológicos. Critérios: amplitude de distribuição de uma ou mais entidades taxionômicas, peculiaridades morfológicas, abundância relativa de uma determinada entidade taxionômica. Ordem hierárquica: superzonas / zonas / subzonas. Tipos de biozonas: 1. Zona de associação (Cenozonas); 2. Zona de amplitude; 3. Zona de concorrência; 4. Zona de intervalo.

Zona de associação Unidade bioestratigráfica onde o grupo de fósseis difere dos grupos situados acima e abaixo.

Zona de amplitude

Distribuição espacial total do fóssil.

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3.3 – Unidades cronoestratigráficas Corpos de rochas gerados em intervalos de tempo bem delimitados. Limites de unidades cronoestratigráficas correspondem a superfícies isócronas.

Diferença entre unidade cronoestratigráfica e litoestratigráfica

• Unidade cronoestratigráfica → limitada por linha de tempo (superfícies isócronas I, II);

• Unidade litoestratigráfica → são delimitadas por interfaces litológicas (contatos) e tem caráter diácrono – cortam as linhas de tempo.

Unidades cronoestratigráficas Unidades geocronológi ca Eonotema Éon Eratema Era Sistema Período Série Época Andar – rochas formadas na idade (sufixo “ano”) Idade Cronozona – menor unidade Crono

Exemplos: Éon → Arqueano, Proterozóico, Fanerozóico; Era → Paleozóica, Mesozóica, Cenozóica; Período → Ca, O, Si, De, Ca, Pe (Paleoz.); Terciário, Quaternário (Cenoz.); Época → Pa, E, O, Mi, Pli (Terciário); Holoceno, Pleistoceno (Quaternário); Andar→ Cenomaniano (K sup.), Albiano, Aptiano (K inf.). LEIA MAIS

1. MENDES, J.C.M. 1984 – Elementos de Estratigrafia. Edusp, 566p. 2. PETRI, S. et al. 1986a. Código Brasileiro de Nomenclatura Estratigráfica.

Rev. Bras. Geociências 16(4): 372-376. 3. PETRI, S. et al. 1986b. Guia de Nomenclatura Estratigráfica. Rev. Bras. Geoc.

16(4): 376-415. 4. ROHN. R. 2004. Uso estratigráfico dos fósseis e tempo geológico. In:

Carvalho, I.S. (Ed.). Paleontologia., pg. 61-73, Rio de Janeiro, Interciência.

19

04. ESTRATIGRAFIA TRADICIONAL (LITOESTRATIGRAFIA) E ESTRATIGRAFIA GENÉTICA (OU DE SEQUÊNCIAS DEPOSICIONAIS) Estratigrafia tradicional: Supergrupo, Grupo, Formação, Membro. Estratigráfica genética: fácies, sistemas deposicionais, tratos, seqüências deposicionais.

• Estratigrafia tradicional baseia-se no princípio da superposição de camadas, com visão tabular e homogênea das formações (layer cake).

• Estratigrafia genética baseia-se na Lei de Fácies de Walther, com unidades horizontais e verticais e compreensão da bacia sedimentar.

Estratigrafia Tradicional Estratigrafia Genética Unidades estratigráficas

Unidade lito, bio e cronoestratigráficas.

Sistemas deposicionais Seqüências deposicionais.

Unidade fundamental: critério de definição

Litológico: Conjunto de estratos homogêneos revestidos de operacionalidade de mapeamento.

Genético: Associação de fácies de uma mesma província fisiográfica.

Princípios básicos

Ênfase na lei da superposição de camadas.

Ênfase na Lei de Fácies de Walther.

Concepção da sedimentação

Sedimentação controlada maiormente por eventos tectônicos locais.

Sedimentação controlada maiormente por variações relativas do nível do mar.

Metodologia

Levantamento seções estratigráficas; correlação litológica; estabelecimento unidades formais; mapeamento de grupos, formações, etc.

Desconsideração unidades formais; levantamento seções estratigráficas; correlação crono-litológica;reconhecimento seqüências deposicionais; análise de fácies; interpretação sistemas deposicionais; mapeamento sistemas deposicionais.

Objetivo final Eleição de um modelo conceitual de sedimentação.

Reconstrução paleogeográfica da bacia sedimentar.

FÁCIES

Visão da Layer Cake Stratigraphy

Visão Correta (Lei de fácies Walther)

A fácies F2 é mais nova que F1 e mais velha que F3 em

toda a bacia. O ambiente A2 é mais novo que A1 e mais

velho que A3. Portanto, visão histórica.

A fácies F2 é mais nova que F1 e mais velha que F3 neste afloramento. Os ambientes A1, A2 e A3 coexistiram nos tempos T1, T2 e T3 em escala de bacia. Portanto, visão ambiental.

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Exemplo:

LEIA MAIS: MENDES, J.C. 1984 – Elementos de Estratigrafia, Edusp, 566p. FÁVERA, J.C.D. 2001 – Fundamentos de Estratigrafia Moderna. Eduerj, 263p. GAMA JR, E.G. 1989 – Concepções estratigráficas em análise de bacias. a)

estratigrafia tradicional. Geociências 8:1-10. GAMA, JR, E.G. 1989 - Concepções estratigráficas em análise de bacias. c)

estratigrafia genética. Geociências 8:21-36.

21

05. PERFIS ESTRATIGRÁFICOS Conceitos Representação gráfica em forma de coluna com litofácies, indicando granulometria, estruturas sedimentares, geometria, espessura, conteúdo fossilífero, etc. Levantamento de seção estratigráfica (coleta de dados)

• Trabalho de campo; • Reconhecer litofácies e registrar na caderneta; • Coleta de amostras; • Medir altitude e atitude da camada; • Avaliar espessura.

1 – Perfil a pé / veículo, depende da escala do trabalho. 1:10.000 / 1:25.000 → a pé; 1:100.000 / 1:250.000 → veículo. 2 – Reconhecer litofácies, identificar atributos sedimentares (granulometria, litologia,

estruturas sedimentares, paleocorrentes, fósseis) e registro em caderneta. 3 – Coleta de amostras (martelo). Medir altitude (altímetro) e atitude da camada

(bússola). 4 – Identificação dos contatos / geometria de corpos sedimentares. Contatos: brusco, gradativo, erosivo (com evidência de erosão); Geometria: camada, lente, cunha, leque. 5 – Identificação de espessura (distância entre base e topo de camada ou de

unidade estratigráfica).

Camadas horizontais; Camadas inclinadas;

Camadas verticais.

Topografia inclinada e camadas com mergulho:

5.1 – Representação gráfica do perfil estratigráfic o Escolha da escala vertical → boa visão das variações litológicas em função da espessura.

• Afloramento ± 20 m 1:50 ou 1:100 (1 cm = 1m); • Seção vários km 1:25.000 (1 cm = 250 m ).

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Representação das litologias, estruturas sedimentares, texturas, contatos, paleocorrentes, fósseis (ver exemplos).

.

Exemplo de seção colunar

Escala vertical; Litologia; Estruturas sedim. Textura; Contatos; Fósseis.

23

24

5.2 - Seções Estratigráficas de Sub-Superfície 1 – Sondagem amostras de calha;

testemunhos.

Sonda rotativa → haste oca, giratória, que movimenta broca diamantada que, tritura ou corta as rochas. O material é recuperado com auxílio de corrente de lama. Amostra de calha → pedaços de rocha triturada; Amostragem em forma de cilindros de rocha com 5 a 10 cm de diâmetro → testemunho. Permitem determinação de porosidade, permeabilidade, construção de seção colunar, reconhecimento de texturas, estruturas e fósseis, etc. 2 – Perfilagem de poço → obtenção de diagrama / perfis – registro em forma gráfica obtido por métodos de investigação geofísica. Exemplos: Diagrafia elétrica resistividade; Potencial espontâneo. Diagrafia de radioatividade raios gama. • Resistividade → dificuldade que um material opõe à passagem de corrente.

Depende da natureza das rochas e quantidade de fluidos. A resistividade é baixa nas rochas impermeáveis (argilitos) e alta nas permeáveis (arenitos). Ex: um arenito com fluido salgado (bom condutor) apresentará resistividade inferior a de um arenito com os poros ocupados por petróleo / gás (não condutor).

• Radioatividade: raios gama → relaciona-se à presença de isótopos radioativos e sais radioativos nos fluidos dos poros dos sedimentos. Informa sobre porosidade, conteúdo de fluido e densidade das rochas.

3 – Sísmica gravimétrica Reflexão; Refração. Sísmica → produção de ondas elásticas que refletem em superfícies de densidades diferentes (refletores). A velocidade de propagação destas ondas varia com a natureza das camadas. Geofones captam as ondas refletidas na superfície e são registradas em sismogramas.

SONDAGEM

1 – Revestimento do poço; 2 – Coluna de perfuração; 3 – Broca; 4 – Bomba de lama; 5 – Lama ascendente com amostras; 6 – Tanque de lama; 7 – Coletor de gás; 8,9 – Peneira p/ amostras de calha; 10 – Controle da operação.

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PERFILAGEM DE POÇO DE FURO DE SONDAGEM

Exemplo de

perfilagem de poço: resistividade e raios gama.

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5.3 - Estudo Estratigráfico de Bacia Sedimentar

Mapa Seção Paleoambientes;

Geológico estratigráfica Amostras Geocronologia;

de superfície Estudos diagenéticos;

Estudos paleontológicos

(bioestratigrafia).

Locação de Amostras de

furos de calha, testemunhos

sondagens

Perfilagem de Seções de

poço de sondagem sub-superfície

Seções sísmicas, gravimetria Seção

(geometria da bacia) sísmica

LEIA MAIS:

MENDES, J.C. 1984 – Elementos de Estratigrafia. Edusp. 566p.

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06. EVENTOS DE SEDIMENTAÇÃO 6.1 - Transgressões e Regressões

1 – Subsidência tectônica; 4 variáveis controlam os padrões 2 – Variação eustática do nível do mar; de distribuição de fácies nas bacias 3 – Suprimento (volume de sedimento); sedimentares. 4 – Clima. Eustasia é o movimento de elevação ou queda global das águas oceânicas.

• Transgressão → avanço do mar sobre a área continental; • Regressão → recuo do mar com progradação de sedimentos continentais.

Transgressão Regressão

Causas:

• Subsidência → afundamento da crosta devido a tectônica, contração térmica da crosta, sobrecarga sedimentar;

• Glaciações / deglaciações → umidade é retirada do oceano pela evaporação e o clima torna-se árido glacial.

• Movimento de placas tectônicas → geração de basaltos na cadeia meso-oceânica (T); subducção / orogênese (R).

Evento transgressão / regressão → ciclo sedimentar completo Seqüência simétrica com transgressão e depois regressão, sem interrupções (erosão). 1,2,3 = fácies; S = sup. Isócrona.

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6.2 – Sedimentação episódica Histórico:

Uniformitarismo Hutton, Lyell

x Catastrofismo Cuvier

• Explica o passado através do presente;

• Gradualismo; • Leis naturais invariáveis no

espaço e no tempo.

• Quebras bruscas no registro estratigráfico;

• Extinções em massa; • Sedimentação episódica –

Kenneth HSü, Robert Dott Jr. – década de 1970.

O REGISTRO ESTRATIGRÁFICO É FORMADO POR EPISÓDIOS DE SEDIMENTAÇÃO ALTERNADOS POR PERÍODOS DE NÃO – DEPOSIÇÃO. Evidências sedimentológicas da deposição episódica no registro estratigráfico. Fenômenos ligados a correntes de turbulentas.

1. Turbidito → pulsos de corrente de turbidez; 2. Inunditos → inundações em ambiente fluvial; 3. Tempestitos → depósitos formados por ondas de tempestades;

3.1. Tsunamitos → ondas produzidas por terremotos; 4. Sismitos → depósitos com fluidizações, convoluções produzidas por abalos

sísmicos.

FONTE: Fávera, 2001. Fundamentos de Estratigrafia Moderna.

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6.3 - Interrupções na Sedimentação: Discordância e Hiato Discordância: descontinuidade no registro sedimentar devido à erosão ou não deposição. Hiato: intervalo de tempo sem deposição no registro estratigráfico. Origem da discordância:

• Reativação da área fonte; • Abaixamento do nível do mar.

A deposição contínua de uma seqüência transgressiva - regressiva representa um intervalo limitado de tempo geológico. Uma sucessão sedimentar espessa é normalmente constituída do empilhamento de várias seqüências separadas por intervalos de tempo sem registro estratigráfico. Estes intervalos sem registro estratigráfico representam as lacunas sedimentares ou discordâncias. Estas lacunas podem representar a maior parte do tempo geológico. No Grand Canyon do Colorado, centenas de metros de sedimentos do Paleozóico são testemunhos de apenas 30% dos 280 milhões de anos decorridos entre a deposição da primeira seqüência no Cambriano e da última no Permiano. Esta coluna é dividida em 8 seqüências maiores, de deposição contínua.

No Grand Canyon, as oito seqüências paleozóicas mostram um claro paralelismo dos estratos. Apenas a seqüência basal do Cambriano inferior repousa sobre camadas inclinadas dos grupos Chuar e Unkar precambrianos.

Em geologia de campo, estamos acostumados a diferenciar 4 tipos de discordâncias. Classificação das discordâncias 1 – Discordância paralela (paraconformity)

Superfície plana, com falta importante no registro, sem sinal de erosão; 2 – Discordância erosiva (disconformity) Superfície irregular, com evidência de erosão; 3 – Discordância angular (angular unconformity)

Superfície plana ou irregular separando camadas com mergulho diferente; 4 – Discordância litológica (nonconformity)

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Superfície de contato entre rochas do embasamento e rochas sedimentares mais jovens.

Discordância: Superfície de erosão ou não deposição, que separa estratos mais jovens de antigos e repre- senta um hiato significativo. Discorâncias podem se asso- ciar lateralmente a concordân- cias (conformidades). Conformidade é uma superfície de acamamento que separa A – Disc. erosiva; B – Disc. paralela; estratos mais jovens de estra- C – Disc. angular; D – Disc. litológica. tos antigos, sem evidências de erosão ou não deposição. 1 - Discordância paralela ou paraconformidade (paraconformity) Representa uma falta importante de registro estratigráfico, sem sinal de erosão no contato. Pode ser comprovado, apenas, por estudo paleontológico, ou do perfil sismoestratigráfico. Uma falta mínima do registro estratigráfico é chamada DIASTEMA. 2 - Discordância erosiva (disconformity)

É caracterizada por um contato erosivo separando duas seqüências com paralelismo entre os estratos. 3 - Discordância angular (angular unconformity)

Contato erosivo separa, abaixo, um pacote com camadas inclinadas e, acima, camadas depositadas horizontalmente. Precisa tomar cuidado com a conotação descritiva ou genética desta designação. A inclinação da seqüência inferior pode ter ocorrido por distenção e basculamento, por compressão, ou mesmo por deslizamento sinsedimentar (slumping). 4 - Discordância litológica (nonconformity)

É o contato entre rochas do embasamento e rochas sedimentares mais jovens.

Seguindo lateralmente o contato entre duas seqüências, a discordância pode

passar sucessivamente de uma discordância litológica, para uma discordância angular, para uma discordância erosiva, para uma paraconformidade, para um diastema, e finalmente desaparecer, bacia adentro. Neste momento, existe continuidade na sedimentação. Estamos vendo então que os quatro blocos diagramas acima não representam fenômenos isolados, mais uma seqüência lateral contínua e evolutiva. O perfil abaixo representa esta possível evolução lateral de uma discordância.

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Evolução lateral de uma discordância.

Analisando a evolução lateral da discordância representada acima, precisa-se

aceitar que o intervalo de tempo geológico embutido na discordância diminui lateralmente, entre um intervalo mâximo na discordância litológica, até uma continuidade de sedimentação na parte mais marinha da bacia. Decorre que nos estudos refinados de estratigrafia, uma discordância deve ser investigada como uma variação lateral de um intervalo de tempo geológico, sem registro sedimentar. O estudo deve permitir também inferir se a falta de registro sedimentar deve-se a não deposição ou hiato (non depositional hiatus), a erosão ou vazio erosional (erosional hiatus), ou ainda na combinação dos dois processos. Resumindo, considerando uma pilha de sedimento, podem existir as seguintes situações: 1. Continuidade na sedimentação (conformity). 2. Discordância ou lacuna sedimentar (unconformity).

• Hiato (non depositional hiatus), corresponde a uma discordância paralela ou paraconformidade.

• Vazio erosional (erosional hiatus) mais Hiato (non depositional hiatus), corresponde a discordância erosiva ou discordância angular. É difícil imaginar na realidade, uma discordância consistindo apenas em vazio erosional, sem a presença de um hiato.

O perfil abaixo mostra três seqüências superpostas, separadas por duas discordâncias:

No perfil abaixo, constituído de três seqüências superpostas, a discordância A-A é dividida em duas partes separadas por um trecho curto, no centro, onde ocorre continuidade na sedimentação (conformity). O trecho de discordância da

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esquerda corresponde a erosão (vazio erosional) na base (camadas 5 até 10) e não deposição ( hiato) no topo ( camadas 11, 12 e parte de 13).

A discordância B-B ocorre a esquerda do perfil e passa para a continuidade de sedimentação na sua parte direita. A discordância representa não deposição (hiato). Esta não deposição pode ser subdividida em duas partes. Na base, faltam as camadas 18 e 19 da seqüência central, e no topo, faltam as camadas 20 até 24 da seqüência superior.

Abaixo, está apresentado o perfil original e sua transformação “distância / tempo”. O segundo perfil, chamado também de cronoestratigráfico (distância - tempo geológico) consegue representar além da posição lateral das discordâncias, a variação lateral dos seus intervalos de tempo geológico e o tipo de falta de registro geológico (por erosão ou por não deposição). Esta técnica cresceu muito com o uso rotineiro dos perfis sísmoestratigráficos, na década de 80.

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ESTRATOS X TEMPO

ESPESSURA NÃO É PROPORCIONAL AO TEMPO

A relação espessura x tempo é complexa devido a:

• Variações na taxa de sedimentação;

• Gaps no registro estratigráfico (erosão ou não deposição).

O REGISTRO ESTRATIGRÁFICO SE ACUMULA EPISODICAMENTE

IMPORTÂNCIA DOS HIATOS E DISCORDÂNCIAS

LEIA MAIS

1. MENDES, J.C.M. 1984 – Elementos de Estratigrafia. Edusp, 566p. 2. FÁVERA, J.C.D. 2001 – Fundamentos de Estratigrafia Moderna. Eduerj,

263p. 3. MIALL, A.D. 1997 – The geology of stratigraphic sequences. Springer Verlag.

433p.

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07. LITOESTRATIGRAFIA E AS VARIAÇÕES LATERAIS EM SE QUÊNCIAS TRANSGRESSIVAS, REGRESSIVAS OU PROGRADANTES. Um dos princípios mais importantes na estratigrafia consiste em que os processos e mecanismos de transporte e sedimentação observados atualmente devem ajudar a entender e interpretar o registro estratigráfico conservado nas bacias sedimentares. Atualmente os mais diversos sedimentos depositam-se nos mais diversos ambientes continentais ou marinhos. Os sedimentos ou rochas sedimentares antigos devem ser estudados até chegar na reconstituição de seu provável ambiente de deposição. Assim, o presente deve ser usado como uma chave para a interpretação do passado. Neste raciocínio científico deve ser tomada em consideração a evolução geológica da Terra e do sistema Terra, Sol e Lua e não procurar cegamente, hoje, equivalentes para fácies ou sistemas deposicionais do passado. Consideramos o empilhamento sedimentar, simétrico, de três litologias (arenito, lutito e calcário) com uma espessura total variando entre 300 e 500 metros (fig.3.1.). Os contatos entre as litologias são gradativos e fosseis marinhos são encontrados em toda a coluna.

Fig. 3.1

A figura 3.2. mostra as correlações litológicas traçadas entre três seções estratigráficas apresentando a mesma seqüência da figura 3.1. As colunas A e B são distantes de 20 km e B e C de 30 km. As correlações litológicas mostram a superposição da Formação A (arenito), seguida das Formações B (lutito), C (calcário), D (lutito) e E (arenito). Esta superposição de sedimentos alóctones (arenito e lutito) e autóctones (calcário) poderia ser interpretada como provindo de uma fonte temporária para a deposição do arenito e do lutito. Com a exaustão da fonte de siliciclásticos, se depositaria o calcário autóctone da Formação C. A deposição das Formações D (lutito) e E (Arenito) poderiam resultar de um rejuvenescimento tectônico no continente, proporcionando uma nova fonte de siliciclásticos. Os siliciclásticos mais grossos são mais espessos na coluna C e os calcários são mais espessos na coluna A. Estas observações permitem inferir que o continente, fonte dos siliciclásticos devia estar a leste e a plataforma marinha devia estender-se para oeste. A interpretação parece muito lógica, em frente aos dados disponíveis. É chamada: Estratigrafia em camadas de bolo (ou estratigrafia

Calcário

Lutito

Arenito

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tradicional – layer cake). Nesta interpretação parecem coincidir os limites litológicos e os limites de tempo (isócronos). Esta interpretação não explica porém porque os siliciclásticos mostram uma granulometria decrescente na base da seqüência e uma granulometria crescente no topo.

Confrontando a seqüência em estudo com o que se sabe da sedimentação

atual (baseada na Lei de Fácies de Walther), a interpretação muda. A figura 3.3. apresenta um perfil muito simplificado de uma situação comum em sedimentação atual. A extensão horizontal pode corresponder a algumas dezenas de km. O perfil mostra a transição gradual da areia da praia, passando para argila em águas um pouco mais profundas e para calcário, com o afastamento maior do litoral. Os calcários não são necessariamente depositados em águas mais profundas que a argila; são apenas desenvolvidos fora do alcance da poluição dos siliciclásticos alóctones. Esta fina camada de sedimento com três litologias diferentes está depositando-se no mesmo tempo T1. Neste momento, a praia encontra-se no ponto P1. Imaginamos agora uma subida relativa do nível do mar (Fig. 3.4) até atingir uma linha de praia situada em P2. A seqüência horizontal das três litologias será deslocada em direção á nova linha de praia e assim, a argila recobrirá a areia e o calcário recobrirá a argila depositada no tempo T1. O deslocamento da linha de praia em direção ao continente, ou transgressão, continua até atingir um ponto máximo P Max (Fig. 3.5) correspondendo ao tempo Tn. Neste momento, o nível do mar para de subir. No continente, porém, o fornecimento de sedimento, pelos rios, continua. A lâmina d’água sendo constante, ocorre um deslocamento da linha de praia em direção ao mar Pn+1... Pn+2 . Desta maneira, os sedimentos vão se recobrir formando uma seqüência, no sentido oposto do ocorrido durante a transgressão. A areia recobre a argila que acaba recobrindo o calcário. Este avanço

DATUM: topo do arenito. A B C

Formação E

Formação D

Formação C

Formação B

Formação A

W E

P1

T1

areia

Argila calcário

Fig. 3.2.

Fig. 3.3.

36

progressivo da linha de praia em direção ao mar é chamado progradação, porque o nível do mar fica constante durante o processo. Com um rebaixamento progressivo do nível do mar depois da transgressão máxima, ocorreria uma regressão que resultaria na mesma sucessão vertical calcário - argila - areia.

O fenômeno completo de transgressão e progradação, na figura 3.5, mostra

as três litologias formando cunhas embutidas que apontam em direção ao continente. Neste esquema que mostra a extensão lateral global do fenômeno, observa-se claramente a existência de linhas de tempo e de linhas de fácies, distintas, que, em três dimensões, correspondem a superfícies de tempo e superfícies de transição de fácies.

Conseguimos escapar da estratigrafia em camadas de bolo (layer cake).

Também, os três perfis de campo da figura 3.2., podem ser colocadas neste desenho. Eles constituem apenas a parte central do esboço, onde as cinco litologias estão presentes verticalmente. Os dois conjuntos de linhas, de tempo e de transição de fácies, formam um arranjo simétrico de cada lado da linha de tempo Tn correspondendo á transgressão máxima. Evidentemente, a escala vertical é muito exagerada. Na realidade, o perfil da figura 4.5 pode representar uma distância horizontal de até 500 km e uma espessura de sedimento de 300 até 500 m. Desenhando a escala real, teríamos na horizontal 500 cm e na vertical apenas entre

Argila

Calcário P2

Linha (superfície) de tempoLimite de fácies

Fig. 3.5 Relação entre linhas de tempo e limites de fácies durante um evento transgressivo / regressivo

T1

Nível do mar n+2 PnPn+1Pn+2

P1

T2

Tn

Tn+1

Tn+2

Areia

AreiaArgila

A B C

Areia

Perfis de campo

Areia

ArgilaCalcário

P 1

P2

Linha (superfície) de tempoLimite de fácies

Fig. 3.4 Relação de fácies entre os tempos T1 e T2

T1

T2

Nivel do mar 1

Nivel do mar 2

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1 e 3 milímetros de espessura. Com este exagero vertical, os ângulos entre as linhas de tempo e os limites de fácies são muito exagerados, também. Eles, na realidade, têm apenas uma pequena fração de grau.

Este tipo de perfil espaço X espessura pode ser transformado em perfil onde a horizontal corresponde ao espaço geográfico e a vertical ao tempo geológico. No caso as linhas de tempo passam a ser paralelas, horizontais e eventualmente eqüidistantes, quando os intervalos de tempo geológico são iguais. Esta representação cronoestratigráfica será bastante útil quando serão desenhadas várias seqüências superpostas e separadas por lacunas sedimentares.

Pode perguntar-se se as linhas de tempo são sempre obliquas com relação às linhas de transição de fácies. Mais uma vez é bom lembrar que esses dois conjuntos isócronos e de limite de fácies são na verdade superfícies que se cruzam. Uma seção perpendicular às antigas linhas de praia mostrará o cruzamento entre os dois conjuntos de superfícies, enquanto uma seção paralela às paleopraias mostrará o paralelismo entre os dois tipos de linhas.

Este caso de transgressão-progradação é um exemplo da lei de Walther, formulada, por ele, em alemão, em 1894.

“Ao empilhamento vertical de uma seqüência gradativa de litofácies, correspondia, durante cada fase da sedimentação, a mesma sucessão horizontal de litofácies”.

A estratificação, que representa paradas curtas na sedimentação é paralela

às linhas de tempo e cruza, evidentemente, os limites de fácies. À escala de detalhe, as variações laterais de fácies podem ocorrer pela indentação de camadas das duas litologias bem definidas terminando em pontas, lateralmente, ou camadas contínuas passando lateralmente de uma litologia para outra.

Neste estágio do curso, já sabemos que os estratígrafos têm a disposição três tipos de perfis para suas representações gráficas.

O primeiro tipo (Fig. 3.6.) representa a distância horizontal e a espessura vertical, medidas em metros. As escalas horizontais e verticais precisam ser iguais. Caso contrário, ocorrem distorções que fazem variar a espessura das unidades estratigráficas e aumentam os ângulos de mergulho das camadas. O desenho do perfil em subsuperfície pode ser executado usando técnicas de desenho geológico, como o método de Busk que será estudado no próximo capítulo. Quando existem sondagens profundas, suas descrições são usadas para traçar os limites entre unidades, em subsuperfície.

O segundo tipo de perfil (Fig.3.7.), geralmente chamado de perfil

cronoestratigráfico, representa, na horizontal, a distância entre os pontos de observações e na vertical o tempo geológico. Este tipo de perfil tem como vantagem de representar as interrupções na sedimentação (discordâncias) não apenas por

Fig. 3.6

38

uma linha, mas por uma superfície na qual a espessura vertical indica o intervalo de temo durante o qual, naquela vertical, nenhum registro estratigráfico foi depositado ou conservado.

O terceiro tipo de perfil estratigráfico (Fig. 3.8) é obtido a partir do método

geofísico de sísmica de reflexão. Da uma boa idéia da estrutura interna de uma bacia sedimentar. As linhas superpostas que formam este tipo de perfil são superfícies de reflexão das ondas sísmicas emitidas artificialmente pelos técnicos que realizam o levantamento. Neste tipo de perfil, a horizontal representa as distâncias horizontais no campo e as distâncias verticais representam o tempo necessário (em segundos) para as ondas sísmicas descer até cada refletor e voltar na superfície. Depois de tratamento complexo, onde entra em consideração a velocidade de deslocamento das ondas sísmicas em cada tipo de rocha, a escala vertical pode ser transformada em espessura de rocha sedimentar.

Fig. 3.8

Fig. 3.7

39

08. CORRELAÇÃO ESTRATIGRÁFICA

8.1 – Conceito • Determinação da correspondência entre colunas estratigráficas ± afastadas

entre si; • Definição da extensão e equivalência de unidades estratigráficas; • Permite uma visão do quadro estratigráfico regional.

8.2 – Tipos

• Litocorrelação → correlação entre unidades litoestratigráficas (membros, formações, grupos). Critérios → litologia, espessura, granulometria, estruturas. Identificação e definição de camada-guia → horizonte de fácil identificação e grande persistência lateral. Ex: conglomerado, camada de carvão, calcário com fósseis, etc.

• Cronocorrelação → correlação de crono-horizontes definidos pelo conteúdo paleontológico / geocronológico ou ainda eventos paleoclimáticos. Sistema → Cretáceo Unidade cronoestratigráfica Série Superior Andar intervalo geocronológico Inferior Andares (12)

• Biocorrelação → correlação entre unidades bioestratigráficas (biozonas). Conteúdo definição correlação Paleontológico de biozonas de biozonas Variação faciológico cria diversidade faunística ao longo de um mesmo biohorizonte. Biozonas continentais:

pólens, esporos, ostracodes; Biozonas marinhas: foraminíferos, ostracodes, conodontes, nanofósseis

LEIA MAIS:

MENDES, J.C. 1984 – Elementos de Estratigrafia. Edusp, 566p.

40

8.3 – Gráficos de correlação – EXEMPLOS

Bacia do Maranhão – Piauí (Parnaíba)

Bacia do Paraná

41

42

09. SISMOESTRATIGRAFIA

Um dos ramos mais dinâmicos da estratigrafia e da geofísica é a estratigrafia sísmica. Com ela, hoje é possível determinar, não apenas horizontes estratigráficos, mais também a geometria das seqüências e sua história deposicional, reconhecer discordâncias, reconstituir a história transgressiva-regressiva de uma área, e mesmo detectar a presença de fluidos e caracterizar acumulações de hidrocarbonetos. A estratigrafia sísmica permite estudos bi e tridimensionais de geologia de subsuperfície, com resolução entre dezenas e centenas de metros. A técnica é também cada dia mais acessível economicamente, e bem mais barata que de furar um poço exploratório. 9.1 - Metodologia

De maneira simples, a sísmica de reflexão consiste em produzir uma onda e registrar os ecos. Em terra, a onda é produzida por explosão de dinamite ou por emissão de vibração possante a partir de instalação montada sobre caminhão - o sistema vibroseis desenvolvido pela Conoco é o mais conhecido. No mar, a onda é produzida a partir de um canhão a ar que explode uma bolha de gás debaixo d’água. Em terra, o retorno da onda é registrado por geofones e na água por hidrofones. Um geofone (fig. 8.2) é constituído de uma caixinha contendo um imã e uma bobina suspensos por uma mola e ligados a um fio elétrico. O conjunto é plantado firmemente no chão. Com a volta da onda na superfície, o geofone movimenta-se proporcionalmente à força da sacudidela. O imã fica parado devido à inércia. O movimento relativo entre as duas partes gera uma corrente elétrica proporcional a força da onda refletida, que é registrada em outro caminhão laboratório equipado com sofisticado equipamento eletrônico. A figura 8.3 mostra como é registrado um horizonte de reflexão, onde, no exemplo, existe um pequeno rejeito por falha de gravidade. A figura mostra como é registrada a posição do refletor, no ponto P, para cada posição diferente do vibroseis.

Depois do levantamento completo do perfil sísmico, existirá, para cada ponto,

tantos registros que o número total de posições do vibroseis. Neste momento, começa para cada ponto investigado, a confrontação das várias linhas obtidas, o

Geofone

Fig. 8.3.

Fig. 8.2.

43

que representa um tremendo trabalho de computação. No final, resultará uma única linha vertical, sem ruído, e com o horizonte de reflexão na posição certa, na escala vertical. A figura 8.4 mostra as transformações ocorridas para cada linha vertical nos pontos de observações do perfil sísmico.

Este registro pontual aparece como uma linha vertical impressa em papel,

mostrando um desvio para a direita, na posição de cada refletor (Fig. 8.5). Para realçar sua localização, o desvio fica automaticamente preenchido por tinta preta. A escala vertical deste registro é o tempo necessário, em fração de segundo, para a onda bater no refletor e voltar na superfície. Esta característica dos perfis sísmicos já foi mencionada quando foram comparados os vários tipos de perfis usados em estratigrafia. A identificação de cada posição vertical de reflexão e a justaposição lateral da seqüência de linhas tratadas permite finalmente traçar os horizontes refletores (Fig. 8.6).

Fig. 8.4.

Fig. 8.5. Fig. 8.6.

44

Os horizontes de reflexão são, na maior parte das vezes, superfícies de acamamento. Conseqüentemente, são superfícies isócronas.

Para existir reflexão, é indispensável que a superfície separe corpos de rocha com impedância diferentes (densidade da rocha x veloc. de propagação da onda). A maior impedância deve pertencer ao corpo rochoso inferior.

ρ2 v2 - ρ1 v1 ρ = densidade Coeficiente de reflexão = C. R. =

ρ2 v2 + ρ1 v1 v = velocidade da onda

1 : rocha sup. 2 : rocha inferior 9.2 - Relação entre refletores e limites de seqüênc ias, na interpretação dos perfis sísmicos

Observando uma determinada seqüência, por exemplo, a seqüência do meio da fig. 8.7, devem ser analisados separadamente os contatos de refletores com os limites inferior e superior.

Para cada limite, tanto inferior quanto superior, os refletores podem ser: • ou concordantes • ou discordantes.

Os refletores discordantes podem ter três origens diferentes.

• Terminação lateral das camadas, no seu limite original de deposição: Lapout .

• Truncamento por erosão. Ocorre unicamente no limite superior da seqüência.

• Truncamento tectônico. Ocorre no caso de contato de seqüências por falhas. Devem ser incluidos também os contatos com olistostromas, de qualquer tamanho, inseridos por deslizamentos sinsedimentares entre seqüências.

Fig. 8.7.

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Limite inferior da seqüência

Concordância

Os refletores (camadas) estão concordantes com o limite inferior da seqüência.

Lapout (ou Baselap). Existem dois tipos : Onlap e Downlap Onlap

Camada originalmente horizontal termina contra uma superfície originalmente inclinada, ou camada originalmente inclinada termina, no ponto mais alto, contra uma superfície com inclinação original maior. Downlap

Camada originalmente inclinada termina, no ponto mais baixo, sobre uma superfície originalmente horizontal ou inclinada.

Evidentemente, Onlap e Downlap podem ser

diferenciados, apenas quando não ocorrerem muitas deformações tectônicas. Limite superior da seqüência

Concordância

Os refletores (camadas) estão

concordantes com o limite superior da seqüência. Toplap

É um “Lapout” no limite superior da seqüência deposicional. Corresponde a uma progradação em água rasa. Truncamento por erosão

Terminação lateral de camadas, por erosão. Evidentemente pode ocorrer apenas no limite superior da seqüência. 9.3 - Fácies Sísmicas

Uma fácies sísmica é uma unidade estratigráfica mapeável, definida por

sísmica reflexão. É constituída de um grupo de refletores caraterizados por parâmetros diferentes dos grupos vizinhos. Os parâmetros considerados são: a

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configuração, a amplitude, a continuidade, a freqüência e a velocidade da onda no intervalo, a geometria.

Configuração

Mostra o padrão da estratificação dentro da seqüência sedimentar. Informa a respeito dos processos de deposição, relacionados com a paleogeografia.

Paralela Divergente

Progradante

• Sigmoidal

• Obliqua tangencial

• Obliquo paralelo Caótica A configuração caótica representa deformação sinsedimentar no pacote investigado. Sem reflexão É o caso de um pacote de sedimento homogêneo, por exemplo argilito.

Resumindo, a configuração dos refletores informa sobre: o padrão de

estratificação, os processos de deposição, a paleogeografia.

Continuidade dos refletores Informa a respeito da continuidade das estratificações e dos processos de

deposição.

Amplitude dos refletores. Corresponde a espessura das linhas. É relacionada com os contrastes de

impedância. Depende dos conteúdos em fluidos e da espessura das camadas.

Freqüência dos refletores. Depende dos conteúdos em fluidos e da espessura das camadas.

Velocidade de propagação.

Pode ser determinada, com aparelhagem adequada, depois de furar um poço de exploração. Dá uma estimativa da litologia, da porosidade e do conteúdo em fluidos.

47

9.4 - Geometria da unidade sísmica

Informa sobre o ambiente de deposição, a fonte do sedimento, o quadro geológico. Entre outras, são típicas, as geometrias dos recifes, dos leques submarinos (fig. 8.22).

LEIA MAIS SEVERIANO RIBEIRO, H.J.P. 2001 – Estratigrafia de Seqüências: fundamentos e

aplicações. Ed. Unisinos, 428 pg. - Martins, J.L. (2001). Noções do método sísmico e de resolução sísmica. Cap. 4, pg. 43-70 - Severiano Ribeiro, H.J. (2001). Sismoestratigrafia. Cap. 5, pg. 73-78.

PAITON, C. E. (Editor), 1977 – Seismic Stratigraphy – Applications to Hidrocarbon Exploration. Tulsa, AAPG, Memoir 26.

Fig. 8.22. Exemplos de geometrias de unidades estratigráficas sísmicas.

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Exemplo prático. Para colocar as mãos na massa, propõe-se interpretar um perfil sísmico de 35 km de comprimento, onde refletores com boa continuidade e configuração paralela repousam sobre uma seqüência deformada e falhada por acidentes sinsedimentares (Fig. 8.23).

10. ESTRATIGRAFIA DE SEQÜÊNCIAS

Estratigrafia seqüencial é um antigo conceito, já desenvolvido e aplicado pelo grande geólogo americano SLOSS, pioneiro da estratigrafia moderna. Seu livro, escrito junto com Krumbein (Krumbein e Sloss, 1963 - 2d ed.- Stratigraphy and Sedimentation) foi um marco no desenvolvimento de uma estratigrafia dinâmica, estreitamente ligada à sedimentologia e à tectônica de placas. Em 1963, outra publicação, também de Sloss, chama “seqüências”, os espessos empilhamentos sedimentares, separados por maiores discordâncias ou lacunas sedimentares, recobrindo o continente norte-americano, a partir dos lados do Pacífico e do Atlântico (Fig. 8.1). Do Cambriano até o Quaternário, as seis seqüências são chamadas : Sauk, Tippecanoe, Kaskaskia, Absaroka, Zuni e Tejas.

Nesta época também, no continente europeu, a estratigrafia se desenvolvia, dividindo o registro estratigráfico em pacotes maiores, separados por discordâncias ou lacunas sedimentares. Estas subdivisões estratigráficas eram chamadas de ritmos, ciclos ou seqüências.

As possíveis origens, eustáticas ou tectônicas, destas maiores discordâncias, já eram questionadas, na época.

Em 1977, no Memoir nº 26 da AAPG (Seismic stratigraphy - Application to hydrocarbon exploration.), Mitchum, Vail e Thompson (p. 53) redefinem o termo seqüência deposicional, a partir do conceito de Sloss. “A depositional sequence is a stratigraphic unit composed of a relatively conformable sucession of genetically related strata and bounded at its top and base by unconformities or their correlative conformities”. Uma seqüência deposicional é uma unidade estratigráfica composta de uma sucessão de camadas, depositadas de maneira bastante contínua e geneticamente relacionadas. Ela é limitada na base e no topo por discordâncias ou concordâncias correlatas. Os autores ilustram o conceito pela figura que representamos novamente abaixo (Fig. 8.7). Na década de 70, a estratigrafia seqüencial pegou um grande embalo graças ao desenvolvimento da estratigrafia sísmica. Foi a estratigrafia sísmica que permitiu detalhar a estrutura interna de cada seqüência, graças ao fato de conseguir traçar linhas cronoestratigráficas.

A estratigrafia de seqüência permitiu definir várias escalas de tamanho e relacionar as seqüências com os fenômenos responsáveis (causas das variações do nível do mar e da subsidência).

Alguns pesquisadores, entre os quais Vail, tentaram estabelecer uma escala mundial das variações eustáticas do nível do mar, a partir do estudo das seqüências sismoestratigráficas, como será mostrado no final deste capítulo.

Fig. 8.1.

51

10.1 – Conceito É o estudo das relações de rochas sedimentares dentro de um arcabouço cronoestratigráfico de estratos geneticamente relacionados, limitados por superfícies de erosão ou não-deposição, ou por suas concordâncias relativas. Unidade fundamental → seqüência deposicional. Seqüência pode ser Seqüência deposicional deposicional dividida em Tratos de sistemas Parasseqüências

Constitui-se numa revolução científica, modificando paradigmas anteriores, beneficiando-se da sismo-estratigrafia (sísmica de reflexão). 10.2 – Controles Há quatro variáveis principais que controlam o padrão de estratos e de litofácies nas bacias sedimentares:

• Subsidência → cria o espaço onde os sedimentos são depositados; • Variação eustática do nível do mar; • Suprimento (volume de sedimentos); • Clima → controla o tipo de sedimento.

10.3 - Arquitetura Estratigráfica Costeira Empilhamento de seqüências sedimentares. Exemplos da equipe da Exxon. Na compreensão da dinâmica do empilhamento das seqüências sedimentares, as duas primeiras variáveis a serem consideradas em conjunto são: a eustasia e a subsidência. A resultante mostra a variação do novo espaço para o sedimento. No esquema apresentado abaixo, apenas durante um pequeno intervalo de tempo, o espaço ficou negativo, gerando erosão de depósitos anteriores. Na realidade, as diversas variáveis responsáveis pelas oscilações

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relativas do nível do mar podem entrar em jogo. Mas, apenas a curva mostrando a taxa de acréscimo de novo espaço regulará o empilhamento das seqüências com episódios de deposição e erosão (Fig. 8.24).

A terceira variável muito importante no empilhamento das seqüências é a

quantidade de sedimento fornecida, por intervalo de tempo, na bacia. Para a mesma elevação relativa do nível do mar, podem resultar três situações diferentes, dependendo da taxa de fornecimento de sedimento.

• Pouco sedimento resulta em retrogradação ou transgressão. • Muito sedimento resulta em progradação ou regressão. • Uma quantidade balanceada de sedimento resulta em agradação com posição estável do litoral. Ver figura 8.25.

Alta Eustasia

Baixa

Soerguimento Subsidência Subsidência

(+) Taxa de variação eustática (-)

Taxa de variação da subsidência (-)

resulta

DEPOSIÇÃO (+)

Taxa de acrescimo de novo espaço

EROSÃO (-) Fig. 8.24

53

O

trabalho de Van Wagoner, J.C. Mitchum, R.M. Campion, K.N. Rahmanian, V.D., geólogos da Exxon, publicado em 1990 como o No 7 da AAPG Methods in Exploration Series e o título: Siliciclastic sequence stratigraphy in well logs, cores and outcrops, mostra como a estratigrafia de seqüência pode ser aplicada estudando afloramentos, perfilagens de poços e testemunhos de sondagens. O trabalho ilustra muito claramente como a estrutura interna de uma seqüência pode ser analisada separando-a nos seus constituintes observados em escalas cada vez maiores até chegar ao nível da camada e da lâmina. Assim, observada em escalas cada vez mais detalhadas, uma seqüência é subdividida sucessivamente em:

System tracts - Tratos de sistemas Parasequence sets - Conjunto de paraseqüências Parasequences - Paraseqüências Bed sets - Conjuntos de camadas Beds - Camadas Lamina set - Conjunto de lâminas Laminas - Lâminas

O processo mais importante responsável pela diferenciação vertical destas unidade é a variação eustática do nível do mar que oscila periodicamente segundo ciclos de vários comprimento de onda. São vários os fenômenos que permitem fazer variar ciclicamente a lâmina d'água, incluindo vários ciclos eustáticos de comprimento de onda diferentes, a subsidência tectônica, a isostasia, as deformações do geóide, o estresse na litosfera.

O preenchimento sedimentar de uma bacia costeira (margem continental) mostra superfícies deposicionais inclinada para o oceano, delineando formas sigmoidais (clinoformas) e constituindo horizontes cronoestratigráficos (linhas de tempo).

A relação entre a taxa do suprimento sedimentar e a taxa de variação do nível relativo do mar controla a arquitetura do preenchimento do espaço de

Figura 8.25 influxo de sedimento e: retrogradação, progradação ou agradação.

54

acomodação, ou seja, se o empilhamento dos estratos será agradacional, progradacional ou retrogradacional.

Agradação (padrão agradacional) Este tipo de arquitetura ocorre quando o suprimento de sedimentos e a geração de espaço de acomodação estão em equilíbrio. Fácies verticais; sem migração lateral de fácies Progradação (padrão agradacional)

• prismas costeiros são influenciados por sedimentos provenientes do continente;

• clinoformas se superpõem, do continente para o ocenao, com deslocamento da linha de costa no mesmo sentido;

• fácies marinhas são recobertas por fácies litorâneas e continentais, indicando regressão;

• ocorre progradação com regressão normal (sem erosão do prisma costeiro) e com regressão forçada (queda acentuada do nível do mar com erosão costeira); Progradação com regressão forçada ocorre quando há queda acentuada do

nível relativo do mar, exposição e erosão do prisma costeiro e de parte da plataforma, com redeposição em regiões profundas.

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Retrogradação Ocorre quando a taxa de suprimento é baixa e a taxa de elevação do nível

do mar é alta (transgressão). Clinoformas se superpõem, com deslocamento das fácies em direção ao continente. Esta arquitetura produz um perfil vertical onde fácies litorâneas são recobertas por fácies marinhas. Retrogradação nível do mar sobe rapidamente; linha de costa migra para o continente.

10.4 - Seqüência Deposicional e Limites (Tipo1, Tip o 2)

Unidade estratigráfica composta de uma sucessão de estratos concordantes,

geneticamente relacionados, limitada no topo e na base por discordâncias e conformidades correlativas. Constituem um ciclo transgressivo – regressivo. Composta por vários tratos de sistemas.

É uma unidade de caráter cronoestratigráfico, limitada por discordâncias e suas concordâncias relativas, formada por estratos geneticamente relacionados. Cada seqüência representa um ciclo de variação do nível relativo do mar.

1 - discordância na borda da bacia, com erosão e Limite de seqüências truncamento; deposicionais 2 - conformidade correlativa no interior da bacia,

com ou sem hiato deposicional.

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Discordância na borda da bacia → queda do nível relativo do mar e erosão da antiga plataforma. • Seqüência deposicional tipo 1 apresenta exposição e erosão sub-aérea, com

vales incisos na plataforma. Ocorre quando a taxa de queda eustática excede a taxa de subsidência da bacia;

• Seqüência deposicional tipo 2 ocorre quando, no limite inferior não há erosão subaérea, apenas exposição e deslocamento para baixo do onlap costeiro. A queda da taxa eustática é menor do que a taxa de subsidência.

Ordem de grandeza das seqüências

• 1ª ordem > 50 Ma → abertura e fechamento de um oceano (Ciclo de Wilson);

• 2ª ordem 3 – 50 Ma; • 3ª ordem 0,5 – 3 Ma; • 4ª, 5ª, 6ª ordem → ciclos sedimentares (80.000 a 30.000 anos).

Seqüência é uma sucessão de camadas relativamente concordantes,

limitadas na base e no topo por discordâncias ou suas continuidades correlacionadas. Os limites da base e do topo correspondem a episódios de descida relativa do nível do mar. Uma seqüência, que corresponde a um ciclo completo de oscilação do nível do mar, é composta, normalmente, de três partes, de baixo por cima: Lowstand system tract (Trato de sistemas de mar baixo), Transgressive system tract (Trato de sistemas transgressivo) e Highstand system tract (Trato de sistema de mar alto). Fig. 8.26.

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10.5 - Tratos de Sistemas ( System Tract )

É uma associação de sistemas deposicionais contemporâneos e geograficamente interligados. Constituem subdivisões da seqüência deposicional. 10.5.1 - Tratos de sistemas de mar baixo (lowstand, TSMB)

É depositado a partir de uma queda do nível do mar, quando a variação eustática > taxa de subsidência. Ocorrem vales incisos na plataforma e formam-se leques submarinos no talude / sopé.

Queda do nível relativo do mar, erosão com incisão fluvial na plataforma, linha de costa desloca-se em direção ao mar. Discordância de borda de bacia e conformidade no interior da bacia. Trato de mar baixo inicial → queda do nível do mar.

• A taxa de descida eustática excede a taxa de subsidência. Descida rápida do nível relativo do mar.

• O nível do mar baixa até o limite da plataforma (shelf break), a plataforma é exposta, incisa, cânions formam-se.

• Deposição de leques submarinos (submarine fans) e pequenos deltas no talude.

Fig. 8.26

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“Fan”

A foto mostra arenitos de leque submarino, Membro Venado, Formação Cortina, do Turoniano, na represa Monticelo, Califórnia.

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Fotografias. Esquerda. Arenito e lutito turbidíticos de Lowstand wedge.Formação Boxer, Sacramento Valey, Califórnia. Direita. Arenito e conglomerado de leque submarino (com limite de seqüência na sua base), reposando sobre os lutitos do Lowstand wedge ( a seção condensada não apareceria nesta foto). Sacramento Valley, California. Trato de mar baixo final

• Taxa de descida eustática diminui, atinge 0 e passa lentamente a valores positivos (estabilização e lenta elevação do nível do mar).

• Termina a deposição do leque submarino (Fan). • Arenitos grossos, fluviais entrelaçados ou estuarinos depositam-se no

sistema fluvial, preenchendo vales incisos, em resposta à subida do nível do mar.

• Turbiditos finos depositam-se no talude, formando uma cunha (wedge) principalmente de lutito, e camadas finas de arenito, em contato downlap, no topo do leque submarino (Fan).

Sistema deltáico progradante

1 – Leque de assoalho (turbiditos).

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Wedge

Esquerda: Arenito estuarino (arenito sujo) de preenchimento de vale inciso - Bacia Wind River, Wyoming. Direita: Arenitos turbidíticos e mudstones de Lowstand wedge, Espanha.

10.5.2 - Tratos de sistemas transgressivos (TST)

• subida do nível do mar / linha de costa e depocentro migram para o continente (a taxa de subida eustática é máxima).

• diminui a taxa de suprimento; • vale inciso é afogado e sedimentos fluviais são meandrantes; • empilhamento estratigráfico é retrogradacional (durante breves diminuições

desta taxa de subida, paraseqüências progradam, mas o padrão geral é transgressivo retrogradacional);

• recobrimento em onlap costeiro; • limite superior do trato é a superfície de inundação máxima (SIM); • formam-se superfícies de erosão por ondas (ravinamento). • uma seção condensada, rica em material orgânico, invade a plataforma (em

verde no bloco diagrama) • os sistemas fluviais passam normalmente do tipo entrelaçado para o tipo

meandrante.

3 – Trato sist. transgressivo (TST) → sedimentação costeira e de plataforma; 2 – Sistema deltáico (TSMB); 1 – Sistema turbidítico (TSMB);

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Fotografias. Esquerda. Conjunto retrogradacional de paraseqüências - transgressive system tract. Topo dos arenitos Teapot, Big Horn Basin, Wyoming. Direita. Preenchimento de vale inciso, por arenito fluvial entrelaçado. Arenitos Teapot, Big Horn Basin, Wyoming. Superfície de inundação máxima (SIM) → zona de condensação

• Constitui o limite entre TST e TSMA; • Taxa de sedimentação muito baixa; • Horizonte fossilífero, matéria orgânica; • Rocha geradora para petróleo → folhelho negro. • Folhelho, fosforito, glauconita, cinzas vulcânicas; • Marco estratigráfico para correlação.

10.5.3 - Tratos de sistemas de mar alto (highstand )

• Deposita-se no nível de mar alto, após uma subida eustática; • Apresenta parasseqüências com padrão agradacional; • SIM constitui a base do trato de mar alto; • Sistemas fluviais, costeiros e marinhos com empilhamento progradacional,

devido a um início de regressão; • Granocrescência ascendente a partir da SIM; • Formação de delta de mar alto.

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• A taxa de subida eustática chega a um mínimo e passa a ser negativa. • As taxas de deposição são maiores que a taxa de subida do nível do mar. As

paraseqüências depositam-se, bacia adentro, com padrão agradacional ou progradacional, no conjunto.

• As paraseqüências reposam em downlap, sobre a seção condensada. Exemplo de uma seqüência deposicional completa, com três tratos (mar baixo, transgressivo e mar alto) e indicações dos principais sistemas deposicionais. 1 – TSMA (progradacional); 2 – TST com SIM (retrogradacional); 3 – TSMB final (delta); 4 – TSMB inicial (turbiditos).

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Fotografia. Mostra 3 fácies distintas. 1 - Seção condensada: oólitos fosfáticos. 2. Conjunto de paraseqüências progradacionais. Fácies fina recoberta por fácies arenosa. Highstand Systems Tract, Membros Castlegate, Buck tongue e Sego, Formação Price River, Book Cliffs, Douglas Creek Arch,Colorado. 10.6 - Parassequências

Ciclos de menor duração, sucessão de estratos limitados por SIM, pode ter padrão textural de granodecrescência / granocrescência ascendente. Exemplos: granodecrescência granocrescência ascendente

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Parasseqüência e conjunto de parasseqüëncias Parasseqüência é uma sucessão concordante de camadas geneticamente relacionadas, limitadas por superfícies de inundação marinhas e suas superfícies correlatas. Conjunto de parasseqüencias podem ser progradacionais, retrogradacionais ou agradacionais.

A) Taxa de suprimento > taxa de acomodação; B) Taxa de suprimento < taxa de acomodação; C) taxa de suprimento = taxa de acomodação.

São os ''tijolos'' que constituem os tratos de sistemas. Várias

paraseqüências formam um conjunto de parasseqüências.

• Uma parasseqüência é definida como uma sucessão relativamente concordante de conjunto de camadas limitada na base e no topo por superfícies de afogamento máxima. Fig. 8.28.

• Um conjunto de parasseqüências é definido como uma sucessão de parasseqüências que apresentam um padrão próprio de empilhamento (agradação, progradação ou retrogradação) e é limitada por superfícies de afogamento de maior importância que entre as parasseqüências. Fig. 8. 27

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Fig. 8.27. Dois tipos de empilhamento de conjunto de Paraseqüências

Fig. 8.28. Desenvolvimento progressivo de um limite entre duas paraseqüências

10.7 - A curva eustática de Vail

A curva eustática, construida por Vail e colaboradores, é uma tentativa, para o Fanerozóico, de se estabelecer uma curva global das variações eustáticas do nível do mar. Esta curva resulta do estudo sintético de vários perfis sísmicos espalhados no globo inteiro (ver mapa).

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Em cada perfil sísmico, a transformação em perfil cronoestratigráfico fornece, para a região, a evolução das variações relativas do nível do mar. (ver figura)

A compilação do conjunto dos perfis estudados permitiu traçar a famosa curva global das variações eustáticas dos oceanos no Paleozóico.

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LEIA MAIS FÁVERA, J.C.D. 2001 – Fundamentos de Estratigrafia Moderna. Eduerj, 263p. SEVERIANO RIBEIRO, H.J. 2001 - Fundamentos de Estratigrafia de Seqüências.

In: Estratigrafia de Seqüências, Cap. 6, pg. 99-134. Ed. Unisinos. ASSINE, M.L. & PERINOTTO, A.J. 2001 – Estratigrafia de Seqüências em

Sistemas Deposicionais Siliciclásticos Costeiros e Marinhos. In: Estratigrafia de Seqüências. Capítulo 10, pg. 305-340. Ed. Unisinos.

MIALL, A.D. 1997 – The Geology of Stratigraphic Sequences. Springer Verlag, 433p.

CATUNEANU, O. 2006 – Principles of Sequence Stratigraphy. Elsevier. POSAMENTIER, H.W. & ALLEN, G.P. 1999 – Siliciclastic Sequence Stratigraphy:

concepts and applications. SEPM – Concepts in Sedimentolohy and Paleontology.

68

11. BACIAS SEDIMENTARES

Para compreender como podem empilhar-se grandes espessuras de sedimento numa fase sedimentar importante, é preciso ter uma visão global e sintética da estrutura interna da Terra e da dinâmica da Tectônica das Placas, desenvolvida a partir da década de 60. Este conhecimento resulta, principalmente, de estudos geofísicos apoiados pelo conhecimento geoquímico da parte superior do manto, graças ao vulcanismo.

Durante um rifteamento evoluindo em margem oceânica passiva, podem acumular-se 16 km de sedimentos. Já vimos como depositam-se seqüências contínuas e como várias seqüências empilham-se, separadas por vários tipos de interrupções sedimentares ou discordâncias. As causas destas continuidades e descontinuidades e seus respectivos tamanhos ou intensidades, acham explicação na dinâmica dos movimentos da crosta terrestre, e na sucessão das glaciações que modificam o equilíbrio entre águas oceânicas e calotas polares de gelo. Deverão ser considerados os seguintes fenômenos:

•Eustasia •Isostasia •Subsidência tectônica

Uma visão em corte da estrutura interna da Terra mostra a crosta como uma película muito fina comparada com o raio da Terra de aproximadamente 6.370km. A espessura média da crosta continental é de 40 km, e da Crosta oceânica 7km. Pode ser comparada à casca de uma laranja com relação ao diâmetro da fruta. De fato, depois da década de 60, com o desenvolvimento da Tectônica das Placas, a sedimentação e as bacias sedimentares começaram a explicar-se bastante bem, dentro do contexto de geologia global. Com esta visão e o suporte da Geologia Global, é fácil compreender porque certos locais são propícios à deposição de espessos pacotes de sedimentos, de maneira quase contínua, enquanto em outros locais, depositam-se pequenas espessuras de sedimento correspondendo a grandes intervalos de tempo, incluindo ainda numerosas e importantes lacunas sedimentares.

Fig. 7.1 – Estrutura da Terra

Os estudos geofísicos e a Teoria das Placas mostraram que a crosta

terrestre não é a parte essencial envolvida na Geodinâmica Interna. Para este propósito, devem ser consideradas as placas tectônicas, que formam a litosfera

Descontinuidade : 700 km

69

tanto continental quanto oceânica. A litosfera é constituída da crosta e da parte superior do manto superior. O manto superior quimicamente homogêneo divide-se em duas partes superpostas, de reologia diferente. A parte superior mais fria, junto com a crosta, constitui as placas tectônicas. A parte inferior, mais quente, tem um comportamento mais viscoso e é chamada astenosfera, o que significa etimologicamente: esfera sem força. É sobre ela que deslizam, separam-se e entram em colisão, as placas tectônicas. A figura 7.1. mostra o detalhe da crosta e do manto superior em região continental e oceânica. Seguem alguns dados relativos a espessura da crosta e da litosfera. Crosta continental Crosta oceânica

Media : 40km Media : 7km Andes : 70km Himalaia : 80km

Litosfera continental : entre 100 e 150km Litosfera oceânica : entre 70 e 80km A superfície da Terra é constituída de sete placas principais: Placa da América, Placa de Nazca, Placa da África, Placa da Eurásia , Placa da Índia, Placa do Pacífico e Placa da Antártida, e de onze placas menores (Fig.7.2) Placa do Adriático - AD, Placa da Arábia - AR, Placa do Caribe - CA, Placa de Cocos - CO, Placa do Egeu - E, Placa Juán de Fuca - JF, Placa de Gorda - G, Placa do Irã - IR, Placa das Filipinas - PH, Placa Rivera - R, Placa da Turquia - T. Os limites entre placas são de três tipos : Dorsais oceânicas (1), Zonas de subducção (2), e Falhas transformantes (3). Alguns limites são pouco nítidos ou discutidos (4), como o limite entre as placas da América e da Eurásia, ao Norte do Japão.

Fig. 7.2. – Principais placas tectônicas

Uma Dorsal dividindo um oceano em duas partes é uma fase evolutiva do rifteamento de uma placa continental que se inicia com um “rift valley” do tipo da África Oriental. A costa Atlântica da América do Sul já foi limite de placa, no final do Jurássico quando os continentes sul-americano e africano separaram-se por

70

rifteamento. Hoje o litoral atlântico da América do Sul é uma margem divergente ou passiva (trailing edge) onde uma espessa cunha de sedimento se depositou sobre a transição continental/oceânica da crosta. Do lado do Peru, o litoral do oceano Pacífico corresponde à zona de subducção da placa oceânica de Nazca por baixo da placa continental sul-americana. Constitui uma margem continental convergente ou leading edge. Em resumo, os três principais tipos de zonas tectônicas da crosta terrestre são:

1. Zonas de extensão com falhas normais, vulcanismo, diques. O movimento divergente das placas pode ter por conseqüência a geração de crosta oceânica.

2. Zonas de compressão com dobramentos e cavalgamentos. O movimento convergente das placas consome litosfera oceânica por subducção.

3. Deslocamento lateral das placas com falhas transcorrentes e transformantes. Devido à sinuosidade e bifurcação das placas, ocorrem zonas de transpressão com dobras e falhas e zonas de transtensão com formação de pequenas bacias de tipo pull apart. A litosfera é conservada.

Vários fenômenos provocam o aumento da lâmina d’água, permitindo a

acumulação de sedimento. A eustasia e a isostasia geram a acumulação de pequenas espessuras de sedimento. As grandes espessuras de sedimento acumuladas num único ciclo sedimentar resultam de fenômenos tectônicos de dois tipos diferentes:

• os riftes • as bacias foreland ou antepaís

Eustasia A eustasia é uma mudança geral ou global do nível dos oceanos, sem deslocamento vertical dos continentes. A eustasia é positiva quando sobe o nível dos oceanos e negativa quando desce o nível dos oceanos. Eustasia positiva provoca transgressão geral e eustasia negativa resulta em regressão geral. As variações eustáticas podem resultar de dois fenômenos diferentes: variação do tamanho ou formato das bacias oceânicas, ou variação do volume total da água dos oceanos. Variação do tamanho ou formato das bacias oceânicas É chamada tectôno-eustasia. A causa principal reside na variação do volume total das cordilheiras mesoceânicas, no decorrer do tempo geológico. Durante certas épocas geológicas os fenômenos de abertura oceânica tem sido mais intensos, gerando um volume excessivo para o conjunto das cordilheiras mesoceânicas e resultando no “transbordamento” da água dos oceanos, ou transgressão generalizada. Variação do volume total da água dos oceanos A única possibilidade de ocorrer uma variação substancial do volume da água é por mudança climática drástica, fazendo variar o volume das calotas polares de gelo ou das geleiras de montanha. É a glacio-eustasia. No Quaternário recente, entre -10.000 e -8.000 anos, o nível do mar teria subido de 50 metros e entre -8.000 e hoje, teria subido de mais 10 metros incluindo várias oscilações positivas e negativas. É muito discutida a subida atual e no passado recente, do nível do mar (Dupont, Addad, Erosão costeira, Ciência Hoje vol. 22, nº 128 pp. 42-51). Roland Paskoff (La Recherche Nº 191- Setembro 1987- pp. 1011 - 1019 : Les variations du

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niveau de la mer), pesquisador francês das variações atuais do nível do mar e dos fenômenos de erosão costeira, defende que durante os 100 últimos anos, teria ocorrido uma subida eustática media de 15 centímetros, o que corresponde a uma taxa anual de 1,5 milímetros. Teria resultado principalmente do recuo das geleiras de montanhas do hemisfério Norte. O desgelo completo das calotas da Antártida e da Groenlândia resultaria em uma subida suplementar de 80 metros do nível do mar.

Uma curva geral de variação do nível do mar, nos últimos 130.000 anos é apresentada acima. É publicada no livro de A Berger “Le climat de la Terre” De Boeck 1992. A linha cheia foi compilada por Berger e a linha tracejada, por Chappell e Shackleton. A escala da esquerda representa a variação do volume do gelo continental, em milhões de km3, e a da direita, a variação do nível dos mares em m.

O detalhe da curva entre 10.000 anos atrás e o presente, é apresentado no livro de Paskoff, “Côtes en danger” 1992, Masson. A partir desta curva, várias taxas de subida da água foram computadas. Seguem abaixo.

Entre -10.000 e -8.000 subida de 50m ou 25,00 mm / ano Entre - 8.000 e hoje subida de 10m ou 1,25 mm / ano Nos 100 últimos anos subida de 0,15m ou 1,50 mm / ano Até 2.100 (IPCC) Pior cenário subida de 0,60m ou 6.00 mm / ano

A última linha da tabela acima mostra uma previsão da evolução, no futuro,

do nível do mar, tomando em conta um possível aumento da temperatura, por causa do efeito estufa.

Os gráficos 2A, 2B e 2C, segundo modelos do IPCC (Intergovernamental Panel on Climatic Change), mostram as previsões de aumento da temperatura e de subida eustática do nível do mar, para os próximo 100 anos. São considerados 4 cenários: Atual, B, C, D, com redução, cada vez maior, da emissão dos gases de efeito estufa. Com o Prosseguimento das atividades atuais, em 2.100, a subida do nível do mar seria de 60cm (6mm/ ano), porém com uma imprecisão variando entre 30 e 110cm.

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O mapa da Europa, abaixo, mostra o novo contorno dos litorais, com o

derretimento de todo o gelo continental, e uma subida eustática resultante de 80m.

Isostasia Regula o ajuste da crosta terrestre a uma carga. A altura de sedimento que pode acumular-se (A) depende da altura útil (lamina d’ água para sedimento subaquático), e da densidade do sedimento.

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ρρρρm - ρρρρW

A = h ____________

ρρρρm - ρρρρs

A = altura do sedimento que pode acumular-se h = altura útil (lamina d’água) ρm = Densidade do manto superior 3,3 ρs = Densidade do sedimento : 2,0 cascalho ; 2,0 sedimento comum. ρW = Densidade da água : 1

Em alguns locais da Antártida, onde a espessura atual do gelo alcança 4 km, a

superfície da crosta situa-se 2 km abaixo do nível do mar, em função do enorme peso desse gelo. “Capas” semelhantes cobriam grandes extensões do planeta ao final da última glaciação, há 12 mil anos, e seu derretimento resultou em lenta recuperação do equilíbrio gravitacional. A Escandinávia, por exemplo, “perdeu” nessa época uma camada de gelo que atingia 2,5 km de espessura ao norte do Golfo de Botnia e desde então elevou-se, localmente, de mais de 400 m. O mapa ao lado mostra as curvas de soerguimento igual . Há 10.000 anos atrás, o soerguimento era de 50m por século (500mm/ ano), nos últimos 5.000 anos, diminuiu para 2m por século (20mm/ ano). Ainda hoje, determinada área da região sobe com uma taxa de 0,5 m por século (5mm/ ano).

Os fenômenos de eustasia e isostasia conseguem acumular poucas centenas de metros de sedimento.

Espessuras maiores, de 10.000m e até 15.000m necessitam de fenômenos ocorrendo na tectônica global (formação de bacias sedimentares). 11.1 - Tectônica de Placas: uma introdução Integrou as teorias sobre “deriva continental” e “espalhamento de fundo oceânico”, sismicidade, geomagnetismo. Tectônica global Diversas placas litosféricas, com espeesura de 70 km nos oceanos e 150 km nos continentes. Dimensões variáveis: 104 a 108 km2. 7 maiores placas → Americana, Africana, Antártica, Índica, Euroasiática,

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Pacífica. 3 tipos de margens

A) Margem construtiva DORSAL OCEÂNICA; (divergente) (acresção) RIFT CONTINENTAL → margem

continental passiva. B) Margem destrutiva ZONA DE SUBDUCÇÃO Tipo Andino;

(convergente) Tipo Arco (consumo litosfera) de Ilhas.

COLISÃO CONTINENTAL C) Margem conservativa Falhas transformantes.

(nem geração nem consumo de litosfera)

Premissas → espalhamento do fundo oceânico nas dorsais; Terra possui superfície constante; Taxas de geração são as mesmas de consumo litosférico. Mecanismo motor → correntes de convecção.

Limbo ascendente Fusão parcial, < d Limbo descendente Temperatura baixa, rigidez aumenta, > d

A lava sob pressão nas dorsais meso-oceânicas EMPURRA a placa, assim como o afundamento da listosfera fria e densa PUXA a outra extremidade da placa tectônica. Modelo empurra → puxa. • Litosfera → baixa temperatura, alta viscosidade, não participa da convecção. • Astenosfera → baixa viscosidade: comporta-se como fluido quando submetido a

longos esforços. Camada que vai gerar magma por fusão parcial. 11.2 – Tipos de Subsidência Compensação litostática Efeito de carga sobre a litosfera (p. ex. capa de gelo sobre os continentes) ou desequilíbrio térmico associado com densificação da litosfera provoca um fluxo astenosférico, gerando um mecanismo de compensação isostática. Ex: Bacias relacionadas a um arco magmático (forearc); bacias cratônicas.

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Subsidência mecânica Afinamento e ruptura da crosta ou litosfera por estiramento crustal e desenvolvimento de falhamentos normais rúpteis e dúcteis. Ex: Bacias do tipo rift. Subsidência flexural Soerguimento de escamas tectônicas devido a colisão entre continentes gera sobrecarga na crosta ± rígida, que afunda ou flexiona, gerando uma bacia sedimentar. A largura e a espessura da bacia varia conforme a rigidez da placa. Ex: Bacia foreland (ante-país). Subsidência térmica-flexural Contração termal com adensamento da litosfera durante o resfriamento da placa. Ex: Bacia de margem passiva. 11.3 – Classificação de bacias sedimentares Tipos de margens de bacias Margens divergentes

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Margens convergentes

Andino (Cordilheirano)

Arcos de Ilhas e Bacia Marginal (Mar do Japão)

Colisão continental 1 – Cinturão de empurrão; 2 – Zona de sutura (ofiolito); 3 – Pós-país (placa cavalgante); 4 – Bacia Foreland.

Margens conservativas

Falhas transformantes Falhas de movimento horizontal que afetam a litosfera e transferem o movimento de um limite para o outro da placa.

Bacias em Margens Divergentes Rifte

Falhas normais. Afinamento da crosta. Sedimentos continentais na base e marinhos no topo. Vulcanismo localizado.

Margem passiva (rifte oceânico)

Rifte evoluído com crosta oceânica, sedimentação deltáica e marinha rasa / profunda. Domos de sal e plataforma carbonática.

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Bacias em Margens Convergentes

• ZONA DE SUBDUCÇÃO 2 – Bacia atrás do arco (backarc) 1 – Bacia na frente do arco (forearc) Sedimento água profunda na base passando para água rasa no topo. Vulcanismo freqüente. Arenito lítico / wacke. Alto gradiente geotermal.

• COLISÃO CONTINENTAL 1 – Bacia foreland (tardi a pós-orogênica) Sedimentos de ambiente marinho raso a continental derivados da erosão da cadeia de montanhas (área orogênica).

Bacias Intraplaca (Cratônicas)

Ovais ou circulares, sobre crosta continental. Espessura de 3 a 5 km, com sedimentação relacionada a variações do nível do mar (transgressões e regressões).

LEIA MAIS SGARBI, G.N.C. 2007 – A dinâmica terrestre e as rochas. In: SGARBI, G.N.C.

(Organizador): Petrografia Macroscópica de Rochas Ígneas, Sedimentares e Metamórficas. Editora UFMG, pg. 17 a 53.

GABAGLIA, G.P.R & MILANI, E.J. 1990 – Origens e Evolução de Bacias Sedimentares. Petrobrás, 415p.

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11.4 – Bacias em Margens Divergentes Bacias tipo rift ( rifte) Esforços extensionais intraplaca ao longo de zonas de fraqueza crustal. Afinamento litosférico. Falhas de gravidade lístricas, com geração de grabens. Forte subsidência mecânica e elevada espessura dos sedimentos (3 a 10 km). Leques aluviais, sistema fluvial (sedimentos continentais na base). Transgressão no topo, com sedimentos de ambiente marinho raso. Vulcanismo alcalino, geralmente bimodal (ácido – básico). Depósitos minerais → paleoplacer (Au, D), fosfato, calcário, evaporitos, Fe-Mn. Sulfetos de Cu – Pb – Zn em folhelhos com matéria orgânica (exalações de salmouras metalíferas tipo Mar Vermelho). Pb – Zn – F – Ba (Tipo Mississipi Valley) em calcários.

• • Depressões alongadas onde a litosfera foi deformada sob a influência de forças

extensionais (falhas normais); • Perfil topográfico semelhante, com ombreiras elevadas e depressão (vale)

central; • Complexa rede de falhas normais rúpteis a dúcteis, com estiramento distensivo

variável; • Sismicidade ativa (hipocentros rasos), adelgaçamento crustal, alto fluxo térmico; • Tipos → gráben, rifte continental, rifte oceânico e margem passiva.

Ocorre estiramento da litosfera e subida local da astenosfera. Ocorre uma subsidência inicial. O aquecimento da litosfera estendida e sua conseqüente expansão impede que a subsidência seja maior. Posteriormente, o resfriamento da litosfera gerará uma segunda fase de subsidência, chamada de termal. Esta subsidência termal abrange uma seção maior do rifte e gera onlap de camadas marinhas, ou transgressão. Estruturas dos riftes Falhas normais rúpteis, com alto ângulo de mergulho, separam fatias de rocha que sofrem rotação. Em profundidade as falhas normais são dúcteis, ficam curvas, transformando-se em zonas de cisalhamento extensionais e se juntam formando detachment. O resultado é a formação de um leque imbricado distensivo, com zona de descolamento basal (detachment), falhas normais sintéticas e antitéticas e falhas transversais (transferentes). Sedimentação nos riftes Os principais sistemas deposicionais em riftes continentais são: leque aluvial, fluvial (entrelaçado e meandrante) e lacustre / marinho raso.

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A base estratigráfica é geralmente de sedimentação continental. Para o topo a sedimentação é marinha, devido a fenômenos de transgressões. Regressões podem ocorrer para o topo (aulacógenos). Subsidência nos riftes Estágio inicial RIFTE, com subsidência MECÂNICA→ distensão progressiva com cisalhamento puro / simples, formação de falhas normais que afetam e aquecem o embasamento. Padrão de degraus escalonados e afinamento crustal. Alto fluxo térmico devido à ascensão astenosférica sob o rifte; Estágio posterior, PÓS-RIFTE, com subsidência TERMAL → esfriamento crustal, aumento da rigidez flexural e conseqüente aumento da densidade da litosfera. Por reajuste isostático, as bordas da bacia flexionam e ocorre expansão da área deposicional (padrão onlap). Vulcanismo nos riftes Ocorre em cones ou plugs ou como fissuras. É geralmente de dois tipos: basaltos toleíticos e alcalinos, ou então bimodal (magma básico e ácido, alternadamente).

O rifteamento apresenta mais freqüentemente padrão assimétrico. Ocorre: falhas normais, vulcanismo e sedimentação continental..

Estágio de Golfo Proto-Oceânico (transição entre rifte e margem passiva) A subsidência continua e o rifte entra em comunicação com o oceano. Começa a ser gerada crosta oceânica. Ocorrem três tipos característicos de sedimentos.

• Evaporitos. A comunicação intermitente com o mar gera barreiras. Segundo Miall (Principles of sed. basin analysis) no mar Vermelho, existe registro local de 7.000m de evaporitos.

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• Folhelhos orgânicos escuros. Podem conter entre 2 e 15% de carbono orgânico. A produção alta de microorganismos, aliada a uma circulação restrita no fundo, por causa dos blocos falhados e das elevações vulcânicas, permitem uma acumulação importante de matéria orgânica no fundo e sua conservação. Poderá gerar petróleo, posteriormente.

• Recifes e carbonatos. São controlados pela topografia do embasamento. Bacias tipo Margem Passiva (Margem Continental do t ipo Atlântico) • Resultam da separação e deriva dos continentes (drift) com formação de

abertura oceânica (dorsal meso-oceânica) em riftes oceânicos evoluídos; • São sismicamente inativos, pois situam-se no interior da placa oceânica; • Representam a passagem de uma crosta continental espessa para uma crosta

oceânica fina; • Existem diferentes graus de afastamento entre os continentes, em função do

tempo de ruptura crustal. Ex: Golfo da Califórnia → afastamento incipiente, abertura a 5 Ma; Mar Vermelho → pequena abertura oceânica, 10 Ma; Oceânico Atlântico → máxima abertura e afastamento entre os continentes, com idade de 180 Ma no Norte e 130 Ma no Atlântico Sul;

• Fisiografia → continente, margem continental, talude e bacia oceânica. Sedimentação em Margens Passivas • Seqüência marinha (mar aberto) → transgressiva (carbonatos) e regressiva

(turbiditos); • Seqüência transicional (golfo) → evaporitos; • Seqüência continental → sistemas deposicionais fluvial, leque aluvial, eólico.

Vulcanismo basáltico. Sedimentação deltáica e lacustre com fluxos gravitacionais, correntes de turbidez;

Características principais: • Espessa acumulação de sedimentos, com grande subsidência termal; • Falhas de crescimento, instabilidade gravitacional, deslizamentos; • Diapirismo e domos de sal. Representa a evolução de um rift, com geração de crosta oceânica. A subsidência é dominada por mecanismos termais, com exponencial diminuição. A sedimentação é deltáica, marinho raso e profundo (turbiditos). Podem ocorrer falhas de crescimento em deltas, deslizamentos junto ao talude, tectônica de domos de sal (Golfo do México) e plataforma carbonática (tipo Bahamas). Depósitos minerais - evaporitos, argilas negras metalíferas, fosfato (U), Pb – Zn em carbonatos, carvão, petróleo.

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Neste estágio existem poucas falhas normais.

A subsidência resultando da fase de resfriamento (subsidência térmica), que pode ter iniciado na fase golfo, continua atuando, depositando formações marinhas “onlapando” as margens subsidentes e progradando mar adentro. Podem formar grandes cunhas clásticas e plataformas carbonáticas. O esquema seguinte, mostra a sucessão vertical dos sedimento da fase rifte, na base, e dos sedimentos da fase flexural, gerada pela subsidência térmica, no topo.

O Espinhaço de Minas Gerais, entre Diamantina e a Serra do Cabral é interpretado por muitos autores da UFMG e da UFOP, como o preenchimento de uma bacia rifte, com sequências basais da fase rifte, seqüência transicional e seqüência superior resultando da subsidência termal. Subsidência termal - Fase flexural. Grupo Conselheiro Mata, Fm. Galho do Miguel (transição). Subsidência mecânica - Fase rifte. Seq. Sopa Brumadinho, Seq. São João da Chapada, Seq. Natureza, Seq. Olaria.

A espessura de sedimentos do Supergrupo Espinhaço não ultrapassa 3.000 m. É um rifte pouco espesso. Normalmente, uma bacia rifte pode acumular até 16.000 m de sedimento.

A taxa de subsidência, durante a evolução de um rifte, diminui gradualmente entre a fase rifte e a fase flexural. Conhecendo o registro vertical da espessura de sedimento em função das idades geológicas sucessivas, é possível desenhar um gráfico de subsidência versus tempo, para cada bacia. Estes diagramas são chamados diagramas de Bubnoff. Evidentemente, cada bacia mostrará espessuras de sedimento e intervalos de subsidência diferentes.

A partir dos diagramas de Bubnoff, pode-se calcular uma média de 0,05mm de sedimento/ano, como taxa resultante de sedimentação por ano. Se admitimos

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que este valor é comparável com o valor médio da subsidência anual nas bacias de rifte, observamos que a subsidência tectônica é bastante mais lenta que as variações eustáticas repetidas a seguir. Entre -10.000 e -8.000 subida de 50m ou 25,00 mm / ano Entre - 8.000 e hoje subida de 10m ou 1,25 mm / ano Nos 100 últimos anos subida de 0,15m ou 1,50 mm / ano Até 2.100 (IPCC) Pior cenário. subida de 0,60m ou 6.00 mm / ano 11.5 – Bacias em Margens Convergentes

São as áreas de sedimentação nas proximidades das zonas de subducção e dos arcos vulcânicos. A região é subdividida, com relação ao arco magmático, em região ante-arco (forearc) e pós - arco “backarc” (Figs. abaixo). A região ante-arco é constituída de:

• Arqueamento (facultativo) • Trincheira • Complexo de subducção ou prisma de acresção • Bacia ante-arco (facultativo) A região pós-arco, quando situada sobre crosta continental, pode apresentar

uma bacia pós-arco, alongada, entre o arco vulcânico e a subida do continente. São relacionadas a arcos magmáticos e zonas de subducção. Tipos:

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Andino (Cordilheirano)

Arcos de Ilhas e Bacia Marginal (Mar do Japão)

• Fossa → calha com 8 a 11 km de profundidade, preenchida com sedimentos derivados do arco (turbiditos) e sedimentos pelágicos da crosta oceânica. São deformados (complexos de subducção) com melanges, ofiolitos e cinturões metamórficos pares. • Bacia na frente do arco (forearc basin) → apresenta, na base, sedimentos de ambiente marinho profundo (leque submarino) e, no topo, sedimentos de ambiente marinho raso ou não marinho (delta).

Espessura: 6 a 15 km → possui alto gradiente geotermal. Sulfeto maciço vulcanogênico (tipo Bessi e Kuroko); sulfeto sedimentar exalativo; Mn vulcanogênico.

• Arco magmático → vulcanismo andesítico – riolítico cálcio-alcalino devido a fusão parcial da placa em subducção. • Bacia atrás do arco (backarc basin) ou bacia marginal → ocorre sobre crosta continental ou oceânica, sendo extensional. Sedimentos de ambiente marinho profundo, exceto nas margens (leque submarino com detritos vulcânicos) e argilas pelágicas. Falhas normais com sedimentação diferencial lateral.

Sulfetos sedimentar – exalativo e vulcanogênicos (tipo Chipre); Fe - Mn vulcanogênico.

• Bacia de retroarco (foreland) → o peso das escamas tectônicas flexiona a litosfera, sendo melhor desenvolvida em colisão entre dois continentes. É preenchida com sedimentos derivados das montanhas (molassa): clásticos continentais passando a marinho raso ou deltáico com tectonismo sindeposicional e discordâncias internas. Situa-se entre a faixa móvel e o cráton, com embasamento continental.

Urânio em arenitos; Cu – Pb – Zn em arenitos e folhelhos. Tipos de subducção

A placa oceânica em subducção pode ter uma inclinação pequena ou forte. Dependerá essencialmente da sua idade (fig. 7.12).

Uma placa jovem, como a placa em subducção debaixo do Chile, com menos de 50MA, ainda é quente e mais dilatada. Conseqüentemente, ela é mais leve e mergulha com dificuldade. Ela cria uma compressão contra a placa continental. Com dificuldade para entrar em subducção, cria-se um arqueamento a montante da trincheira. A trincheira é geralmente rasa, e ocupada por um prisma de acresção bem desenvolvido. Seu desenvolvimento dependerá, porém, da disponibilidade em material variado, e especialmente em sedimento detrítico, anteriormente depositado sobre o assoalho oceânico.

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Uma placa mais velha, com mais de 100MA, como nas subducções do Japão e das Marianas, é mais fria, menos dilatada e, então, mais densa ou pesada. Ela tem dificuldade em ficar flutuando sobre a astenosfera e pode entrar em subducção espontaneamente. Ela não cria compressão sobre a margem da placa continental, mas, pelo contrário, cria uma tensão que gera abertura oceânica.

Recuo de zona de subducção Um exemplo de placa oceânica fria e pesada, com sua zona de subducção recuando espontaneamente, é a placa das Filipinas que teve duas zonas de subducção, anteriores à zona atual situada na trincheira das Marianas (Fig. 7.13). A mais antiga, datando do Cretáceo - Paleogêneo, deixou, no meio da placa das Filipinas o “arco remanescente” mais ocidental. Um segundo arco remanescente do Neogênio inferior, testemunhando de uma posição ulterior da zona de subducção, existe a leste do primeiro. Assim, a placa das Filipinas mostra três posições sucessivas da subducção da placa Pacífica.

Fig. 7.12

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A subducção de Kyukyu, bordejando o Japão e Taiwan, representa também uma segunda posição. No Cretáceo, a subducção ocorria diretamente contra o continente chinês.

Existência de prisma de acresção A existência de prisma de acresção depende de dois fatores:

• Subducção de placa jovem e leve criando atrito contra a borda da placa acavalada.

• Disponibilidade de material sedimentar para formar um prisma volumoso. Um prisma de acresção volumoso pode aflorar fora da água e formar ilha ou alinhamento de ilhas, paralelas ao arco vulcânico. Ilhas maiores estarão mais perto da fonte do material detrítico levado pelos rios, alimentando sucessivamente os deltas e os leques submarinos. É o caso das ilhas Andaman, Nicobar e

Fig. 7.13

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Mentawai (Ilha Nias) formando um arco paralelo ao arco vulcânico de Andaman / Indonésia (Fig. 7.14).

A ilha de Barbados (Fig. 7.15), única por enquanto num prisma de acresção em formação ao largo do arco vulcânico das Antilhas.

Bacias Foreland (Ante-País)

Quando uma placa oceânica relativamente jovem, em subducção (tipo Chile), comprime a borda da placa continental na região pós-arco, pode ocorrer a formação de uma cadeia de montanhas do tipo das Rochosas ou dos Andes (Fig. 7-16).

Fig.7.14

Fig. 7.15

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Numerosas falhas de cavalgamento ocorrem que repetem tectonicamente os pacotes sedimentares, na vertical. Este empilhamento cria um relevo, mas a sobrecarga provoca, também, um afundamenrto da crosta localmente mais espessa, por reajuste isostático. Como a crosta oferece uma certa rigidez, uma faixa de determinada largura, situada entre a cordilheira e o interior de continente, afunda, também, gerando uma depressão. Esta depressão é chamada bacia antepais (Foreland basin). O preenchimento com sedimentos detríticos oriundos principalmente da cordilheira apresenta seqüências rítmicas sincrônicas com cada novo evento de cavalgamento na cordilheira.

Fig. 7.16

Um exemplo muito bonito é a bacia da Prairie,a leste das Rochosas no Canadá. O empilhamento das nappes nas montanhas Rochosas gera uma sobrecarga e um reajuste isostático provocando a subidência na frente da cordilheira. (Ver filme da AAPG “Foreland Basins”). Os ritmos sedimentares superpostos começam, na base, com sedimentos turbidíticos (flysch) de água mais profunda, e terminam, no topo, com sedimentos continentais fluviais (molasse) e, eventualmente, camadas de carvão.

Na bacia Bambuí, na fase final da sedimentação correspondendo a formação Três Marias, a dinâmica pode ser relacionada a uma bacia antepais. Perto da Serra do Espinhaço, em soergimento na época, existem fácies fluviais conglomeráticas relacionadas a esta fonte escarpada. A parte central da bacia, por exemplo, no rio do Sono a sudoeste de Pirapora, apresenta uma superposição de ritmos de siliciclásticos fino a médio, marinhos, de batimetria decrescente. Bacia Foreland apresenta as seguintes características:

• Flexura da litosfera continental devido à carga de empurrões aplicada pela faixa orogênica.

Apresenta relação entre empurrões, subsidência na bacia, migração do arco periférico e variação do nível do mar (NM). Aumento da tectônica → mais relevo na faixa → maior subsidência na bacia → mais sedimentação.

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EXEMPLO: BACIA FORELAND DA CADEIA ANDINA

Comparação entre bacia Rifte e bacia Antepais (foreland) RIFTE ANTEPAIS Subsidência Estiramento e afinamento crustal.

Duas fases de subsidência: 1a. rápida 2a. lenta e demorada.

A subsidência é uma resposta à sobrecarga por cavalgamento: várias subsidências rápidas são seguidas de períodos de imobilidade.

Formato da bacia Assimétrica ou simétrica. Até 16 km de espessura de sedimentos. Flexura da crosta apenas na fase final.

Assimétrica. Raramente mais de 6km de espessura de sedimentos. Apenas flexura da crosta.

Estrutura da crosta Crosta adelgaçada Espessura da crosta é mantida. Sedimentos

Fase rifte: clásticos grossos Fase drifte: clásticos de plataforma, carbonatos, recifes.

No início Flysch (turbiditos): corresponde a subsidência rápida. No topo, Molasse: sedimentos clásticos fluviais e carvão. Instabilidade e aporte de detríticos prejudica a instalação de calcários e recifes.

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11.6 - Bacias Cratônicas Ovais ou circulares, com espessura de 3 a 4 km, geralmente sem fase de rifteamento. A subsidência está relacionada a um desequilíbrio térmico do manto, com densificação da litosfera e subsidência. O padrão sedimentar está relacionado a variações do nível do mar (transgressões e regressões). Predominam sistemas siliciclásticos e carbonáticos, com estruturas dominadas por ondas e marés. Altos estruturais formam sub-bacias. Fosfatos, evaporitos, carvão, urânio, ironstone, calcário, petróleo, gás. LEIA MAIS EINSELE, G. 1992 – Sedimentary Basins. Springer Verlag, 628p. MIALL, A.D. 1990 – Principles of Sedimentology Basins. Springer Verlag. GABAGLIA, G.P. & MILANI, E.J. 1990 – Origem e Evolução de Bacias

Sedimentares. Petrobrás, RJ. MARTINS NETO, M. Classificação de Bacias Sedimentares: uma revisão

comentada. Rev. Bras. Geociências, 36(1): 165-176.

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12. BACIAS SEDIMENTARES DO BRASIL 12.1 – Bacias cratônicas proterozóicas Cráton Amazônico As bacias cratônicas proterozóicas do Cráton Amazônico são bacias Paleo-Mesoproterozóicas do tipo rifte, com sedimentos continentais (leque aluvial, fluvial) na base e sedimentos marinhos no topo. Exemplos: • Grupo Roraima Reis & Carvalho (1996) RBG, 26(4), 217-226. Reis, 2006. Monte Roraima. SIGEP 038, www.unb.br/ig./sigep/sitio038 • Gr. Beneficiente Leite & Saes (2003). Geologia, Série Científica – USP, vol.3,

113-127. • Fm. Palmeiral Bahia & Pedreira, 2007. RBG, 37(2): 268-280. Cráton do São Francisco As bacias cratônicas proterozóicas do Cráton do São Francisco são de dois tipos diferentes:

a) Bacias tipo rifte Paleo-Mesoproterozóico – tipo Espinhaço (Uhlein & Chaves, 2001, RBG 31(4), 445-456.

b) Bacia Neoproterozóica - tipo Bacia do São Francisco (Alkmim & Martins Neto, 2001. In: Bacia do São Francisco, pg.)

A bacia do Espinhaço se extende de Minas Gerais a Bahia e está invertida

(dobrada) pelo Ciclo Brasiliano. É uma bacia do tipo rifte, com vulcânicas ácidas –intermediárias e sedimentos continentais na base e sedimentos marinhos raso no topo.

A bacia do São Francisco também ocorre em Minas Gerais e Bahia e é constituída pelo Grupo Bambuí e sedimentos continentais (Grupo Areado, Urucuia) do Mesozóico (Cretáceo).

O Grupo Bambuí apresenta na base uma fase rifte (Fm. Jequitaí e Sete Lagoas) e para o topo, características de bacia foreland ou de ante-país. A

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deformação orogenética da Faixa Brasília entre 700-620 Ma favoreceu a subsidência flexural da borda cratônica, permitindo espaço para sedimentação do Grupo Bambuí, especialmente para as Formações Serra da Saudade e Três Marias, que mostram um padrão de granocrescência para o topo. No Cretáceo ocorreu reativação da bacia do São Francisco com sedimentação do Grupo Areado e vulcanismo do Grupo Mata da Corda, em fase rifte, durante a separação América do Sul – África. 12.2 – Bacias Fanerozóicas do Brasil

Bacias cratônicas (Paleozóicas – Mesozóicas)

As bacias cratônicas do Brasil abrangem uma grande extensão em área. Destaca-se a bacia do Paraná (ocorre nos Estados RS, SC, PR, SP, MG, GO), a bacia do Parnaíba (MA e PI) e a bacia do Amazonas (no Estado do Pará, Amazonas e Acre).

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A Bacia do Paraná abrange uma área de mais de 1.000.000 km2 no Brasil, e mais 400.000 km2 no Paraguai, Argentina e Uruguai, com 2/3 da superfície coberta por lavas basálticas do Mesozóico. Possui espessura em torno de 7.000m no depocentro. O registro estratigráfico da Bacia do Paraná abrange seis superseqüências (Milani & Thomaz Filho, 2000). A estratigrafia está relacionada a ciclos transgressivos – regressivos e eventos glaciais no Paleozóico. No Mesozóico predominam a sedimentação continental (eólica) e as lavas basálticas. No Cretáceo / Terciário houve nova sedimentação continental (Gr. Bauru). Eventos orogênicos em áreas próximas à Bacia do Paraná (Caledoniana, Herciniana) são responsáveis por hiatos e lacunas na sedimentação. A Formação Serra Geral (magmatismo basáltico Jurássico-Cretáceo) ocorreu devido ao rifteamento de separação dos continentes América do Sul e África.

EVOLUÇÃO DA BACIA DO PARANÁ

Seção da Bacia do Paraná em Milani & Thomaz Filho, 2000.

CARTA ESTRATIGRÁFICA DA BACIA DO PARANÁ

Quadro da Bacia do Paraná em Gabaglia & Milani (1990)

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Bacias de Margem Passiva (Mesozóicas-Cenozóicas) São geralmente subdivididas em pré-rifte, rifte, proto-oceano e mar aberto, representando estágios de separação dos continentes da América do Sul e África.

Em termos de sedimentação destacam-se as seguintes seqüências sedimentares:

a) Megasseqüência continental – sedimentação de leques aluviais em clima árido, fluvial entrelaçado, flúvio-deltaica e seqüências lacustres, estas preenchidas por folhelhos negros (orgânicos) e turbiditos. Foi depositada entre os andares Dom João (Jurássico), Rio da Serra-Aratu (Cretáceo Inferior) e Buracica-Jiquiá (Cretáceo Inferior). A subsidênica foi mecânica com falhas normais devido ao estiramento litosférico. Vulcanismo basáltico foi freqüente, especialmente nas bacias do Sul do Brasil (Pelotas, Santos, Campos).

b) Megasseqüência transicional evaporítica – foi depositada durante o andar Alagoas (Aptiano) e é constituída por evaporitos (anidrita, halita, carnalita, silvinita) depositados sobre uma ampla discordância pós-rifte. A espessura do sal pode atingir 2.000m nos depocentros.

c) Megasseqüência carbonática de plataforma rasa – durante o andar Albiano ocorreu extensa sedimentação carbonática de alta energia ricos em oncólitos, pellets, oólitos e bioclastos, na forma de rampa carbonática deformada pela tectônica de sal.

d) Megasseqüência marinha transgressiva – é constituída por calcilutitos, margas e folhelhos, de plataforma profunda, depositados durante o Cenomaniano-Turoniano, com características turbidíticas.

e) Megasseqüência marinha regressiva – é composta por sistemas deposicionais sincrônicos (fan-delta, flúvio-deltaico, plataforma, talude e bacia oceânica) com padrões sísmicos de offlap. Leques turbidíticos de

94 * Fonte: Chang et al. 1990. In: Gabaglia & Milani, 1990. Origem e Evolução de Bacias Sedimentares. Petrobras.

grande extensão foram depositados. Nas bacias do Sul do país, o tectonismo da Serra do Mar aumentou o suprimento resultando em padrão progradacional.

Os principais fatores responsáveis pela sedimentação das megassequênicas são: • Grau de extensão e afinamento litosférico (na subsidência mecânica); • Clima, para sedimentar evaporitos; • Variação do nível do mar (marinha transgressiva); • Aumento do suprimento (marinha regressiva).

* As bacias da plataforma continental são do tipo rifte - margem passiva e, portanto, mostram subsidência diferencial. Inicialmente do tipo rifte, devido ao estiramento crustal com falhas normais e posteriormente termal, quando ocorreu a sedimentação das megasseqüências transicional, carbonática e marinha. Além disto, ocorreu um fenômeno transgressivo – regressivo no final do Cretáceo e início do Terciário.

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LEIA MAIS SOBRE BACIAS FANEROZÓICAS

1. Schobbenhaus, C. et al., 1984. Geologia do Brasil. Texto Explicativo do Mapa Geológico do Brasil, escala 1 : 2.500.000.

2. Milani & Thomaz Filho, 2000. Sedimentary Basins of South America, pg. 389-452. In: Tectonic Evolution of South America. Editores: Cordani, Milani, Thomaz Filho, Campos. 31 Int. Geological Congress, Rio de Janeiro.

3. Gabaglia & Milani, 1990. Origem e Evolução das Bacias Sedimentares. Petrobras. (vários artigos importantes, um sobre cada bacia).

4. Boletim de Geociências da Petrobrás, 8 (1), 1994 (vários artigos). 5. Petri & Fúlvaro, 1983. Geologia do Brasil: Fanerozóico, 631p. 6. Internet / sites da Petrobras. 7. Série Geologia do Petróleo. Bacias Sedimentares Brasileiras. CD-Room. 1

volumes. Petrobras. 8. Série Geologia do Petróleo. Estratigrafia de Seqüências. CD-Room.

Petrobras. 9. www.fundphoenix.cjb.net - Fundação Paleontológica Phoenix, com artigos

sobre fosseis e bacias sedimentares do Brasil. 10. Site da Agência Nacional do Petróleo – ANP

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SEMINÁRIO: ESTRATIGRAFIA DE BACIA SEDIMENTAR Atividade didática de pesquisa, leitura, redação e apresentação oral, sobre uma bacia sedimentar fanerozóica do Brasil. Pretende-se uma pesquisa sobre a estratigrafia (classificação estratigráfica, com descrição de unidades litoestratigráficas, bioestratigráficas e cronoestratigráficas, assim como descrição de seqüências deposicionais), evolução tectônica (tipos de subsidência, eventual deformação das camadas), variação dos ambientes de sedimentação com o empilhamento estratigráfico, paleoclimas, seções sísmicas, diagênese, etc. Descrição dos depósitos minerais sedimentares, com ênfase no carvão e petróleo. Tipos de bacias sedimentares

1 – Intracratônicas: Amazonas, Solimões, Acre, Parnaíba (Maranhão), Parecis, Paraná.

2 – Margem continental (margem passiva): Foz do Amazonas, São Luiz - Pará/Maranhão, Barreirinhas, Potiguar, Pernambuco-Paraíba, Sergipe/Alagoas, Camamú/Almada, Espírito Santo, Campos, Santos, Pelotas, Cumuruxatiba, Jequitinhonha, Ceará.

3 – Riftes continentais (aulacógenos): Tacutú, Araripe, Recôncavo-Tucano-Jatobá, Marajó-São Luís.

4 – Ante-país (foreland): São Francisco, Camaquã, Itajaí.