Universidade Federal do Rio Grande do Norte Centro de Ciências Exatas e da Terra Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica DISSERTAÇÃO DE MESTRADO Análise estratigráfica de subsuperfície do Devoniano da Bacia do Rio do Peixe, Nordeste do Brasil Autor: José Gedson Fernandes da Silva Orientadora: Prof. Dra. Valéria Centurion Córdoba Coorientador: Dr. Luciano Henrique de Oliveira Caldas Dissertação n.º 135/PPGG. Natal, julho de 2014 UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA DISSERTAÇÃO DE MESTRADO Análise estratigráfica de subsuperfície do Devoniano da Bacia do Rio do Peixe, Nordeste do Brasil Autor: José Gedson Fernandes da Silva Dissertação apresentada em vinte e cinco de julho de dois mil e catorze, ao Programa de Pós- Graduação em Geodinâmica e Geofísica – PPGG, da Universidade Federal do Rio Grande do Norte - UFRN como requisito à obtenção do Título de Mestre em Geodinâmica e Geofísica, com área de concentração em Geodinâmica. Comissão Examinadora: Profa. Dra. Valéria Centurion Córdoba (Orientadora) Prof. Dr. Leonardo Borghi (Membro externo) Prof. Dr. Francisco Pinheiro Lima Filho (Membro interno) Natal-RN, julho de 2014. Dedico este trabalho aos meus pais, Gedeão e Inês, e à minha esposa, Eufra. Agradecimentos Agradeço à PETROBRAS pela liberação dos dados e ao incentivo dos meus gerentes imediatos, da Gerência de Sedimentologia e Estratigrafia (EXP/SE), Maurício Olivieri, durante a fase inicial do mestrado, Guilherme Gontijo, Gerente de Exploração da UO-RNCE, pela minha liberação parcial, assim como à Gerência de Recursos Humanos, nas pesssoas de Luisa Spinelli e Vera Santos, pelo apoio à viagem de campo. Agradeço à orientadora, Professora Doutora Valéria Centurion Córdoba, pelos ensinamentos profícuos, discussões técnicas e sugestões de melhorias ao longo da pesquisa. Ao coorientador, Doutor Luciano Henrique de Oliveira Caldas, pelas discussões técnicas, pelo incentivo e orientação durante todas as fases do trabalho, especialmente nos trabalhos de campo. Ao optar por uma abordagem multidisciplinar, pude aprender um pouco de cada especialidade, com colegas da PETROBRAS e da UFRN. Dessa forma, quero compartilhar os resultados obtidos com todos aqueles que de alguma forma contribuíram para a realização desta pesquisa. Deixo registrado os meus agradecimentos: Ao Geólogo Claudio Florencio, pelas críticas e sugestões, no exame de qualificação, e pela colaboração durante a pesquisa. Ao Geólogo Sidney Roos e ao Geofísico Wander Amorim, ex-intérpretes da PETROBRAS, pelas informações e discussões sobre a Bacia do Rio do Peixe, desde a época da preparação das locações exploratórias. Aos bioestratígrafos Henrique Roesner, José Henrique Melo e Paula Mauller, pelas discussões sobre os dados palinológicos e pela ajuda com a pesquisa bibliográfica referente à Bioestratigrafia. À Geóloga Isabelle Silva, pelas discussões técnicas e pela cessão de dados e informações sobre a petrologia dos reservatórios devonianos da Bacia do Rio do Peixe, tema de sua dissertação de mestrado. À Geofísica Sayonara Legrand pela cessão dos dados do seu projeto sísmico do Rio do Peixe e pelo apoio no uso do programa para interpretação sísmica (SeisVision), além da conversão em profundidade dos horizontes mapeados em tempo. Aos técnicos Janio Câmara e Isaac Lima, pela recuperação dos dados e pela criação do projeto sísmico. Aos geofísicos Francis Silva, Márcia David e Ingred Nóbrega, pelo esclarecimento de dúvidas, orientações e sugestões durante a interpretação do volume sísmico. Aos geólogos Ubiraci Soares e Luiz Gustavo Dias pelas discussões e sugestões, e ao Geólogo Diógenes Oliveira pelas discussões técnicas e pelo encaminhamento das rochas piroclásticas para datação radiométrica, além da ajuda na utilização do programa PETREL. Aos geólogos Leonardo Menezes, Marcus Moura e Yoe Perez e ao Geofísico Peryclys Andrade, pela ajuda com o uso do PETREL. Ao Professor Marcelo Arnosio pelo esclarecimento de dúvidas na caraterização inicial das rochas piroclásticas e ao Geólogo Peter Szatmari (CENPES) por viabilizar as datações das mesmas. Às geólogas Camila Anjos e Julice Santos e aos técnicos Rose Mencarelli, Ailton Sousa, Cláudia Silva, Alberto Paz e Camila Gonzáles (CENPES), pela presteza na interpretação e realização das análises de MEV/EDS e DRX. Ao Geólogo Jorge Oliveira, Gerente da Gerência de Acompanhamento e Aquisição de Dados Geológicoss (EXP/AAG), aos geólogos Jackson Barros e Orildo Silva e ao Técnico de Exploração Valdemberg Santos, pelos dados de poços, informações e mapas de acesso à área estudada e ao Técnico de Exploração Nilton Silva, pela confecção dos mapas no ArcGis. Aos geólogos Álvaro Campassi e Pérsio Silvestre, pelo esclarecimento de dúvidas durante a elaboração e revisão do tópico sobre perfis geofísicos de poço, ao Geólogo Ewerton Sena pela ajuda na interpretação dos perfis para elaboração da coluna litológica dos poços. Ao Geólogo Saulo Santos pelas discussões técnicas sobre a correlação entre as bacias do Rio do Peixe e Parnaíba. Ao professor Mario Assine e ao Geofísico João Marinho pelo envio de alguns artigos difíceis de encontar nas bibliotecas ou na internet. Aos colegas, técnicos de exploração da EXP/SE, Túlio Libânio e Ewerton Gomes, pelo registro fotográfico de testemunhos e amostras laterais e de calha, e aos colaboradores Dilson Gomes e Joel Souza, pelo apoio e coleta de amostras de rocha. À Biblioteconomista Andréia Sakakima e aos colaboradores Josivânia Morais e Ciro Dias, da Documentação Técnica de E&P (RNCE), pela eficiência e boa vontade em atender minhas demandas por livros e periódicos, nem sempre fáceis de encontrar, e pela digitalização de vários artigos científicos. Ao Estagiário do curso de Geologia (UFRN) Jairo Rodrigues, pelo apoio na descrição das amostras de rocha e no registro fotográfico das amostras de calha sob a lupa binocular. Falando agora do ambiente acadêmico, agradeço à Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN) pelo acolhimento do meu projeto de pesquisa no Programa de Pós-graduação em Geodinâmica e Geofìsica (PPGG). Estendo estes agradecimentos: Aos professore do PPGG, Venerando Amaro, Fernando César, Alex Antunes Helenice Vital, com os quais tive a grata oportunidade cursar disciplinas, e Emanuel Jardim de Sá, não apenas pelas aulas, mas também pelas críticas e sugestões, no exame de qualificação, e por compartilhar o seu conhecimento sobre a Bacia do Rio do Peixe com orientações para um melhor aproveitamento dos trabalhos de campo. Ao Professor Francisco Pinheiro e à equipe do Grupo de Estudos de Análogos (GEA), pela oportunidade de acompanhá-los e aprender participando durante a aquisição de duas linhas de GPR na área de estudo. Ao Professor Marcos Nascimento, pela ajuda com a caraterização e descrição petrográfica das rochas piroclásticas e pelo meu aprendizado nesta parceria. Aos funcionários do PPGG, na pessoa de sua secretária Nilda Lima, pela sua eficiência e disposição para ajudar. Aos professores Anibal Alves (UFRN), pelas discussões e conversas sobre a Bacia do Rio do Peixe (desde a época da PETROBRAS), e Peter McLaughlin, Jr. (Universidade Delaware), pela discussão sobre os testemunhos (fácies) e sobre o arcabouço genético. Embora o regime de liberação parcial das atividades profissionais não me tenha possibilitado uma participação mais efetiva no cotidiano acadêmico, agradeço aos colegas alunos do PPGG pela excelente convivência em sala de aula e nos corredores. Agradeço também aos graduandos de Geologia Ana Karoliny e Carlos Adriano pela ajuda com algumas figuras. Por fim, agradeço a compreensão e o apoio da minha família e amigos, em especial da minha esposa Eufra e da minha mãe Inês, pelos vários fins de semana, nos quais tive que passar mais tempo com o computador do que com eles. Resumo A análise estratigráfica de subsuperfície de estratos devonianos da Bacia do Rio do Peixe, recém-datados por palinologia, resultou na classificação de duas novas unidades litoestratigráficas reunidas no Grupo Santa Helena. A Formação Pilões (unidade inferior), na qual predominam pelitos escuros e arenitos médios a muito finos, associados a conglomerados e brechas. A Formação Triunfo (unidade superior) composta por arenitos cinza-esbranquiçados, grossos a conglomeráticos, caulínicos, com estratificações cruzadas, conglomerados, pelitos e arenitos finos intercalados. Estas unidades foram caracterizadas com o apoio de testemunhos, amostras laterais e de calha, perfis geofísicos convencionais e de imagem, de três poços perfurados pela PETROBRAS, e sísmica 3D. Na Formação Pilões predominam fácies prodeltaicas, com fácies de tálus e debritos subaquosos e de lobos turbidíticos arenosos intercalados, na parte distal de sistemas de leques deltaicos e fácies de barras do sistema fluviodeltaico entrelaçado (braided) da Formação Triunfo. O Grupo Santa Helena corresponde à tectonossequência devoniana inferior, cuja espessura máxima conhecida é de 343 metros (isócora) no poço 1-PIL-1-PB (Pilões nº1), depositada durante um ciclo transgressivo-regressivo em um graben, com eixo deposicional controlado por um segmento NO-SE da Zona de Cisalhamento Patos. O limite inferior desta tectonossequência é não-conforme e o superior é discordante com a tectonossequência cretácea inferior (Grupo Rio do Peixe), com um hiato de aproximadamente 265 milhões de anos. Ignimbritos e brechas coignimbríticas (brecha vulcânica Poço da Jurema), relacionadas a um evento vulcânico piroclástico ainda desconhecido, foram reconhecidas na margem norte do Semigraben de Sousa. Há evidência, a partir de dados de subsuperfície, de que este evento é contemporâneo ao preeenchimento do graben devoniano. Os resultados deste estudo indicam que a evolução tectonovulcanossedimentar da bacia é poli-histórica. Esta atualização litoestratigráfica abre novas perspectivas de pesquisas geológicas na Bacia do Rio do Peixe e em outras bacias interiores do Nordeste do Brasil. Os resultados da pesquisa também contribuem para o melhor conhecimento da evolução da Província Borborema e da paleogeografia do Gonduana ocidental durante o Eodevoniano. PALAVRAS-CHAVE: Litoestratigrafia, Tectonossequência devoniana inferior, Formação Pilões, Formação Triunfo, Grupo Santa Helena, Província Borborema. Abstract Subsurface stratigraphic analysis of Devonian strata from the Rio do Peixe Basin, newly recognized by palynological studies, has resulted in the identification of two new lithostratigraphic units assembled in the Santa Helena Group. The Pilões Formation, the lower unit, is composed mainly of dark mudstones and medium-to- very fine-grained sandstones, with minor conglomerates and breccias. The Triunfo Formation, the upper unit, comprises whitish grey, kaolinitic, coarse-grained to conglomeratic, cross stratified sandstones and conglomerates, with interbedded mudstones and fine-grained sandstones. These units were characterized using cores, sidewall and cuttings samples, conventional logs and image log, from three wells drilled by PETROBRAS, and 3D seismic data. The Pilões Formation is interpreted as prodeltaic facies, with lesser associated subaqueous talus, debrite and sandy turbidite lobe facies, distal part of fandelta and braided fluviodeltaic facies of Triunfo Formation. The Santa Helena Group corresponds to the Lower Devonian tectono-sequence deposited in a NW-SE-trending graben during a transgressive- regressive cycle. With 343 meters of thickness (isochore) in well 1-PIL-1-PB (Pilões 1), this sequence has a non-conformity at the lower boundary and its upper boundary is an unconformity with the Lower Cretaceous tectono-sequence (Rio do Peixe Group), that represents a hiatus of about 265 million years. Ignimbrites and co- ignimbrite breccias (Poço da Jurema volcanic breccia), related to an unknown pyroclastic volcanic event, were recognized at the northern margin of the Sousa half- graben. Evidence from well data suggests that this event is coeval with the Devonian graben filling. The present study indicates a polyhistorical tectono-volcano- sedimentary evolution of the basin. This lithostratigraphic update brings new perspectives for geological research in the Rio do Peixe Basin, as well as in other inland basins of the Northeastern of Brazil. The results of the research also contribute to the kwnoledge of the Borborema Province and western Gondwana paleogeography during the Early Devonian. KEYWORDS: Lithostratigraphy, Lower Devonian tectono-sequence, Pilões Formation, Triunfo Formation, Santa Helena Group, Borborema Province. Índice de figuras e de tabelas Figuras Figura 2.1 - Mapa de localização e acesso à área de estudo (DER-PB). ................. 18 Figura 2.2 - Mapa da área de estudo, com localização dos poços e afloramentos e vias de acesso. (IBGE, PETROBRAS). ..................................................................... 19 Figura 2.3 - Fluxo de trabalho da pesquisa. .............................................................. 21 Figura 2.4 - Análise estratigráfica sequencial (Modif. de Homewood et al.2002) ...... 22 Figura 3.1 - Localização da BRP no trend Cariri-Potiguar. ........................................ 27 Figura 3.2 - Embasamento da Bacia do Rio do Peixe ............................................... 28 Figura 3.3 - Origem das bacias-rifte eocretáceas ..................................................... 29 Figura 3.4 - Mapa geológico da BRP (Modificado de Nunes da Silva 2009). ........... 31 Figura 3.5 - Seção sísmica interpretada da Bacia do Rio do Peixe (adaptada a partir das figuras 2 e 4a de Córdoba et al. 2008) .............................................................. 33 Figura 3.6 - Carta estratigráfica da Bacia do Rio do Peixe (Córdoba et al. 2008) ..... 37 Figura 4.1 - Invasão do filtrado (Modificado e traduzido de Schlumberger 1989b) ... 46 Figura 4.2 - Curvas de caliper (CALI), de resistividade (HMRS e HDRS) e microrresitividade (MSFL) do poço 1-PIL-1-PB. ........................................................ 47 Figura 4.3 - Curvas de raios gama espectral do poço 1-PIL-1-PB. ........................... 49 Figura 4.4 - Curvas de porosidade (sônico, densidade e neutrão) e correção do densidade (DRHO) do poço 1-PIL-1-PB. .................................................................. 50 Figura 4.5 - Padrões típicos do perfil de raios gama (Modificado e traduzido de Cant 1992). ........................................................................................................................ 52 Figura 4.6 - Imagem microrresistiva da parede do poço. .......................................... 53 Figura 4.7 - Intersecção de um plano com a parede do poço e sua representação no perfil de imagem (Traduzido e adaptado de Serra 1989). ......................................... 54 Figura 4.8 - Apresentação da imagem microrresistiva e da atitude das estratificações no perfil de mergulho (dipmeter). .............................................................................. 54 Figura 4.9 - Padrões de empilhamento de fácies (Traduzido de Van Wagoner et al. 1990). ........................................................................................................................ 57 Figura 4.10 - Tipos de Sequências (Traduzido e adaptado a partir das figuras 1.7 e 4.7 de Catuneanu 2006). .......................................................................................... 59 Figura 4.11 - Parâmetros sismofaciológicos (Traduzido e modificado de Mitchum Junior et al. 1977). ..................................................................................................... 61 Figura 5.1 - Perfil integrado do poço 1-PIL-1-PB. ...................................................... 66 Figura 5.2 - Perfil integrado do poço 1-STH-1-PB. .................................................... 68 Figura 5.3 - Perfil integrado do poço 1-TRF-1-PB. .................................................... 69 Figura 5.4 - Perfis integrados, com unidades litológicas (ULs) identificadas nos poços estudados: ................................................................................................................. 74 Figura 5.5 - Unidade litológica 1 (UL1) ...................................................................... 75 Figura 5.6 - Unidade litológica 2 (UL2) ...................................................................... 77 Figura 5.7 - Unidade litológica 3 (UL3). ..................................................................... 79 Figura 5.8 – Unidade litológica 4 (UL4) ..................................................................... 80 Figura 5.9 - Unidade litológica 5 (UL5). ..................................................................... 82 Figura 5.10 - Unidade litológica 6 (UL6). Lamitos castanho-avermelhados da Formação Sousa (Cretáceo Inferior). ........................................................................ 84 Figura 5.11 - Diagrama ternário composicional (Folk 1968) e de proveniência (Dickinson 1985). ...................................................................................................... 85 Figura 5.12 - Correlação litoestratigráfica (datum base da UL4). .............................. 87 Figura 5.13 - Fácies de brechas vulcânicas com ignimbritos (Bcm, Bmm e Igb) e conglomerado com seixos (Csm). ............................................................................ 91 Figura 5.14 - Fácies Arenito conglomerático (ACm, ACi) e conglomerado matriz sustentado maciço (Cmm)........................................................................................ 92 Fgura 5.15 - Fragmento de rocha vulcânica analisada sob MEV com gráfico de espectro composicional (EDS) . ................................................................................ 93 Figura 5.16 - Arenito grosso estratificado (AG), em parte conglomerático (AGc). ..... 95 Figura 5.17 – Fácies Arenitos com gradação norma (Agn), arenitos finos maciços (AF) e com intraclastos (AFi) e interestratificados (Ipa e Iap). ................................... 97 Figura 5.18 – Arenitos com gradação normal (Agn) e interestratificados pelito-arenito (Ipa). .......................................................................................................................... 98 Figura 5.19 – Fácies e arenitos (Agn, AF, AFi ) pelitos (P) e interestratificadas (Iap e Ipa). ......................................................................................................................... 100 Figura 5.20 - Associação de fácies de Depósitos vulcanoclásticos (DV). ............... 103 Figura 5.21 - Associações de fácies de tálus subaquoso (TS) e lobos subaquosos proximais (LSP). ...................................................................................................... 105 Figura 5.22 - Associações de fácies de lobos subaquosos intermediários (LSI) e distais (LSD). ........................................................................................................... 106 Figura 5.23 - Associação de fácies de Barras fluviodeltaicas (BFD) e Prodelta (PRD) ................................................................................................................................ 108 Figura 5.24 - Empilhamento de fácies e superfícies estratigráficas.. ...................... 110 Figura 5.25 - Seção sísmica arbitrária (em tempo) passando pelos poços PIL-1 e TRF-1 e pelo Alto de Santa Helena ......................................................................... 113 Figura 5.26 - Seção sísmica arbitrária (em tempo) passando pelos poços STH-1 e TRF-1, com destaque para as falhas de borda ....................................................... 114 Figura 5.27 - Tratos de sistemas e evolução tectonossedimentar do graben eodevoniano. ........................................................................................................... 117 Figura 5.28 - Sistemas deposicionais, tratos de sistemas, ciclos sedimentares, superfícies estratigráficas e arcabouço genético da sucessão sedimentar devoniana. ................................................................................................................................ 118 Figura 5.29 - Mapa estrutural ao nível do topo do embasamento (em profundidade). ................................................................................................................................ 119 Figura 5.30 - Mapa de isócoras da sequência devoniana. ...................................... 120 Figura 5.31 - Diagrama em cerca e seção geológica (AA') passando pelos poços TRF-1 e STH-1. ....................................................................................................... 121 Figura 5.32 - Mapa geológico da área estudada. UTM (m), M.C.= -39°, Datum SIRGAS 2000. ......................................................................................................... 122 Figura 6.1 - Gonduana ocidental durante o Eodevoniano (Modificado de Torsvik & Cocks 2011). ........................................................................................................... 125 Figura 6.2 – Modelo esquemático da formação do graben devoniano (Modificado no arcabouço estrutural de Ponte 1992). ..................................................................... 126 Figura 6.3 - Perfil de resistividade e seção geológica interpretada (Modificado de Feitosa 2006). ......................................................................................................... 129 Figura 6.4 Relações estruturais e estratigráficas entre o SgBF-T e o SgS, de acordo com Jardim de Sá & Campos (2010) e Nunes da Silva (2009). .............................. 133 Figura 6.5 - Pelitos devonianos e seu aspecto de alteração em amostras de calha e de testemunho. ........................................................................................................ 134 Tabelas Tabela 4.1 - Parâmetros sismofaciológicos (Traduzido de Mitchum Junior et al. 1977). ........................................................................................................................ 60 Tabela 5.1 - Principais fácies descritas na seção devoniana .................................... 90 Tabela 5.2 - Associações de fácies interpretadas na seção devoniana. ................. 102 Tabela 5.3 - Principais sismofácies do volume sísmico interpretado ...................... 116 Sumário Folha de rosto Dedicatória Agradecimentos Resumo Abstract Índice de figuras e de tabelas Sumário 1 INTRODUÇÃO ................................................................................................... 14 1.1 Apresentação e justificativa do tema ................................................................. 14 1.2 Objeto de estudo, objetivos e produtos ............................................................. 14 2 MATERIAIS E MÉTODOS ................................................................................. 17 2.1 Área de estudo .................................................................................................. 17 2.2 Base de dados ................................................................................................... 17 2.3 Aspectos metodológicos .................................................................................... 20 2.3.1 Trabalhos de gabinete ................................................................................... 23 2.3.2 Trabalhos de campo ...................................................................................... 23 2.3.3 Trabalhos de laboratório ................................................................................ 23 3 CONHECIMENTO PRÉVIO ............................................................................... 26 3.1 Introdução .......................................................................................................... 26 3.2 Localização e contexto tectônico ....................................................................... 26 3.3 Embasamento da Bacia do Rio do Peixe .......................................................... 27 3.4 Origem e arcabouço estrutural .......................................................................... 29 3.5 Arcabouço estratigráfico .................................................................................... 32 3.6 Estudos Faciológicos ......................................................................................... 38 3.7 Estudos de Estratigrafia de Sequências ............................................................ 40 4 FUNDAMENTOS DA ANÁLISE ESTRATIGRÁFICA ......................................... 43 4.1 Introdução .......................................................................................................... 43 4.2 Classificação estratigráfica ................................................................................ 43 4.3 Aspectos teóricos sobre as técnicas estratigráficas utilizadas .......................... 45 4.3.1 Interpretação de perfis geofísicos de poço .................................................... 45 4.3.2 Análise de fácies e sistemas deposicionais ................................................... 55 4.3.3 Interpretações de padrões de empilhamento de fácies ................................. 55 4.3.1 Sismoestratigrafia .......................................................................................... 60 4.3.2 Petrografia sedimentar .................................................................................. 62 5 ANÁLISE ESTRATIGRÁFICA ............................................................................ 64 5.1 Introdução .......................................................................................................... 64 5.2 Bioestratigrafia ................................................................................................... 64 5.3 Interpretação de perfis geofísicos dos poços .................................................... 65 5.4 Descrição litológica dos poços .......................................................................... 73 5.5 Petrografia sedimentar ...................................................................................... 83 5.6 Correlação das unidades litológicas em subsuperfície ...................................... 86 5.7 Análise de fácies e contexto deposicional ......................................................... 88 5.8 Associações de fácies (elementos deposicionais) ........................................... 101 5.9 Padrões de empilhamento e superfícies estratigráficas .................................. 109 5.10 Análise sismoestratigráfica .............................................................................. 111 5.11 Tratos de sistemas e arcabouço genético ....................................................... 115 5.12 Ocorrência da sequência devoniana ............................................................... 118 6 DISCUSSÃO DOS RESULTADOS .................................................................. 124 6.1 Contexto paleogeográfico eodevoniano .......................................................... 124 6.2 Estratos paleozoicos na Bacia do Rio do Peixe e em seus arredores. ............ 128 6.3 Implicações no arcabouço estratigráfico da Bacia do Rio do Peixe ................ 130 6.4 Implicações nos arcabouços estratigráficos regionais ..................................... 135 7 PROPOSTA DE NOVAS UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS PARA O DEVONIANO DA BACIA DO RIO DO PEIXE, NORDESTE DO BRASIL ................ 141 8 CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES .......................................................... 175 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ........................................................................ 179 Capítulo I Introdução 14 1 INTRODUÇÃO 1.1 Apresentação e justificativa do tema Esta dissertação compreende uma análise estratigráfica do Devoniano da Bacia do Rio do Peixe (BRP), com uso de técnicas estratigráficas tradicionais (Litoestratigrafia, Bioestratigrafia e Cronoestratigrafia), além de Sismoestratigrafia e Estratigrafia de Sequências. O tema está inserido na linha de pesquisa “Geologia sedimentar e marinha”, na área de Geodinâmica, no âmbito do Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica do Centro de Ciências Exatas e da Terra da Universidade Federal do Rio Grande do Norte (PPGG/CCET/UFRN). A Bacia do Rio do Peixe já foi alvo de vários estudos geológicos, todavia poucos utilizaram dados de rocha de subsuperfície (BRASIL/DNPM 1970, Mabesoone 1974, Vasconcelos 1980, Lima & Coelho 1987, Silva et al. 2008, Duarte et al. 2010, Roesner et al. 2011). Com um único poço estratigráfico profundo perfurado na bacia, remanesciam dúvidas acerca do seu preenchimento sedimentar e da sua evolução tectonossedimentar (Mabesoone 1990, Arai 2006). A atualização da coluna estratigráfica da Bacia do Rio do Peixe é uma consequência da disponibilidade de novos dados de poços que viabilizaram a descoberta, em subsuperfície, de rochas do Devoniano Inferior até então desconhecidas nesta bacia (Roesner et al. 2011). Este refinamento local do arcabouço estratigráfico tem implicações no conhecimento sobre sua evolução tectonossedimentar da Bacia do Rio do Peixe, sobre sua paleogeografia bem como sobre a abrangência da sedimentação devoniana na região centro-ocidental do Gonduana, na qual estão inseridas grandes bacias paleozóicas como as do Amazonas e Parnaíba, além de outras menores e periféricas como as bacias do Araripe e Jatobá. No tocante à importância econômica da área, a Bacia do Rio do Peixe é considerada uma fronteira exploratória, na qual já foi constatada a ocorrência de petróleo de origem lacustre de água doce (Mendonça Filho et al. 2006). O presente estudo contribui com novas informações sobre potenciais rochas geradoras, reservatórios e selantes devonianas. 1.2 Objeto de estudo, objetivos e produtos O objeto principal da presente dissertação é o estudo e a caracterização da seção devoniana em subsuperfície. Como objetivo geral, o tema envolve uma 15 análise estratigráfica fundamentada em dados de poço e de sísmica, disponíveis na área estudada, com o suporte de amostras e dados sedimentológicos, estratigráficos e estruturais coletados em campo. O estudo tem como objetivos específicos: 1) Descrever a litologia, caracterizar as fácies sedimentares e interpretar sistemas e tratos de sistemas deposicionais da sucessão devoniana; 2) classificá-la em termos genético e litoestratigráfico. Os produtos esperados são perfis integrados dos poços, seções geológicas, mapas estruturais, de isócoras, blocos-diagrama paleogeográficos, e uma proposta de classificação genética e litoestratigráfica, para atualizar a coluna estratigráfica da área estudada. Capítulo II Materiais e métodos 17 2 MATERIAIS E MÉTODOS 2.1 Área de estudo A área de onde provêm os dados de subsuperfície está localizada na Bacia do Rio do Peixe, a qual está situada na fronteira entre a Paraíba e o Ceará, entre os paralelos 37° 45’ e 39° 00’ de longitude oeste e entre os meridianos 6° 20’ e 7° 00’ de latitude sul (Figura 2.1). A área estudada compreende o bloco exploratório BRP-T-41 (Bacia do Rio do Peixe terrestre nº 41) e o seu entorno. A mesma encontra-se localizada nos municípios de Santa Helena, Triunfo e São João do Rio do Peixe, na Paraíba (Figura 2.1). Distante cerca de 490 km de Natal, a área é acessada a partir da cidade de São João do Rio do Peixe, aonde se chega através da BR-405, de onde se segue pelas rodovias PB-393 e PB-395 até o Distrito de Melancia, Município de Santa Helena (Figura 2.1), caracterizado por grandes propriedades rurais cortadas por vias secundárias e trilhas, com fácil acesso em toda sua abrangência. 2.2 Base de dados A base de dados é composta por dados de três poços e pelo volume sísmico 3D do Rio do Peixe provenientes das atividades de exploração petrolífera realizadas pela PETROBRAS (Figura 1.2). Tais informações serviram de fonte à pesquisa acadêmica, respeitando-se algumas restrições na divulgação dos resultados. Os dados de poço são constituídos por sete testemunhos (sessenta e quatro metros), vinte e seis amostras laterais e quinhentas e trinta e sete de calha, além de perfis geofísicos convencionais (raios gama espectral, sônico, neutrão, densidade, resistividade, microrresistividade, caliper) e perfis de imagem microrresistiva e de mergulho (dipmeter). O dado sísmico provém do levantamento sísmico 3D_Rio_do_Peixe, que abrange 49,6 km², com registro de 169 linhas (inlines), com orientação 328°, e 168 traços transversais (crosslines), com células de 15 x 30 metros e 6925 registros. O processamento tipo migração pós-empilhamento em tempo (post stack time migration _ pstm) foi realizado na PETROBRAS e disponibilizado no formato segy para interpretação nos aplicativos SeisVision 3D (Landmark) e Petrel 12.1 (Schlumberger). 18 Figura 2.1 - Mapa de localização e acesso à área de estudo (DER-PB). 19 Figura 2.2 – Mapa da área de estudo, com localização dos poços e afloramentos e vias de acesso. (IBGE, PETROBRAS). 20 Embora esta pesquisa não tenha como foco um mapeamento de campo, foram realizadas duas campanhas expeditas, para reconhecimento da área, nas quais foram coletadas amostras de mão, visando estudos petrográficos e de mineralogia de argilas, para comparar os litotipos caracterizados em subsuperfície com seus homólogos intemperizados. Quarenta e quatro afloramentos foram identificados em mapa (Figura 2.2) e foram tomadas medidas de atitude de acamamento, paleocorrentes e estruturas tectônicas, quando possível. 2.3 Aspectos metodológicos O método de análise estratigráfica aplicado neste estudo está sumariado no fluxo de trabalho (Figura 2.3). Ao adotar uma abordagem multidisciplinar, o estudo privilegiou o uso da análise de fácies e dos seus padrões de empilhamento, da interpretação de sistemas deposicionais e de tratos de sistemas, em conjunto com as ferramentas estratigráficas tradicionais (Lito, Bio e Cronoestratigrafia), auxiliadas por outras técnicas que lidam com propriedades físicas das rochas, tais como a Sismoestratigrafia, a análise de padrões de curvas de perfis geofísicos de poço e a análise de perfis de imagem, buscando também a integração com um arcabouço estrutural adequado e representativo da evolução tectonossedimentar da bacia. As descrições das amostras de rocha e interpretação de perfis de poço serviram de insumos para a definição das fácies, das suas associações e dos seus respectivos padrões de empilhamento nos poços (1D), os quais foram correlacionados lateralmente através de seções geológicas (2D). Estes dados foram incorporados à interpretação sismoestatigráfica para um melhor entendimento da arquitetura estratigráfica, com a distribuição espacial dos elementos/sistemas deposicionais (3D), e para marcação de superfícies estratigráficas-chave, as quais são elementos fundamentais para a definição da posição dos tratos de sistemas ao longo do ciclo de acomodação ou de suprimento sedimentar (4D), último passo antes da escolha dos limites de sequências. A Figura 2.4 ilustra o método empregado na análise estratigráfica sequencial da sucessão devoniana da Bacia do Rio do Peixe. 21 Figura 2.3 - Fluxo de trabalho da pesquisa. 22 Figura 2.4 - Análise estratigráfica sequencial (Modificado de Homewood et al. 2002). 23 2.3.1 Trabalhos de gabinete Na etapa inicial foram levantadas as referências gerais sobre a geologia das bacias interiores do Nordeste Brasileiro, com ênfase na Bacia do Rio do Peixe, incluindo cartas geológicas, para compilação dos dados e informações preexistentes. A seguir, foram pesquisados tópicos relacionados com a análise de bacia, envolvendo aspectos evolução tectonossedimentar, fácies e sistemas deposicionais e arcabouço estratigráfico de bacias silurodevonianas do Gonduana centro- ocidental, como por exemplo, a Bacia do Parnaíba, Amazonas, Araripe e Jatobá. A próxima etapa então envolveu a análise de dados de poço e da sísmica, além daqueles adquiridos em laboratório, em campo e na base de dados bibliográficos. Estas informações e dados foram utilizados para a confecção de perfis integrados para cada poço, com informações de padrões de perfis geofísicos, coluna e unidades litológicas, bioestratigrafia, fácies, sistemas deposicionais, superfícies estratigráficas, tratos de sistemas, ciclos transgressivo-regressivos (T-R) e sequências. Na etapa final, foram reunidos os dados de campo, gabinete e de laboratório para avaliação conjunta dessas informações. Foram discutidos com maior profundidade os resultados da petrografia microscópica, das análises de difratometria de raios X (DRX) e microscopia eletrônica de varredura (MEV) e realizada integração com os dados de descrição de amostras de rocha, de perfis de poço e da análise sísmica. Seções geológicas, mapas de isócoras, de topo estrutural e de falhas foram confeccionados para uma melhor compreensão do tema estudado. 2.3.2 Trabalhos de campo Duas campanhas de campo expeditas foram realizadas na área (total de seis dias), para localizar possíveis afloramentos dos estratos devonianos descritos em subsuperfície, além de auxiliar na compreensão do arcabouço estrutural que controlou a sedimentação devoniana. Nestes trabalhos de campo foram identificados (pontos numerados na Figura 2.2) e descritos sucintamente alguns afloramentos e, quando possível, foram tomadas medidas de atitude do acamamento e do sentido de paleocorrentes. 2.3.3 Trabalhos de laboratório Os trabalhos de laboratório constaram das seguintes atividades: 24 • Descrição litológica, sob uma lupa binocular Zeiss (modelo V8), de amostras de calha espaçadas de seis em seis metros, ou adensadas de três em três metros, em intervalos com litologias mais complexas ou para uma melhor delimitação de contatos litológicos. • Descrição sedimentológica, na escala 1:50, com perfil litológico e granulométrico, estruturas sedimentares e cimento, de quatro testemunhos provenientes dos três poços estudados. • Descrição litológica, sob uma lupa binocular Zeiss (modelo V8), de amostras laterais do poço 1-PIL-1-1-PB. • Registro fotográfico das amostras de calha, com câmara digital acoplada à lupa binocular Zeiss (modelo V12). • Interpretação dos perfis convencionais e de imagem microrresistiva da parede do poço, com o aplicativo Borview do software Geoframe (Schlumberger), na plataforma Unix. • Interpretação do volume sísmico 3D em estação de trabalho SUN, utilizando os aplicativos Seisworks (OpenWorks 5000 da Landmark), na plataforma Unix, e o Petrel 12.1, para Windows, da Schlumberger. Capítulo III Conhecimentos prévios 26 3 CONHECIMENTO PRÉVIO 3.1 Introdução De acordo Crandall (1910), o naturalista francês Jacques Brunet foi o descobridor da “Bacia do Rio do Peixe”, em 1854. Os primeiros estudos de caráter geológico remontam à primeira metade do século XX (Crandall 1910, Sopper 1913, Moraes 1924, Maury 1934). Mabesoone & Campanha (1974) e Carvalho & Leonardi (1992) informam que a partir da década de 60 foram retomados estudos geológicos mais relevantes no âmbito das bacias interiores do Nordeste Brasileiro, incluindo a Bacia do Rio do Peixe. Projetos realizados pela SUDENE, com foco na hidrogeologia, e trabalhos de graduação de alunos da Escola de Geologia da Universidade Federal de Pernambuco (UFPE). A partir de 1970 e décadas seguintes, temas relacionados a estas bacias interiores foram objeto de projetos de hidrogeologia, mineração e petróleo, dissertações e teses, cujos resultados foram divulgados em relatórios, publicações nacionais e estrangeiras, além de seminários e congressos de geologia nacionais e internacionais. 3.2 Localização e contexto tectônico A Bacia do Rio do Peixe está localizada na região fronteiriça entre a Paraíba e o Ceará, na Província da Borborema (Almeida et al. 1977), e faz parte do trend Cariri-Potiguar (Matos 1992), formado por um sistema de bacias-rifte desde a Bacia do Araripe até a Bacia Potiguar (Figura 3.1). Com base em dados de mapeamento geológico e dados paleontológicos, diversos autores (Françolin & Szatmari 1987, Sénant & Popoff 1991, Matos 1992, 1999, Ponte 1992, Carvalho & Leonardi 1992, Françolin et al. 1994, Jardim de Sá et al. 2007a, Córdoba et al. 2008) têm apontado uma gênese comum para as bacias interiores do Nordeste Brasileiro, ligada à separação das massas continentais sulamericana e africana, porém com uma evolução tectonossedimentar própria para cada bacia, durante o estágio rifte, podendo estar presente uma seção pré-rifte e uma seção pós-rifte. A estrutura destes riftes é caracterizada por grabens e altos internos originados em consequência do estiramento crustal precedente à fragmentação do continente Gonduana, a qual culminou com a completa separação entre as placas 27 africana e sulamericana durante o Eocretáceo (Sénant e Popoff 1991, Ponte 1992, Matos 1992, 1999, 2000). Figura 3.1 - Localização da BRP no trend Cariri-Potiguar, durante o Eocretáceo (Modificado de Matos 1992). Notar a orientação do eixo dos grabens segundo as direções NE-SO e E-O, controlados pelas zonas de cisalhamento brasilianas (Patos e Portalegre). 3.3 Embasamento da Bacia do Rio do Peixe De acordo com a carta geológica da Folha Sousa (Medeiros et al. 2005), o embasamento metamórfico na área da Bacia do Rio do Peixe está compartimentado em dois domínios tectonoestratigráficos, limitados pela Zona de Cisalhamento Portalegre (ZCPt), os granitóides das suítes intrusivas brasilianas estão uniformemente distribuídos a norte do Lineamento Patos (Figura 3.2). 1) O Domínio Jaguaribeano (DJ), na porção ocidental do Lineamento Portalegre, é composto pelo Complexo Jaguaretama (ortogneisses graníticos e granodioríticos migmatizados), pela Suíte Serra do Deserto (biotita augen gnaisses) 28 e pela Formação Santarém (micaxistos e gnaisses com lentes de mármores e quartzitos). 2) O Domínio Piranhas-Seridó (DPS), nas porções oriental e meridional da Zona de Cisalhamento Portalegre, cujo embasamento metamórfico é formado pelo Complexo Caicó (gnaisses e migmatitos, as vezes indiferenciados, anfibolitos, prováveis metavulcânicas, mármores, metaultramáficas e raramente quartzitos) e pela Suíte Poço da Cruz (metagranitóides de textura augen gnaisse e granoblástico, incluindo metadioritos). Figura 3.2 - Embasamento da Bacia do Rio do Peixe (Modificado CPRM/Folha Sousa e IBGE). Notar que a ZCPt (3) é o limite entre os domínios DJ e DPS e coincide com a direção da Falha de Brejo das Freiras, que separa os semigrabens de Brejo das Freiras (a oeste) e de Sousa (a leste). 29 3.4 Origem e arcabouço estrutural A evolução tectônica da Bacia do Rio do Peixe tem sido explicada por dois modelos: o primeiro defende uma distensão NO-SE durante o Eocretáceo (setas verdes na Figura 3.3) e ressalta a reativação normal das principais falhas de borda de direção NE-SO (Sénant & Popoff 1991, Matos 1992, 1999). O segundo adota uma compressão E-O com distensão N-S (setas amarelas na Figura 3.3), durante o Neocomiano, para explicar a reativação transcorrente sinistral dos lineamentos E-O e ESE-ONO, com um componente dextral nos lineamentos NE-SO (Françolin & Szatmari 1987, Françolin et al. 1994). Figura 3.3 - Origem das bacias-rifte eocretáceas, com destaque em vermelho para o trend Cariri- Potiguar e para a BRP, inserida no retângulo azul (Modificado de Matos 1992). 30 Albuquerque (1970) tem uma concepção diferente sobre a evolução da bacia. O Lineamento Patos teria sido reativado durante o Eossiluriano e o registro desta reativação seria a ocorrência da Formação Tacaratu na Bacia do Rio do Peixe e em diversos sítios a sul da mesma. Na mesma linha de raciocínio, Lima Filho (1992) classifica a Bacia do Rio do Peixe como poli-histórica, com um primeiro estágio rifte, cambro-ordoviciano, e um segundo, transtensional dextral, jurocretáceo, cujo registro sedimentar corresponde, respectivamente, à unidade conglomerática CT-1 de Cavalcanti et al. (1989) e ao Grupo Rio do Peixe. A Bacia do Rio do Peixe é constituída por quatro Semigrabens assimétricos (Figura 3.4), individualizados em decorrência da combinação entre a geometria das falhas de borda e o nível de denudação regional (Sousa et al. 2007). Com uma área estimada em 1315 km² (Nunes da Silva 2009) é composta por dois semigrabens principais: Brejo das Freiras, também chamado de Triunfo (SgBF-T), e Sousa (SgS), além de dois semigrabens satélites, Icozinho-Vertentes (SgI-V), e Pombal (SgP). Os quatro semigrabens estão separados por blocos aflorantes do embasamento delimitados por falhas NE, controladas pela Zona de Cisalhamento Portalegre e ramos adjacentes. Na porção sul, o limite do SgS também é definido pela Falha de São Gonçalo-Malta, orientada E-O paralela à direção da Zona de Cisalhamento Patos (ZCPa). Estes semigrabens compõem uma bacia compartimentada, caracterizada pela presença de falhas de borda, margens flexurais, altos internos e rampas de revezamento. As margens flexurais mergulham para sul/sudeste, em direção aos depocentros, podendo atingir mais de dois quilômetros de preenchimento sedimentar junto à margem falhada, de acordo modelagens geofísicas (Castro 2005, Castro et al. 2007). O arcabouço estrutural da Bacia do Rio do Peixe foi aperfeiçoado com a contribuição de diversos estudos multidisciplinares (Rand 1984, Lima Filho 1991, Castro & Castelo Branco 1999, Nogueira et al.2004, Feitosa 2006, Castro 2005, Castro et al. 2007, Costa et al. 2007a, Antunes et al. 2007, Córdoba et al. 2008, Nunes da Silva 2009, Jardim de Sá & Campos 2010). 31 Figura 3.4 - Mapa geológico da BRP, com destaque para os poços utilizados no presente estudo .(Modificado de Nunes da Silva 2009). 32 Antunes et al. (2007), Córdoba et al. (2008), Antunes et al. (2009), Nunes da Silva (2009) e Jardim de Sá & Campos (2010) interpretaram uma reativação frágil de natureza normal nas estruturas precambrianas NE-SO e oblíquo, normal-sinistral nas de direção E-O. De acordo com estes autores, camadas mais jovens sobre os degraus mais elevados das falhas de borda dos Semigrabens de Sousa e Brejo das Freiras-Triunfo indicam que o preenchimento sedimentar dos mesmos é sintectônico (Figura 3.5). 3.5 Arcabouço estratigráfico Crandall (1910) foi o primeiro a notar a semelhança entre os arenitos e folhelhos moles da Bacia do Rio do Peixe com a formação cretácea do Ceará e de outras localidades. Sopper (1913), por analogia litológica com o arenito sotoposto à “pedra calcárea da cinta do litoral” considerou o arenito da Bacia do Rio do Peixe como depositado durante o Período Cretáceo. O arcabouço litocronoestratigráfico da Bacia do Rio do Peixe começou a ser construído por Moraes (1924), o qual denominou “Série Rio do Peixe” o conjunto rochas preservado na bacia homônima e, baseado na análise de pegadas de dinossauros em camadas pelíticas e na semelhança litológica com o Comancheano da América do Norte, posicionou esta série no Cretáceo Inferior. Braun (1969) subdividiu a Série Rio do Peixe em três unidades litoestratigráficas informais (A, B e C) equivalentes em ordem ascendente às também informais unidades 1, 2 e 3 de Ghignone et al. (1986), as quais correspondem, respectivamente, às formações Antenor Navarro e Sousa, descritas por Costa (1964), e Rio Piranhas, definida por Albuquerque (1970), o qual as reuniu no Grupo Rio do Peixe. Mabesoone (1972) modifica a denominação de Formação Rio Piranhas para Formação Piranhas e mantém os termos Antenor Navarro e Sousa. (Mabesoone & Campanha 1974) formalizam estas denominações assim como o Grupo Rio do Peixe. As unidades formalmente estabelecidas na coluna estratigráfica da Bacia do Rio do Peixe estão descritas sucintamente a seguir: 33 Figura 3.5 - Seção sísmica interpretada da Bacia do Rio do Peixe (adaptada a partir das figuras 2 e 4a de Córdoba et al. 2008). A posição da linha está marcada em azul no mapa estrutural ao nível do topo do embasamento. Notar o contato ilateral nterdigitado entre as três formações e o Alto de Santa Helena. Alto de Saanta Helena 34 Formação Antenor Navarro: O nome deriva da cidade de Antenor Navarro, atual São João do Rio do Peixe-PB. Mabesoone & Campanha (1974) descrevem-na como constituída por arenitos avermelhados a acinzentados, grossos, em parte conglomeráticos, com níveis de conglomerados e brechas, principalmente próximos às falhas, com estratificações cruzadas acanaladas e tabulares, arenitos médios a finos com estratificações plano-paralelas, quartzosos a arcóseos, e siltitos/argilitos avermelhados, intercalados principalmente na parte superior da sequência. Assenta- se em não-conformidade ou por falha sobre o embasamento cristalino e o contato superior é marcado no topo do último banco espesso de arenito, dentro da passagem gradativa para a Formação Sousa. A espessura máxima estimada, pelos autores, é 1000 m, no SgBF-T. No poço 2-LF-1-PB, localizado no SgS, a espessura é de 86,20 m (BRASIL/DNPM,1970). Formação Sousa: A denominação advém da cidade de Sousa-PB. Mabesoone & Campanha (1974) caracterizam-na pela predominância de folhelhos e siltitos vermelhos, arroxeados e amarronzados, raramente verdes e cinzas, com calcário noduloso em delgadas lentes e arenitos finos a grossos intercalados. Ocorrem estatificações cruzadas, plano-paralelas e convolutas, gretas de ressecamento/contração e marcas onduladas, além de diversos fósseis, principalmente ostracodes não-marinhos, conchostráceos, fragmentos de ossos, dentes e escamas de peixe, além de pegadas e pistas de dinossauros. O contato inferior é marcado na base da camada pelítica mais espessa e o superior na base da camada de arenito mais espessa da Formação Piranhas. A espessura máxima de 800 m foi detectada no poço 2-LF-1-PB (BRASIL/DNPM,1970). Formação Piranhas: O termo geográfico faz referência ao Rio Piranhas. De acordo com Mabesoone & Campanha (1974), é composta predominantemente por arenitos avermelhados que passam a acinzentados, para o topo, grossos a conglomeráticos, com estratificações cruzadas e plano-paralelas, arcóseos e líticos, mal selecionados, ferruginosos, com siltitos e argilitos avermelhados intercalados na base e conglomerados próximo ao topo. A ocorrência é restrita às margens falhadas da bacia e a espessura estimada, pelos autores, é inferior a 100 m. No poço 2-LF-1- PB a espessura é 103,95 m. Formação Moura: De acordo com o Léxico Estratigráfico do Brasil (Baptista et al. 1984) esta denominação foi proposta por Cruz (1962) para uma camada de cascalho composta em sua maioria de calhaus e seixos bem arredondados de quartzo, de diâmetros variados,com máximo de 20 cm. A matriz é arenoargilosa, 35 vermelha. Para o topo, passa a areias seixosas e argilas em variadas proporções, com diminuição dos elementos grossos. Barbosa Junior et al. (1986) descrevem-na como constituída por conglomerado polimítico, com seixos e calhaus, subangulosos a subarredondados, com diâmetros entre 1 e 20 cm, dispostos aleatoriamente em uma matriz arenosa avermelhada a creme, não consolidada, mal selecionada, com aspecto e intemperismo semelhantes e possivelmente correlatos aos da Formação Barreiras, a qual aflora na costa do Nordeste Brasileiro. Esta unidade ocorre em discordância sobre o Grupo Rio do Peixe, concentrada sobre a Formação Sousa. Estudos mais recentes, relacionados ao Projeto Bacias Interiores (Convênio PETROBRAS-UFRN-PPGG), reavaliaram a estratigrafia da Bacia do Rio do Peixe com o apoio de dados de sísmica de reflexão, gravimetria e de campo. Resultados parciais publicados (Antunes et al. 2007, Sousa et al. 2007, Córdoba et al. 2008) e não publicados (Jardim de Sá & Campos 2010), além de dissertações de mestrado (Nunes da Silva 2009, Costa 2010, Conde Blanco 2013), trouxeram novas perspectivas sobre a evolução tectonossedimentar da bacia, seu arcabouço estrutural e estratigráfico e sobre a proveniência do seu preenchimento, com ênfase nas relações laterais entre as formações através de contatos interdigitados (Figura 3.5 e 3.6). Sousa et al. (2007) redefiniram a Formação Rio Piranhas (denominação adotada pelos autores), incorporando as fácies de leques aluviais (conglomerados e brechas), distribuídas ao longo de paleoescarpas, junto às falhas de borda, e interdigitadas com fácies das formações Sousa e Antenor Navarro (figuras 3.5 e 3.6). Segundo os autores, as paleocorrentes medidas nessa unidade têm sentido para NO ou N e confirmam a área-fonte nas ombreiras dos grabens. Conde Blanco (2013) faz uma modelagem física da evolução simultânea de dois semigrabens, um ortogonal e outro oblíquo, sob distensão, assumindo o diacronismo na fase inicial da formação dos dois semigrabens, respectivamente análogos aos de Brejo das Freiras-Triunfo e Sousa. O resultado do experimento confirma a arquitetura de preenchimento prevista no modelo tectonossedimentar adotado. Outras contribuições do Projeto Bacias Interiores foram a identificação de afloramentos da Formação Rio Piranhas (sensu Sousa 2007) na borda falhada da Bacia de Brejo das Feiras (Antunes et al. 2007, 2009, Córdoba et al. 2008, Nunes da Silva 2009), e a presença de uma unidade basal em seu assoalho e nos degraus do 36 alto de Santa Helena, a qual foi interpretada como depósitos da Formação Antenor Navarro ou de uma unidade pré-rifte (Jardim de Sá & Campos 2010). Os resultados destes estudos foram sintetizados na carta estratigráfica (Figura 3.6) proposta por Córdoba et al. (2008). Em termos biocronoestratigráficos, o registro sedimentar da Bacia do Rio do Peixe foi caracterizado como: • Triássico por Maury (1934), apoiada na descrição de bivalves, realizada pelo Dr. John B. Reeside Junior, e na análise de fotos das pegadas de dinossauros realizada por Barnum Brown, então curador de répteis fósseis do Museu Americano de História Natural. Leonardi (1980) atribui idade semelhante com base em pegadas de tecodonte. • Jurássico Superior a Cretáceo Inferior por Tinoco et al. (1975), com base em análise de conchostráceos. • Cretáceo Inferior (Comancheano) sugerido por Marques (1924), devido à presença de pegadas de dinossauros descritas por ele em passagem da Pedra. Braun (1966), através de análise de ostracodes, também posiciona a sucessão sedimentar do Rio do Peixe no Cretáceo inferior (Berriasiano) e, posteriormente, Braun (1969) entre o Berriasiano e Barremiano. • Dom João/Rio da Serra/Aratu (Jurássico Superior a Cretáceo Inferior) por Mabesoone e Campanha (1974), através da análise de ostracodes. • andar Aratu atribuído ao Grupo Rio do Peixe, por Lima e Coelho (1987), com base na análise do conteúdo palinológico do poço estratigráfico Lagoa do Forno (2-LF-1-PB), perfurado no SgS. • Parte superior do andar Rio da Serra por Regali (1990), podendo, no máximo, incluir a parte basal do andar Aratu (Arai 2006). • Em análise palinológica integrada de três poços perfurados pela PETROBRAS, Roesner et al. (2011) identificaram rochas do Devoniano Inferior, sotopostas à seção rifte do Cretáceo Inferior. 37 Figura 3.6 - Carta estratigráfica da Bacia do Rio do Peixe (Córdoba et al. 2008). Notar o diacronismo na formação dos semigrabens e os contatos laterais interdigitados entre as três unidades litoestratigráficas. 38 3.6 Estudos Faciológicos Em termos de estudos faciológicos, Sopper (1913) foi pioneiro na distribuição de litofácies na Bacia do Rio do Peixe, com arenitos grossos e conglomerados, associados à margem, camadas argilosas intercaladas com arenito e ampla distribuição das fácies argilosas nas porções mais baixas da bacia. Vasconcelos (1980) analisa os testemunhos do poço 2-LF-1-PB e afloramentos da Formação Sousa e interpreta quatro fases na história deposicional desta unidade: 1) fácies lacustres e palustres (siltitos e argilitos) depositadas sob clima seco; 2) fácies lacustres e fluviais (ritmitos de siltito e argilito), de clima menos seco, com fósseis de água doce (conchostráceos e ostracodes) e menor conteúdo de matéria orgânica; 3) fácies lacustre e fluvial (planície de inundação) com camadas de arenitos de granulação fina e média; 4) fácies de transição fluvial de calma para agitada, caracterizadas por camadas de siltitos arenosos e arenitos finos e médios. Lima Filho (1991 e 2002) interpreta seis associações de fácies na Bacia do Rio do Peixe: Leque aluvial proximal (F1), passando a Fluvial entrelaçado (F2). Com a diminuição de gradiente e velocidade, ocorrem depósitos do tipo Fluvial meandrante (F3a) e planície de inundação (F3b) que adentram um lago (F5). Próximo à borda do SgBF-T, com menor extensão, ocorre a interdigitação fluvial entrelaçado/meandrante e lacustre (F4) e na porção sul do SgS, ocorre a associação de fácies Fluvial entrelaçado superior (F6). Para este autor, as associações de fácies F1 e F2 correspondem à Formação Antenor Navarro, F3a e F5 à Formação Sousa. A associação F4 representa uma interdigitação entre estas duas formações e a F6 está relacionada à Formação Piranhas. De acordo com Scherer et al. (2007), as características faciológicas e a similaridade entre as paleocorrentes, medidas nas fácies dos canais e nas dos arenitos intercalados nos depósitos de planície fluvial, tipificam uma associação faciológica de rios distributários com lobos de espraiamento terminais, para a Formação Sousa nos semigrabens de SgBF-T e SgS. Silva et al. (2008) estudaram testemunhos contínuos em dois poços estratigráficos perfurados no SgS. Para eles, a Formação Sousa é composta por margas e argilitos calcíferos vermelhos e acinzentados, com estrutura brechada ou maciça, intercalados com camadas centimétricas a decimétricas de microbiolitos, tepees e arenitos com laminações cruzadas, deformados. Interpretam esta 39 associação faciológica como característica de um contexto lacustre hipersalino e sabkha continental. Nunes da Silva (2009), apoiado no paradigma de fácies fluviais desenvolvido por Miall (1985), descreve dez litofácies identificadas em afloramentos distribuídos na Bacia do Rio do Peixe: conglomerados e arenitos conglomeráticos, matriz suportados, maciços ou com acamamento incipiente (Cmm), arenitos finos a muito grossos com estratificação acanalada, tabular ou plano-paralela (Aa, At e Ap), arenitos finos a grossos maciços (Am), arenitos finos a médios laminações cruzadas de marcas onduladas (Al), arenitos muito finos a médios bioturbados ou com laminação plano-paralela (Ab), pelitos com gretas de contração ou bioturbados, maciços com laminações cruzadas de marcas onduladas incipientes ou maciços (Pg e Pb) e Pelitos com intercalações de arenitos muito finos, com laminações cruzadas de marcas ondulas ou plano-paralelas (Pl). Estas fácies foram agrupadas em seis associações de fácies relacionadas às três formações cretáceas: • associação de fácies de preenchimento de canal fluvial (Cmm, Aa e At) e de depósitos de transbordamento, marginais ao canal fluvial, compostos por arenitos (Ap e Am) e pelitos intercalados da fácies Ap, correspondentes à Formação Antenor Navarro. • associação de fácies lacustre e/ou de lobos terminais de sistemas fluviais distributários constituída predominantemente por pelitos (Pl, Pb e Pg) e arenitos (Ab e Al), referentes à Formação Sousa. • associação de fácies de leque aluvial e de preenchimento de canal fluvial formadas por conglomerados e arenitos da fácies Cm, relacionadas à Formação Rio Piranhas sensu Sousa et al. 2007). Costa (2010) e Costa et al. (2010) identificam nove fácies no Grupo Rio do Peixe, as quais foram agrupadas em quatro associações relacionadas às formações Antenor Navarro, Sousa e Piranhas. A Formação Antenor Navarro é composta principalmente por arenitos grossos a conglomeráticos, com estratificações cruzadas predominantemente acanaladas (fácies Aa), interpretados como depósitos de barras de canais entrelaçados na porção proximal de um sistema fluvial distributário, com paleocorrentes para SE. A Formação Sousa é constituída por pelitos avermelhados com laminações plano-paralelas (fácies Pl) ou maciços (fácies Pm), também com gretas de contração (Pmg), arenitos finos a grossos moderadamente selecionados, com estratificações 40 cruzadas acanaladas(fácies Aa), de baixo ângulo (fácies Aba) e laminações cruzadas de marcas onduladas (fácies Amo) e laminações transladantes de marcas eólicas [fácies Aba(e)], e por calcretes (fácies PS) subordinados, cuja associação é interpretada como lobos de extravasamento distal e planície aluvial distal (sensu Scherer et al. 2007), com paleocorrentes variando entre NNO e SE. A Formação Rio Piranhas (sensu Sousa et al. 2007) é constituída predominantemente por arenitos finos a conglomeráticos (fácies Aa, Amo e Aba) os quais podem ocorrer intercalados a pelitos (fácies Pm) ou associados à fácies conglomeráticas (fácies Ch). São interpretados como associações de fácies de canais fluviais entrelaçados arenosos a cascalhosos (fácies Ch, Am, Amo, Aba, Pm e Pmg) e de fluxos gravitacionais (fácies Ch e Aba), as quais compõem um sistema de leques aluviais cujas paleocorrentes indicam paleofluxo para NE/NO. Duarte et al. 2012 descrevem cinco fácies na Formação Antenor Navarro, a qual está amostrada em testemunhos de sondagem realizada no SgS. As fácies de Conglomerado fino oligomítico suportado por matriz (Cgf), Arcóseos médios a grossos, Arenitos finos a médios lamosos (Afml), Arenitos muito finos a finos, laminados (Afl) e Argiltos micáceos (Arg), estão associadas a processos trativos (Cgf, AM e Afl), de decantação (Arg) e alternância entre os dois processos (Afml). 3.7 Estudos de Estratigrafia de Sequências Ghignone (1972) utiliza o conceito de sequência (sensu Sloss) para dividir o registro geológico fanerozóico do Nordeste brasileiro em seis sequências (I a VI), com o Grupo Rio do Peixe incluído na subsequência IV-B depositada do Neojurássico até Eocretáceo. Córdoba et al. (2008) interpretam o Grupo Rio do Peixe como uma tectonossequência, depositada do Barremiano até o Berriasiano, composta por dois tratos de sistemas deposicionais: um basal, Transgressivo, formado por sistemas de leques deltaicos relacionados às margens falhadas e sistemas fluviodeltaicos e lacustre associados às margens flexurais. Separado do Trato Transgressivo por uma Superfície de Inundação Máxima (SIM), ocorre o Trato Regressivo composto por leques aluviais nas margens falhadas e fluvial distributário nas margens flexurais. Na concepção destes autores, a Formação Antenor Navarro representa sistemas fluviais distributários da margem flexural que passam lateralmente para os litotipos da Formação Sousa, os quais caracterizam a deposição em planície aluvial distal (em superfície) e lacustre (em subsuperfície), na porção central do 41 semigraben, enquanto os litotipos da Formação Piranhas representam sistemas de leques aluviais e deltaicos junto às margens falhadas. Nunes da Silva (2009) a partir de estudos de campo, análise de fácies em afloramentos e Sismoestratigrafia, interpreta três tratos de sistemas tectônicos na Tectonossequência rifte cretácea, de acordo com o modelo de Küchle et al. (2003, 2007): 1) Trato de Sistemas Tectônico de Início do Rifte (fase com pouca criação de espaço deposicional); 2) Trato de Sistemas Tectônico de Clímax do Rifte (fase com alta taxa de criação de espaço deposicional) e 3) Trato de Sistemas Tectônico de Preenchimento do Rifte. A relação com as unidades do Grupo Rio do Peixe é semelhante à proposta por Córdoba et al. (2008). Capítulo IV Fundamentos da análise estratigráfica 43 4 FUNDAMENTOS DA ANÁLISE ESTRATIGRÁFICA 4.1 Introdução Etimologicamente [Stratum (latim) + Graphia (grego)] significa a descrição ou estudo dos estratos ou camadas (Geologia, Medicina). Sensu stricto (Geologia) estuda a composição e o posicionamento cronológico e espacial de rochas sedimentares (perspectiva Geo-histórica). Sensu lato (Geologia), a Estratigrafia é empregada no estudo de todas as rochas (sedimentares, metamórficas e magmáticas), de outros elementos geológicos (fraturas, falhas e discordâncias), assim como de outros atributos do registro geológico (litologia, composição química, conteúdo fossilífero, impedância, magnetismo, reologia, ciclicidade, padrões de empilhamento de fácies etc.). A Estratigrafia é disciplina fundamental na Geologia, pois qualquer estudo geológico desprovido de um referencial estratigráfico não pode ser correlacionado ao registro geológico de outras áreas, perdendo assim sua aplicabilidade prática. 4.2 Classificação estratigráfica A Estratigrafia visa organizar o registro geológico, por intermédio de propriedades das rochas (materiais ou abstratas), as quais sejam adequadas para classificá-las em função de sua posição no espaço e no tempo, permitindo a correlação entre rochas de diferentes regiões do planeta (NACSN 2005). A Litoestratigrafia utiliza as características litológicas como propriedade material, simples e prática, para classificação estratigráfica. A Formação é sua unidade fundamental, mapeável em escala apropriada em superfície ou rastreável em subsuperfície (Petri et al. 1986a, Petri et al. 1986b, NACSN 2005). Unidades litoestratigráficas são as mais adequadas ao acompanhamento geológico durante a perfuração de poços. Na "boca do poço", em geral, o geólogo utiliza apenas o perfil litológico construído a partir da descrição de amostras de calha, para posicionar o avanço da perfuração em relação à coluna litoestratigráfica prevista para a área. A classificação bioestratigráfica tem como objetivo organizar o registro sedimentar de acordo com o conteúdo e distribuição de fósseis nos estratos, sendo a Zona Bioestratigráfica (Biozona) sua unidade fundamental (Petri et al. 1986a, Petri et al.1986b). O conteúdo fossilífero das amostras de rochas é analisado após ou durante (biosteering) a perfuração do poço, com a finalidade de posicionamento da coluna litológica perfurada no arcabouço biocronoestratigráfico da área. 44 A Cronoestratigrafia busca relacionar as rochas com o tempo de sua formação, organizando-as em unidades materiais limitadas por superfícies isócronas, as quais correspondem a intervalos do tempo geológico correlatos aos das unidades geocronológicas (Petri et al. 1986a, Petri et al. 1986b). Para organizar o registro sedimentar, a Estratigrafia de Sequências utiliza a análise de variações nos padrões de empilhamento de fácies cogenéticas e a caracterização de superfícies estratigráficas-chave, como reflexo da variação cíclica nas taxas de acomodação e/ou de suprimento sedimentar (Catuneanu 2009, Catuneanu et al. 2011). A Estratigrafia de Sequências ainda está fora dos códigos e guias estratigráficos, apesar dos esforços despendidos no sentido de formalizá-la (Catuneanu et al. 2010, Catuneanu et al. 2011). A despeito da sua informalidade, esta disciplina tem sido cada vez mais importante na elaboração de arcabouços estratigráficos de bacias sedimentares, em consonância com o parágrafo 4° do Artigo B2 do Código Brasileiro de Nomenclatura Estratigráfica, o qual determina a separação em unidades litoestratigráficas distintas, nos casos em que sucessões de estratos litologicamente semelhantes estão separadas por discordâncias regionais ou grandes hiatos (Petri et al. 1986a). Além das técnicas estratigráficas mais corriqueiras, outras ferramentas podem ser aplicadas ao problema da classificação estratigráfica, preferencialmente em conjunto. Dentre estas menos usuais se destacam: a Estratigrafia de eventos, que utiliza camadas-guia ou marcos estratigráficos como referencial para correlação cronoestratigráfica; a Aloestratigrafia, na qual as unidades são limitadas por descontinuidades no registro geológico; a Magnetoestratigrafia, a qual compara os padrões da polaridade magnética remanescente (normal ou inversa) com um paradigma global; a Quimioestratigrafia, cujo fundamento é basado nos padrões relacionados à composição química das rochas (elementos maiores, traços, isótopos estáveis); a Cicloestratigrafia, cuja quebra do registro sedimentar está ligada a ciclos de sedimentação (ciclos de Milankovitch) e a Fotoestratigrafia (ver Sgavetti 1992), a qual utiliza variações de textura, cor, tonalidade etc. Não obstante um dos principais objetivos da Estratigrafia seja demonstrar a correspondência temporal entre unidades geograficamente separadas (NACSN 2005), o arcabouço estratigráfico de uma área ou de uma bacia deve ser capaz de incorporar conteúdo referente não apenas à litoestratigrafia e cronoestratigrafia, mas 45 também sobre as unidades genéticas, como os tratos de sistemas e sequências estratigráficas. Por fim, vale ressaltar que o arcabouço estratigráfico deve refletir a evolução tectonossedimentar, pois cada estilo tectônico influi de forma peculiar na criação de espaço para acomodação e no suprimento de sedimentos, afetando a arquitetura e a preservação dos tratos de sistemas deposicionais que compõem o preenchimento sedimentar de uma bacia (Catuneanu 2006). 4.3 Aspectos teóricos sobre as técnicas estratigráficas utilizadas 4.3.1 Interpretação de perfis geofísicos de poço A análise de padrões de perfis geofísicos de poço (Miall 1990, Cant 1992, Catuneanu 2006) foi uma das principais técnicas utilizadas para correlacionar a sucessão de estratos atravessada nos poços. A partir da comparação entre perfis geofísicos e testemunhos, auxiliada pela classificação dos padrões de empilhamento, foi possível reconhecer eventos deposicionais e erosionais nos intervalos dos poços nos quais foram coletadas apenas amostras de calha. Além da suíte de perfis geofísicos convencionais, outros perfis também podem ser corridos no poço, para investigar propriedades não mensuráveis pelos convencionais ou que possam ser obtidas de forma mais acurada por outro tipo de sonda (Catuneanu 2006). Para uma melhor compreensão dos princípios de funcionamento das ferramentas de perfilagens e das características dos perfis utilizados neste estudo, foi feita uma síntese com definições, conceitos e fundamentos teóricos extraídos do manual “Log interpretation Principles/Applications” (Schlumberger 1989a). Em estudos de geologia de subsuperfície, o uso de perfis geofísicos é fundamental na caracterização litológica, porém é necessário levar em consideração as variações decorrentes das condições ambientais de cada perfilagem, tais como: diâmetro do poço (caliper), o tipo (base-água ou óleo), o peso (densidade) e outras propriedades do fluido de perfuração, da temperatura e da pressão dentro do poço, dos fluidos (água, óleo ou gás) contidos no espaço poroso das formações (rochas), além de particularidades dos sensores de cada companhia de perfilagem, ou de diferenças decorrentes do tipo ou da geração das ferramentas de uma mesma companhia. Como no poço, a pressão hidrostática é geralmente superior à pressão de fluidos das formações, ocorre invasão de parte do fluido de perfuração (mud), 46 enquanto os sólidos (partículas) vão se acumulando sobre a superfície da parede do poço e formando o reboco (mudcake), pouco permeável, que acaba por inibir o prosseguimento da infiltração. O fenômeno, que é influenciado pela porosidade e pela permeabilidade da formação, dá origem a três zonas em torno da parede do poço: uma zona lavada bem próxima à parede, na qual o filtrado desloca os fluidos originais da formação, seguida de uma zona de transição (invadida), na qual há uma diminuição progressiva de filtrado até uma zona virgem (não-invadida) e não contaminada pelo filtrado (Figura 4.1). Figura 4.1 - Invasão do filtrado (Modificado e traduzido de Schlumberger 1989b) Em um poço com mais de uma corrida de perfis e/ou em um conjunto poços, a uniformização das curvas dos perfis requer um trabalho de correção dos fatores 47 ambientais, o que comumente constitui uma das primeiras etapas do estudo petrofísico. • perfil de caliper Os perfis de caliper expressam o diâmetro do poço (calibre) e são obtidos por meio de uma ferramenta com braços articulados. É utilizado para identificar intervalos alargados ou estreitados, em relação ao diâmetro nominal do poço, o que permite avaliar a confiabilidade e corrigir as medidas dos outros perfis, entre outras aplicações. A sua unidade padrão é a polegada (Figura 4.2). Figura 4.2 - Curvas de caliper (CALI), de resistividade (HMRS e HDRS) e microrresitividade (MSFL) do poço 1-PIL-1-PB. • perfis de resistividade Os perfis de resistividade são obtidos através de um par emissor-receptor de corrente elétrica, em contato com a parede do poço ou por indução. A unidade utilizada em perfilagem é o ohm.m²/m, a qual é usualmente expressa como ohm.m (Figura 4.2). A profundidade de investigação é variável, podendo ser de poucos centímetros (curva curta), decímetros (curva média) ou metros (curva longa). O 48 sensor de microrresistividade investiga as vizinhanças da parede do poço, dentro da zona lavada (Figura 4.2). As curvas de resistividade (média e profunda) são bastante afetadas pela salinidade do fluido no interior da rocha (filtrado e água da formação), mas também refletem parâmetros litológicos (ex.: porosidade, tortuosidade, cimentação e composição mineralógica), enquanto a curva de microrresistividade registra a resistividade próxima à parede do poço, na zona invadida pelo filtrado do fluido de perfuração. Quando ocorre contraste entre a salinidade do filtrado e a da água da formação, a diferença entre o valor da microrresistividade, em relação ao da resistividade média e da profunda, é função do diâmetro da zona invadida, que por sua vez é controlado pelas características permoporosas do reservatório, tempo de invasão e diferença entre peso do fluido de perfuração e a pressão estática da formação. Frente aos intervalos pelíticos, há superposição das curvas de resistividade e de microrresistividade, indicando a ausência de invasão de filtrado e de reboco, devido à baixíssima permeabilidade destas rochas. • perfil de raios gama Devido à maior concentração de elementos radioativos nos argilominerais, o perfil de raios gama é muito empregado no rastreamento de litotipos argilosos, embora a alta radioatividade também possa estar relacionada à presença de urânio autigênico, sais radioativos ou de arenitos ou clásticos com alto teor de feldspatos alcalinos. Na versão “espectral” da ferramenta de raios gama, o sensor mede a contribuição individual dos isótopos radioativos do Potássio (K40), Urânio (U238) e do Tório (Th232) na radioatividade gama natural total das rochas, a qual é expressa na unidade API (uAPI), em uma escala linear com crescimento da esquerda para direita, geralmente entre 0 e 200 uAPI (Figura 4.3). De acordo com Lüning & Kolonic (2003), os folhelhos não betuminosos usualmente têm proporção entre o Tório e Urânio detríticos em torno de 3:1. Desvios nesta razão geralmente estão associados à lixiviação do Urânio (U+6), devido à sua maior solubilidade em ambiente oxidante, ou ao enriquecimento em Urânio autigênico, devido à presença de matéria orgânica ou fosfato, os quais agem como quelantes na fixação do Urânio (U+4), insolúvel, em ambiente redutor. 49 Figura 4.3 - Curvas de raios gama espectral do poço 1-PIL-1-PB. A curva da razão Th/U (adimensional) pode ser utilizada, com certas reservas, como um indicador de teor de matéria orgânica. Nos pelitos carbonosos o desvio é negativo, e nos depositados em ambiente mais oxidante ou depletados por percolação de fluidos oxidantes, o desvio é positivo (Figura 4.3). • perfis de porosidade No tocante à porosidade da rocha, três perfis podem ser utilizados para representá-la de diferentes aspectos: sônico, densidade e neutrão. As respectivas ferramentas têm uma profundidade de investigação relativamente rasa, usualmente restrita à zona lavada, e a medição é afetada pelo fluido e pela matriz mineral da formação, os quais precisam ser conhecidos para a determinação da porosidade. O princípio de funcionamento do sônico é um arranjo transmissor-receptor de um pulso sonoro propagado pela formação, tendo como parâmetro de medida o tempo decorrido para que a onda sonora percorra um pé linear, denominado tempo de trânsito intervalar, tempo de trânsito (∆t) ou vagarosidade (slowness), expresso na unidade microssegundo/pé (µs/pé). 50 Quanto maior a densidade da rocha, menor o tempo de trânsito, cuja escala, usualmente, cresce da direita para a esquerda, com apresentação de 40 a 140 (µs/pé ou 40 a 240 µs/pé). A medida é afetada principalmente pela presença de poros e pela densidade da matriz mineral (Figura 4.4). Figura 4.4 - Curvas de porosidade (sônico, densidade e neutrão) e correção do densidade (DRHO) do poço 1-PIL-1-PB. Compostas por um conjunto emissor-receptor (sensor), as ferramentas de densidade e neutrão, também chamadas radioativas, emitem para interior da formação, respectivamente, raios gama e nêutrons, com um nível de energia de saída conhecido. Os raios gama colidem com elétrons, perdem energia e espalham-se (efeito Compton) até serem coletados em um receptor que mede a energia de chegada. Os nêutrons têm um comportamento similar ao se chocarem com núcleos de átomos de hidrogênio até serem capturados pelo sensor de chegada. A perda de energia é proporcional ao número de impactos dos raios gama com os elétrons e dos nêutrons com os núcleos de hidrogênio, quanto maior a perda de energia maior a presença destes elementos na rocha. 51 O perfil densidade reflete a densidade de elétrons da formação, a qual é proporcional à densidade da mesma, enquanto o neutrão mede a concentração de hidrogênio próxima ao sensor, derivado principalmente da água, do óleo e do hidrocarboneto gasoso na formação. Na análise do comportamento conjunto das curvas de densidade (na escala de 2 a 3 g/cm³, crescente para a direita) e porosidade neutrônica (na escala de 45 a -15 %, crescente para a esquerda), o padrão associado aos arenitos não argilosos, caracteriza-se pela curva de densidade à esquerda da curva de porosidade neutrônica (crossover), enquanto o padrão inverso está relacionado aos arenitos argilosos, sendo a distância entre as curvas mais acentuada nas rochas pelíticas (Figura 4.4). Analisados em conjunto, estes perfis são muito úteis como indicadores de litologia e marcam bem o contraste entre intervalos mais e menos compactados, indicando possíveis discordâncias e intervalos muito argilosos, ricos em matéria orgânica ou sobrepressurizados. • padrões de perfis A curva de cada perfil geofísico de poço pode ser analisada por meio de “assinaturas” (log motifs), as quais, dependendo da escala, podem ser associadas à variação vertical do tamanho de grão, da argilosidade, da porosidade, da permeabilidade, do tipo de fluido da formação, da proporção vertical de fácies etc. Na Figura 4.5 estão sumariados os principais padrões do perfil de raios gama, interpretados considerando-se ambientes de sedimentação continental, litorâneo e marinho siliciclásticos, sem planície de maré ou influencia de maré. • perfil de imagem microrresistiva e de mergulho (dipmeter) O perfil de imagem microrresistiva faz um mapa da resistividade elétrica ao longo da parede do poço. Este perfil tem sido cada vez mais utilizado pelas companhias de petróleo, principalmente nas perfilagens das seções de interesse de poços exploratórios pioneiros. A aplicação do perfil de imagem tem sido mais direcionada para análises estrutural e geomecânica, ao passo que o seu potencial sedimentológico e estratigráfico tem sido menos explorado. 52 Figura 4.5 - Padrões típicos do perfil de raios gama (Modificado e traduzido de Cant 1992). O perfil de imagem funciona como uma espécie de scanner composto por patins, peças metálicas planas com um arranjo de botões (sensores), ligadas a braços mecânicos que os comprimem contra a parede do poço enquanto a ferramenta é içada por um cabo, gerando um mapa orientado da resistividade, em alta resolução, em forma de fita (imagem), para cada patim (Figura 4.6). A imagem pode ser "estática", na qual a paleta de cores representa o espectro total de microrresistividade (valores absolutos), referente ao intervalo total de aquisição do perfil, ou pode ser "dinâmica", resultado da aplicação de um filtro que redistribui a paleta de cores para o espectro de resistividade de um dado intervalo ou "janela móvel" ao longo do poço, com aumento no contraste das cores (valores relativos). Neste caso, uma mesma tonalidade de cor em intervalos de profundidade diferentes, podem representar valores de microrresiistividade diferentes (Figura 4.6). Em um perfil de imagem microrresistiva, é possível rastrear, manualmente ou automaticamente, uma feição na imagem de um patim com a sua correspondente na dos outros patins. 53 Figura 4.6 - Imagem microrresistiva da parede do poço. Na imagem estática (centro), o espectro de cores representa a distribuição total de resistividade no intervalo perfilado total. Na imagem dinâmica (esquerda e direita) destacam-se pequenos contrastes de resistividade, devido à aplicação de um filtro com janela móvel. O detalhe à direita mostra uma imagem 3D, que pode ser inclinada e girada na tela do computador. Com pelo menos um ponto marcado em três diferentes patins, define-se um plano (acamamento, estratificação ou fratura) cuja interseção com a parede do poço (elipse) aparece como uma curva senóide no “poço desenrolado”. Esta é forma de apresentação padrão do perfil, obtida com um corte longitudinal na interseção da parede do poço com o plano radial que contém o norte geográfico (Figura 4.7). A atitude de cada plano, previamente definido, está representada no perfil de mergulho, o qual é composto por diferentes conjuntos de “girinos” (tadpoles), cuja cor e/ou tipo de cabeça indica o tipo de plano, a posição da cabeça em relação a uma escala (0 a 90 graus) fornece a magnitude do ângulo de mergulho, enquanto o sentido é dado pela orientação da cauda (Figura 4.8). Através da imagem microrresistiva e dos dados de atitude do acamamento, é possível orientar planos de falhas e fraturas, planos de acamamento e estratificações das rochas sedimentares, além de corrigir o sentido de paleocorrentes através da subtração do efeito do mergulho estrutural, inferido a partir da atitude medida nos pelitos adjacentes, os quais originalmente têm acamamento próximo à horizontal. 54 Em conjunto com os dados de rocha e de outros perfis, esta ferramenta auxilia em uma melhor subdivisão da coluna litológica dos poços, além de facilitar a identificação de padrões de tendência granulométrica e de empilhamento de fácies. Figura 4.7 - Intersecção de um plano com a parede do poço e sua representação no perfil de imagem (Traduzido e adaptado de Serra 1989). Figura 4.8 - Apresentação da imagem microrresistiva e da atitude das estratificações no perfil de mergulho (dipmeter). Notar a diferença na escala horizontal entre as imagens estática e a dinâmica. 55 4.3.2 Análise de fácies e sistemas deposicionais De acordo com Walker (1992), fácies corresponde a uma rocha com litologia, estruturas sedimentares e atributos texturais particulares. A geração da fácies é controlada por processos sindeposicionais (Catuneanu 2006) físicos ou biogênicos (Miall 1990). Como exemplo: arenitos com estratificação cruzada acanalada, calcários com estratificação cruzada hummocky, arenitos argilosos bioturbados, pelitos laminados fossilíferos e assim por diante. Um grupo de fácies relacionadas geneticamente a um determinado ambiente (processos) constitui uma “associação de fácies” (sensu Collinson 1969) e corresponde a um elemento deposicional (produto 3D). Canal distributário e barra de desembocadura são exemplos de associações de fácies e de elementos deposicionais. Por sua vez, elementos deposicionais (assembléia de litofácies 3D) que estão geneticamente relacionados por processos e ambientes, ativos (atuais) ou inferidos (pretéritos), compõem um “sistema” ou “subsistema” deposicional (Fisher & McGowen 1967). Como exemplo: no sistema deltaico há o subsistema de planície deltaica que contém elemento canal distributário. Sistemas deposicionais contemporâneos e interconectados formam um “trato de sistemas” (Brown Junior & Fisher 1977). As variáveis tempo e espessura foram incorporadas por Posamentier et al. (1988) definindo quatro tipos de tratos de sistemas: Nível Baixo (TSNB), Transgressivo (TST), Nível Alto (TSNA) e Margem de Plataforma (TSMP). A nomenclatura dos tratos varia de autor para autor, exceto para o trato transgressivo. Segundo Catuneanu (2006), o trato de Nivel Descendente (TSND), Falling Stage System Tract sensu Plint & Nummedal (2000) ou Trato de Sistemas de Cunhas de Regressão Forçada de Hunt & Tucker (1992,1995) corresponde ao TSNB final (leque) de Posamentier et al. (1988). 4.3.3 Interpretações de padrões de empilhamento de fácies De acordo com Catuneanu (2006, 2010) a importância da análise da tendência dos padrões de empilhamento de fácies reside no fato de que as mudanças de tendência podem estar associadas às superfícies estratigráficas- chaves, isto é, aquelas com significado estratigráfico genético. Noutros casos a mudança pode representar um simples contato entre elementos deposicionais, como 56 por exemplo: um canal ou lobo de crevasse que corta um depósito de sua planície de inundação. Um ponto importante é que a análise de tendência dos padrões de empilhamento funciona apenas para sucessões verticais de estratos geneticamente relacionados, isto é, depositados em um mesmo ciclo de sedimentação. Em uma sucessão vertical de estratos, qualquer quebra na "lei de Walther" deve ser considerada neste tipo de abordagem (Catuneanu 2006). Superfícies erosivas ou de não-deposição, falhas (normais ou inversas) ou superfícies de escorregamento, injectitos ou quaisquer outro tipo de interrupção, são consideradas como quebra na sucessão genética de estratos. Dessa forma, a interpretação do significado da inversão ou da repetição de padrões deve, sempre que possível e dentro da resolução dos métodos utilizados, respeitar as peculiaridades dos controles autogênicos e alogênicos (sensu Catuneanu 2006) atuantes em cada contexto tectonodeposicional. Em bacias rifte e pullapart a taxa de acomodação é muito heterogênea devido à movimentação relativa e à rotação de blocos. Uma porção do graben pode estar com alta taxa de acomodação enquanto outra área do mesmo bloco, ou de outro adjacente, pode estar com uma taxa menor ou mesmo sob erosão (Holz et al. 2014). De acordo com Ethridge (2011), o mar age como elemento controlador do nível de base a jusante (downstream control), em sintonia ou não com o controle a montante (upstream control), clima e tectônica regional, ou com o controle local (local control) relacionado à atividade tectônica (vulcanismo, falhas e dobras), à vegetação, à morfologia dos vales, e à descarga dos rios (inundações). Ao se considerar estas variáveis, percebe-se que a análise pura dos padrões de empilhamento, sem relacionar a localização dos poços ou das seções de afloramento, no contexto paleofisiográfico, pode levar a erros de correlação (Küchle et al. 2004, 2007) e de interpretação das superfícies estratigráficas, consequentemente afetando a identificação dos tratos de sistemas e dificultando a compreensão da evolução tectonossedimentar da bacia. Os principais padrões de empilhamento decorrem da relação entre a taxa de criação de espaço para deposição de sedimentos (acomodação) e a taxa de influxo sedimentar. Quando esta razão é negativa ocorre a progradação, ou seja, a predominância de fácies proximais em direção ao topo da sucessão, quando é positiva, a retrogradação, tendência de aumento de fácies distais para o topo, e 57 quando é igual a um (1) acontece a agradação, caracterizada pelo equilíbrio na proporção entre fácies distais e proximais ao longo da sucessão vertical de fácies (Figura 4.9). Figura 4.9 - Padrões de empilhamento de fácies (Traduzido de Van Wagoner et al. 1990). Os padrões retrogradacional e progradacional são comumente representados por triângulos, respectivamente, na posição normal e invertida, denominados "triângulos de Karagodin". Inversões na tendência dos padrões de empilhamento de fácies geralmente estão associadas às superfícies estratigráficas, as quais podem corresponder a limite de tratos de sistemas e/ou de sequências. 58 As superfícies estratigráficas são simples ou compostas e podem ser classificadas em superfícies físicas, isto é, tangíveis no registro sedimentar (ex.: erosão, deflação, inundação); superfícies geométricas, as quais são caracterizadas pela relação angular entre estratos ou refletores (onlap, downlap) e superfícies conceituais, fruto do intelecto humano e, em geral, são compostas por mais de um tipo de superfície (limite de sequência, conformidade correlativa). Algumas superfícies estão associadas à fase de queda do nível de base, como as superfícies inicial e final da regressão forçada, as superfícies de erosão subaérea e subaquosa regressiva (Figura 4.10). Da mesma forma, durante a fase de subida do nível de base, podem ser geradas a superfície de regressão máxima ou transgressiva, a superfície de inundação ou de transgressão máxima e as superfícies erosivas transgressivas (ravinamento) por ondas ou por marés. Dentre as superfícies estratigráficas, destacam-se as chamadas superfícies estratigráficas-chave, a partir das quais podem ser montados os arcabouços estratigráficos de acordo com os diversos "modelos" de Estratigrafia de sequências (Figura 4.10). • Discordância Subaérea (DS) - superfície regional de erosão ou não- deposição que separa estratos mais jovens de estratos mais antigos, com significativo hiato de tempo. Em direção ao fundo da bacia, esta superfície passa para uma ou mais Conformidades Correlativas (CC). • Superfície de Regressão Máxima/Superfície Transgressiva (SRM/ST) - marca a primeira transgressão significativa após um período de regressão. Pode ou não estar associada às superfícies de ravinamento. • Superfície de Inundação Máxima/Superfície de Transgressão Máxima (SIM/STM) - superfície que marca o tempo de máxima transgressão sobre a plataforma. Também conhecida como superfície de downlap. 59 Figura 4.10 - Tipos de Sequências (Traduzido e adaptado a partir das figuras 1.7 e 4.7 de Catuneanu 2006). 60 4.3.1 Sismoestratigrafia A sismoestratigrafia é uma técnica de interpretação estratigráfica baseada na analogia entre uma seção com reflexões sísmicas e uma sucessão de estratos (Vail & Mitchum Junior 1977). Na análise sismoestratigráfica, o intérprete utiliza parâmetros sismofaciológicos geométricos e físicos (Tabela 4.1), para interpretar processos de deposição e erosão, litologia, limites, geometria e arquitetura e conteúdo de fluidos dos estratos correspondentes (Figura 4.11). Tabela 4.1 - Parâmetros sismofaciológicos (Traduzido de Mitchum Junior et al. 1977). A análise dos refletores e dos parâmetros sísmicos é utilizada para caracterizar e rastrear sismofácies e superfícies-chave, assim como para identificar e delimitar os elementos do arcabouço estrutural. Este trabalho é precedido de um balizamento do dado sísmico pelos dados dos poços, através da elaboração de sismogramas sintéticos. (Tearpock & Bischke 2003). 61 Figura 4.11 - Parâmetros sismofaciológicos (Traduzido e modificado de Mitchum Junior et al. 1977). A análise sísmica é importante porque possibilita a percepção da continuidade lateral e das relações de contato entre os elementos/sistemas deposicionais, tratos de sistemas e descontinuidades estratigráficas, além de fornecer uma visão do preenchimento sedimentar inserido no arcabouço estrutural. Por ter incorporado e desenvolvido uma série de conceitos que vieram a se tornar a base da Estratigrafia de Sequências, a sismoestratigrafia é considerada como sua precursora (Catuneanu 2006). 62 4.3.2 Petrografia sedimentar A petrografia de rochas sedimentares, associada às diversas tecnologias auxiliares para caracterização mineralógica, tem sido empregada nos estudos de análise estratigráfica, principalmente nos de Estratigrafia de Sequências, através da associação de certos argilominerais e produtos eodiagenéticos com eventos ao longo do ciclo de variação do nível de base e/ou influxo sedimentar na linha de costa, ou com os elementos climáticos que afetam intemperismo, erosão, transporte e a taxa de deposição dos sedimentos (Ketzer 2002, 2005, Ketzer et al. 2003a, Ketzer et al. 2003b). Capítulo V Análise estratigráfica 64 5 ANÁLISE ESTRATIGRÁFICA 5.1 Introdução De acordo com Miall (1990), as principais falhas de um projeto estratigráfico- sedimentológico de âmbito local (área de poucos km²) são a ênfase em feições locais, sem considerar suas implicações regionais, assim como a supervalorização de uma disciplina, método ou ferramenta direcionada a um determinado parâmetro, em detrimento de outras abordagens com as quais o geocientista está menos familiarizado. Como resultado constrói-se uma estratigrafia local detalhada, porém desconectada de qualquer arcabouço regional já conhecido. O presente estudo adota uma abordagem multidisciplinar, com o uso de disciplinas e técnicas de análise estratigráfica integradas com dados e informações de outras áreas relacionadas ao tema maior “análise de bacias sedimentares”. 5.2 Bioestratigrafia Nos três poços perfurados pela PETROBRAS na BRP, Roesner et al. (2011) identificaram uma associação palinológica diagnóstica da Zona Mórfon emsiensis de Rubinstein et al. (2005), datada como eolochkoviana-?eopraguiana, seguramente pré-neoemsiana (eodevoniana), em estratos sotopostos à tectonossequência cretácea inferior. Embora os autores não tenham especificado os intervalos datados em cada poço, informam que a seção devoniana tem entre 200 e 234 metros de espessura e é constituída por arenitos, conglomerados e siltitos assentados diretamente sobre o embasamento. Com base nessas informações, não foi difícil identificar a seção devoniana nos poços. Não obstante o seu limite superior, com a seção cretácea, não tenha sido estabelecido precisamente pelos autores, esta dúvida foi enfrentada no presente estudo. De acordo com Roesner et al. (2011), formas do microfitoplancton de parede orgânica (MPO) e material originalmente algálico (MOA) constituem elementos característicos das palinofácies presentes na seção devoniana basal. Ao passo que na seção devoniana superior predominam miósporos, criptoesporos, fitoclastos lenhosos e cutículas de plantas terrestres. Os acritarcos e as algas prasinofíceas (fósseis e modernas) são predominantemente marinhos, porém há registro destas em ambiente de águas salobras e doces (Tappan 1980, Guy-Olson 1996). Na opinião de Prauss & Riegel 65 (1989), a distribuição destas algas prasinofíceas é favorecida por temperatura e salinidade baixas. Roesner et al.2011 sugerem que a sedimentação devoniana tem influência marinha, porém é marcada por um forte influxo de águas continentais. Este ambiente não favoreceu a preservação de quitinozoários, escolecodontes, prasinofíceas e acritarcos mais diversificados, os quais são comuns em estratos cronocorrelatos de origem francamente marinha, em outras bacias paleozóicas (ex.: Parnaíba e Amazonas). A ausência ou raridade destes organismos mais característicos do ambiente marinho, provavelmente está relacionada à prevalência de águas salobras ou com salinidade insuficiente para a proliferação de uma biota marinha, porém favorável à algas prasinofíceas mais simples (leiosferas) e mais tolerantes à baixa salinidade ou a ambientes mais estressantes (Mauler & Melo 2013, comunicação escrita). 5.3 Interpretação de perfis geofísicos dos poços Para cada poço foi construído um “perfil integrado” no qual estão dispostas, em colunas, as curvas dos perfis geofísicos e, à direita, os seus respectivos intervalos, numerados em ordem crescente da base para o topo (Figura 5.1). Cada um destes códigos (M1, RG2, P3, R4) indica um intervalo com "assinatura" específica de um dado perfil em um determinado poço e não representam uma litologia ou uma tendência granulométrica específica. Portanto, a correspondência do intervalo com homônimos, dos outros poços, é fortuita. Como o poço 1-PIL-1-PB tem a sucessão sedimentar mais completa entre os poços estudados, ele foi escolhido com paradigma para a descrição dos padrões de perfis convencionais e da caracterização litológica, com referências e comparações com os outros dois poços. A profundidade mencionada no texto, quando não adjetivada, corresponde à profundidade medida. • perfil de mergulho (dipmeter) O perfil de mergulho foi utilizado para a construção de um arcabouço físico preliminar, com base na identificação das descontinuidades mais marcantes (deposicionais ou tectônicas) e orientação do acamamento, que serviram como apoio na delimitação dos padrões de empilhamento e ciclos sedimentares. 66 Figura 5.1 - Perfil integrado do poço 1-PIL-1-PB. 67 O perfil de imagem foi corrido na fase final da perfuração, com diâmetro do poço de 83/4 de polegadas. O topo do intervalo investigado está limitado à profundidade da sapata do revestimento de 95/8 de polegada. Nos três poços, a atitude dos planos de acamamento e das estratificações de médio e grande porte têm padrões mais ou menos homogêneos. No poço 1-PIL-1-PB (Figura 5.1), entre 913 e 608 metros, o mergulho dos planos oscila entre 10 e 20 graus, em média, mantendo a orientação praticamente constante para o quadrante SE, com variações de intensidade em alguns trechos (intervalos M1a M3). No intervalo de 611 a 608 metros, o mergulho diminui de 11 para 6 graus, com mudança no sentido de SSE para OSO (limite M4/M5). A partir de 608 metros até o limite superior da aquisição (260 metros), o mergulho varia entre 0 e 5 graus, com sentido para O-SO (M5), mudando para E-SE (M6), depois para S-SO (M7) e, no topo, com orientação para NNE (M8). No poço 1-STH-1-PB (Figura 5.2) há uma sutil variação de intensidade e principalmente de sentido do mergulho, a qual é indicada pelos valores em torno de 175 metros de profundidade. Acima deste ponto, o mergulho está orientado para sul, ao passo que logo abaixo muda para E, e mais abaixo para ESE, mantendo esta orientação, com variações de intensidade, até próximo do topo do Embasamento. No poço 1-TRF-1-PB, o perfil de mergulho foi corrido apenas na seção devoniana, em intervalo inferior ao suposto limite entre as seções devoniana e cretácea. Neste poço, o mergulho do acamamento é mais diversificado (sete intervalos), com bruscas variações em intensidade e/ou sentido, mesmo em intervalos litologicamente homogêneos (Figura 5.3). As variações relatadas nos poços 1-PIL-1-PB (a 608 metros) e no 1-STH-1- PB (a 175 metros) sugerem uma discordância angular entre os dois conjuntos de estratos (cretáceos e ddevonianos). • perfil de raios gama As curvas de raios gama e de razão Th/U possibilitaram uma correlação confiável entre os três poços, não apenas através de “assinaturas” características, como também através dos padrões de empilhamento e mudanças de patamares. Por outro lado, picos espúrios relacionados à concentração de Urânio em fraturas acabam imprimindo um ruído, o qual se não for percebido corretamente, pode levar a erros graves de correlação e interpretação. Daí a importância da análise simultânea de um conjunto de perfis geofísicos e da correlação dos perfis com a rocha. 68 Figura 5.2 - Perfil integrado do poço 1-STH-1-PB. 69 Figura 5.3 - Perfil integrado do poço 1-TRF-1-PB. 70 Da base para o topo da seção representada no perfil integrado do poço 1-PIL- 1-PB, há seis intervalos homogêneos na curva de raios gama, numerados RG1 a RG6 na coluna do perfil integrado (Figura 5.1) e descritos a seguir: RG1) intervalo entre a primeira leitura da curva (933 metros) e a profundidade de 847 metros, com padrão complexo, sem tendência definida (balão-ampulheta) e com muitas oscilações entre 160 e 200 uAPI. RG2) Padrão complexo simétrico serrilhado (ampulheta), representado pelo intervalo entre 847 e 740 metros, com valores consistentes acima de 200 uAPI, com mínimos entre 120 e 180 uAPI, alternados com picos acima de 300 uAPI. RG3) Padrão composto (serra e funil), frente ao intervalo entre 740 e 650 metros, sendo caracterizado por valores acima de 150 uAPI, na base inicia com dois patamares, o primeiro a 180 uAPI e o segundo a 160 uAPI, seguido de um pico com decréscimo gradual para o topo. RG4) Padrão tipo cilíndrico serrilhado, intervalo entre 650 e 614 metros, tem seu topo e sua base caracterizados por um desvio negativo na curva de raios gama para valores entre 60 e 100 uAPI, raramente superiores a 120 uAPI, significativamente menos radioativo do que o intervalos adjacentes. RG5) Intervalo entre 614 e 304 metros, com padrão tipo serra, valores variando preferencialmente entre 100 e 120 uAPI, com alternância de picos (raramente superiores a 200 uAPI) e vales (raramente inferiores a 80 uAPI). RG6) Padrão tipo cilíndrico serrilhado, caracterizado no intervalo entre 304 e 27 metros, com predominância de valores entre 80 e 110 uAPI, raramente acima de 120 uAPI; este intervalo tem contato basal brusco com o intervalo sotoposto e está ausente nos outros dois poços. • perfis de porosidade (densidade, neutrão e sônico) Nos três poços, as curvas de porosidade neutrônica (NPHI), tempo de trânsito (DT) e Densidade (RHOB) mostram padrões consistentes e correlacionais entre si. Com base em padrões de porosidade, o poço 1-PIL-1-PB pode ser subdividido em onze intervalos denominados P1 a P11 (Figura 5.1). P1) O primeiro intervalo estende-se do topo do embasamento cristalino, a 952 metros, até a base de um nível muito cimentado (918 metros), caracterizando-se pelo padrão típico de arenito, com intercalações de camadas pelíticas e intervalos mais cimentados, identificados por picos nas curvas RHOB e DT. P2) corresponde a uma zona muito cimentada, bem destacada nas curvas de porosidade, como um patamar anômalo em relação aos intervalos adjacentes, 71 representado pelo intervalo com base a 952 metros e o topo marcado a 902 metros de profundidade. P3) O intervalo, entre 902 e 784 metros, é caracterizado nas curvas NPHI- RHOB por um padrão típico de interacamadado arenito com pelito (alternância no crossover). A curva do sônico tem assinatura ligeiramente ruidosa, porém sem grandes deflexões. P4) O intervalo tem padrão predominantemente pelítico (crossover), com níveis cimentados, dando aspecto ruidoso, caracterizado por concentração de picos e vales nas curvas de porosidade, com topo bem marcado a 739 metros. P5) Caracterizado por um padrão típicamente pelítico, o intervalo, entre 739 e 652 metros, inicia na base com uma deflexão positiva progressiva nas curvas de porosidade neutrônica e de densidade. O afastamento entre as curvas (NPHI e RHOB) é expressivo e a "assinatura" é semelhante a da anomalia na base da Formação Pendência, na Bacia Potiguar (Soares 2000), a qual é associada a rochas vulcanoclásticas, com hialoclastos alterados para clorita (Anjos et al. 1990). Este intervalo com padrão de anomalia nas curvas (NPHI-RHOB), cujo topo no poço 1-PIL-1-PB está marcado a 662 metros, também está perfeitamente reproduzido no 1-TRF-1-PB, no intervalo P3, entre 196 e 95 metros. No 1-STH-1-PB o padrão pode ser associado ao intervalo P6, entre 202 e 175 metros, porém de forma duvidosa. P6) No poço 1-PIL-1-PB, ocorre uma mudança gradual no comportamento do conjunto NPHI-RHOB, com a diminuição da anomalia e o aparecimento de intercalações de arenito até formar um padrão típico de arenito (crossover) com raras intercalações pelíticas, entre 652 e 614 metros. No poço 1-TRF-PB (Figura 5.3), o contato entre o intervalo arenítico (P3) e o pelítico com anomalia (P4) subjacente é brusco. No 1-STH-1-PB este intervalo de arenito está ausente (Figura 5.2). Os intervalos seguintes (seção cretácea) estão caracterizados, no poço 1-PIL- 1-PB, por um aumento abrupto da argilosidade (intervalo P7), entre 614 e 543 metros, e aumento gradual na proporção de camadas de arenito em relação às pelíticas (intervalos P8 e P9), entre 543 e 312, até passar de forma abrupta para um intervalo com predomínio de arenito, mais limpo na base (intervalo P10) passando a mais argiloso no topo (intervalo P11), entre 312 e 23 metros de profundidade (Figura 5.1). 72 No poço 1-TRF1-PB (Figura 5.3), o intervalo P5, sobreposto ao arenito, tem um padrão mais condizente com a base do intervalo P7, do poço 1-PIL-1-PB (Figura 5.1_Intv. Porosidade), que pode estar representado no intervalo P7 do poço 1-STH- 1-PB (Figura 5.2). • perfis de resistividade (microrresitividade, média e profunda) No tocante às curvas de resistividade (média e profunda) e microrresistividade, observam-se mudanças nas "assinaturas" de acordo com variações litológicas. R1) No poço 1-PIL-1-PB, o padrão de resistividade do intervalo entre 951 e 784 metros é marcado pela presença de picos e vales com maior amplitude, devido a alternância de zonas cimentadas e não cimentadas, o qual passa gradualmente para o intervalo sobreposto. R2) Intervalo entre 784 e 663 metros, com predomínio de pelitos na porção superior, bem caracterizados pela superposição das curvas de resistividade e da microrresistividade (Figura 5.1). R3) intervalo entre 663 e 614 metros, representado pelo deslocamento negativo acentuado da curva de microrresistividade, padrão característico, no qual predominam corpos de arenito com boas características permoporosas, com porções mais cimentadas, as quais são caracterizadas pelo incremento acentuado nas resistividades média e profunda (Figura 5.1). R4) intervalo bastante argiloso, é marcado entre 614 e 548 metros, devido à mudança para um padrão com superposição das curvas de resistividade e de microrresistividade, pontuado por intervalos com deslocamento negativo da curva de microrresistividade, indicando camadas de arenitos. R5) O intervalo reflete a diminuição gradual destas camadas de arenito frente às camadas pelíticas. R6) intervalo essencialmente arenítico, entre 312 e 30 metros de profundidade (Figura 5.1). No poço 1-TRF-1-PB (Figura 5.3_Intv Resistividade), acima do embasamento ocorre um intervalo pelitoarenítico (R1), entre 303 e 262 metros, porém sem superposição completa das curvas, com leituras de microrresistividade consistentemente mais altas do que as de resistividade. Acima deste, há um intervalo com intercalação de camadas de arenito (R2) equivalente ao topo do intervalo R1 do poço 1-PIL-1-PB. 73 O intervalo R3, entre 197 e 102 metros, corresponde ao mesmo intervalo pelítico (R2) do poço 1-PIL-1-PB e está sotoposto a um intervalo com predominância de arenitos (R4), entre 102 e 62 metros, equivalente ao intervalo R3 do 1-PIL-1-PB. O último intervalo (R5), entre 62 e 10 metros de profundidade, também tem uma assinatura condizente com a do intervalo R4 do 1-PIL-1-PB, caracterizado por pelitos com intercalações de arenito, as quais se destacam pelo desvio negativo da curva de microrresistividade em relação às de resistividade. Conforme comentado para os outros perfis, a porção basal do poço 1-STH-1- PB (Figura 5.2) é semelhante a do poço 1-TRF-1-PB. O padrão do intervalo R1 é muito semelhante ao do intervalo pelitoarenítico homônimo do poço 1-TRF-1-PB. Este intervalo, denominado R2, entre 342 e 265 metros, caracteriza-se por valores mais baixos de resistividade em relação à microrresistividade (Figura 5.2). O intervalo R3, entre 265 e 202 metros, tem padrão muito semelhante à porção superior do R2 no 1-PIL-1-PB e está sotoposto à um pequeno intervalo pelítico (R4), entre 202 e 190 metros, cujo padrão de resistividade é muito semelhante ao da base do intervalo R3 do poço 1-TRF-1-PB, caracterizado por valores mais baixos de resistividade em relação à microrresistividade. O último intervalo (R5), entre 190 e 35 metros de profundidade, reflete um padrão predominantemente pelítico com camadas de arenito intercaladas, à semelhança do intervalo homônimo no poço 1-TRF-1-PB e do R4 do 1-PIL-1-PB. 5.4 Descrição litológica dos poços A partir da correlação entre a descrição das amostras de calha, laterais e testemunhos com os padrões de perfis geofísicos dos poços, foi construída uma coluna litológica interpretada para cada poço (figuras 5.1, 5.2 e 5.3). A coluna litológica de cada poço foi subdividida em unidades descritivas (sensu Miall 1990) para facilitar a correlação entre os três poços e a interpretação dos padrões granulométricos, litológicos e faciológicos (Figura 5.4). No poço 1-PIL-1-PB, a seção devoniana foi dividida em cinco unidades, litologicamente uniformes, denominadas UL1 a UL5 na Figura 5.4a. UL1) Unidade conglomerática: entre 952 e 902 metros, ocorre uma unidade predominantemente conglomerática, cuja base está em não conformidade com o embasamento cristalino (Figura 5.5a). 74 Figura 5.4 - Perfis integrados, com unidades litológicas (ULs) identificadas nos poços estudados: a) PIL-1, com oito unidades (notar que as unidades UL6, UL7 e UL8 pertencem ao Cretáceo Inferior), b) TRF-1 e c) STH-1, ambos com seis unidades. 75 Figura 5.5 - Unidade litológica 1 (UL1) - a) contato não-conforme (embasamento/UL1); b,c) contato interdigitado (UL1/UL2) representado por interestratificado arenopelítico (depósitos de fundo de bacia) com camadas de brecha/conglomerado intercaladas. 76 Em amostra de calha, a unidade é composta por fragmentos de quartzo cinza- alaranjados e granito/gnaisse, grãos lascados (triturados pela broca), em parte com faces polidas, feições indicativas da presença de cascalho ou fração mais grossa no arcabouço. A matriz é de arenitos cinza alaranjados, em parte cinza claros, hialinos, mal selecionados, finos a grossos, angulares a subarredondados, com quartzo, feldspatos e micas, cimento calcífero e silicoso, por vezes piritoso, friável a desagregado; com boa porosidade aparente, em parte fechada devido à cimentação. Na imagem microrresistiva do poço 1-PIL-1-PB, esta unidade é composta por conglomerado seixoso, intercalado com níveis de arenito conglomerático, matriz condutiva (tonalidade escura na imagem elétrica), com blocos e calhaus dispersos (Figura 5.5b). Em contato brusco com o conglomerado basal, ocorre uma brecha sedimentar composta por seixos, calhaus, blocos e matacões subarredondados a angulosos, muito cimentados, dando um aspecto resistivo na imagem elétrica, (esbraquiçado). O limite superior desta unidade é caracterizado, pela interdigitação das brechas com os estratos arenopelíticos da unidade UL2 (Figura 5.5c). No poço 1-STH-1-PB a unidade conglomerática basal tem espessura de trinta e um metros (31 m), ao passo que no 1-TRF-1-PB, sua espessura é de apenas dois metros e vinte centímetros (2,2 m). O contato superior é brusco em ambos os poços, com um intervalo pelítico, com arenito intercalado. UL2) Unidade arenopelítica: entre 902 e 847 metros, em amostra de calha esta unidade é composta por arenitos cinza claros/esverdeados, acastanhados a alaranjados, com quartzo, feldspatos e micas (biotita e muscovita), intraclastos argilosos, finos a grossos, mal selecionados, em parte finos a muito finos, bem selecionados. Na imagem microrresistiva, há ciclos com espessamento ou adelgaçamento e granocrescência ou granodecrescência ascendentes separados por interestratificados de siltitos e argilitos cinza escuros, com estratificação plano- paralela (Figura 5.6), os quais aumentam em proporção em direção ao topo da unidade. Diferente do que ocorre no poço 1-PIL-1-PB, no qual predominam arenitos na base desta unidade; nos poços 1-TRF-1-PB e 1-STH-1-PB são mais frequentes pelitos com arenitos intercalados (comparar UL2 nos três poços na Figura 5.4). 77 Figura 5.6 - Unidade litológica 2 (UL2), com aumento da razão arenito/pelito para o topo. Notar o menor percentual de siltito (s) na amostra mais rasa. 78 No poço 1-PIL-1-PB, o contato basal é interdigitado com a UL1 (Figura 5.4a), mas também pode ser brusco (Figura 5.4b,c). O topo da unidade é marcado na base de um intervalo rico em pelitos carbonosos e radioativos (Figura 5.4a,b). UL3) Unidade arenopelítica carbonosa: entre 847 e 740 metros, no poço 1- PIL-1-PB, esta unidade é caracterizada, em testemunhos, pela ocorrência de arenitos hialinos/alaranjados, em parte cinza esbranquiçados, muito finos a médios, mal selecionados, com quartzo e feldspatos, micáceos, cimento calcífero, friáveis a semifriáveis, com siltitos e argilitos cinza escuros/acastanhados, carbonosos, em parte betuminosos, piritosos, laminados, semiduros a moles. O caráter betuminoso dos pelitos fica ressaltado pela fluorescência dos mesmos sob a luz ultravioleta e pelo aspecto esbranquiçado na imagem microrresistiva, como pode ser visto na Figura 5.7. O contato com as unidades adjacentes é brusco-conforme marcado pela ocorrência dos pelitos carbonosos, refletida na anomalia no perfil de raios gama com valores acima de 300 uAPI. No poço 1-TRF-1-PB esta unidade ocorre entre 258 e 191 metros, com características muito semelhantes ao intervalo equivalente no 1-PIL-1-PB. No poço 1-STH-1-PB esta unidade não está bem caracterizada, sendo identificada com uma seção mais arenítica, embora também seja possível associá-la ao intervalo pelítico sotoposto, com picos de raios gama (porção intermediária da UL2 na Figura 5.4c). UL4) Unidade pelítica: entre 740 e 652 metros, no poço 1-PIL-1-PB, esta unidade é composta em amostra de calha, por siltitos cinza-escuros/acastanhados, micáceos, piritosos, semiduros, argilitos verde-claro/ castanho-claro, em parte castanho-avermelhados (óxido de ferro), micáceo, semiduro, piritoso. Para o topo, passam a siltitos cinza-claros, castanho-avermelhados, verde-claros, micáceos, moles, e arenitos hialinos/alaranjados, médios a conglomeráticos, mal selecionados, com grãos de quartzo e feldspatos, cimento calcífero, friáveis. Em amostra lateral, ocorrem grãos de quartzo dispersos no siltito e intercalações milimétricas de arenitos (Figura 5.8). Na imagem microrresistiva há interestratificação na escala centimétrica, plano-paralela e uniforme ao longo do intervalo, porém imperceptível através das curvas dos perfis de densidade e neutrão, devido à baixa resolução vertical dos mesmos (figuras 5.8 e 5.4a, b). 79 Figura 5.7 - Unidade litológica 3 (UL3), com pelitos betuminosos (fluorescentes (sob luz UV) e resistivos (tons claros no perfil de imagem). 80 Figura 5.8 – Unidade litológica 4 (UL4). Siltito laminado na base (a) e Siltito maciço no topo (b). 81 O contato inferior é brusco-conforme com os pelitos radioativos da UL3. No topo o contato com a unidade arenítica superior é gradacional-interdigitado (Figura 5.4a) ou brusco-conforme (Figura 5.4b). Nesta unidade há uma anomalia no padrão dos perfis densidade-neutrão, entre 740 e 662 m, no poço 1-PIL-1-PB e entre 105 e 195 m, no 1-TRF-1-PB. No poço 1-STH-1-PB este intervalo parece estar quase todo erodido, restando apenas um provável resquício, ente 202 e 175 metros (Figuras 5.4). UL5) Unidade arenoconglomerática cinza-esbranquiçada: entre 652 e 609 metros, do poço 1-PIL-1-PB, é constituída, em amostra de calha, por arenitos cinza- esbranquiçados, grossos a conglomeráticos, mal selecionados, hialinos, com quartzo e feldspatos, cauliníticos, com camadas de arenitos finos a médios, em parte calcíferos, friáveis a desagregados, e intercalações de siltitos e argilitos cinza- escuros, verde-claros, e castanho-avermelhados/escuros, micáceos, moles e hidratáveis (Figura 5.9). O contato superior é marcado ao nível de uma discordância angular no topo de uma delgada camada pelítica, a 609 metros de profundidade. É um nível argiloso interno à UL5 ou remanescente de uma unidade pelítica mais jovem, a qual pode ter maior expressão em outra porção da bacia. Neste estudo, foi inserida na unidade UL5, visto que esta camada pelítica está abaixo da discordância angular interpretada a partir do perfil de mergulho (Figura 5.4a). Esta unidade arenítica (UL5) está bem representada nos poços 1-PIL-1-PB, no intervalo entre 652 e 609 metros e no 1-TRF-1-PB, entre 93 e 44 metros de profundidade (UL5). O contato basal é gradacional-interdigitado (Figura 5.4a) ou brusco-conforme (Figura 5.4b), com a unidade pelítica (UL4). O limite superior é marcado no topo da camada de arenito mais expressiva e estratigraficamente mais elevada (Figura 5.4b) ou no topo de uma discordância angular ao nível do limite entre os intervalos M4 e M5 do perfil de mergulho (Figura 5.4a). Na imagem microrresistiva do poço 1-PIL-1-PB (Figura 5.9) há estratificações cruzadas de pequeno a médio porte, cujos planos, quando corrigidos para o efeito do mergulho estrutural, indicam paleocorrentes direcionadas para o quadrante NO. UL6) Unidade pelitoarenítica castanho-avermelhada: entre 609 e 543 metros, em amostra de calha, é constituída por siltitos e argilitos castanho avermelhados, com raras camadas métricas de arenitos. 82 Figura 5.9 - Unidade litológica 5 (UL5), com planos de estratificação cruzada (imagem) e composição quartzo-feldspática em amostras de calha. 83 Em testemunho mostra feições pedogenéticas, marcas de raízes, gretas de ressecamento, estratificação enrugada, com intercalação de arenitos castanho- claros, em parte avermelhados, estratificados, conglomeráticos, cimentados por calcita (Figura 5.10). O contato superior da unidade é brusco, marcado na base de uma expressiva camada de conglomerado do intervalo sobreposto (Figura 5.4a). Esta unidade também está presente no poço 1-STH-1-PB, no intervalo 175/5 metros (Figura 5.4c), e apenas sua porção basal foi atravessada pelo poço 1-TRF-1- PB, no intervalo 44 a 5 metros (Figura 5.4b). UL7) Unidade arenopelítica castanho-avermelhada: Entre 543 e 312 metros, no poço 1-PIL-1-PB, é composta por camadas métricas de arenito, ora mais limpo ora mais argiloso, e intercalações síltico-argilosas mais abundantes em direção à base. Descrita com base em amostras de calha, é composta por arenitos e conglomerados castanho-avermelhados, com intercalações pelíticas da mesma cor. O contato superior é brusco e discordante, provavelmente erosivo, marcado no topo do último intervalo significativo de pelito (Figura 5.4a). UL8) Unidade arenoconglomerática castanho-avermelhada: entre 312 e 5 metros, no poço 1-PIL-1-PB, é composta por arenitos mal selecionados, predominantemente castanho-avermelhados, variando de muito finos a conglomeráticos, com quartzo, feldspatos e micas, com matriz argilosa e cimento de óxido de ferro. Em parte, são cinza-esbranquiçados/acinzentados/acastanhados, e com boa a regular porosidade aparente, em parte calcíferos, friáveis a semi-friáveis, com intercalações de conglomerados, com grãos lascados de quartzo, feldspatos e fragmentos de rochas ígneas e metamórficas (granito, xisto, milonito). Ocorrem intercalações de siltitos e argilitos castanho-avermelhados, arroxeados, micáceos, moles e hidratáveis, em parte perdidos na lavagem das amostras de calha, em parte com grãos de areia inclusos na matriz pelítica. Posicionada no terço superior do poço 1-PIL-1-PB (Figura 5.4a), esta unidade esta ausente nos outros dois poços. Ocorrem mais intercalações pelíticas na sua porção superior passando a arenoconglomerática em direção à base. 5.5 Petrografia sedimentar Os dados e informações de descrições de lâminas petrográficas aqui apresentados são oriundos de Silva (2014), que utilizou a mesma base de dados de poço e de afloramento do presente estudo. 84 Figura 5.10 - Unidade litológica 6 (UL6). Lamitos castanho -avermelhados da Formação Sousa (Cretáceo Inferior). 85 Dados de descrições de lâminas petrográficas de testemunhos, de amostras laterais e de afloramentos foram utilizados para estabelecer a composição mineralógica do arcabouço e a proveniência dos sedimentos precursores dos estratos devonianos, parâmetros considerados importantes para a classificação litoestratigráfica dos mesmos. De acordo com Silva (2014), o arcabouço dos arenitos devonianos é pricipalmente constituído por quartzo monocristalino, também policristalino, feldspatos alcalinos, com predomínio do ortoclásio sobre o microclíneo, raros plagioclásios, micas (biotita e muscovita) e minerais pesados, tais como epídoto, granada, opacos e zircão, além de bioclastos (algas prasinofíceas). Os feldspatos estão parcialmente substituídos por caulinita, calcita e dolomita. Com base na classificação de Folk (1968), a composição detrítica original dos arenitos das unidades UL3, UL4 e UL5 está na classe dos arcósios (Figura 5.11a). Em termos de proveniência, os arenitos devonianos são imaturos, textural e mineralogicamente, relacionados às rochas plutônicas e metamórficas do embasamento circundante. De acordo com a classificação de Dickinson (1985), sua área-fonte está em um contexto tectônico de bloco continental soerguido (rifte) a transicional (Figura 5.11b). Figura 5.11 - Diagrama ternário composicional (Folk 1968) e de proveniência (Dickinson 1985). Notar a semelhança composicional (arcósio) entre as unidades UL3, UL4 e UL5. 86 A analcima é um dos minerais característicos da seção devoniana. É identificada em análises macroscópica devido à sua cor branco-acinzentada, aspecto ceroso, com hábito grumoso ou em níveis milimétricas a centimétricas, os quais, à primeira vista, podem ser confundidos com siltito ou arenito muito fino, porém é facilmente riscada com a pinça de aço. A analcima também foi identificada em análise micropetrográfica, com apoio de DRX e MEV/EDS, realizadas em amostras de poços e afloramentos da seção devoniana (Silva, 2014). A sua origem provavelmente está relacionada à alteração de vidros vulcânicos em contato com águas salinas/alcalinas (Deer et al. 2010, Silva 2014). A alteração de plagioclásio pode ser fonte de Na+, Si+4 e Al+3, necessários para a precipitação de analcima, especialmente em sedimentos depositados em ambientes alcalinos, em regiões áridas a semi-áridas ( Morad 1991). Fluidos hidrotermais ricos nestes mesmos cations também podem ser responsáveis pela formação de analcima (Godoy et al. 2006). A clorita com alto teor de ferro, do tipo chamosita, (Silva, 2014) é outro constituinte diagenético importante na caracterização dos estratos devonianos. Conforme observado em amostras de superfície e de subsuperfície, sua origem também parece estar relacionada com a alteração de constituintes minerais vulcânicos, embora assim como a analcima, a gênese da clorita também pode estar ligada a alteração de outros minerais, como por exemplo, a esmectita ou a biotita. A caulinita autigênica tem hábito em livrinhos (booklets), agregados preenchendo poros intergranulares, como substituição de feldspatos e expansão de micas. Sua origem está relacionada ao intemperismo e percolação de água metórica, em ambiente com boa drenagem, pH ácido (entre 4 e 5) e com baixa razão Na+, K+, Ca+2 / H+ (Morad, 1991). Em subsuperfície, a caulinita ocorre em maior proporção nos arenitos testemunhados no poço 1-STH-1-PB, sendo também comum em arenitos aflorantes da UL5. 5.6 Correlação das unidades litológicas em subsuperfície As unidades descritivas e os padrões de perfis geofísicos da seção devoniana são muito semelhantes nos três poços estudados, não sendo difícil encontrar a correspondência das unidades do poço 1-PIL-1-PB nos outros dois (Figura 5.12). 87 Figura 5.12 - Correlação litoestratigráfica (datum base da UL4). Observar a variação litológica e de espessura das unidades entre os poços TRF- 1 e PIL-1,, lembrando que o primeiro está localizado na margem flexural do SgS e o outro em um degrau do depocentro do SgBF-T. 88 As assinaturas de perfis e a espessura das unidades UL3, UL4 e UL5 são semelhantes nos poços 1-PIL-1-PB e 1-TRF-1-PB. As unidades UL1 e UL6 mostram boa correlação entre o 1-PIL-1-PB e 1-STH-PB (Figura 5.12), conforme pode ser visto na seção estratigráfica, a qual está horizontalizada na base da seção pelítica anômala, bem caracterizada nos poços 1-PIL-1-PB e 1-TRF-1-PB e inferida no 1- STH-1-PB. Ressalta-se que o poço 1-PIL-1-PB está no SgBF-T, em um nível estrutural cerca de 550 metros mais profundo do que os outros dois poços, os quais foram perfurados na porção apical da margem flexural do SgS (Figura 3.4). No conjunto de poços, o mais discrepante é o 1-STH-1-PB, nele a unidade UL5 (arenoconglomerática) está ausente. A UL4 (pelítica) provavelmente está parcialmente erodida ou interdigita-se com arenitos, diferente dos outros dois poços (Figura 5.4). A unidade UL3 (arenopelítica carbonosa radioativa), facilmente identificada nos poços 1-PIL-1-PB e 1-TRF-1-PB (Figura 5.12), não está bem definida no poço 1- STH-1-PB, devido à erosão ou à falha (corresponde ao intervalo RG2 da Figura 5.2 com picos de raios gama), ou mostra uma variação lateral para fácies mais areníticas neste poço, conforme indicado na Figura 5.12. A unidade UL2 tem caráter arenopelítico no poço 1-PIL-1-PB (Figura 5.4a). Esta unidade está ausente ou passa lateralmente para pelitos com uma camada de arenito, no poço 1-STH-1-PB, à semelhança do poço 1-TRF-1-PB (Figura 5.12). De um modo geral, é fácil rastrear estas unidades litológicas em subsuperfície, porém há evidências de que os pontos de influxo das areias migraram lateralmente durante o preenchimento da bacia devoniana. Na subdivisão litológica (Figura 5.4) e na correlação litoestratigráfica dos poços (Figura 5.12) optou-se por um cenário mais simples, embora outros também sejam possíveis, conforme será mostrado na análise simoestratigráfica. 5.7 Análise de fácies e contexto deposicional A caracterização de fácies levou em conta a descrição de quatro testemunhos (quarenta e cinco metros), treze amostras laterais e de cerca de trezentas amostras de calha, em conjunto com a análise de imagem microrresistiva da parede do poço e de perfis convencionais. Descrições de afloramentos também foram utilizadas para complementar os dados de subsuperfície, especialmente no caso das fácies vulcanoclásticas. 89 As fácies foram nomeadas com siglas, iniciada por uma ou duas letras maiúsculas relacionadas à litologia predominante, seguida de uma ou duas letras minúsculas relacionadas à estrutura sedimentar ou a outras características relevantes, exceto para as fácies heterolíticas, denominadas como interestratificados, os quais iniciam com a letra I seguida de duas letras minúsculas referentes às litologias predominantes em ordem de importância. A partir de critérios litológicos, tamanho de grão e estruturas sedimentares, doze fácies principais foram identificadas na sucessão devoniana, descritas em ordem decrescente do tamanho de grão, e sumariadas na Tabela 5.1. 1) Bcm (Brecha clasto-suportada maciça) brechas compostas por seixos, calhaus e blocos de rochas do embasamento (xistos, gnaisses, milonitos, micaxistos, granitos), angulosos a subangulosos, aglutinados por matriz argilosa cinza- esverdeada a verde escura (clorítica), por vezes, com vesículas, também com clastos sustentados pela matriz (Bmm). 2) Igb (ignimbritos) creme-claros, alaranjados, avermelhados, com fragmentos de rochas do embasamento, alguns com feições de queda e impacto (ejectito) e rotacão por fluxo (Figura 5.13). Segundo Nascimento (2013, comunicação escrita) em lâmina delgada, os ignimbritos são caracterizados por uma textura eutaxítica, intensamente soldados, composição riolítica, constituídos por cristaloclastos (plagioclásio e quartzo), litoclastos do embasamento cristalino, vitroclastos (fiammes e púmices) e matriz amorfa, composta por material tufáceo vítreo, em avançado estágio de devitrificação (Figura 5.13). Estas fácies (Bcm, Bmm e Igb) foram interpretadas como depositadas por correntes quentes densas e concentradas resultantes do colapso de plumas derivadas de explosões vulcânicas (fluxos piroclásticos). 3) Cbm (Conglomerado a blocos maciço) – Ortoconglomerado cinza alaranjado, com calhaus, blocos e matacões angulosos, grão-suportado, muito cimentado (sílica ou calcita), com aspecto de brecha, com cavidades e fraturas, e sem estratificações visíveis em imagem microrresistiva (Figura 5.14). Estas fácies são interpretadas como depositada por queda de blocos e deslizamento junto a áreas com alto declive. 4) Cmm (Conglomerado matriz-suportado maciço) Na imagem microrresistiva (Figura 5.15) há calhaus e blocos arredondados a angulosos, em parte suportados por matriz de arenito argiloso ou lamosa, com aspecto escuro (mais condutiva). 90 Tabela 5.1 - Principais fácies descritas na seção devoniana Fácies Descrição Interpretação Bcm Brechas clasto-suportadas, maciças, com seixos, calhaus e blocos, matriz argilosa (clorítica), com vesículas. Em parte com clastos sustentados pela matriz (Bmm) Depósitos de correntes quentes densas e concentradas resultantes do colapso de plumas derivadas de explosões vulcânicas (fluxos piroclásticos). Igb Ignimbritos, creme-claros, alaranjados, avermelhados, com litoclastos do embasamento, fiammes e púmices. Cbm Ortoconglomerados a blocos maciços, grão- sustentados, com aspecto de brecha, sem estratificações visíveis. Depósito de queda de blocos e deslizamento, junto a áreas com alto declive. Cmm Conglomerados matriz-sustentados maciços, com calhaus e blocos arredondados a angulosos, em matriz lamosa ou de arenito argiloso. Depósito de fluxos gravitacionais com matriz de alta viscosidade que transportam cascalho e blocos para as porções mais profundas da bacia. Csm Ortoconglomerados a seixos com raros calhaus e fragmentos vulcânicos, sem estratificações visíveis. Depósitos de fluxos gravitacionais de sedimentos, com alta concentração de sólidos, contendo epiclastos e/ou piroclastos. Ac Arenitos conglomeráticos, maciços, em parte com gradação normal (Acn), inversa (Aci), sem estratificações visíveis. Fluxos gravitacionais de sedimentos (fluxos de detritos), com deposição subaquosa, e turbiditos concentrados. AG Arenitos grossos a muito grossos, também conglomeráticos (AGc), arcóseos, cauliníticos, com raros intraclastos pelíticos, com estratificações cruzadas. Fluxos trativos unidirecionais de alta energia, gerando formas de leito 3D. As paleocorrentes têm rumo preferencial para o quadrante NO. Agn Arenitos grossos a médios, também finos a muito finos com gradação normal. Contato basal brusco, por vezes com marcas de carga. Fluxos turbidíticos com deposição por fricção basal e decantação. AF Arenitos finos a muito finos, maciços, com estratificação plano-paralela ou de baixo ângulo (AFe). No topo, laminação cruzada por corrente/onda (AFl) ou intraclastos (AFi). Contato basal brusco, gradacional ou brusco no topo. Fluxos turbidíticos diluídos com ddposição por tração, em regime de fluxo superior, e com pouca decantação. Iap Arenitos médios a muito finos e siltitos/argilitos, em parte carbonosos, com analcima, intercalados. Laminações incipientes a plano-paralelas, por vezes, exibem gradação normal e laminações cruzadas por corrente. Fluxos turbidíticos diluidos depositados por decantação e tração associados a lâminas carbonosas e depósitos vulcânicos cineríticos alterados (analcima/clorita). Ipa Siltitos/argilitos com níveis carbonosos, com analcima, e arenitos finos a muito finos, em parte argilosos (cloríticos) e micáceos, intercalados. Por vezes ocorrem marcas de carga e erosão, estrutura em chama e pseudonódulos. Fluxos turbidíticos diluídos depositados por decantação e tração, associados a lâminas carbonosas e depósitos vulcânicos cineríticos alterados (analcima/clorita). P Pelitos (siltitos/argilitos) cinza-escuros, pretos maciços (Pm), com laminação (Pl) e com gradação normal (Pn), subordinadamente castanho-escuros, em parte avermelhados, micáceos, também carbonosos e betuminosos (Pc). Pelitos depositados por decantação e tração em correntes de fundo. A porção mais argilosa e carbonosa é formada pela decantação de plumas hipopicnais segregadas (lofting), com contribuição pelágica. 91 Figura 5.13 - Fácies de brechas vulcânicas com ignimbritos (Bcm, Bmm e Igb) e conglomerado com seixos (Csm). 92 Figura 5.14 - Fácies Arenito conglomerático (ACm, ACi) e conglomerado matriz sustentado maciço (Cmm). 93 Fgura 5.15 - Fragmento de rocha vulcânica analisada sob MEV com gráfico de espectro composicional (EDS) . 94 5) Csm (Conglomerado a seixos maciço) - Ortoconglomerado cinza alaranjado, com seixos e raros calhaus, de quartzo, granito/gnaisse, milonito e fragmentos de rocha vulcânica com vesículas preenchidas por mineral esverdeado, clorita (Figura 5.15), sem estratificações visíveis em imagem microrresistiva (Figura 5.13). Identificada através da imagem microrresistiva, com suporte em amostras de calha, esta fácies pode ser interpretada como depósitos originados de fluxos gravitacionais de sedimentos, de alta concentração de sólidos, com incorporação de material vulcânico retrabalhado (epiclástico) ou produto do próprio fluxo piroclástico que adentra a porção subaquosa da bacia. 6) Ac (Arenito conglomerático maciço) - Esta fácies é caracterizada em imagem microrresistiva pela presença de cascalho em matriz de arenito, maciço, em parte com gradação normal (Acn) ou inversa (Aci), com matriz resistiva (clara) e sem estratificações visíveis no perfil de imagem (Figura 5.14). Assim como as fácies (Csm e Cmm) esta também é interpretada como originada de fluxos gravitacionais concentrados, com deposição subaquosa por congelamento ou desaceleração progressiva e perda de competência do fluxo. Estas fácies conglomeráticas são indistinguíveis com base apenas em amostras de calha ou perfis convencionais, daí a importância dos perfis de imagem microrresistiva para sua melhor caracterização. Em amostra de calha, são constituídos por matriz de arenitos cinza alaranjados, em parte cinza-claros, hialinos, mal selecionados, finos a muito grossos, quartzosos, feldspáticos, micáceos, com fragmentos lascados de quartzo e rochas do embasamento, cimento calcífero, por vezes piritoso. (Figura 5.14). 7) AG (Arenito grosso estratificado) - Em amostra de calha, são arenitos cinza-esbranquiçados, hialinos, em parte avermelhados, grossos a muito grossos, também conglomeráticos (AGc), arcóseos, cauliníticos, com raros intraclastos pelíticos, semifriáveis a friáveis, boa porosidade aparente. Seixos angulosos a subarredondados e estratificações cruzadas de pequeno a médio porte são visíveis em imagem microrresistiva e o padrão é do tipo cilíndrico serrilhado no perfil de raios gama (Figura 5.16). Em afloramento ocorrem estratificações cruzadas acanaladas e tangenciais, além de seixos aredondados a subangulares de quartzo, feldspatos e de fragmentos de rochas. 95 Figura 5.16 - Arenito grosso estratificado (AG) , em parte conglomerático (AGc). Notar estratificação no perfil de imagem e a mudança no rumo das paleocorrentes, de SSE para o quadrante NO, após a subtração do mergulho estrutural obtido a partir do pacote pelítico sotoposto (fácies P e IPa da UL4). 96 São comuns siltitos castanho-avermelhados, alaranjados e roxos, laminados e arenitos finos a muito finos, no topo de ciclos de granodecrescência ascendente. Estes arenitos estratificados foram depositados por fluxos trativos unidirecionais de alta energia, em formas de leito de crista predominatemente ondulada. Em subsuperfície e em superfície, as paleocorrentes têm rumo preferencial para o quadrante NO. 8) Agn (Arenito com gradação normal) - arenitos cinza-claros, em parte alaranjados, acastanhados, avermelhados (oxidados), grossos a médios, também finos a muito finos, quartzosos, feldspáticos, micáceos, com cimento calcífero, por vezes piritoso, com boa porosidade aparente, compactos a semifriáveis (Figura 5.17). Às vezes, estes arenitos ocorrem na base de ciclos com granodecrescência ascendentes, junto com os arenitos finos a muito finos. O contato basal é erosivo ou brusco-conforme. 9) AF (Arenitos finos a muito finos) - cinza-claros, castanho-claros, sem estruturas sedimentares visíveis, com estratificação plano-paralela/baixo ângulo (AFe), às vezes com intraclastos próximo ao topo da camada (AFi), raramente com laminação cruzada por corrente/ondulada (AFl) no topo. As características das fácies Agn e AF (Figura 5.17) sugerem transporte a partir de fluxos turbidíticos erosivos, com deposição por fricção basal seguida de tração em regime de fluxo superior, com pouca decantação, evidenciada pela raridade de ôndulas e presença de clastos no topo das camadas, o que sugere confinamento, erosão e by pass. Ocorrem como camadas centimétricas a decimétricas, contato brusco e por vezes erosivo, na base, e brusco a gradacional, no topo, passando a arenito muito fino, síltico, às vezes com ondulas truncadas ou laminação cruzada por corrente. 10) Iap (Interestratificado arenito/pelito) - arenitos cinza-claros, acastanhados, esbranquiçados (calciferos), médios a muito fino, com grãos e grânulos de quartzo, de fragmentos de rocha (granito/gnaisse) e de feldspatos, micáceo, com cimento calcífero, piritoso, com moderada a boa porosidade aparente, semifriável a compacto e em parte com gradação normal (AF, Agn). 97 Figura 5.17 – Fácies Arenitos com gradação norma (Agn), arenitos finos maciços (AF) e com intraclastos (AFi) e interestratificados (Ipa e Iap). Notar camadas delgadas (thin beds) e espssas (thick beds) e os intraclastos no topo de algumas camadas de arenito fino (AFi). 98 Figura 5.18 – Arenitos com gradação normal (Agn) e interestratificados pelito-arenito (Ipa).Notar a tonalidade mais clara e a laminação mais difusa das fácies interestratificadas nas caixas 1 e 2 (efeito de bioturbação?) . 99 Intercalados aos arenitos, ocorrem camadas milimétricas a centimétricas de siltitos cinza-escuros, esverdeados, às vezes com manchas/lâminas cinza- esbranquiçadas ou acinzentadas (analcima), castanho-avermelhadas (óxido de ferro), micáceos, carbonosos, piritosos e carbonáticos, semi-duros a duros, em parte moles, maciços e argilitos castanho-claros, avermelhados (óxido de ferro), micáceos, sílticos, semiduros a moles, em parte carbonosos (figuras 5.17 e 5.18). Os arenitos e pelitos têm laminação incipiente a plano-paralela, por vezes, exibem gradação normal, com topo e base retos, e raramente ondulados, com laminação cruzada por corrente. São comuns marcas de carga e erosão, estrutura em chama, pseudonódulos e injectitos. Os pelitos raramente são bioturbados, porém os arenitos por vezes têm bioturbação indistinta. 11) Ipa- (Interestratificado pelito/arenito) - siltitos cinza escuros, esverdeados, laminados, em parte com manchas esbranquiçadas (analcima), castanho- escuros/avermelhados (óxido de ferro), micáceos, carbonosos, por vezes piritosos, semi-duros a duros, em parte moles, maciços, e argilitos castanho-escuros, avermelhados (óxido de ferro), micáceos, sílticos, semiduros a moles, carbonosos, com níveis betuminosos, em parte carbonáticos (figuras 5.17 e 5.19). Arenitos finos a muito finos (AF, Agn) ocorrem intercalados aos pelitos. Exibem laminação incipiente a plano-paralela e raras ondulações, gradação normal, com topo e base retos, raramente ondulados ou erosivos, por vezes ocorrem marcas de carga e erosão, estrutura em chama e pseudonódulos. Da mesma forma que na litofácies Iap, os pelitos não têm bioturbação evidente. Estes interestratificados refletem diferentes proporções entre camadas de arenitos e pelitos intercalados com camadas siltoargilosas por vezes carbonosas, ora com acamamento espesso ora delgado (thick/thin bedded), assim considerados no caso da espessura predominante das camadas de arenito ser, respectivamente, maior ou igual a 30 cm ou menor do que 30 cm. 12) P- (pelitos) - constituída por siltitos cinza-escuros, claros, em parte castanho-escuros, avermelhados (óxido de ferro), muito micáceos, carbonosos, piritosos, semi-duros a duros, maciços (Pm), com laminação incipiente (Pl) e gradação normal (Pn), subordinadamente argilitos castanho-escuros, em parte avermelhados, micáceos, moles, em parte carbonosos (Pc) (Figura 5.19). 100 Figura 5.19 – Fácies e arenitos (Agn, AF, AFi ) pelitos (P) e interestratificadas (Iap e Ipa). Notar topo e base retos das fácies areníticas e os injectitos no topo das caixas 6 e 8 . Falhas e fraturas são comuns em todos os testemunhos da seção devoniana. 101 Os pelitos associados aos interestratificados (Iap, Ipa) têm estruturas muito similares às mud ripples geradas por tração em correntes de fundo que transportam argila floculada (Schieber 2003, Schieber & Southard 2009 e Schieber & Yawar 2009). A água salobra favorece a floculação da carga de suspensão dos rios, principalmente em presença de matéria orgânica (Schieber 2003). Segundo os mesmos autores, estes estratos pelíticos podem ter originalmente cerca de 80% de seu volume em água e a sua compactação reduz substancialmente a amplitude das ondulações, resultando em uma feição mais ou menos plano-paralela, com truncamentos sutis em baixo ângulo. A porção mais argilosa e carbonosa (Pc) é formada pela decantação de plumas hipopicnais segregadas (lofting) de fluxos hiperpicnais e pela sedimentação pelágica Grãos de quartzo esparsos são comuns, dando um aspecto de diamictito, por vezes ocorrem alinhados ou associados com níveis de arenito muito fino a grosso, de espessura milimétrica a centimétrica. Os níveis pelíticos mais carbonosos (Pc) também podem ter sua origem ligada à atividade microbial, conforme sugere a presença de nódulos carbonáticos intercalados com filmes carbonosos, além do fato de que seus intraclastos são mais coesos e maleáveis do que aqueles puramente siliciclásticos. Porém são necessários studos micropetrográficos para embasar esta hipótese. Esta fácies também contém arenitos finos a muito finos (AF), cinza- esbranquiçados (calcíferos), alaranjados, acastanhados, hialinos, em parte argilosos (AFa), esverdeados (Figura 5.18) com pintas brancas (redução?) e cimento de clorita do tipo chamosita (alto teor de ferro). O alto teor de chamosita (clorita rica em Ferro) destes arenitos, assim como as de lâminas de analcima intercaladas com os pelitos, sugere vulcanismo explosivo, com a deposição de vulcanoclásticos e/ou epiclásticos dentro da bacia. Deformações plásticas e injectitos, observados em testemunho (Figura 5.19), podem estar relacionados a abalos sísmicos associados às erupções vulcânicas. 5.8 Associações de fácies (elementos deposicionais) As fácies identificadas na seção devoniana estão relacionadas a sete associações de fácies genéticas, correspondentes a determinados elementos ou subsistemas deposicionais. Na tabela 5.2 estas associações de fácies estão descritas suscintamente e a seguir é feita uma caracterização mais completa de cada uma delas. 102 Tabela 5.2 - Associações de fácies interpretadas na seção devoniana. Associação de Fácies Descrição Interpretação DV Depósitos vulcanoclásticos Brechas clasto e matriz e suportadas (Bcm e Bmm) associadas a ignimbritos (Igb). Depósitos de fluxos piroclásticos subaéreos e subaquosos (?). A fácies Bcm ocorre na região mais proximal do cone de ejeção. Bmm e Igb ocorrem mais afastadas. TS Tálus subaquoso Ortoconglomerados (Cbm e Csm), em parte com matriz argilosa (Cmm). Por vezes interdigitados com fácies interestratificadas (Iap, Ipa). Tálus subaquoso depositado por fluxo de grãos ou queda de fragmentos do embasamento junto a uma escarpa, intercalados com depósitos de fundo de bacia. LSP Lobos subaquosos proximais Conglomerados (Csm), maciço, com seixos e raros calhaus e arenitos conglomeráticos, sem estruturas sedimentares visíveis (Ac) ou com gradação normal ou inversa (Acn/Aci). Lobos subaquosos proximais depositados por fluxos de detritos com matriz arenosa e em parte lamosa, além de turbiditos proximais cascalhosos a arenosos. LSI Lobos subaquosos intermediários Interestratificados arenopelíticos (Iap) intercalados com arenitos finos a muito finos (AF) e grossos a médios (Agn), com acamamento espesso. Subordinadamente as fácies Ipa e P ocorrem intercaladas. Lobos subaquosos intermediários depositados por fluxos gravitacionais de sedimentos nas porções mais afastadas de leques detaicos ou de deltas entrelaçados. LSD Lobos subaquosos distais Predomina a litofácies Ipa com arenitos muito finos, finos a médios (AF) e acamamento delgado. Subordinamente, as litofácies Iap e P ocorrem intercaladas. Lobos subaquosos distais depositados por fluxos gravitacionais diluídos e decantação na transição entre a região principal de deposição dos lobos e os depósitos de fundo de bacia. PRD Depósitos de prodelta/proleque Predomina a litofácies P, laminada (Pl), em parte maciça (Pm) ou gradada (Pn), carbonosa (Pc). Subordinadamente Ipa. Depósitos distais de deltas entrelaçados ou leques deltaicos na zona de transição para o fundo da bacia. BFD Barras fluviodeltaicas (braided delta) Arenitos grossos e conglomeráticos com estratificação cruzada (AG, AGc) e conglomerados seixosos maciços (Csm), com arenitos e pelitos intercalados. Barras depositadas por fluxos trativos de um sistema fluviodeltaico entrelaçado (braided), com paleocorrentes para o quadrante NO. 1) Depósitos Vulcanoclásticos (DV) - É caracterizada por brechas clasto e matriz suportadas (Bcm e Bmm) associadas a ignimbritos. Estas fácies foram identificadas em afloramentos na borda norte da área de estudo (Figura 5.20). A gênese destes depósitos está ligada a um vulcanismo explosivo, com formação de fluxos piroclásticos subaéreos. As brechas com alto percentual de líticos ocorrem na região mais proximal do cone de ejeção ou na base dos fluxos piroclásticos. As brechas matriz-suportadas e os ignimbritos ocorrem mais afastados (Figura 5.20). Na base do poço 1-PIL-1-PB há indícios de ocorrência destes litotipos, em perfil de imagem e em amostras de calha (figuras 5.13 e 5.14). 103 Figura 5.20 - Associação de fácies de Depósitos vulcanoclásticos (DV). De acordo com o modelo adotado, a associação de ignimbritos e brechas, presente no Aforamento 25, indica uma posição intermediária em relação ao cone de ejeção. 104 A presença de níveis ricos em analcima, em amostras de testemunhos e de afloramentos, sugere que cinzas vulcânicas tenham se depositado no fundo da bacia junto com o sedimento devoniano mais fino (Figura 5.20). 2) Tálus Subaquoso (TS) - É caracterizada por ortoconglomerado (Cbm), subordinadamente Csm, em parte com matriz argilosa (Cmm), por vezes interdigitado com interestratificados de arenito e pelito (Iap, Ipa). A textura e organização do arcabouço e as relações de contato foram caracterizadas apenas na imagem microrresistiva, com suporte na descrição de amostra de calha (Figura 5.21, ver também figuras 5.14 e 5.5). O arcabouço grão-sustentado, composto por matacões, blocos e calhaus angulosos, sugere pouco transporte, provavelmente rolamento, fluxo ou queda de fragmentos do embasamento junto a uma escarpa, enquanto a interdigitação com as litofácies Iap e Ipa aponta para a deposição subaquosa em um fundo de bacia com depósitos arenopelíticos (Figura 5.21) 3) Lobos Subaquosos Proximais (LSP) - Em imagem microrresistiva, predominam conglomerado (Csm), com seixos e raros calhaus dispersos em matriz arenoconglomerática e arenito conglomerático, sem estruturas sedimentares visíveis (Ac) ou com gradação normal e/ou inversa (Acn/Aci). Em amostra de calha, é composta por fragmentos angulosos de quartzo e feldspato alcalino, gnaisse/granito e micaxisto associado a arenitos, semelhante às das fácies de Tálus subaquoso. As características texturais, as estruturas primárias e o arranjo de grãos, das fácies arenoconglomeráticas, apontam para a deposição a partir de fluxos de detritos com matriz arenosa (em parte lamosa), além de turbiditos concentrados proximais com areia grossa a cascalho (Figura 5.21). Como na imagem microrresistiva não são visíveis feições típicas de paleossolo (ex,: caliche, gretas de ressecamento ou marcas de raízes), a deposição subaquosa foi interpretada, com o suporte na descrição de amostras de calha. 4) Lobos Subaquosos Intermediários (LSI) – Caracterizados por arenitos finos a muito finos (AF) e grossos a médios gradados (Agn), com acamamento espesso (>30cm) e interestratificado arenopelítico (Iap) intercalados. Subordinadamente contém as litofácies Ipa e P e forma sequências com granocrescência e espessamento ascendente ou descendente, separadas por intervalos sem tendência definida (Figura 5.22). 105 Figura 5.21 - Associações de fácies de tálus subaquoso (TS) e lobos subaquosos proximais (LSP). No perfil imagem: fácies Cbm/Csm a 917 m e intercalação das fácies Cbm, Agn e Iap a 898m. 106 Figura 5.22 - Associações de fácies de lobos subaquosos intermediários (LSI) e distais (LSD). Notar a inversão: retrogradacional abaixo de 225 m e progradacional acima ( tipo "ampulheta" na Fig. 4.5). 107 Estes depósitos representam a transição de fluxos gravitacionais mais concentrados (proximais) para fluxos mais diluídos que se depositam nas porções mais afastadas dos pontos de influxo (leques detaicos e deltas entrelaçados). 5) Lobos Subaquosos Distais (LSD) – Predomina a litofácies Iap com arenitos muito finos, finos (AF) e acamamento delgado (<30 cm). Subordinamente as litofácies Ipa e P intercaladas, em parte com níveis carbonosos, sem tendência granulométrica específica (Figura 5.22). Representam a transição entre a região principal de deposição dos lobos e os depósitos de fundo de bacia. 6) Prodelta (PRD) - É composta predominantemente pela litofácies P, em parte com grãos de quartzo esparsos ou alinhado. A fácies Ipa ocorre intercalada (Figura 5.8). Na imagem microrresistiva, o acamamento é plano-paralelo, persistente verticalmente, perturbado por vezes por convoluções e injectitos, falhas e fraturas. Estas feições convolutas e os injectitos sugerem escorregamento devido à instabilidade na interface água/sedimento, possívelmente associado a sismos. Na UL4, a abundância de fitoclastos e cutículas de vegetais terrestres, aponta para uma maior influência continental nesta associação de fácies (Roesner et al. 2011), portanto a mesma é interpretada como prodelta lacustre. Nas unidades UL3 e UL2, a presença de algas prasinofíceas, além de raros acritarcos, depositados junto com o material pelítico e micáceo, sugere uma influência marinha, com águas salobras, daí a possibilidade desta associação representar um ambiente transicional, na base, e lacustre, no topo da seção devoniana. Esta associação é interpretada como depósitos de fluxos gravitacionais diluídos e de decantação de plumas pelíticas, além de material pelágico. Representa o elemento distal de leques deltaicos ou de deltas entrelaçados. 7) Barras Fluviais/Distributárias (BFD) - As principais litofácies são os arenitos grossos e conglomeráticos com estratificação cruzada (AG, Ace) e conglomerados seixosos maciços (Csm), por vezes com arenitos finos/muito finos e pelitos intercalados. As características sedimentológicas das litofácies sugerem deposição a partir de processos trativos em barras entrelaçadas (braided), com predominância de acresção frontal, em uma fase de baixa taxa de acomodação, com assoreamento e continentalização do graben devoniano (Figura 5.23). 108 Figura 5.23 - Associação de fácies de Barras fluviodeltaicas (BFD) e Prodelta (PRD). Na imagem estática, as faixas mais claras (resistivas) representam pelitos betuminosos (Pc) ou níveis cimentados. Na dinâmica, os elementos brancos são cascalho (elipsoidais), níveis cimentados (irregulares ou faixas) e falhas/fraturas parcialmente cimentadas (segmentos de hipérbole). 109 Esta sedimentação fluviodeltaica grossa preencheu os depocentros remanecentes e avançou sobre as bordas do graben, conforme atesta a presença de fácies fluviais arenoconglomeráticas, com paleocorrentes para o quadrante NO, assentadas diretamente sobre o embasamento cristalino, na localidade de Sítio Tanque (6° 41' 00,2'' S e 38° 21' 06,9" E), na margem flexural do SgS, distante 20 km a ENE do poço 1-TRF-1-PB. As mudanças laterais de fácies, relativamente abruptas, as características faciológicas bastante semelhantes às encontradas em riftes, como a interdigitação de conglomerados e brechas com os ritmitos de fundo de bacia, a prevalência de fácies turbidíticas de prodelta/proleque, na fase de afogamento, e fácies fluviodeltaicas, na fase de assoreamento, além da presença de injectitos e vulcanoclásticas, sugerem vulcanismo contemporâneo ao prenchimento sedimentar de uma bacia sismicamente ativa, cuja subsidência era controladas por falhas (graben), e provavelmente circundada por um relevo acidentado. Este tipo de fisiografia é favorável à ocorrência de leques aluviais e deltaicos. Além disso, eventos de inundações de rios, especialmente aqueles com vale muito encaixado e talvegue íngreme, favoreceriam fluxos hiperpicnais, semelhante ao modelo proposto por Ponciano & Della Favera (2009) para a Formação Cabeças. A hipótese de que estes estratos devonianos seriam parte uma grande bacia interior (ex.: Parnaíba) foi descartada devido à dificuldade em explicar as características faciológicas e geometria compartimentada dos depósitos aqui estudados, em contraste com a ampla distribuição em área das camadas e variações faciológicas verticais abruptas presentes nas bacias do tipo depressão interior, nas quais o gradiente do fundo é baixo e a taxa de subsidência é mais uniforme do que nas bacias do tipo rifte (marinho ou lacustre). 5.9 Padrões de empilhamento e superfícies estratigráficas A partir do embasamento cristalino, o poço com seção mais completa (1-PIL- 1-PB) tem um padrão granodecrescente ascendente, com depósitos de tálus (TS), seguidos de lobos proximais intermediários e distais (LSP, LSI e LSD), os quais dão lugar a pelitos carbonosos de fundo de bacia. Neste intervalo, o registro de raios gama (RG) e tempo de trânsito sônico (DT) são os mais altos da seção devoniana, aliado aos baixos valores de densidade (RHOB) e da razão Th/U (TURT), fato que sugere um maior teor de matéria orgânica nestes pelitos (Figura 5.24). 110 Figura 5.24 - Empilhamento de fácies e superfícies estratigráficas. Observar que a SIM está inserida no intervalo pelítico carbonoso e arenitos (lobos distais), com os mais altos valores de raios gama e de tempo de trânsito, assim como baixos valores nas curvas de razão Th/U e de densidade. Estes depósitos de fundo de bacia passam a pelitos prodeltaicos, menos carbonosos e com anomalia nos perfis de densidade e neutrão, provavelmente depositados com uma maior taxa de sedimentação, seguidos de clásticos grossos de origem fluviodeltaica, com padrão típico de arenito nas curvas de perfis (Figura 5.24). 111 A seção devoniana tem um padrão granodecrescente ascendente no 1-STH- 1-PB (Figura 5.4c). No 1-TRF-1-PB, há dois ciclos granodocrescentes ascendentes (Figura 5.4b). Limitada na base por uma Superfície Transgressiva (ST) sobre no topo do embasamento, a porção inferior da seção devoniana é caracterizada por um empilhamento retrogradacional de fácies (Figura 5.24), que culmina em um intervalo predominantemente pelítico, com uma Superfície de Inundação Máxima (SIM) marcada no ponto de reversão para um intervalo com padrão agradacional- progradacional, limitado no topo por uma Discordância angular (DS) com a seção cretácea inferior. Na frequência mais alta é possível identificar outros arranjos granocrescentes e granodecrescentes ascendentes, (Figura 5.24), porém sua correspondência nos outros poços não é facilmente percebida devido às bruscas mudanças laterais de fácies decorrentes da dinâmica tectônica versus influxo sedimentar, no graben. 5.10 Análise sismoestratigráfica A análise dos refletores e dos parâmetros sísmicos foi utilizada para caracterizar sismofácies e auxiliar na marcação de superfícies-chave, além da identificação dos elementos mais expressivos do arcabouço estrutural da área. Este trabalho foi precedido de um balizamento do dado sísmico pelos dados dos poços, através da elaboração de sismogramas sintéticos (Tearpock & Bischke 2003). Em análise sismoestratigráfica e sismoestrutural de três linhas 2D na Bacia do Rio do Peixe, Antunes et al.(2007, 2009), Sousa et al. (2007), Córdoba et al. (2008) e Nunes da Silva (2009) descrevem quatro sismofácies: 1) shingled, relacionada a progradações na fase inicial do rifte; 2) paralela/sub-paralela, na maior parte do preenchimento da bacia rifte; 3) paralela/caótica, posicionada junto às falhas de borda, interpretada como interdigitação de depósitos de fundo de bacia com cunhas conglomeráticas da margem falhada e 4) caótica, associada a progradação na região proximal da margem flexural. Na comparação da qualidade do dado sísmico 2D com o do 3D utilizado no presente estudo, cumpre ressaltar que a boa resolução obtida no volume sísmico possibilitou uma melhor percepção da continuidade e das terminações de refletores e das sismofácies. A seção sísmica arbitrária (Figura 5.25), que passa nos poços 1-PIL-1-PB e 1- TRF-1-PB, é representativa dos padrões de reflexão na área estudada. Nela, estão 112 assinalados quatro refletores, os quais foram denominados Rf1 a Rf4, da base para o topo. O primeiro (Rf1 na Figura 5.25b) é irregular, descontínuo branco (impedância positiva na polaridade SEG), está relacionado ao topo do embasamento cristalino. Na imagem sísmica, o embasamento é caracterizado por uma Associação de Sismofácies Basal (ASB) predominantemente caótica-hummocky, com altas amplitudes (Sch), normalmente sotoposta a uma simofácies idêntica de baixa amplitude ou subparalela ondulada descontínua (Spo). O refletor Rf1 delineia a base de uma Associação de Sismofácies Média (ASM) composta por uma sismofácies com refletores paralelos/subparalelos ondulados (Spo), por vezes descontínuos, intercalados verticalmente ou separados lateralmente por simofácies caóticas de alta ou de baixa amplitude (Sch) ou sem reflexão (free). As características sismofaciológicos na porção basal da ASM (seção devoniana) refletem a intercalação dos depósitos de lobos arenosos subaquosos nos depósitos pelíticos de fundo de bacia (Spo com alta amplitude e maior continuidade). Por vezes estão presentes configurações progradacionais do tipo sigmoidal- oblíqua (Sso) ou shingled (Ssh) e, raramente, com padrão divergente (Sdv).Os refletores Rf2 e Rf3 (internos à ASM) na Figura 5.25b também são brancos (impedância positiva) e são mais contínuos do que Rf1. As feições progradacionais refletem o avanço de leques deltaicos a partir das bordas da bacia (Sso), em certos locais com desestabilização de taludes, caracterizada pela sismofácies caótica-hummocky (Sch). No topo da seção sísmica, as reflexões são mais descontínuas e com baixas amplitudes (Spo), caóticas (Sch), shingled (SSh) ou ausentes (free). Representam a progradação de depósitos fluviodeltaicos entrelaçados, com pouco espaçõ de acomodação. A Associação de Sismofácies Superior (ASS) está em discreto onlap sobre o refletor Rf4, o qual é preto ou cinza-escuro (impedância negativa). Inicia com uma sismofácies plano-paralela com espaçamento mais largo com alta amplitude e boa continuidade (Spl), em alguns locais com baixa amplitude e descontínua, passando em direção ao topo para um padrão plano-paralelo com espaçamento mais curto (Spc) de alta e de baixa amplitude, ora mais contínuo ora mais descontínuo. Representa a seção rifte cretácea (Figura 5.25b). 113 Figura 5.25 - Seção sísmica arbitrária (em tempo) passando pelos poços PIL-1 e TRF-1 e pelo Alto de Santa Helena, com destaque para a falha de Brejo das Freiras, próxima ao poço PIL-1. Notar que a ASM está deformada e o seu contato com a ASS é por truncamento erosivo. Em direção ao ápice da margem flexural do SgS, há perda de continuidade e diminuição na razão sinal/ruído. Na porção mais rasa, abaixo de 100 milissegundos (ms), predomina uma sismofácies caótica-hummocky de baixa amplitude (Sch), textura ruidosa e descontínua, mesclada com “fantasmas” de outras sismofácies, a qual sobrepõe-se e confunde-se com a sismofácies caótica do embasamento raso (Figura 5.25). Estas características decorrem da influência da Zona de Baixa Velocidade (ZBV), relacionada às camadas mais superficiais, mais intemperizadas ou pouco compactadas. Alto de Santa Helena ASS ASM ASI ASI ASM ASS ASI ASM ASM B A 114 No perfil de raios gama (em tempo duplo) dos poços mostrados nas seções sísmicas (figura 5.25B e 5.26B), o refletor Rf1 representa o topo do embasamento, uma superfície transgressiva (ST) na base dos depósitos de tálus e lobos subaquosos proximais. Rf2 marca aproximadamente a SIM, no intervalo pelítico sobreposto aos lobos subaquosos intermediários e distais. Figura 5.26 - Seção sísmica arbitrária (em tempo) passando pelos poços STH-1 e TRF-1, com destaque para as falhas de borda. Notar o espessamento entre Rf1 e Rf2, o truncamento erosivo (Rf4), que limita a associação ASM (devoniana), mais deformada, com a ASI (cretácea), mais plano- paralela e com sugestão de onlap, embora mais ruidosa. Há um pequeno alto do embasamento sob o poço TRF-1, o qual também é visível na Figura 5.25. O refletor Rf3 corresponde ao topo do intervalo pelítico prodeltaico e o refletor Rf4 está associado a uma superfície erosiva no topo dos depósitos ASM ASI ASS B A ASI ASI ASM 115 arenocongloeráticos fluviodeltaicos entrelaçados, uma discordância subaérea (DS) no topo da seção devoniana. A seção sísmica arbitrária aproximadamente perpendicular ao eixo do graben devoniano (Figura 5.26) mostra uma borda falhada junto ao poço 1-STH-1-PB e a outra, menos evidente, próxima a extremidade NE, além da deformação da seção sedimentar devoniana. A tabela 5.1 resume as principais sismofácies identificadas no volume sísmico interpretado, com a sua característica em termos de parâmetros simofaciológicos e seu significado geológico. 5.11 Tratos de sistemas e arcabouço genético Influenciada por um evento de subida eustática do nível do mar e também controlada pela atividade de falhas ao longo da ZCPa, a sedimentação eodevoniana na Bacia do Rio do Peixe foi essencialmente siliciclástica e ocorreu em ambiente transicional a continental. O cenário deposicional eodevoniano, adotado no presente estudo, foi marcado pela reativação frágil da Zona de Cisalhamento Patos (ZCPa), criando uma depressão alongada formada por uma série de grabens, conectada com o mar Parnaíba. A captura de drenagens para a depressão deu lugar a uma espécie de braço de mar doce a leste e mais salobro na junção com o mar Parnaíba, a oeste, em um contexto semelhante ao do mar Báltico atual. Esta hipótese encontra respaldo nas associações palinológicas descritas por Roesner et al. (2011). Na fase inicial do pulso tectônico que originou o graben devoniano, a atividade nas falhas de borda promoveu a individualização de depocentos nos quais se depositaram vulcanoclásticos, blocos, cascalhos e areias associados a pelitos bacinais (Figura 5.27 I). Na fase de afogamento máximo ("transicional"), este e outros grabens ao longo da ZCPa estavam conectados entre si e com o mar Parnaíba(Figura 5.27 II), possibilitando a preservação dos acritarcos e as prasinofíceas mais simples junto com os palinomorfos continentais, indicadoras de salinidade mais baixa e proximidade das margens da bacia. Na fase de atenuação progressiva da subsidência mecânica e denudação do relevo do entorno da bacia, ocorreu a continentalização (ambiente lacustre) e o assoreamento da mesma (Figura 5.27 III). 116 Tabela 5.3 - Principais sismofácies do volume sísmico interpretado 117 Figura 5.27 - Tratos de sistemas e evolução tectonossedimentar do graben eodevoniano. Com base no empilhamento de fácies e na posição das superfícies estratigráficas-chave, a seção devoniana pode ser subdividida em dois tratos de sistemas: um Transgressivo (TST) composto por Tálus subaquoso, sobreposto por depósitos de lobos subaquosos e de fundo de bacia, e outro Regressivo (TSR), formado predominantemente por depósitos pelíticos de prodelta, os quais dão lugar a depósitos fluviodeltaicos entrelaçados (Figura 5.28). A interpretação dos padrões de empilhamento de fácies, a correlação das superfícies estratigráficas-chave e a identificação dos tratos de sistemas possibilitaram à caracterização de uma sequência transgressivo-regressiva (sensu Johnson & Murphy 1984), representada por um ciclo T-R de baixa frequência (Figura 5.28). Considerando a importância da tectônica na acomodação e preservação da sucessão estratigráfica estudada, foi definida a tectonossequência devoniana inferior, cujo limite inferior é não-conforme e o limite superior é marcado por uma discordância angular com a tectonossequência cretácea, com um hiato de cerca de duzentos e sessenta e cinco milhões de anos. 118 Figura 5.28 - Sistemas deposicionais, tratos de sistemas, ciclos sedimentares, superfícies estratigráficas e arcabouço estratigráfico genético da sucessão sedimentar devoniana. 5.12 Ocorrência da sequência devoniana Os horizontes rastreados na sísmica (em tempo duplo) foram convertidos em profundidade por meio da multiplicação do grid em tempo pelo grid de velocidades dividido por dois. 119 As superfícies geradas em profundidade foram ajustadas aos dados de poços e de afloramentos e recortadas em relação à superfície topográfica. Estas superfícies foram utilizadas para a elaboração de mapas estruturais e de isócoras. No mapa estrutural do topo do embasamento (Figura 5.29) há ombreiras do graben (embasamento raso), nos quadrantes NE e SO, as quais limitam o depocentro com eixo NO-SE, seccionado e abatido em um degrau da falha de Brejo das Freiras (no quadrante NO). Figura 5.29 - Mapa estrutural ao nível do topo do embasamento (em profundidade). O mapa de isócoras da sequência devoniana (Figura 5.30) corrobora a orientação do eixo deposicional, alongado aproximadamente na direção NO-SE, com pouca variação de espessura entre os dois blocos da falha e espessamento sobre o Alto de Santa Helena. Nos quadrantes NE e SO, há um adelgaçamento sobre as ombreiras do embasamento. No quadrante SE a sequência devoniana diminui de espessura abruptamente (charneira), com erosão progressiva da mesma sobre a homoclinal com mergulho para SE. N 120 A erosão sobre as ombreiras do graben, e sobre a rampa do embasamento (SE), levou a maior preservação dos estratos devonianos no quadrante NO da área, onde a mesma jaz sobre um dos degraus mais profundos do Alto de Santa Helena. Figura 5.30 - Mapa de isócoras da sequência devoniana. No modelo geológico 3D em profundidade (Figura 5.31), elaborado a partir do volume sísmico interpretado, deduz-se que a atividade na falha de Brejo das Freiras (superfície azul) é pós-devoniana e seccionou o graben, em um bloco abatido, a NO, e outro soerguido, a SE, no qual afloram os pelitos e arenitos devonianos, em uma pequena cuesta, na borda flexural do SgS. A seção geológica AA' (Figura 5.31) mostra as relações de contato das unidades litológicas em subsuperfície. O adelgaçamento e desaparecimento progressivo dos estratos devonianos no sentido do poço 1-STH-1-PB e o seu afloramento além do poço 1-TRF-1-PB, para NO. O mapa geológico (Figura 5.32), com indicação de paleocorrentes e de elementos estruturais mais marcantes, foi elaborado a partir de dados expeditos de campo, com suporte de imagem sísmica e de satélite (Google Earth). N 121 Figura 5.31 - Diagrama em cerca e seção geológica (AA') passando pelos poços TRF-1 e STH-1. Notar a equivalência de espessura dos estratos devonianos nos dois blocos da falha e a não coincidência dos eixos deposicionais do Grupo Rio do Peixe e das unidades devonianas. Ao longo da falha de Brejo das Freiras, os estratos devonianos e as brechas e ignimbritos (unidade ULV) limitam-se lateralmente com a Formação Piranhas. No bloco alto da mesma falha, o limite destas unidades com o embasamento é não- conforme. O contato da Formação Sousa é discordante com os estratos devonianos, porém difícil de ser marcado, devido à cobertura de solo. Medidas de paleocorrente tomadas em afloramentos da tectonossequência devoniana indicam fluxo para o quadrante NO, com ligeiras variações para OSO, ao passo que na tectonosequência cretácea há uma tendência para o sentido oposto. 122 Figura 5.32 - Mapa geológico da área estudada. UTM (m), M.C.= -39°, Datum SIRGAS 2000. Capítulo VI Discussão dos resultados 124 6 DISCUSSÃO DOS RESULTADOS Os resultados obtidos na análise estratigráfica foram avaliados e interpretados à luz do conhecimento sobre a paleogeografia do Gonduana, durante o Eodevoniano, e comparados com os arcabouços estratigráficos da Bacia do Rio do Peixe e de outras bacias paleozóicas, com registro silurodevoniano. 6.1 Contexto paleogeográfico eodevoniano De acordo com a paleogeografia do Lochkoviano proposta por Torsvik & Cocks (2011), a Bacia do Rio do Peixe estava localizada na área central do Gonduana ocidental, em latitude um pouco acima dos 60°, pois segundo os autores, o Polo Sul estava situado ao sul do Rio Grande do Sul (Figura 6.1). Devido ao efeito estufa dominante durante o Eodevoniano (Scotese et al. 1999), o clima provavelmente era temperado e não havia formação de geleiras sobre a Província da Borborema. O início do Devoniano corresponde a um estágio de nível eustático baixo (Scotese et al. 1999, Johnson et al. 1985, Ogg et al. 2008), porém no norte da África há registro de uma transgressão iniciada durante o Lochkoviano tardio e que prosseguiu até o Emsiano (Torsvik & Cocks 2011). Johnson et al.(1985) assinalam alguns eventos anóxicos associados a subidas eustáticas do nível do mar, durante o Devoniano. Os primeiros registros estão na base do Lochkoviano (evento Klonk) e na passagem do Lochkoviano para o Praguiano (Ogg et al. 2008), o qual está marcado no registro sedimentar da Bacia do Amazonas (Cunha 2000). No início do Devoniano, o oceano Rheico, que separava o continente Gonduana do Larrussia, estava se fechando. Este evento culminou com a colisão total destas duas massas continentais durante o Mississipiano (Nance & Linnemann 2008). Enquanto o oceano Rheico desaparecia, ocorria o rifteamento que originou o Oceano Paleotethis, na costa setentrional do Gonduana (Figura 6.1). Esta direção de rifteamento é aproximadamente a mesma de outras linhas de fraqueza no interior do continente Gonduana, como os lineamentos Patos e Pernambuco e da margem equatorial brasileira (Fortes, 1986, 1988), portanto a atividade tectônica simultânea das mesmas é plausível. 125 Figura 6.1 - Gonduana ocidental durante o Eodevoniano (Modificado de Torsvik & Cocks 2011). Alguns autores defendem a existência de riftes precursores das sinéclises paleozóicas (Brito Neves et al. 1984), como é o caso das bacias do Amazonas (Nunn & Aires 1988), do Parnaíba, (Oliveira & Mohriak 2003, Morais Neto et al. 2013) e do Paraná (Fúlfaro et al. 1982, Chamani et al. 2011, 2012). 126 Estes grabens teriam sua origem ligada a reativações frágeis de estruturas brasilianas, durante o Eopaleozoico, com um episódio silurodevoniano (?), que seria responsável pela formação do Graben de Água Bonita (Aguiar et al 2011, Chamani et al. 2011, 2012), e pela transpressão dextral que deformou sedimentos pouco consolidados do Grupo Serra Grande, encaixados ao longo do Lineamento Sobral- Pedro II (Silva et al. 2011). Na Bacia do Rio do Peixe, Lima Filho (1992) associou uma fase rifte pré- cretácea à reativação das zonas transcorrentes brasilianas, durante o Cambro- ordoviciano, em "uma primeira (?) tentativa de separação continental". Estas evidências de atividade tectônica eopaleozóica ao longo do Lineamento Transbrasiliano apoiam a hipótese de reativação das zonas de cisalhamento Patos e Pernambuco, com a possibilidade de formação de grabens durante o silurodevoniano. A inflexão para NO na ZCPa na área do Alto de Santa Helena, onde ela se funde com a ZCPt (NE), é uma estrutura favorável à formação de um graben, na hipótese de movimento transcorrente dextral E-O (Figura 6.2). Durante o Eodevoniano, a borda oriental da Província da Borborema provavelmente tinha uma fisiografia com vales e montanhas controlados pela atividade tectônica, um cenário ainda presente atualmente nesta região, embora com menor pujança (Gurgel et al. 2013). Figura 6.2 – Modelo esquemático da formação do graben eodevoniano a partir da reativação frágil transtracional dextral do segmento NO da Zona de Cisalhamento Patos (Modificado no arcabouço estrutural de Ponte 1992). 127 Estas áreas de relevo acidentado, rejuvenescido em certos locais por reativação de falhas, atuavam como áreas-fonte de sedimentos. Os vales eram áreas de transferência para os sedimentos rumo ao mar Parnaíba, porém também podiam formar lagos a depender do binômio clima-tectônica local. A hipótese adotada no presente estudo, de que grabens foram sítios deposicionais durante o eodevoniano, é corroborada pela ocorrência de cunhas de brechas interdigitadas com depósitos de fundo de bacia, por mudanças faciológicas laterais abruptas entre poços com afastamento inferior a 5 km, pelo espessamento de conjunto de estratos (divergência de refletores na sísmica), além da geometria de falhas e da arquitetura do preenchimento sedimentar observados na sísmica 3D. Vale ressaltar que o espessamento de camadas junto às falhas de borda e camadas conglomeráticas interdigitadas com fácies do depocentro da bacia, são feições apontadas como características de bacias tipo rifte (Jardim de Sá et al. 2007b). Em momentos de elevações eustáticas e clima mais úmido, esses vales e lagos (grabens) poderiam ter sido inundados pelo mar Parnaíba, cuja incursão sobre estas áreas mais subsidentes da Província Borborema favoreceu a preservação de estratos devonianos como os da BRP. Durante os períodos de clima úmido, esses grabens devonianos, mesmo interconectados a um corpo de água marinho, provavelmente tinham águas salobras, devido ao influxo de água doce para os mesmos, tal como ocorre atualmente no mar báltico. Quedas eustáticas ou soerguimento local, associados aos períodos de clima mais seco, favoreceriam o isolamento destes sítios deposicionais, com a formação de lagos fechados, mais salobros e até mesmo alcalinos devido ao vulcanismo ácido contemporâneo. Ao passo que durante os períodos mais úmidos, a água destes lagos seria mais doce, com um regime de circulação aberto (com vertedouro). Um clima mais úmido, com forte influxo sedimentar ao longo destes vales, combinado ao arrefecimento da atividade tectônica levaram ao assoreamento destes vales, representado por arenitos e conglomerados caulínicos, os quais fecham o ciclo sedimentar devoniano preservado na área do Alto de Santa Helena. Em resumo, durante o Eodevoniano, é possível que as zonas de cisalhamento Patos e Pernambuco tenham sido afetadas por uma reativação frágil, a qual atuou em conjunto com eventos eustáticos e tectônicos, para acomodar parte da carga sedimentar destinada à Bacia do Parnaíba. 128 Esta hipótese é reforçada pela influência marinha, na associação palinológica da porção basal, e no conteúdo de palinomorfos predominatemente continental, na porção superior da sequência devoniana, em conjunto com as associações faciológicas e a arquitetura do seu arcabouço estrutural-estratigráfico delineado a partir do volume sísmico 3D. 6.2 Estratos paleozoicos na Bacia do Rio do Peixe e em seus arredores. A presença de estratos paleozóicos na Bacia do Rio do Peixe já havia sido inferida por outros autores, a partir de relações estratigráficas e semelhanças litológicas (Albuquerque 1970, Mabesoone 1978, Cavalcanti et al. 1989, Lima Filho 1992, 2002). Em estudo utilizando sondagens elétricas verticais (SEVs) e perfis de resistividade ao longo da Bacia do Rio do Peixe, Feitosa (2006) interpretou a existência de "folhelhos basais" sotopostos à Formação Antenor Navarro, provavelmente relacionados à seção pelítica devoniana, os quais estão presentes nos semigrabens de Brejo das Freiras-Triunfo e Sousa (Figura 6.3). Outra evidência da ocorrência de rochas devonianas na vizinhança da Bacia do Rio do Peixe advém da presença de acritarcos devonianos em um poço da Bacia de Icó, os quais foram interpretados por Lima (1990) como retrabalhados. Um aspecto regional importante é a uniformidade na orientação das paleocorrentes dos estratos paleozoicos de diversas bacias, direcionado para o quadrante NO (Assine1994). Paleocorrentes direcionadas para o quadrante NO foram medidas no poço 1- PIL-1-PB e em afloramentos na margem flexural do SgS, na área do Alto de Santa Helena e em estratos assentados sobre o embasamento cristalino na localidade de Sítio Tanque, fora da área de estudo. Medeiros et al. (2005) mediram paleocorrentes neste mesmo sentido na unidade basal da Bacia de Lima Campos. Na Bacia de Rio Bastões, Srivastava & Carvalho (2007) descrevem conglomerados polimíticos e monomíticos sobrepostos por arenitos estratificados com indícios de bioturbação semelhante ao icnogênero Arenicolites, com paleocorrentes direcionadas para os quadrantes NO e NE. 129 Figura 6.3 - Perfil de resistividade e seção geológica interpretada (Modificado de Feitosa 2006). 130 Nestes dois casos, assim como na Bacia do Rio Peixe, na área estudada e na localidade de Sítio Tanque, o rumo das paleocorrentes tem sentido oposto ao do mergulho da margem flexural, portanto o fluxo não estava orientado no sentido do depocentro do semigraben, como seria esperado se estas unidades estivessem controladas pelos riftes cretáceos. A partir de uma classificação litoestratigráfica adequada aos novos dados, a caracterização deste registro sedimentar devoniano em outras áreas da Bacia do Rio do Peixe, assim como em outras bacias interiores do Nordeste Brasileiro, torna-se-á mais fácil. 6.3 Implicações no arcabouço estratigráfico da Bacia do Rio do Peixe No poço 1-PIL-1-PB, as três unidades litológicas superiores são correlacionáveis às formações Sousa (UL7 e UL6) e Piranhas (UL8). A ausência da Formação Antenor Navarro na área do alto de Santa Helena, interpretada a partir dos dados dos poços, implica em um deslocamento para oeste do limite de ocorrência da Formação Sousa, no SgS, em comparação com os mapas anteriores. A primeira questão estratigráfica na sequência devoniana refere-se ao posicionamento dos conglomerados basais e brechas no arcabouço estratigráfico da bacia. Formalmente descritos como parte da Formação Antenor Navarro por Mabesoone & Campanha (1974), as brechas e conglomerados imaturos, em parte cimentados (silicificados), junto às bordas falhadas, também têm sido relacionados à Formação Piranhas (ou Rio Piranhas sensu Sousa et al. 2007) por diversos autores (Barbosa Junior et al. 1986, Sousa et al. 2007, Córdoba et al. 2008, Nunes da Silva 2009, Jardim de Sá & Campos 2010). Albuquerque (1970) inferiu uma idade siluriana para este litotipos, por comparação litológica com a Formação Tacaratu, presente na Bacia de Jatobá e em outras pequenas bacias como Mirandiba, Afogados da Ingazeira, Rio Bastiões etc. Cavalcanti et al. (1989) denominaram unidade CT-1 os conglomerados com seixos centimétricos arredondados e cimento silicoso, assentados sobre o embasamento, aflorantes nas redondezas da localidade de Sítio Tanque, a noroeste da cidade de Sousa, na borda norte do Semigraben homônimo. Para estes autores, essas brechas e conglomerados foram depositados como leques aluviais proximais nas bordas de uma bacia intracratônica, durante o Devoniano. 131 Lima Filho (1991) posicionou a unidade CT1 no Cambro-ordoviciano e menciona um afloramento no qual a mesma está em discordância angular com a Formação Antenor Navarro. Vale salientar que estes autores não apoiaram o posicionamento cronoestratigráfico destas rochas em algum tipo de datação. Por outro lado, no poço 1-PIL-1-PB há evidência inequívoca de que conglomerados, arenitos conglomeráticos e brechas estão interdigitados com a seção arenopelítica datada como eodevoniana. Outra classe de brechas corresponde às rochas vulcanoclásticas aflorantes na borda norte da área de estudo, junto à linha férrea. Fragmentos de rochas vulcânicas encontrados na sequência devoniana e a anomalia do perfil neutrão frente à porção superior da mesma, além de níveis com altos teores de analcima e clorita em estratos devonianos, sugerem uma contemporaneidade entre o vulcanismo e a sedimentação eodevoniana na Bacia do Rio do Peixe. Estas vulcanoclásticas podem ser mais antigas, possivelmente neoproterozóicas a cambro-ordovicianas, equivalentes aos riolitos e vulcanoclásticas da Suíte Parapuí, identificados por Nascimento (2000) no Graben de Jaibaras, ou relacionadas ao ignimbrito de idade siluriana ou mais antiga, identificado por Cordani et al. (1984) na base do poço 1-IZ-1-MA, na Bacia do Parnaíba. Estas vulcanoclásticas também têm sido interpretadas como depósitos de fluxos de massa pertencentes à Formação Rio Piranhas (vide figuras 5.8D de Nunes da Silva 2009 e 5.5E de Jardim de Sá & Campos 2010), porém esta interpretação não é compatível com os dados mais recentes. A ausência de camadas pelíticas, nestas brechas e conglomerados, dificulta sua datação e, consequentemente, seu posicionamento inequívoco na sucessão de estratos devonianos. Contudo, a existência de fragmentos vulcânicos na base da sequência devoniana sugere que estas rochas não podem ser mais jovens do que o Eodevoniano (Princípio da Inclusão). A datação radiométrica destes ignimbritos, ou da matriz das brechas, certamente trará uma luz sobre esta questão. As rochas vulcanoclásticas aflorantes foram individualizadas como unidade litológica distinta (ULV), porém nos perfis integrados dos poços, a mesma pode estar inclusa na porção basal da UL1. 132 Na sísmica, pode corresponder às sismofácies caótica ou plano-paralela descontínua (ambas de baixa amplitude) logo abaixo do topo do embasamento mapeado (Rf1), uma questão ainda sem resposta. Ainda no tocante às brechas, cumpre distinguir aquelas puramente sedimentares, relacionadas aos depósitos de tálus (topo da UL1), daquelas vulcânicas associadas aos ignimbritos. Por certo, há brechas vulcânicas, sedimentares e tectônicas na Bacia do Rio do Peixe, cada caso deve ser avaliado com base nas características litológicas e nas relações de contato das mesmas com as unidades cretáceas ou devonianas. Outro ponto conflituoso, na atual litoestratigrafia da Bacia do Rio do Peixe, refere-se à inclusão dos arenitos estratificados (UL5) no topo da sequência devoniana ou na base da cretácea (Formação Antenor Navarro). Na região do Alto de Santa Helena, Jardim de Sá & Campos (2010) interpretaram estratos mais antigos da Formação Antenor Navarro, de uma fase inicial do SgBF-T, em discordância angular sotopostos a estratos mais jovens da mesma unidade litoestratigráfica, porém depositados na margem flexural do SgS, num estágio posterior a formação dos degraus de Santa Helena. Este truncamento erosivo e angular, também apontado por Nunes da Silva (2009), foi documentado pelos autores com o auxílio de dados de campo e sísmicos (Figura 6.4) Por outro lado, os dados de poços, sismoestratigráficos e de afloramentos indicam uma discordância angular, entre a base da Formação Sousa e o topo da UL5, cuja atitude do acamamento é semelhante àquela da seção pelítica devoniana. Um elemento que reforça a afinidade com a sequência devoniana é o contato gradacional-interdigitado entre as unidades UL4 (pelítica) e UL5 (arenoconglomerática), observado em perfis geofísicos de poço e em afloramentos. Caso estes arenitos representassem uma unidade depositada na fase inicial do rifte cretáceo, não seria esperado um adelgaçamento tão abrupto dos mesmos entre os poços 1-TRF-1-PB (49m) e 1-STH-1-PB (ausente), distantes pouco menos de 2,5 km um do outro. Este tipo de geometria é mais compatível com a fase final de assoreamento de um graben, com altos e baixos remanescentes da fase de maior subsidência mecânica. 133 Figura 6.4 Relações estruturais e estratigráficas entre o SgBF-T e o SgS, de acordo com Jardim de Sá & Campos (2010) e Nunes da Silva (2009). Considerando-se o diacronismo na formação dos semigrabens Brejo das Freiras-Triunfo e Sousa (Córdoba et al. 2008, Jardim de Sá & Campos 2010), as formações Antenor Navarro e Sousa estariam em onlap sobre o Alto de Santa Helena, na borda flexural do SgS, e posicionadas na parte mais superior do andar Rio da Serra (Figura 3.6) O perfil chanfrado da Associação de Sismofácies Superior (ASS) ao nível da superfície topográfica atual, na borda flexural do SgS (Figura 5.25), a ausência da Formação Antenor Navarro nos poços 1-TRF-1-PB e 1-STH-1-PB e o posicionamento da seção basal da Formação Sousa na parte mais inferior do andar Rio da Serra inferior, nos três poços estudados (Silva et al. 2014, no prelo), sugerem que a sedimentação de parte da Formação Sousa foi concomitante e o alto é posterior. Em subsuperficie, os pelitos devonianos comumente são cinza e preto, mas tornam-se castanho-avermelhados quando oxidados (Figura 6.5), o que torna dificíl a sua distinção dos litotipos avermelhados da Formação Sousa. Embora haja diferenças relevantes entre as unidades cretáceas e devonianas a litologia, as estruturas sedimentares e a geometria interna e externa dos depósitos não são critérios infalíveis para distingui-las facilmente no campo, assim como a cor. 134 Figura 6.5 - Pelitos devonianos e seu aspecto de alteração em amostras de calha e de testemunho. 135 Vale ressaltar que o sentido de paleocorrentes também não pode ser tomado como parâmetro distintivo da unidade litoestratigráfica. Antes de se proceder à identificação litoestratigráfica, devem ser analisadas as relações entre a gênese dos estratos e a paleofisiografia da bacia, os seus contatos laterais e verticais, além da composição mineralógica do arcabouço, dos argilominerais, a presença de minerais diagnósticos, a sua proveniência, entre outras características específicas de cada unidade. 6.4 Implicações nos arcabouços estratigráficos regionais Considerando que a sedimentação eodevoniana na Bacia do Rio do Peixe ocorreu no âmbito do mesmo mar epicontinental da Bacia do Parnaíba, o caminho natural seria a adoção da classificação litoestratigráfica desta bacia, para simplificar a estratigrafia regional e evitar a criação de unidades desnecessárias. De acordo com Roesner et al.(2011), os estratos devonianos da BRP correspondem à porção superior da Formação Jaicós (topo do Grupo Serra Grande) e à parte mais inferior da Formação Itaim, na base do Grupo Canindé (ver Vaz et al. 2007). No zoneamento integrado de mióporos e quitinozóarios do Grupo Serra Grande, Grahn et al. (2005) assinalam a existência de um ou mais hiatos na Formação Jaicós, cuja porção inferior é mais arenítica e lateralmente equivalente aos folhelhos da Formação Tianguá, datada como eossiluriana. Ainda de acordo com esses autores, a porção mais superior da Formação Jaicós foi depositada do Eopraguiano até o início do Emsiano e está separada da Formação Itaim (Grupo Canindé) por um hiato durante o Emsiano. Do exposto, conclui-se que a porção superior da Formação Jaicós provavelmente representa outra unidade litoestratigráfica, portanto a Formação Jaicós deveria ser revista, conforme recomendam Roesner et al. (2011). Sua deposição deve estar relacionada ao mesmo evento transgressivo eodevoniano que também contribuiu para a deposição da Formação Pilões, na Bacia do Rio do Peixe. De acordo com Carozzi et al. (1975), as formações Jaicós e Itaim têm sua origem ligada a uma sedimentação deltaica proveniente de SE/E/NE, com abertura marinha para ONO. São compostas por arenitos muito fino a finos, com seleção boa a moderada, quartzosos e feldspáticos, além de subgrauvacas e grauvacas, com oolitos de chamosita, matriz chamosítica parcialmente substituída por siderita, e folhelhos, com ilita, clorita e caulinita. 136 Quadros (1992) informa que a maior espessura conhecida da Formação Jaicós é de 480 metros no poço 1-FL-1-PI (Floriano nº 1), onde é constituída de arenitos cinza-claros esbranquiçados ou avermelhados, folhelhos pretos, siltitos e conglomerados. A Formação Itaim tem sua maior espessura no poço 2-NG-l-MA (Norte Grajaú nº 1), 248 metros, constituída de arenitos, siltitos e folhelhos, com cefalópodes, celenterados, pelecípodes e braquiópodes. Santos & Carvalho (2004) descrevem a Formação Itaim como arenitos amarelos a vermelhos, finos a médios, silticos, argilosos e micáceos, depositados como lobos sigmoidais. Perfurações de metazoários são comuns nas formações Jaicós e Itaim, além de microfósseis predominantemente marinhos, como quitinozoários e acritarcos. Em uma seção geológica regional aproximadamente O-E (Figura 5 de Quadros 1992), há o aumento da razão arenitos/folhelhos nas formações Tianguá e Itaim, em direção à borda leste da Bacia do Parnaíba, onde Caputo & Lima (1984) sugerem uma deposição em leques aluviais e leques deltaicos para afloramentos da Formação Jaicós. Afora a questão da idade, a sedimentação eodevoniana, da Bacia do Rio do Peixe, ocorreu em um contexto transicional a continental e com paleocorrentes para o quadrante NO, fato incompatível com a hipótese de continuidade deposicional com a sedimentação arenoconglomerática do Grupo Serra Grande, típica da borda leste da Bacia do Parnaíba (Santos & Carvalho 2004). Uma hipótese plausível seria a de um trato de sistemas constituído na sua porção proximal, pelos sistemas fluviodeltaicos entrelaçados do topo da sequência devoniana da Bacia do Rio do Peixe e pelos depósitos deltaicos e marinhos da Formação Itaim, a jusante, na borda leste e porção central da Bacia do Parnaíba. Em termos de composição mineralógica, oolitos chamosíticos, parcialmente substituídos por siderita, são comuns nas formações Jaicós e Itaim, porém os mesmos não foram encontrados na sequência devoniana da Bacia do Rio do Peixe, na qual o mineral diagnóstico é a analcima. A chamosita ocorre em algumas amostras de arenito, em associação a outros argilominerais, como ilita, interestratificado ilita/esmectita e caulinita e raramente como componente predominante (arenitos verdes _ Figura 5.16). Outra diferença marcante entre as unidades litológicas nas duas bacias é que na sequência devoniana do Rio do Peixe há um intervalo com pelitos carbonosos, 137 caracterizado na curva de raios gama por valores superiores a 1200 uAPI (figuras 5.4a e 5.4b), além de uma anomalia no perfil neutrão, ambas ausentes nas seções potencialmente cronoequivalentes da Bacia do Parnaíba. Jatobá é uma bacia paleozoica localizada a cerca de 90 Km ao sul da Bacia do Rio do Peixe. Embora esta bacia não tenha sido tão bem estudada quanto a Bacia do Parnaíba, os trabalhos mais recentes (Quadros 1980, Melo 1988 apud Grahn 1992, Costa et al. 2007) indicam registro de sedimentação paleozóica ordossiluriana, devoniana e carbonífera. De acordo com Rocha (2011), a unidade basal, denominada FormaçãoTacaratu (sensu Braun 1966, 1970), consiste de arenitos cinza esbranquiçados a róseos avermelhados, médios a conglomeráticos, com níveis de conglomerados e raras intercalações pelíticas, as vezes cauliníticas, interpretados por Rocha & Leite (2009) como fácies fluvial entrelaçado, associado a leques aluviais, planície aluvial, e de retrabalhamento eólico. Segundo Grahn (1992), não tem conteúdo fóssil conhecido, sendo posicionada no Ordoviciano-Siluriano por analogia litológica com a Formação Ipu do Grupo Serra Grande (Bacia do Parnaíba). A Formação Tacaratu poderia representar sistemas deposicionais proximais coevos ao encontrados na Bacia do Rio do Peixe, pois na carta estratigráfica da Bacia Tucano norte/Jatobá (ver Costa et al. 2007), o limite superior desta unidade está dentro do Devoniano. Continuando nesta mesma linha de raciocínio, Na Bacia do Rio do Peixe, o intervalo pelítico prodeltaico superior (UL4 /TSR) representaria depósitos distais dos deltas da Formação Tacaratu, descritos por Braun (1966) na Bacia de Mirandiba, localizada entre as bacias de Jatobá e Rio do Peixe. Todavia não há dados biocronoestratigráficos da Formação Tacaratu, para corroborar esta correlação com os estratos da Bacia do Rio do Peixe. Separada da Formação Tacaratu por uma possível discordância, ocorre a Formação Inajá (Braun 1966), composta por arenitos micáceos, finos a grossos, róseos, esbranquiçados e avermelhados, por vezes ferruginosos, com estratificações cruzadas acanaladas, intercalados com siltitos micáceos, fossilíferos, com wavy e linsen e marcas de ondas (Rocha 2011). A Formação Inajá é Interpretada por Rocha & Leite (2009) como depósitos de ambiente marinho de plataforma rasa e depósitos fluviais entrelaçados pouco expressivos. O seu conteúdo palinológico (Grahn 1992) indica o ambiente de 138 deposição marinho e a idade neofrasniana (Neodevoniano), portanto mais jovem do que os estratos encontrados na Bacia do Rio do peixe. Mesmo desconsiderando a idade neodevoniana da Formação Inajá, a localização da Bacia de Jatobá, a montante, o rumo NNO das paleocorrentes paleozóicas (Assine 1994) e o ambiente deposicional marinho dessa unidade são incompatíveis com uma relação genética entre a mesma e a sequência devoniana inferior da Bacia do Rio do Peixe. As demais unidades paleozóicas da Bacia do Jatobá pertecem a um ciclo de sedimentação carbonífera (Costa et al. 2007b), não identificado na Bacia do Rio do Peixe. Na Bacia do Araripe a Formação Cariri (Ordoviciano Superior-Devoniano Inferior - ver Assine 2007) poderia ser equivalente à sequência devoniana inferior da Bacia do Rio do Peixe. Esta unidade da Bacia do Araripe é afossilífera e tem em comum com aquelas das bacias do Jatobá e do Rio do Peixe, não apenas à sua natureza arenoconglomerática, mas também o rumo das paleocorrentes orientado para norte/noroeste. Porém a falta de suporte biocronoestratigráfico não permite uma correlação confiável com o Devoniano Inferior da Bacia do Rio do Peixe, à semelhança do que foi comentado para a Formação Tacaratu. À primeira vista, as formações Tacaratu e Cariri poderiam ser enquadradas em um mesmo contexto deposicional da Formação Triunfo. No entanto, nesta predominam arcóseos, com provável área-fonte do tipo bloco continental soerguido (rifte) a transicional (Silva 2014), ao passo que naquelas unidades a composição é quartzoarenítica, subordinadamente subarcoseana a sublitarenítica, com proveniência de região cratônica estável, com alguma reativação de borda (Carvalho et al. 2010, Batista et al. 2011). Mesmo considerando uma proveniência e gênese comuns, a Formação Triunfo, por ser arcoseana, teria pouca probabilidade de ter continuidade deposicional com os estratos das formações Tacaratu e Cariri, pois foi depositada a jusante das mesmas, portanto deveria ter elevada maturidade composicional e textural. Os estratos devonianos da Bacia do Rio do Peixe são cronocorrelatos às formações Manacapuru e Jatapu, do Grupo Trombetas, na Bacia do Amazonas (ver Cunha et al. 2007), e na Bacia do Paraná, à Formação Furnas e à porção inferior do 139 Membro Jaguariaíva da Formação Ponta Grossa, na base do Grupo Paraná (ver Milani et al. 2007). Ao se comparar o registro sedimentar siliciclástico de bacias eopaleozóicas do Gonduana ocidental, deduz-se que são bastante semelhantes, predominando os sistemas fluviais entrelaçados, pois a maioria dos produtos deposicionais dos sistemas fluviais anteriores ao desenvolvimento da vegetação terrestre são similares aos atuais sistemas entrelaçado e efêmero (Long 2011). Outros sistemas comumente associados são o deltaico e o marinho nerítico, eventualmente com influência de tempestades ou de inundações fluviais. Portanto, este contexto deposicional com acomodação tectonicamente controlada, porém modulada por ciclos eustáticos, favorece a geração de sucessões transgressivo-regressivas (T-R) homotáxicas. Isto é, similares em composição litológica e arranjo sequencial dos estratos, porém constituídas por sedimentos não contemporâneos (NASC 2005). Capítulo VII Proposta de novas unidades litoestratigráficas para o Devoniano Inferior da Bacia do Rio do Peixe, Nordeste do Brasil. (Artigo submetido ao Brazilian Journal of Geology em 01de julho de 2014) 141 7 PROPOSTA DE NOVAS UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS PARA O DEVONIANO DA BACIA DO RIO DO PEIXE, NORDESTE DO BRASIL José Gedson Fernandes da Silva1, Valéria Centurion Córdoba2, Luciano Henrique de Oliveira Caldas3 1 Petróleo Brasileiro S A , Unidade Operacional de Exploração e Produção do Rio Grande do Norte e Ceará, Gerência de Exploração, Gerência de Sedimentologia e Estratigrafia, Natal (RN), Brasil. (gedson@petrobras.com.br, jgf83@uol.com.br). 2 Departamento de Geologia e Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG) da Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN), Natal (RN), Brasil. (valeria.geo@ufrnet.br). 3 Petróleo Brasileiro S A , Unidade Operacional de Exploração e Produção do Rio Grande do Norte e Ceará, Gerência de Exploração, Gerência de Sedimentologia e Estratigrafia, Natal (RN), Brasil. (lcaldas@petrobras.com.br, lucianocaldas@yahoo.com.br). RESUMO A análise estratigráfica de subsuperfície de estratos devonianos na Bacia do Rio do Peixe, recentemente identificados por palinologia, resultou na caracterização de duas novas unidades reunidas no Grupo Santa Helena. Estas unidades foram caracterizadas por meio de testemunhos, amostras laterais e de calha, perfis geofísicos convencionais de poço, perfil de imagem e sísmica 3D. A Formação Pilões (unidade inferior), na qual predominam pelitos escuros e arenitos médios a muito finos, com brechas e conglomerados subordinados, e a Formação Triunfo (unidade superior), composta por arenitos cinza-esbranquiçados, grossos a conglomeráticos, caulínicos, com estratificações cruzadas, e conglomerados, com pelitos e arenitos finos intercalados. A Formação Pilões é representada por fácies prodeltaicas, com menor proporção de fácies de tálus, debritos e lobos turbiditicos arenosos, associadas a sistemas de leque deltaico e fluviodeltaico. A Fomação Triunfo é interpretada como depósitos fluviodeltaicos do tipo entrelaçado. O Grupo Santa Helena corresponde a uma tectonossequência depositada em um graben, com eixo depositional NO-SE, durante um ciclo transgressivo-regressivo. Com a espessura de 343 metros (isócora), esta sequência tem o limite inferior não- conforme e o superior é uma discordância angular, com um hiato de cerca de 265 milhões de anos, na base da tectônossequência cretácea inferior (Grupo Rio do Peixe). Ignimbritos e brechas coignimbríticas (brecha vulcânica Poço da Jurema) foram reconhecidos na margem norte do Semigraben de Sousa. Há indícios de que o evento piroclástico e o preenchimento do graben eodevoniano tenham sido contemporâneos. Os resultados deste estudo indicam que a evolução tectono- 142 vulcano-sedimentar da bacia é poli-histórica, o que abre novas perspectivas para pesquisas geológicas na Bacia do Rio do Peixe, assim como em outras bacias interiores do Nordeste do Brasil. ABSTRACT Subsurface stratigraphic analysis of Devonian strata in the Rio do Peixe Basin, newly recognized by palynological studies, has resulted in the identification of two new formations assembled in the newly established Santa Helena Group. These units were characterized using cores, sidewall and cuttings samples, conventional well logs, image log and 3D seismic data. The Pilões Formation, the lower unit, composed mainly of dark mudstones and medium-to-very fine-grained sandstones, with minor conglomerates and breccias, and the Triunfo Formation, the upper unit, composed of whitish grey, kaolinitic, coarse-grained to conglomeratic, cross stratified sandstones and conglomerates, with interbedded mudstones and fine-grained sandstones. The Pilões Formation is interpreted as prodeltaic facies, with lesser associated subaqueous talus, debrite and sandy turbidite lobe facies, part of fandelta and delta systems. The Triunfo Formation is interpreted as braided fluviodeltaic facies. The Santa Helena Group corresponds to the Lower Devonian tectono- sequence deposited in a NW-SE-trending graben during a transgressive-regressive cycle. With 343 meters of thickness (isochore) in well 1-PIL-1-PB (Pilões 1), this sequence has a non-conformity at the lower boundary and its upper boundary is an angular unconformity that represents a hiatus of about 265 million years, at the base of the Lower Cretaceous tectono-sequence (Rio do Peixe Group). Ignimbrites and co-ignimbrite breccias (Poço da Jurema volcanic breccia) were recognized at the northern margin of the Sousa half-graben. There is some evidence that the pyroclastic event is coeval with the Lower Devonian graben filling. The present study indicates a polyihistorical tectono-volcano-sedimentary evolution of the basin. This fact brings new perspectives for geological research in the Rio do Peixe Basin, as well as in other inland basins of the Northeastern of Brazil. PALAVRAS-CHAVE Litoestratigrafia, Tectonossequência devoniana inferior, Formação Pilões, Formação Triunfo, Grupo Santa Helena, Província Borborema. KEYWORDS Lithostratigraphy, Early Devonian tectono-sequence, Pilões Formation, Triunfo Formation, Santa Helena Group, Borborema Province. 143 INTRODUÇÃO A revisão do arcabouço estratigráfico da Bacia do Rio do Peixe (BRP) foi motivada pela descoberta de rochas do Devoniano Inferior até então desconhecidas na bacia (Roesner et al. 2011). A atualização da coluna litoestratigráfica da bacia resultou da análise estratigráfica integrada de subsuperfície, apoiada na caracterização de fácies, sistemas e tratos deposicionais, sob a ótica da Estratigrafia de Sequências. Quatro unidades litoestratigráficas são propostas para o Devoniano Inferior da BRP, três formais: a Formação Pilões (inferior) e a Formação Triunfo (superior), reunidas no Grupo Santa Helena, e a brecha vulcânica Poço da Jurema (informal). Os resultados aqui apresentados abrem novas perspectivas para futuros estudos geológicos e uma melhor compreensão da evolução tectonossedimentar da bacia, além de contribuírem para ampliar o conhecimento sobre a Província Borborema e a paleogeografia do Gonduana ocidental, durante o Eodevoniano. CONTEXTO GEOLÓGICO A BRP está localizada entre os estados da Paraíba e do Ceará, inserida na Província Borborema. Faz parte do trend Cariri-Potiguar (Matos 1992), o qual abrange bacias de pequeno a médio porte, desde a Bacia Potiguar (BPT) até a Bacia do Araripe (BAP). A estrutura destas bacias rifte é caracterizada por grabens e altos internos originados em consequência do estiramento crustal que antecedeu à fragmentação do continente Gonduana nas placas africana e sulamericana, durante o Eocretáceo (Françolin & Szatmari 1987, Sénant & Popoff 1991, Ponte 1992, Françolin et al. 1994, Matos 1999). Na BRP, estratos cretáceos preenchem quatro semigrabens assimétricos, denominados Icozinho (SgI), Brejo das Freiras-Triunfo (SgBF-T), Sousa (SgS) e Pombal (SgP), separados por blocos aflorantes de granitóides brasilianos intrudidos em rochas metamórficas paleoproterozóicas (Medeiros et al. 2005). Estes semigrabens são delimitados por falhas NE, controladas pela Zona de Cisalhamento Portalegre (ZCPt) e, na porção sul, pela Falha de São Gonçalo (Malta), orientada aproximadamente E-O, paralela à Zona de Cisalhamento Patos (ZCPa). De acordo com Carvalho & Leonardi (1992), a montagem do atual arcabouço litoestratigráfico da BRP teve início com os trabalhos de Braun (1969), ao subdividir a Série Rio do Peixe (Moraes, 1924) em três unidades informais (A, B e C), assim denominadas da base para o topo, equivalentes respectivamente às unidades informais 1, 2 e 3 de Ghignone et al. (1986). 144 As formações Antenor Navarro e Sousa, propostas por Costa (1964), e Rio Piranhas, definida por Albuquerque (1970), foram reunidas no Grupo Rio do Peixe (Albuquerque 1970). A Formação Rio Piranhas foi renomeada para Piranhas (Mabesoone 1972) e, junto com as formações Sousa e Antenor Navarro, foram formalmente congregadas no Grupo Rio do Peixe (Mabesoone & Campanha 1974). Os estratos da BRP têm sido preferencialmente posicionados no Cretáceo Inferior (Moraes 1924, Braun 1969). Todavia, Mabesoone & Campanha (1974), por meio da análise de ostracodas, e Tinoco & Katoo (1975), ao estudarem os conchostráceos da Formação Sousa, atribuíram o início da sedimentação ao Neojurássico e o término da mesma durante o Eocretáceo. Em estudo palinológico das amostras de testemunhos do poço estratigráfico Lagoa do Forno nº 1 (2-LF-1-PB), perfurado no SgS, o Grupo Rio do Peixe foi primeiramente posicionado no Andar Aratu (Lima & Coelho 1987) e depois reposicionado no Andar Rio da Serra (Regali 1990), podendo, no máximo, incluir a parte basal do Andar Aratu (Arai 2006). Diversos estudos (Lima Filho 1991, Antunes et al. 2007, Costa et al. 2007a, Sousa et al. 2007, Scherer et al. 2007, Córdoba et al. 2008, Antunes et al. 2009, Nunes da Silva 2009, Conde Blanco 2013) trouxeram novas perspectivas sobre a evolução tectonossedimentar da bacia, com ênfase em contatos interdigitados entre as três formações. Na margem flexural, depósitos fluviais entrelaçados proximais de um sistema fluvial distributário (Formação Antenor Navarro) passam lateralmente para depósitos de planície aluvial e lobos de extravasamento distais (Formação Sousa). Junto à margem falhada, depósitos de leques aluviais da Formação Piranhas interdigitam-se com as outras unidades. Roesner et al. (2011) identificaram uma associação palinológica diagnóstica da Zona Mórfon emsiensis de Rubinstein et al. (2005), datada como eolochkoviana- ?eopraguiana, seguramente pré-neoemsiana (eodevoniana), em estratos sotopostos à tectonossequência cretácea inferior, amostrados em três poços perfurados pela PETROBRAS. BASE DE DADOS E MÉTODOS A base de dados utilizada neste estudo é composta por três poços pioneiros e pelo volume sísmico 3D do Rio do Peixe provenientes das atividades de exploração petrolífera realizadas pela PETROBRAS no bloco exploratório BRP-T-41, o qual está 145 situado nos municípios de Santa Helena e São João do Rio do Peixe, na Paraíba (Figura1). Os dados de poço são constituídos por testemunhos, amostras laterais e de calha, assim como dados digitais de perfis geofísicos convencionais (raios gama espectral, sônico, neutrão, densidade, resistividade, microrresistividade, caliper), além de perfil de imagem microrresistiva e de mergulho (dipmeter). O dado sísmico provém do levantamento sísmico 3D_Rio_do_Peixe, com 49,6 km² (Figura 1). Foi adotada uma abordagem multidisciplinar, apoiada em técnicas de geologia sedimentar, tais como: interpretação de padrões de curvas e rastreamento de feições de perfis de poços, a caracterização de associações de fácies e de seus padrões de empilhamento, identificação de superfícies estratigráficas, interpretação de elementos e sistemas deposicionais, de tratos de sistemas, além da sismoestratigrafia ajustada aos dados biocronoestratigráficos disponíveis. RESULTADOS Correlação litológica A partir da relação entre a descrição das amostras de calha, laterais e testemunhos com os padrões de perfis geofísicos dos poços, foi construída uma coluna litológica interpretada para cada poço (Figura 2), subdividida em unidades litológicas descritivas (sensu Miall 1990), denominadas UL1 a UL8, as quais serviram de base para correlação litoestratigráfica entre os poços. Fácies e associações de fácies A caracterização de fácies levou em conta a descrição de quatro testemunhos, treze amostras laterais e de centenas de amostras de calha, em conjunto com os perfis geofísicos de poço. Dados de afloramentos também foram utilizados, especialmente no caso das fácies vulcanoclásticas. Baseado em critérios litológicos, tamanho de grão e estruturas sedimentares, onze fácies principais foram identificadas na sucessão devoniana, descritas sucintamente na Tabela 1, em ordem decrescente do tamanho de grão. Estas fácies foram agrupadas em sete associações genéticas relacionadas a elementos ou subsistemas deposicionais, as quais estão sumariadas na Tabela 2. 146 Figura 1- Localização da área de estudo e das vias de acesso, com destaque para os poços e principais afloramentos estudados (IBGE, PETROBRAS). 147 Figura 2 - Perfis litológicos integrados dos poços estudados. 148 Tabela 1- Fácies descritas na sucessão devoniana inferior. Fácies Descrição Interpretação Bcm Brechas clasto-suportadas, maciças, com seixos, calhaus e blocos, matriz argilosa (clorítica), com vesículas. Em parte com clastos sustentados pela matriz (Bmm) Depósitos de correntes quentes densas e concentradas resultantes do colapso de plumas derivadas de explosões vulcânicas (fluxos piroclásticos). Igb Ignimbritos, creme-claros, alaranjados, avermelhados, com litoclastos do embasamento, fiammes e púmices. Cbm Ortoconglomerados a blocos maciços, grão- sustentados, com aspecto de brecha, sem estratificações visíveis. Depósito de queda de blocos e deslizamento, junto a áreas com alto declive. Cmm Conglomerados matriz-sustentados maciços, com calhaus e blocos arredondados a angulosos, em matriz lamosa ou de arenito argiloso. Depósito de fluxos gravitacionais com matriz de alta viscosidade que transportam cascalho e blocos para as porções mais profundas da bacia. Csm Ortoconglomerados a seixos com raros calhaus e fragmentos vulcânicos, sem estratificações visíveis. Depósitos de fluxos gravitacionais de sedimentos, com alta concentração de sólidos, contendo epiclastos e/ou piroclastos. Ac Arenitos conglomeráticos, maciços, em parte com gradação normal (Acn), inversa (Aci), sem estratificações visíveis. Fluxos gravitacionais de sedimentos (fluxos de detritos), com deposição subaquosa, e turbiditos concentrados. AG Arenitos grossos a muito grossos, também conglomeráticos (AGc), arcóseos, cauliníticos, com raros intraclastos pelíticos, com estratificações cruzadas. Fluxos trativos unidirecionais de alta energia, gerando formas de leito 3D. As paleocorrentes têm rumo preferencial para o quadrante NO. Agn Arenitos grossos a médios, também finos a muito finos com gradação normal. Contato basal brusco, por vezes com marcas de carga. Fluxos turbidíticos com deposição por fricção basal e decantação. AF Arenitos finos a muito finos, maciços, com estratificação plano-paralela ou de baixo ângulo (AFe). No topo, laminação cruzada por corrente/onda (AFl) ou intraclastos (AFi). Contato basal brusco, gradacional ou brusco no topo. Fluxos turbidíticos diluídos com ddposição por tração, em regime de fluxo superior, e com pouca decantação. Iap Arenitos médios a muito finos e siltitos/argilitos, em parte carbonosos, com analcima, intercalados. Laminações incipientes a plano-paralelas, por vezes, exibem gradação normal e laminações cruzadas por corrente. Fluxos turbidíticos diluidos depositados por decantação e tração associados a lâminas carbonosas e depósitos vulcânicos cineríticos alterados (analcima/clorita). Ipa Siltitos/argilitos com níveis carbonosos, com analcima, e arenitos finos a muito finos, em parte argilosos (cloríticos) e micáceos, intercalados. Por vezes ocorrem marcas de carga e erosão, estrutura em chama e pseudonódulos. Fluxos turbidíticos diluídos depositados por decantação e tração, associados a lâminas carbonosas e depósitos vulcânicos cineríticos alterados (analcima/clorita). P Pelitos (siltitos/argilitos) cinza-escuros, pretos maciços (Pm), com laminação (Pl) e com gradação normal (Pn), subordinadamente castanho-escuros, em parte avermelhados, micáceos, também carbonosos e betuminosos (Pc). Pelitos depositados por decantação e tração em correntes de fundo. A porção mais argilosa e carbonosa é formada pela decantação de plumas hipopicnais segregadas (lofting), com contribuição pelágica. 149 Tabela 2 - Associação de fácies interpretadas para a sucessão devoniana inferior. Associação de Fácies Descrição Interpretação DV Depósitos vulcanoclásticos Brechas clasto e matriz e suportadas (Bcm e Bmm) associadas a ignimbritos (Igb). Depósitos de fluxos piroclásticos subaéreos e subaquosos (?). A fácies Bcm ocorre na região mais proximal do cone de ejeção. Bmm e Igb ocorrem mais afastadas. TS Tálus subaquoso Ortoconglomerados (Cbm e Csm), em parte com matriz argilosa (Cmm). Por vezes interdigitados com fácies interestratificadas (Iap, Ipa). Tálus subaquoso depositado por fluxo de grãos ou queda de fragmentos do embasamento junto a uma escarpa, intercalados com depósitos de fundo de bacia. LSP Lobos subaquosos Proximais Conglomerados (Csm), maciço, com seixos e raros calhaus e arenitos conglomeráticos, sem estruturas sedimentares visíveis (Ac) ou com gradação normal ou inversa (Acn/Aci). Lobos subaquosos proximais depositados por fluxos de detritos com matriz arenosa e em parte lamosa, além de turbiditos proximais cascalhosos a arenosos. LSI Lobos subaquosos Intermediários Interestratificados arenopelíticos (Iap) intercalados com arenitos finos a muito finos (AF) e grossos a médios (Agn), com acamamento espesso. Subordinadamente as fácies Ipa e P ocorrem intercaladas. Lobos subaquosos intermediários depositados por fluxos gravitacionais de sedimentos nas porções mais afastadas de leques detaicos ou de deltas entrelaçados. LSD Lobos subaquosos Distais Predomina a litofácies Ipa com arenitos muito finos, finos a médios (AF) e acamamento delgado. Subordinamente, as litofácies Iap e P ocorrem intercaladas. Lobos subaquosos distais depositados por fluxos gravitacionais diluídos e decantação na transição entre a região principal de deposição dos lobos e os depósitos de fundo de bacia. PRD Depósitos de prodelta/proleque Predomina a litofácies P, laminada (Pl), em parte maciça (Pm) ou gradada (Pn), carbonosa (Pc). Subordinadamente Ipa. Depósitos distais de deltas entrelaçados ou leques deltaicos na zona de transição para o fundo da bacia. BFD Barras fluviodeltaicas (braided delta) Arenitos grossos e conglomeráticos com estratificação cruzada (AG, AGc) e conglomerados seixosos maciços (Csm), com arenitos e pelitos intercalados. Barras depositadas por fluxos trativos de um sistema fluviodeltaico entrelaçado (braided), com paleocorrentes para o quadrante NO. Padrão de empilhamento de fácies, superfícies-chave e unidades genéticas O poço 1-PIL-1-PB (Pilões nº 1) foi escolhido como paradigma, pois tem a sucessão sedimentar mais completa entre os três poços (Figura 2). Da base para o topo, mostra um padrão retrogradacional, com depósitos de tálus subaquoso (TS), seguidos de lobos subaquosos proximais e intermediários (LSP, LSI), os quais dão lugar a lobos subaquosos distais e (LSD) com pelitos de fundo de bacia, carbonosos e muito radioativos, no topo dos quais se posiciona uma superfície de inundação máxima (SIM), a partir da qual o padrão de empilhamento torna-se agradacional a progradacional, com siltitos prodeltaicos (PRD), seguidos de arenitos grossos, em 150 parte conglomeráticos, de origem fluviodeltaica (BFD), limitados por uma discordância angular (DS) no topo (Figura 3). De acordo com a arquitetura estratigráfica proposta, a sucessão devoniana é interpretada como uma sequência transgressivo-regressiva sensu Johnson & Murphy (1984). Por outro lado, levando-se em conta a importância da tectônica na acomodação e preservação deste pacote sedimentar, é denominada tectonossequência devoniana inferior, em consonância com a tectonossequência Figura 3 - Padrões de empilhamento e arcabouço estratigráfico genético do Devoniano Inferior. 151 cretácea inferior (Grupo Rio do Peixe). Este arcabouço estratigráfico está sumariado na Figura 3. Considerando-se os padrões de empilhamento das fácies e as superfícies estratigráficas-chave identificadas nos poços, interpreta-se na seção sísmica (Figura 4): o refletor Rf1 como uma não-conformidade, que coincide com uma superfície transgressiva (ST), na base dos depósitos de tálus ou lobos subaquosos proximais. O Rf2 representa a SIM, no topo do intervalo pelítico radioativo, e o refletor Rf3 está associado a uma discordância subaérea (DS), em certos locais angular (1-PIL-1-PB), no topo da tectonossequência devoniana inferior. PROPOSTA DE NOVAS UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS Os estratos devonianos têm identidade litológica, gênese e história geológica própria, limites definidos e rastreáveis em subsuperfície, por meio de perfis geofísicos de poço e sísmica de reflexão. Também atendem aos critérios de uniformidade litológica, continuidade e mapeabilidade, conforme preconizado nos códigos e guias estratigráficos (Petri et al. 1986a, Petri et al. 1986b, NACSN 2005). As características litológicas e genéticas das unidades devonianas são diferentes das demais unidades litoestratigráficas da BRP, assim como das unidades potencialmente cronocorrelatas nas bacias do Parnaíba (BPB), Araripe (BAP) e Jatobá (BJB), além de estarem ausentes do Léxico Estratigráfico do Brasil (Baptista et al. 1984) e sem quaisquer referências em publicações geocientíficas nacionais e internacionais. Formação Pilões JUSTIFICATIVA As características litofaciológicas, o contexto deposicional e os padrões de perfis geofísicos de poço, da unidade proposta, são distintos das unidades litoestratigráficas adjacentes ou potencialmente cronocorrelatas nas bacias do Parnaíba, Araripe e Jatobá. HIERARQUIA É proposta como Formação, pois a unidade possui continuidade lateral e vertical suficiente para ser mapeada em subsuperfície e em superfície. NOME A denominação Pilões é inédita e alude ao poço 1-PIL-1-PB (Pilões nº 1), no qual a unidade tem sua seção-tipo descrita. O termo geográfico refere-se ao açude Pilões, localizado entre os municípios de Triunfo e São João do Rio do Peixe, na Paraíba (Figura 1). 152 Figura 4 - Seção sísmica arbitrária (em tempo) passando pelos poços 1-PIL-1-PB e TRF-1 (Triunfo n° 1) e pelo Alto de Santa Helena, com destaque para a falha de Brejo das Freiras, próxima ao poço 1-PIL-1-PB, limite entre o SgS e o SgBF-T. 153 POÇO-TIPO A unidade tem sua seção-tipo descrita no poço 1-PIL-1-PB (Figura 5), cujas coordenadas geográficas são: 6° 42' 45,340" S de latitude e 38° 33' 43,624" O de longitude, situado na localidade de Melancia, Município de Santa Helena, na Paraíba (Figura 1). A cota altimétrica é 274,3 metros. REPOSITÓRIO DE AMOSTRAS As amostras de rochas (testemunhos, amostras laterais e de calha) da Formação Pilões estão depositadas na Gerência de Sedimentologia e Estratigrafia, da Gerência de Exploração da Unidade Operacional do Rio Grande do Norte e Ceará, PETROBRAS, localizada na Rua Euzébio Rocha, nº 1000, Cidade da Esperança, Natal, Rio Grande do Norte. DESCRIÇÃO Esta unidade é composta predominantemente por siltitos e argilitos, cinza- escuros a claros, também castanho-avermelhados (oxidados), em parte verde- claros, laminados ou maciços, em parte com grãos de quartzo e fragmentos de rocha dispersos, com intervalos carbonosos betuminosos, muito radioativos, com grumos e níveis com alto teor de analcima e concreções de calcita. Arenitos cinza-claro/esverdeados, acastanhados a alaranjados, de granulação fina a grossa, quartzosos, feldspáticos, micáceos (biotita e muscovita), com intraclastos pelíticos, seleção moderada a pobre, maciços ou com gradação normal, estratificação plano-paralela e cruzada de baixo ângulo e topo ondulado ou com laminação cruzada por corrente, estes arenitos ocorrem em camadas isoladas ou em ciclos (ritmitos) compostos por camadas centimétricas a métricas. Na porção superior, predominam siltitos cinza-escuros a claros, maciços ou com laminações plano-paralelas, com anomalia nos perfis densidade e neutrão, provavelmente devido à influência vulcânica (cloritização). Por vezes, na base da unidade, ocorrem conglomerados seixosos e arenitos conglomeráticos, sotopostos a ortoconglomerado, com aspecto de brecha sedimentar, composto por seixos, calhaus e blocos subarredondados a angulosos e, em parte muito cimentados, com as fácies pelitoareníticas intercaladas. Em superfície, ocorre como folhelhos semiduros a moles, castanho- avermelhados, roxos a amarelo-mostarda, e arenitos muito finos, maciços, micáceos, com gradação normal para siltitos. Subordinadamente, arenitos finos a muito finos, maciços a laminados, em parte com microlaminações clinoascendentes e estruturas convolutas, em camadas decimétricas. 154 Figura 5 - Perfil-tipo da Formação Pilões no poço 1-PIL-1-PB, com destaque para as fácies interestratificadas, com arenitos finos a muito finos e pelitos carbonosos (Iap, Ipa e Pc). 155 Passa para o topo a arenitos conglomeráticos com seixos e grânulos angulosos, em corpos tabulares, com topo e base planos, com espessura centimétrica a decimétrica, contínuas lateralmente por dezenas de metros. LIMITES, ESPESSURA E ÁREA DE OCORRÊNCIA No poço-tipo (Figura 5) a unidade tem trezentos metros (300 m) de espessura (isócora) e o limite superior é marcado a 652,0m (-372,7m) de profundidade medida, no topo do pacote pelítico estratigraficamente mais elevado. O limite inferior está a 952,0 m (-672,7m), ao nível da superfície de não-conformidade. Na área do bloco BRP-T-41, a unidade está encaixada num baixo estrutural de direção NO-SE, sobre o Alto de Santa Helena, adelgaçando para nordeste, sudoeste e sudeste, por efeito de falhas e erosão. CORRELAÇÃO BIOESTRATIGRÁFICA E IDADE Com abundantes palinomorfos e estéril em ostracodes, de acordo com Roesner et al. (2011) esta unidade possui uma associação palinológica diagnóstica do Eodevoniano, correlacionada à porção superior da Formação Jaicós, do Grupo Serra Grande, e à parte inferior da Formação Itaim, do Grupo Canindé (ver Vaz et al. 2007). Na Bacia do Amazonas correlaciona-se às formações Manacapuru e Jatapu, do Grupo Trombetas (ver Cunha et al. 2007), e na Bacia do Paraná à Formação Furnas e à porção inferior do Membro Jaguariaíva da Formação Ponta Grossa, na base do Grupo Paraná (ver Milani et al., 2007). GÊNESE E CONTEXTO PALEOGEOGRÁFICO Nesta unidade predominam interacamadados pelitoareníticos prodeltaicos transicionais a lacustres e arenitos de lobos subaquosos (associações de fácies LSP, LSD e LSI), depositados por fluxos gravitacionais de sedimentos originados de leques deltaicos e de deltas entrelaçados (associação de fácies BFD), e de prodelta (associação de fácies PRD), no topo. Na porção basal, podem estar presentes depósitos psefíticos de tálus subaquoso (associação de fácies TS) e intercalações de vulcanoclásticas (associação de fácies DV). As interpretações com base na análise sismoestratigráfica, a arquitetura dos sistemas/elementos deposicionais e os dados palinológicos, apontam para um contexto deposicional continental a transicional. O sítio deposicional foi provavelmente um graben com significativo influxo de água doce, porém com períodos nos quais havia conexão com águas marinhas (mar Parnaíba), ou com 156 balanço hídrico negativo (salinização do lago), propiciando águas salobras em seu interior. OBSERVAÇÕES Esta unidade está bem representada no poço 1-TRF-1-PB e está parcialmente erodida no poço 1-STH-1-PB. Formação Triunfo JUSTIFICATIVA Os padrões de perfis geofísicos de poço, as características petrográficas, litológicas e faciológicas, o ambiente deposicional e o contexto tectônico são distintos das unidades litoestratigráficas adjacentes ou potencialmente cronocorrelatas nas bacias do Parnaíba (formações Jaicós e Itaim), Araripe (Formação Cariri) e Jatobá (Formação Tacaratu). HIERARQUIA É proposta como Formação, pois possui persistência lateral e vertical para ser mapeada em subsuperfície e em superfície. Aflora em outros pontos da margem flexural do SgS, fora dos limites da área estudada. NOME A denominação Triunfo refere-se ao poço 1-TRF-1-PB (Triunfo n° 1) no qual a unidade tem sua seção-tipo. O termo geográfico faz referência ao município homônimo, no Estado da Paraíba. Topônimo semelhante já havia sido utilizado por Galeão da Silva et al. (1974) para uma unidade clástica pré-cambriana da Bacia do Amazonas, porém a designação original "Formação Prosperança" sensu Caputo et al. (1972) tem sido utilizada formalmente nas cartas estratigráficas das bacias do Amazonas (ver Cunha et al. 2007) e Solimões ( ver Wanderley Filho et al. 2007). Schneider et al. (1974) denominaram como "Membro Triunfo" o primeiro dos três intervalos estratigráficos da Formação Rio Bonito, Permiano da Bacia do Paraná, tomando como referência o município de São João do Triunfo (PR), onde está situada a seção-tipo da unidade. Portanto não há motivo para confusão em termos de posição geográfica, de litocronoestratigrafia ou de hierarquia entre a unidade da Bacia do Paraná e esta aqui proposta para a BRP. POÇO TIPO A unidade tem sua seção-tipo descrita no poço 1-TRF-1-PB (Figura 6), cujas coordenadas geográficas são: 6° 43' 8,837" S de latitude e 38°31' 45,683" O de 157 longitude, situado no Município de Santa Helena, Paraíba (Figura1). A cota altimétrica é 255,8 metros. REPOSITÓRIO DAS AMOSTRAS DE ROCHA As amostras de calha representativas da Formação Triunfo estão depositadas na Gerência de Sedimentologia e Estratigrafia, da Gerência de Exploração da Unidade Operacional do Rio Grande do Norte e Ceará, localizada na Rua Euzébio Rocha, nº 1000, Cidade da Esperança, Natal, Rio Grande do Norte. DESCRIÇÃO É composta principalmente por arenitos cinza-esbranquiçados ou hialinos, em parte avermelhados, grossos a conglomeráticos, mal selecionados, com grãos subangulares a subarredondados, quartzosos, feldspáticos, caulínicos, com arenitos finos a médios subordinados. São calcíferos, friáveis a desagregados, com boa porosidade aparente, contendo estratificações cruzadas visíveis na imagem microrresistiva, e raros siltitos e argiltos cinza-escuros, verde-claros e castanho- avermelhados/escuros, micáceos, moles e hidratáveis intercalados. Em superfície, é comum uma crosta avermelhada devido ao intemperismo e precipitação de óxido de ferro, porém a rocha fresca geralmente é cinza- esbraquiçada. As melhores exposições, em corte, estão nas terras da Fazenda Areias, a sudoeste da casa-sede, no término de uma estrada carroçável que dá acesso à base de uma locação não perfurada pela PETROBRAS (Afloramento 13). Neste afloramento, perfaz cerca de quatro metros (4 m), composto por ciclos decimétricos a métricos, com granodecrescência ascendente, os quais iniciam com conglomerados e/ou arenitos conglomeráticos, com seixos angulosos a subangulosos, predominantemente de quartzo, passando a arenitos muito grossos a grossos, em parte médios, caulínicos, com camadas pelíticas arroxeadas na porção superior da sucessão vertical. Predominam estratificações cruzadas acanaladas de médio porte e tangenciais, com sentido preferencial de paleocorrentes para ONO (270°-290°). LIMITES, ESPESSURA E OCORRÊNCIA No poço-tipo (Figura 6), a unidade tem quarenta e nove metros (49 m) de espessura (isócora), com o limite superior discordante, posicionado a 44,0 m (216,8 m), e o inferior a 93,0 m (167,8 m), de profundidade medida, marcado na base do pacote expressivo de arenito, estratigraficamente mais inferior, em contato brusco- conforme com a Formação Pilões. 158 Figura 6 - Perfil-tipo da Formação Triunfo no poço 1-TRF-1-PB, com destaque para a Imagem microrresistiva dos arenitos grossos conglomeráticos estratificados (AG) e seu aspecto em amostra de calha, no poço 1-PIL-1-PB. 159 Está presente no poço 1-PIL-1-PB, com quarenta e três metros (43 m) de espessura, em contato basal gradacional-interdigitado, com a Formação Pilões, e limitada no topo por uma discordância angular com a Formação Sousa. Está ausente no poço 1-STH-1-PB. CORRELAÇÃO BIOESTRATIGRÁFICA E IDADE Esta unidade é estéril em ostracodes. Devido à sua natureza essencialmente arenoconglomerática, contém poucos palinomorfos indicativos de idade eodevoniana. É posicionada no Devoniano Inferior, devido à evidência de discordância angular no seu topo, sua composição arcoseana e a concordância da atitude do seu acamamento e do rumo de paleocorrentes, com a unidade sotoposta (Formação Pilões), com a qual mostra contato gradacional-interdigitado, no poço 1-PIL-1-PB. GÊNESE E CONTEXTO PALEOGEOGRÁFICO Esta unidade arenoconglomerática foi depositada em uma fase de assoreamento do graben eodevoniano, dominada por sistemas fluviodeltaicos entrelaçados (braided deltas) representados pela associação de fácies BFD, além de prováveis leques aluviais e deltaicos não identificados nos poços. Em termos paleogeográficos, a unidade representa um ambiente deposicional continental a montante dos ambientes parálico e marinho plataformal, característicos das formações Jaicós (parte mais superior) e Itaim (parte mais inferior) na BPB (ver Vaz et al. 2007) OBSERVAÇÕES No poço 1-PIL-1-PB, o acamamento mergulha entre 10 e 15 graus para S-SE, em discordância angular, a 609 metros de profundidade, com a base da Formação Sousa. Na localidade de Sítio Tanque (latitude 6° 41' 00,2'' S e longitude 38° 21' 06,9" O), a 20 Km a ENE do poço 1-TRF-1-PB, a unidade assenta-se sobre o embasamento e tem paleocorrentes com rumo para ONO. Grupo Santa Helena JUSTIFICATIVA As formações Pilões e Triunfo estão geneticamente relacionadas e constituem o registro de uma fase mais antiga de subsidência mecânica na evolução tectonossedimentar da bacia. Estão separadas do Grupo Rio do Peixe por uma discordância com um hiato de cerca de duzentos e sessenta e cinco milhões de 160 anos. Portanto é factível agrupá-las numa unidade litoestratigráfica do mesmo nível hierárquico da unidade cretácea. NOME O nome Santa Helena faz referência ao município homônimo, no qual foi perfurado o poço 1-STH-1-PB (Santa Helena n°1), no Estado da Paraíba (Figura 1). De acordo com o Léxico Estratigráfico do Brasil (Baptista et al. 1984), este termo foi utilizado por Miranda & Silva (1978) para uma das formações do Grupo Bambuí, contudo, não consta na carta estratigráfica da Bacia do São Francisco (ver Zalán & Silva 2007), na qual figura a "Formação Serra de Santa Helena", proposta originalmente com Membro da Formação Paraopeba por Costa & Branco (1961). A erosão da seção devoniana sobre as ombreiras do graben, e sobre a rampa do embasamento (SE), levou à maior preservação do Grupo Santa Helena no quadrante NO da área, onde estão localizados os primeiros degraus profundos do Alto de Santa Helena. A unidade tem sua seção mais completa, 343 metros de espessura (isócora), amostrada no poço 1-PIL-1-PB (Pilões nº 1). A identificação de palinomorfos devonianos no poço 2-LF-1-PB (Lima & Coelho 1987), no SgS, e na Bacia de Icó (Lima 1990), além de litotipos semelhantes na localidade de Sítio Tanque, próximo a Sousa, e em outras bacias interiores, sugerem que a unidade tenha ocorrência mais ampla . brecha vulcânica Poço da Jurema JUSTIFICATIVA São rochas vulcanoclásticas, caracterizadas nesta pesquisa, cuja descrição litológica possibilita a sua identificação em outras áreas da BRP e da região. HIERARQUIA É proposta como unidade informal, pois representa um registro vulcânico investigado apenas petrograficamente, cuja área de ocorrência pode não estar plenamente delimitada. Estudos faciológicos e litogeoquímicos, além de datação geocronológica, são necessários sua melhor compreensão e formalização. NOME O termo litológico faz referência ao litotipo predominante e o termo geográfico refere-se ao Riacho Poço da Jurema, localizado próximo à área de afloramento da unidade. ÁREA DE EXPOSIÇÃO Aflora em uma frente de lavra abandonada e em suas circunvizinhanças (Afloramento 25: latitude 6°42'7.59" S e longitude 38°31'35.12" O), às margens da 161 linha férrea ao sul do açude Pilões, entre os municípios de Triunfo e São João do Rio do Peixe, no Estado da Paraíba (Figura1). DESCRIÇÃO É composta por brechas vulcânicas, com fragmentos angulosos a subangulosos de rochas do embasamento (xistos, milonitos e granitóides) em matriz fina, geralmente cloritizada, com feições de escape de gases (vesículas milimétricas a submilimétricas), acamamento incipiente a pobremente definido. Em certos locais, há ignimbritos creme-alaranjados, com material juvenil (púmice) e estruturas típicas de fiammes, além de litoclastos do embasamento e raros moldes de possíveis clastos pelíticos (?) incorporados ao fluxo (Figura 7). O acamamento mergulha entre 30 e 35 graus para SSE. GÊNESE A sua origem está ligada a vulcanismo explosivo, com fluxos piroclásticos e deposição de fácies subaéreas (brechas e ignimbritos) nas margens da bacia e de fácies subaquosas decorrentes da queda de cinzas nas áreas submersas mais distais. LIMITES, ESPESSURA E ÁREA DE OCORRÊNCIA Na área-tipo a unidade tem, no mínimo, oito metros (8 m) de espessura estimada, é tabular com acamamento irregular, aparentemente amalgamado. O limite inferior é não-conforme e o superior é dado pela superfície atual do terreno. O contato lateral é por falha com a Formação Piranhas e brusco-conforme (?) com a Formação Pilões. CORRELAÇÃO BIOESTRATIGRÁFICA E IDADE Estéril em fósseis, a idade mínima desta unidade é inferida como eodevoniana ou mais antiga, devido à presença de fragmentos vulcânicos em amostras de calha do poço 1-PIL-1-PB, coletadas no intervalo sotoposto aos dos estratos do Devoniano Inferior, os quais têm níveis ricos em analcima e clorita que podem ser produtos de alteração de cinzas vulcânicas (Silva 2014). Pode ser correlacionada ao ignimbrito reportado por Cordani et al. (1984), na base do poço 1-IZ-1- MA, interpretado como de idade siluriana ou mais antiga. OBSERVAÇÕES Estudos de campo, faciológico, litogeoquímico e petrográfico são necessários para uma melhor caracterização das fácies vulcanoclásticas e de sua área de ocorrência. 162 Figura 7 - Características das brechas vulcânicas clasto-suportada (Bcm), matriz-sutentada (Bmm) e ignimbritos (Igb) com textura eutaxítica. 163 Ocorrência das unidades devonianas e suas relações estratais em superfície No quadrante noroeste do mapa geológico (Figura 8a), as unidades devonianas afloram. Ao longo da falha de Brejo das Freiras, as formações Pilões e Triunfo e as brechas vulcânicas limitam-se com a Formação Piranhas. No bloco alto da mesma falha, o limite da Formação Pilões com o embasamento é não-conforme, embora em certos locais possa ser por falha, como interpretado em subsuperfície (Figura 8b). Aflora nos quadrantes NO e NE em contato gradacional-interdigitado com a Formação Triunfo, na cuesta alinhada à falha de Brejo das Freiras, e brusco-conforme, com corpos isolados da mesma unidade, na borda norte do SgS. O contato das brechas e ignimbritos (brecha vulcânica Poço da Jurema) com o embasamento é não-conforme. Com a Formação Piranhas, o contato se dá por falha, e com a Formação Pilões é aparentemente brusco-conforme. Em subsuperfície, esta unidade pode estar parcialmente incluída na base da Formação Pilões (Figura 8b). O limite das unidades devonianas com a Formação Sousa é discordante, em certos locais angular, porém difícil de ser mapeado, em superfície, devido à cobertura de solo. No mapa está inferido com base em dados de afloramento, do relevo e de imagem de satélite. DISCUSSÃO No prefácio ao Léxico Estratigráfico do Brasil (Baptista et al. 1984), o Geólogo Oscar Braun orienta sobre a criação de novas unidades estratigráficas, as quais devem atender aos requisitos e critérios codificados, além de promover necessariamente a simplificação do conhecimento geológico. A denominação deve ser corolário da existência inequívoca da unidade, a qual deve ser descrita e classificada de acordo com o método científico e a sistemática adequada. Embora a existência de estratos devonianos na BRP seja um tema já pacificado, a criação de novas unidades carece de reflexão mais aprofundada, mormente suas implicações no arcabouço estratigráfico local e regional. No âmbito local, o primeiro ponto a ser discutido trata da classificação litoestratigráfica dos conglomerados e brechas associados à porção basal da tectonossequência devoniana. 164 Figura 8 - a - mapa geológico e b - seção geológica AA', passando pelos poços 1-STH-1-PB e 1-TRF- 1-PB. Formalmente descritos como parte da Formação Antenor Navarro por Mabesoone & Campanha (1974), as brechas e conglomerados imaturos, em parte cimentados (silicificados), junto às bordas falhadas, também têm sido relacionados à Formação Piranhas (Barbosa Junior et al. 1986), como ocorre na área estudada, que 165 abrange o Alto de Santa Helena e a borda falhada do SGBF-T (Sousa et al. 2007, Córdoba et al. 2008, Nunes da Silva 2009). Algumas destas brechas foram descritas como depósitos de fluxos de detritos da Formação Piranhas (Nunes da Silva 2009), porém esta interpretação está sendo revista, uma vez que as mesmas têm natureza vulcânica. Fragmentos vulcânicos semelhantes à matriz das brechas aflorantes ocorrem em amostras de calha da base da Formação Pilões, no poço 1-PIL-1-PB. No perfil de imagem deste poço, ocorrem brechas interdigitadas com a seção arenopelítica da Formação Pilões, interpretadas como tálus, sobrepostas a conglomerados, arenitos conglomeráticos e vulcanoclásticas (?). Considerando estas evidências de poço, conclui-se que há brechas vulcânicas depositadas durante o Eodevoniano ou mais antigas. Por certo, há brechas (sedimentares, vulcânicas ou de falha) e conglomerados, de diferentes idades, associados ao preenchimento da BRP. Cada caso deve ser avaliado com base nas características litológicas e nas relações de contato destes litotipos com as unidades cretáceas ou devonianas, evitando-se o risco da generalização. Outra questão, com reflexo no arcabouço estratigráfico local, refere-se ao posicionamento dos arenitos estratificados na Formação Triunfo, dentro da tectonossequência devoniana inferior, ou na Formação Antenor Navarro, dentro da tectonossequência cretácea inferior, posto ainda não haver datação inequívoca para apoiar uma ou outra hipótese. Os dados de poços, sismoestratigráficos e de afloramentos indicam uma discordância angular, entre a base da Formação Sousa e o topo da Formação Triunfo, cuja atitude do acamamento mantém continuidade com a da Formação Pilões, além do contato gradacional-interdigitado entre estas duas unidades, no poço 1-PIL-1-PB (ver figuras 2a e 5). Outro aspecto relevante, é que a espessura destes arenitos é praticamente a mesma nos poços 1-PIL-1-PB, perfurado na margem falhada do SgBF-T, e no 1- TRF-1-PB, perfurado na margem flexural do SgS, o que sugere a deposição do sistema fluviodeltaico em um depocentro único. Além disso, os arenitos devonianos são arcóseos (Silva 2014) e os da Formação Antenor Navarro são quatzoarenitos (Costa 2010), o que sugere área-fonte e/ou contexto tectonossedimentar distintos para estas unidades. 166 No tocante às implicações no âmbito regional, as unidades propostas podem ser confrontadas com suas cronocorrelatas nas bacias paleozoicas mais próximas. A sedimentação pelitoarenítica do Grupo Santa Helena ocorreu em um graben de águas doces a salobras, com paleocorrentes orientadas para o quadrante NO, sem continuidade deposicional com a sedimentação arenítica da parte superior do Grupo Serra Grande (ver Caputo & Lima 1984, Santos & Carvalho 2004) nem com a inferior do Grupo Canindé (ver Vaz et al. 2007), na margem leste do mar epicontinental Parnaíba. Nas duas bacias, há diferenças entre as unidades cronoequivalentes, tais como a ausência, nas unidades da Bacia do Parnaíba, do intervalo com pelitos carbonosos, com forte anomalia radioativa, e do intervalo pelítico com influência vulcânica (?), com anomalia no perfil neutrão, ambos na Formação Pilões. Na Bacia do Jatobá, localizada a cerca de 90 km a sul da BRP, a Formação Tacaratu representa a sedimentação silurodevoniana (ver Costa et al. 2007b). Da mesma firma, na Bacia do Araripe, a Formação Cariri representa estratos do Ordoviciano Superior-Devoniano Inferior (ver Assine 2007). Não obstante estas unidades sejam afossilíferas, poderiam ser enquadradas em um mesmo contexto deposicional do Grupo Santa Helena. A orientação média das paleocorrentes destas unidades eopaleozoicas, para N-NO (Assine 1994), é compatível com o rumo dos paleofluxos da Formação Triunfo para o quadrante NO. No entanto, nesta predominam arcóseos, com provável área- fonte do tipo bloco continental soerguido (rifte) a transicional (Silva 2014), ao passo que nas outras unidades a composição é quartzoarenítica, subordinadamente subarcoseana a sublitarenítica, com proveniência de região cratônica estável, com alguma reativação de borda (Carvalho et al. 2010, Batista et al. 2011). Mesmo considerando uma proveniência e gênese comuns, a Formação Triunfo, por ser arcoseana, teria pouca probabilidade de ter continuidade deposicional com as formações Tacaratu e Cariri, pois foi depositada a jusante das mesmas, portanto deveria ser mais matura composicional e texturalmente. Vale ressaltar que o registro sedimentar siliciclástico das bacias paleozoicas, mais próximas, tem pouca diversidade faciológica, o que pode levar a sucessões homotáxicas, isto é, similares em composição litológica e arranjo sequencial dos estratos, porém constituídas por sedimentos não cronoequivalentes (NASC 2005). Diante do exposto, conclui-se ser válida a classificação litoestratigráfica proposta, pois discrimina unidades com características litológicas distintas, porém 167 geneticamente relacionadas a uma mesma fase de subsidência mecânica, cujo registro preservado na área estudada pode ser apenas um relicto de um sistema mais amplo de grabens. Estas novas unidades vêm simplificar o conhecimento atual da BRP, ao atribuir uma identidade própria aos estratos devonianos e às vulcanoclásticas, o que possibilitará o seu reconhecimento e mapeamento na bacia e em outros sítios deposicionais da Província Borborema. CONCLUSÕES A evolução tectonossedimentar da BRP é mais complexa do que se pensava. Pelo menos em dois semigrabens, ocorrem duas fases de subsidência mecânica e não apenas uma (eocretácea), como se pensava. A tectonossequência devoniana inferior corresponde a um ciclo transgressivo- regressivo e, em termos litoestratigráficos, ao Grupo Santa Helena, com duas unidades: a Formação Pilões (inferior), composta predominantemente por pelitos escuros (por vezes oxidados), com analcima e clorita, e arenitos arcoseanos, associados com brechas, conglomerados e vulcanoclásticas na sua porção basal, e a Formação Triunfo (superior), na qual predominam arenitos cinza-esbranquiçados, arcoseanos, em parte conglomeráticos, caulínicos, com estratificações cruzadas, em parte com intercalações de conglomerados e raros pelitos e arenitos finos a muito finos. A Formação Pilões foi depositada a partir de fluxos gravitacionais de sedimentos, a partir de leques deltaicos e deltas de granulação grossa, em um graben de águas doces a salobras, o qual foi assoreado por depósitos fluviodeltaicos entrelaçados correspondentes à Formação Triunfo. Estas unidades têm características litológicas, gênese e idade diferentes das demais unidades litoestratigráficas formais da BRP, das quais estão separadas por uma discordância, com um hiato de aproximadamente 265 milhões de anos. Da mesma forma, não são compatíveis com as unidades potencialmente cronocorrelatas das bacias do Parnaíba, Araripe e Jatobá. Ignimbritos e brechas coignimbríticas afloram na margem norte da bacia. Fragmentos vulcânicos e produtos interpretados como alteração diagenética de vidro vulcânico (analcima e clorita), associados à Formação Pilões, sugerem que o evento piroclástico seja contemporâneo à sedimentação eodevoniana ou mais antigo. A existência de um graben eodevoniano na BRP associado a vulcanismo, indica que a evolução da bacia é poli-histórica e que as zonas dúcteis brasilianas 168 sofreram reativação frágil durante o Eopaleozoico, reforçando a existência de grabens coevos ou precursores de algumas sinéclises paleozoicas. Agradecimentos O primeiro autor agradece à PETROBRAS, pela liberação dos dados e permissão de publicação dos resultados da sua pesquisa de mestrado, e à Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN) pelo seu acolhimento no Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica. Referências Albuquerque J.P.T. 1970. Inventário Hidrogeológico do Nordeste. Folha nº 15 Jaguaribe-SE. Recife, SUDENE, Divisão de Documentação, 187 p. Antunes A.F., Andrade P.R.O., Jardim de Sá E.F., Lins F.A.P.L., Silva F.C.A., Sousa D.C., Córdoba V.C. 2007. Estilo tectônico do rifte na Bacia do Rio do Peixe. In: 22° Simpósio de Geologia do Nordeste. Natal, Boletim 20, p. 218. Antunes, A.F., Jardim de Sá E.F., Lins F.A.P.L., Córdoba V.C., Sousa D.C., Nunes da Silva A. 2009. Tectonic framework of the Rio do Peixe Basin (Northeast Brazil). In: 11th International Congress of the Brazilian Geophysical Society. Salvador, Extended Abstracts, p. 1-6. Arai M. 2006. Revisão estratigráfica do Cretáceo Inferior das bacias interiores do Nordeste do Brasil. Geociências, 25 (1): 7-15. Assine M.L. 1994. Paleocorrentes e paleogeografia na Bacia do Araripe, Nordeste do Brasil. Revista Brasileira de Geociências, 24 (4): 223-232. Assine M. L. 2007. Bacia do Araripe. Boletim de Geociências da Petrobras, 15 (2): 371 - 389. Baptista M.B., Braun O.P.G., Campos D.A. (eds). 1984. Léxico Estratigráfico do Brasil. Brasília, Departamento Nacional da Produção Mineral. 560 p. Barbosa Junior W.V, Silva I.B., Santos R.C., Pimentel C.A.C., Nóbrega V.A, Mabesoone J.M. 1986. Revisão geológica da parte oriental da Sub-bacia de Sousa (Bacia do Rio do Peixe). In: 34° Congresso Brasileiro de Geologia. Goiânia, Anais, v. 1, p. 208-220. Batista Z.V., Valença L.M., Neumann V.H., Silva S.M.A., Vieira M.M. 2011. Caracterização petrográfica dos arenitos da Formação Mauriti, Bacia do Araripe, Nordeste do Brasil. Estudos Geológicos, 21 (1): 41-58. Braun O.P.G. 1969. Geologia da Bacia do Rio do Peixe Nordeste do Brasil. Departamento Nacional da Produção Mineral/PROSPEC S.A., 23 p. (Relatório interno). 169 Caputo M.V. & Lima E.C. 1984. Estratigrafia, idade e correlação do Grupo Serra Grande Bacia do Parnaíba In: 33° Congresso Brasileiro de Geologia. Rio de Janeiro, Anais, v. 2, p. 740-753. Caputo M.V., Rodrigues, R., Vasconcelos D.N.N. 1972. Nomenclatura estratigráfica da Bacia do Amazonas: histórico e atualização. In: 26° Congresso Brasileiro de Geologia. Belém, Anais, v. 3, p. 35-46. Carvalho I.S. & Leonardi G. 1992. Geologia das Bacias de Pombal, Sousa, Uiraúna- Brejo das Freiras e Vertentes (Nordeste do Brasil). Anais da Academia Brasileira de Ciências, 64 (3): 231-252. Carvalho R.R., Neumann V.H., Fambrini G.L., Vieira M.M., Rocha D.E.G.A. 2010. Origem e proveniência da Sequência Siliciclástica inferior da Bacia do Jatobá. Estudos Geológicos, 20 (2): 113-127. Conde Blanco, A.J.P. 2013. Modelagem estrutural física de semigráben ortogonais e oblíquos à distensão regional: Influência da trama do embasamento e comparação com análogo do Nordeste Brasileiro. MS Dissertation, Programa de Pós-Graduação Geodinâmica e Geofísica, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Natal, 65p. Cordani U.G., Neves B.B.B., Fuck R.A., Porto R., Thomaz Filho A., Cunha F.M.B. 1984. Estudo preliminar de integração do Pré-Cambriano com os eventos tectônicos das bacias sedimentares brasileiras, Ciência Técnica Petróleo, Seção Exploração de petróleo; 15: 70 p. Córdoba V.C., Antunes A.F., Jardim de Sá E.F., Nunes da Silva A., Sousa D.C., Lins F.A.P.L. 2008. Análise estratigráfica e estrutural da Bacia do Rio do Peixe Nordeste do Brasil: integração de dados a partir do levantamento sísmico pioneiro 0295_rio_do_peixe_2d. Boletim de Geociências da Petrobras, 16 (1): 53-68. Costa A.B.S. 2010. Diagênese e proveniência dos arenitos da Tectonossequência Rifte nas bacias do Rio do Peixe e Araripe, NE do Brasil. MS Dissertation, Programa de Pós-Graduação Geodinâmica e Geofísica, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Natal, 96 p. Costa I.P., Bueno G.V., Milhomem P.S., Lima e Silva H.S.R., Kosin M.D. 2007b. Sub-bacia de Tucano Norte e Bacia de Jatobá. Boletim de Geociências da Petrobras, 15 (2): 445 - 453. Costa M.T. & Branco J.J.R. 1961 Introdução. In: Branco, J.J.R. (ed.) Roteiro para a excursão Belo Horizonte - Brasília. Contribuição ao 14° Congresso Brasileiro de Geologia. Belo Horizonte, Instituto de Pesquisas Radioativas, Publicação, 15: 9-25. 170 Costa P.R.C., Jardim de Sá E.F. Andrade, P.R.O., Lins F.A.P.L., Antunes A.F., Alves da Silva F.C., Schots H.A. 2007a. Arcabouço estrutural da Bacia do Rio do Peixe. In: 11° Simpósio Nacional de Estudos Tectônicos. Natal, Anais, p. 71. Costa W.D. 1964. Nota preliminar da geologia da Bacia do Rio do Peixe. Boletim do Departamento de Geologia, 4: 47-50. Cunha P.R.C., Melo J.H.G., Silva O.B. 2007. Bacia do Amazonas. Boletim de Geociências da Petrobras, 15 (2): 227 - 251. Françolin J.B.L. & Szatmari P. 1987. Mecanismo de rifteamento da porção oriental da margem norte brasileira. Revista Brasileira de Geociências, 17 (2): 196-207. Françolin J.B.L., Cobbold P.R., Szatmari P. 1994. Faulting in the Early Cretaceous Rio do Peixe basin (NE Brazil) and its significance for the opening of the Atlantic. Journal of Structural Geology, 16 (5): 647-661. Galeão da Silva G., Lima M.I.C., Andrade A.R.F., Issler R.S.; Guimarães, G. 1974. Geologia. In: BRASIL, Departamento Nacional da Produção Mineral. Projeto RADAM. Folha SB.22 Araguaia e parte da folha SC.22 Tocantins. Rio de Janeiro, p. 1-143. (Levantamento de Recursos Naturais). Ghignone J. I., Couto E.A., Assine, M.L. 1986. Estratigrafia e estrutura das bacias do Araripe, Iguatu e Rio do Peixe. In: 34° Congresso Brasileiro de Geologia, Goiânia, Anais, v. 1, p. 271-286. Johnson J.G. & Murphy M.A. 1984. Time-rock model for Siluro-Devonian continental shelf, western United States. Geological Society of America Bulletin, 95 (5): 1349- 1359. Lima M.R. 1990. Estudo palinológico de sedimentos da Bacia de Icó, Cretáceo do Estado do Ceará, Brasil. Boletim do Instituto de Geociências-USP, Série Científica, 21: 35-46. Lima M.R. & Coelho M.P.C.A. 1987. Estudo palinológico da sondagem de Lagoa do Forno Bacia do Rio do Peixe Cretáceo do Nordeste do Brasil. São Paulo. Boletim do Instituto de Geociências-USP, Série Científica, 18: 67-83. Lima Filho M. F. 1991. Evolução Tectono-Sedimentar da Bacia do Rio do Peixe (PB). MS Dissertation, Departamento de Geologia, Universidade Federal de Pernambuco, Recife, 99 p. Mabesoone J.M. 1972. Sedimentos do Grupo Rio do Peixe (Paraíba). In: 26° Congresso Brasileiro de Geologia, Belém, Boletim, v. 1: p. 236. Mabesoone J. M. & Campanha V. A. 1973/1974. Caracterizacão estratigráfica dos Grupos Rio do Peixe e Iguatu. Estudos Sedimentológicos, 3/4: 21-41. 171 Matos R.M.D. 1992. The Northeast Brazilian Rift System. Tectonics, 11 (4): 766-791. Matos R.M.D. 1999. Hystory of the Northeast Brasilian Rift Systems: kinematic implications for the break-up between Brazil and West Africa. In: Cameron N.R., Bate R.H., Clure, V.S. (eds.) The Oil and Gas Habitats of the South Atlantic. London, Geological Society, Special Publications, 153: 55-73. Maury C.J. 1934. Fóssil invertebrate from northeastern Brazil. Bulletin of American Museum of Natural History, 67: 123-179. Coleção Mossoroense. Fundação Guimarães Duque, 194, p. 52-58. Medeiros V.C., Amaral C.A., Rocha D.E.G.A., Santos R.B. 2005. Programa Geologia do Brasil - PGB. Sousa. Folha SB.24-Z-A. Estados da Paraíba, Rio Grande do Norte e Ceará. Recife, CPRM, 1 mapa geológico, escala 1:250.000. Miall A.D. 1990. Principles of Sedimentary Basin Analysis. New York, Springer- Verlag, 668 p. Milani E.J., Melo, J.H.G., Souza P.A., Fernandes L.A., França A. B. 2007. Bacia do Paraná. Boletim de Geociências da Petrobras, 15(2): 265 - 287. Miranda L.L.F. & SILVA J.G. 1978. Estratigrafia e mineralizações do Grupo Bambuí na Serra do Ramalho. In: 30° Congresso Brasileiro de Geologia, Recife, Anais, v. 6, p. 2534-2547. Moraes L.J. 1924. Serras e montanhas do Nordeste. In: Inspectoria de Obras contra as Seccas. Geologia. Rio de Janeiro, Ministério da Viação e Obras Públicas, Série I. D., 58. 2ª ed. Coleção Mossoroense, Fundação Guimarães Duque, 35, p. 43-58. NACSN (North American Commission on Stratigraphic Nomenclature). 2005. North American Stratigraphic Code. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 89 (11):1547-1591. Nunes da Silva A. 2009. Arquitetura litofácies e evolução tectono-estratigráfica da Bacia do Rio do Peixe Nordeste do Brasil. MS Dissertation, Programa de Pós- Graduação Geodinâmica e Geofísica, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Natal, 108p. Petri S., Coimbra A.M., Amaral G., Ojeda y Ojeda H., Fúlfaro V.J., Ponçano W.L. 1986a. Código Brasileiro de Nomenclatura Estratigráfica. Revista Brasileira de Geociências, 16 (4): 372-376. Petri S., Coimbra A. M., Amaral G., Ponçano W. L. 1986b. Guia de Nomenclatura Estratigráfica. Revista Brasileira de Geociências, 16 (4): 376-415. Ponte F. C. 1992. Origem e evolução das pequenas bacias cretáceas do nordeste do Brasil. In: 2° Simpósio sobre as Bacias Cretácicas do Brasil. Rio Claro, p. 55-58. 172 Regali M.S.P.1990. Biocronoestratigrafia da Bacia do Araripe e paleoambiente do Eocretáceo da bacias do Araripe (CE) e Rio do Peixe PB), NE-Brasil. In: 1° Simpósio sobre a Bacia do Araripe e bacias interiores do Nordeste, Crato, Atas, p. 163-172. Roesner H.E., Lana C.C., Le Herissé A., Melo J.H.G. 2011. Bacia do Rio do Peixe (PB). Novos resultados biocronoestratigráficos e paleoambientais. In: Carvalho I.S. et al. (eds.) Paleontologia: Cenários de Vida, 3. Rio de Janeiro. Interciência, p. 135- 141. Rubinstein C., Melo J.H.G., Steemans P. 2005. Lochkovian (earliest Devonian) miospores from the Solimões Basin, northwestern Brazil. Review of Paleobotany and Palinology, 133: 91-113. Santos M.E.C.M. & Carvalho M.S.S. 2004. Paleontologia das bacias do Parnaíba, Grajaú e São Luís. Rio de Janeiro. CPRM/DIEDIG/DEPAT, (1CD-Rom). 212 p. Schneider R.L., Mühlmann H., Tommasi E., Medeiros A., Daemon R.F.; Nogueira A.A. 1974. Revisão estratigráfica da Bacia do Paraná. In: 28° Congresso Brasileiro de Geologia, Porto Alegre, Anais, v. 1, p. 41-65. Scherer C.M.S., Córdoba V.C., Sousa D.C., Jardim de Sá E.F. 2007. Associações de fácies típicas de sitemas fluviais distributários na Bacia do Rio do Peixe, NE do Brasil. In: 22° Simpósio de Geologia do Nordeste. Natal, Boletim 20, p. 7. Sénant J. & Popoff M. 1991. Early Cretaceous extension in northeast Brazil related to the South Atlantic opening. Tectonophysics. 198: p. 35-46. Silva I.T. 2014. Evolução diagenética e caracterização dos reservatórios da seção devoniana na Bacia do Rio do Peixe- Nordeste do Brasil. MS Dissertation, Programa de Pós-Graduação em Ciência e Engenharia de Petróleo, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Natal, 144 p. Sousa D.C., Córdoba V.C.; Jardim de Sá E.F.; Scherer C.M.S., Antunes A.F., Nunes da Silva A., Andrade P.R.O. 2007. Arquitetura deposicional da Bacia do Rio do Peixe, NE do Brasil. 22° Simpósio de Geologia do Nordeste. Natal, Boletim 20, p. 5. Tinoco I.M. & Katoo I. 1975. Conchostraceos da Formação Sousa, Bacia do Rio do Peixe, Estado da Paraíba. In: 7° Simpósio de Geologia do Nordeste. Fortaleza, Boletim, p. 135-147. Vaz P.T., Rezende N.G.A.M., Wanderley Filho J.R., Travassos W.A.S. 2007. Bacia do Parnaíba. Boletim de Geociências da Petrobras, 15 (2): 253 - 263. Zalán P.V. & Silva, P.C.R. 2007. Bacia do São Francisco. Boletim de Geociências da Petrobras, 15 (2): 561 - 570. 173 Wanderley Filho J.R., Eiras J.F., Vaz P.T. 2007. Bacia do Solimões. Boletim de Geociências da Petrobras, 15 (2): 217 - 225. Capítulo VIII Conclusões e recomendações 175 8 CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES Em subsuperfície, a seção devoniana é composta por cinco unidades litológicas (UL1 a UL5), rastreáveis nos poços e parcialmente aflorantes dentro dos limites da área de estudo. A semelhança de espessura entre as unidades litológicas UL3, UL4 e UL5 nos poços 1-PIL-1-PB, perfurado no depocentro do Semigraben de Brejo das Feiras- Triunfo, e 1-TRF-1-PB, localizado na borda flexural do SgS, sugere que o sistema de falhas Brejo das Freiras NE-SO (Zona de Cisalhamento Portalegre) não estava ativo ou não exerceu controle importante sobre a sedimentação devoniana. As unidades litológicas UL4 e UL5, aflorantes na área estudada, anteriormente mapeadas como parte da Formação Antenor Navarro, pertencem ao Devoniano Inferior e estão separadas do Cretáceo Inferior por uma discordância erosiva e angular, a qual incorpora um hiato de cerca de 265 milhões de anos. No registro sedimentar paleozóico da Bacia do Rio do Peixe, dez fácies principais foram identificadas em subsuperfície, a partir dos dados de rocha e de perfis de três poços. São elas: Conglomerados a blocos ou a seixos, grão- suportados (Cbm, Csm) e matriz-suportados (Cmm); Arenitos conglomeráticos maciços (Ac), em parte com gradação normal (Acn) e inversa (Aci) e Arenitos Grossos a muito grossos com estratificação cruzada (AG), em parte conglomeráticos (AGc); Arenitos grossos a médios com gradação normal (Agn), Arenitos finos a muito finos maciços (AF), estratificados (AFe), com intraclastos pelíticos (AFi) ou com laminação cruzada por corrente/onda (AFl) e Interestratificados arenopelíticos (Iap), pelitoareníticos (Ipa) e siltoargilosos (P) em parte carbonosos (Pc). Em superfície, duas fácies vulcanoclásticas foram descritas: Ignimbritos (Igb) e Brechas coignimbríticas, clasto (Bcm) e matriz-suportadas (Bmm), com matriz verde escura a cinza esverdeada, clorítica, com vesículas de escape de gases. Estas doze fácies estão agrupadas em sete associações de fácies: 1) Depósitos vulcânicos (Bcm, Bmm, Igb, Csm?), 2)Tálus subaquoso (Cbm, Cmm, Csm, Iap), 3) Lobos subaquosos proximais (Csm, Ac ), 4) Lobos subaquosos intermediários (Agn, AF, Iap, P,), 5) Lobos subaquosos distais ( Ipa, AF, P), 6) Prodelta-Fundo de bacia (P, Ipa) e 7) Barras fluviais-distributárias (AG, Csm). Dados sismoestratigráficos, sismoestruturais, cartográficos, faciológicos e micropetrográficos indicam que a sedimentação devoniana preencheu um graben com eixo NO-SE, cujas dimensões originais são difíceis de avaliar devido à área restrita da base de dados de subsuperfície. 176 Dados palinológicos indicam que este graben devoniano atuou inicialmente como uma espécie de braço de mar, quando inundado episodicamente pelo mar Parnaíba, em decorrência de eventos tectônicos regionais e locais, além de elevação eustática do nível do mar, porém com água salobra devido ao influxo de águas continentais para o seu interior. Posteriormente, numa fase de queda eustática ou ação tectônica, tornou-se um lago doce, controlado por fatores climáticos e subsidência local. O Vulcanismo explosivo ácido pode ter desempenhado um papel importante nos processos deposicionais e na fonte de sedimentos durante o preenchimento do graben devoniano. Esta hipótese é corroborada por rochas piroclásticas na margem norte da bacia, além de fragmentos destes litotipos e de níveis com abundância de clorita e analcima nos estratos devonianos. Uma anomalia nos perfis de densidade-neutrão frente a UL4, semelhante aquela do intervalo vulcanossedimentar da base da Formação Pendência (BPT), também sugere que houve atividade vulcânica contemporânea à sedimentação eodevoniana. Os padrões de empilhamento de fácies, nos poços, apontam para uma Superfície de Inundação Máxima (SIM) ao nível dos depósitos pelíticos carbonosos e radioativos, a qual delimita o Trato de Sistemas Transgressivo (TST) do Trato de Sistemas Regressivo (TSR), compondo uma sequência transgressivo-regressiva de baixa frequência (sequência T-R) pontuada por outros ciclos de mais alta frequência. Sob o aspecto da evolução tectonossedimentar, interpreta-se a sucessão devoniana inferior como uma tectonossequência depositada num graben com orientação NO-SE. Em termos litoestratigráficos, propõem-se a categoria de Grupo (Santa Helena) para os estratos devonianos, composto por duas unidades denominadas da base para o topo como: 1) Formação Pilões, na qual predominam pelitos escuros (por vezes oxidados), com níveis com alto teor de analcima e clorita, e arenitos feldspáticos e quartzosos, podendo ocorrer brechas e conglomerados 2) Formação Triunfo, na qual predominam arenitos esbranquiçados, conglomeráticos, caulínicos, com estratificações cruzadas de médio e pequeno porte, com intercalações de conglomerados, e, subordinadamente, pelitos e arenitos finos. A unidade informal, denominada brecha vulcânica Poço da Jurema, composta por ignimbritos e brechas coignimbríticas, clasto e matriz-suportadas, foi identificada na margem norte da área de estudo (margem flexural do Semigraben de Sousa). 177 A evolução tectonossedimentar da Bacia do Rio do Peixe é mais complexa do que se conhecia. Pelo menos dois semigrabens, dos quatro que a constituem, têm uma fase de subsidência mecânica anterior à fase rifte eocretácea. O graben devoniano foi preenchido por depósitos transicionais a continentais, com alguma contribuição vulcânica, com evidência de preenchimento e vulcanismo piroclástico sintectônicos. Recomenda-se: A análise micropetrográfica de afloramentos das unidades propostas e das unidades cretáceas na Bacia do Rio do Peixe, comparando-as em termos de composição primária, diagênese e proveniência. O estudo petrográfico e mineralógico dos arenitos muito finos micáceos e pelitos associados, apoiado por análise de fácies geoquímica, biomarcadores e de isótopos de carbono e oxigênio (de carbonatos e da matéria orgânica), para uma melhor caracterização da evolução paleoambiental da sedimentação devoniana. A caracterização faciológica, petrológica, litogeoquímica e datação radiométrica das rochas vulcanoclásticas, além da delimitação da sua ocorrência em superfície para melhor estabelecer as suas relações estratigráficas. O mapeamento das unidades devonianas na Bacia do Rio do Peixe e no âmbito das bacias interiores do Nordeste Brasileiro, com atualização da coluna estratigráfica destas bacias, quando for o caso. A revisão do modelo de evolução tectonossedimentar da Bacia do Rio do Peixe, considerando um possível estágio transtracional dextral eodevoniano. 178 Referências bibliográficas 179 9 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS Aguiar M.P., Chamani M.A.C., Riccomini C. 2011. O "Gráben" de Água Bonita e seu significado tectônico. In: 13° Simpósio Nacional de Estudos Tectônicos e 7th International Symposium on Tectonics. Campinas, Anais, p. 443-446. Albuquerque J.P.T. 1970. Inventário Hidrogeológico do Nordeste. Folha nº 15 Jaguaribe-SE. Recife, SUDENE, Divisão de Documentação, 187 p. Almeida F.F.M., Hasui Y. Brito Neves B.B., Fuck R.A. 1977. Províncias Estruturais Brasileiras. In: 8° Simpósio de Geologia do Nordeste. Campina Grande, Atas, p. 363-391 Anjos S.M.C., Souza R.S., Sombra C.L., Scuta M.S. 1990. Evidência de atividade vulcânica na base da Formação Pendência, Bacia Potiguar Emersa. Boletim de Geociências da Petrobras, 4 (4): 555-558. Antunes A.F., Andrade P.R.O., Jardim de Sá E.F., Lins F.A.P.L., Silva, F.C.A., Sousa D.C., Córdoba V.C. 2007. Estilo tectônico do rifte na Bacia do Rio do Peixe. In: 22° Simpósio de Geologia do Nordeste. Natal, Boletim 20, p. 218. Antunes A.F., Jardim de Sá E.F., Lins F.A.P.L., Córdoba V.C., Sousa, D.C., Nunes da Silva A. 2009. Tectonic framework of the Rio do Peixe Basin (Northeast Brazil). In: 11th International Congress of the Brazilian Geophysical Society. Salvador, Extended Abstracts, p. 1-6. Arai M. 2006. Revisão estratigráfica do Cretáceo Inferior das bacias interiores do Nordeste do Brasil. Geociências, 25 (1): 7-15. Assine M.L. 1994. Paleocorrentes e paleogeografia na Bacia do Araripe, Nordeste do Brasil. Revista Brasileira de Geociências, 24 (4): 223-232. Assine M.L. 2007. Bacia do Araripe. Boletim de Geociências da Petrobras, 15 (2): 371-389. Baptista M.B., Braun O.P.G., Campos D.A. 1984. Léxico Estratigráfico do Brasil. Brasília, DNPM/CPRM, 560 p. Barbosa Junior W.V, Silva I.B., Santos R.C., Pimentel C.A.C., Nóbrega V.A, Mabesoone J.M. 1986. Revisão geológica da parte oriental da Sub-bacia de Sousa (Bacia do Rio do Peixe). In: 34° Congresso Brasileiro de Geologia, Goiânia, Anais, v. 1, p. 208-220. Batista Z.V., Valença L.M., Neumann V.H., Silva S.M.A., Vieira M.M. 2011. Caracterização petrográfica dos arenitos da Formação Mauriti, Bacia do Araripe, Nordeste do Brasil. Estudos Geológicos, 21 (1): 41-58. 180 Batista Z.V., Valença L.M., Silva S.M.A., Neumann V.H., Santos C.A., Fambrini G.L. 2012. Análise de fácies da Formação Cariri, Bacia do Araripe, Nordeste do Brasil. Estudos Geológicos, 22 (2): 3-20. Bortolin J.R.M. 2009. Monitoramento temporal da pluma de contaminação do aterro controlado de Rio Claro (SP) por meio do método da eletrorresistividade. MS Dissertation, Universidade Estadual Paulista, Rio Claro, 135 p. BRASIL/DNPM. 1970. O furo estratigráfico de Lagoa do Forno, Rio do Peixe, Sousa- PB. Rio de Janeiro, Departamento Nacional da Produção Mineral, Relatório 1284, 104 p. Braun O.P.G. 1966. Estratigrafia dos sedimementos da parte interior da Região Nordeste do Brasil. Rio de Janeiro. Departamento Nacional da Produção Mineral/DGM, Boletim 236, 68 p. Braun O.P.G. 1969. Geologia da Bacia do Rio do Peixe Nordeste do Brasil. Departamento Nacional da Produção Mineral/PROSPEC S.A., 23p (Relatório interno). Braun O.P.G. 1970. A respeito do "Paleozóico da Bacia do Jatobá, Pernambuco". Mineração e Metalurgia, 52 (309): 109-111. Brito Neves B.B., Fuck R.A., Cordani U.G., Thomaz Filho A. 1984. Influence of basement structures on the evolution of the major sedimentary basins of Brazil: a case of tectonic heritage.Journal of Geodynamics, 1: 405-510. Brown Junior L.F. & Fisher W.L. 1977. Seismic-Stratigraphic Interpretation of Depositional Systems: Examples from Brazilian Rift and Pull-Apart Basins: Section 2 - Application of Seismic Reflection Configuration to Stratigraphic Interpretation. In: Payton C.E. (ed.) Seismic Stratigraphy - Applications to Hydrocarbon Exploration. Tulsa, American Association of Petroleum Geology, Special Publications, Memoir 26, p. 213 – 248. Cant D.J. 1992. Subsurface Facies Analysis. In: Walker R.G. & James N.P. (eds.) Facies Models: Response to Sea Level Change. St. John's, Newfoundland, Geological Association of Canada, 409 p. Caputo M.V. & Lima E.C. 1984. Estratigrafia, idade e correlação do Grupo Serra Grande Bacia do Parnaíba In: 33° Congresso Brasileiro de Geologia. Rio de Janeiro, Anais, v. 2, p. 740-753. Caputo M.V., Rodrigues R., Vasconcelos D.N.N. 1972. Nomenclatura estratigráfica da Bacia do Amazonas: histórico e atualização. In: 26° Congresso Brasileiro de Geologia. Belém, Anais, v. 3, p. 35-46. 181 Carozzi A.V., Falkenhein F.U.H., Carneiro R.G., Esteves F.R., Contreiras C.J.A. 1975. Análise ambiental e evolução tectônica sinsedimentar da seção siluro- eocarbonífera da bacia do Maranhão. Ciência-Técnica-Petróleo, Seção Exploração de Petróleo, 7: 48 p. Carvalho R.R., Neumann V.H., Fambrini G.L., Vieira M.M., Rocha D.E.G.A. 2010. Origem e proveniência da Sequência Siliciclástica inferior da Bacia do Jatobá. Estudos Geológicos, 20 (2): 113-127. Carvalho I.S. & Leonardi G. 1992. Geologia das bacias de Pombal, Sousa, Uiraúna- Brejo das Freiras e Vertentes (Nordeste do Brasil). Anais da Academia Brasileira de Ciências, 64 (3): 231-252. Castro D.L. 2005. Modelagem gravimétrica 3-D de corpos graníticos e bacias sedimentares com embasamento estrutural de densidade variável. Revista Brasileira de Geofísica, 23(3):295-308. Castro D.L. & Castelo Branco R.M.G. 1999. Caracterização da Arquitetura Interna das Bacias do Vale do Cariri (NE do Brasil) com base em Modelagem Gravimétrica 3-D. Brazilian Journal of Geophysics, 17 (2-3): 129-144. Castro D.L., Oliveira D.C., Castelo Branco R.M.C. 2007. On the tectonics of the Neocomian Rio do Peixe Rift Basin,NE Brazil: Lessons from gravity, magnetics, and radiometric data. Journal of South American Earth Sciences, 24: 184-202 Catuneanu O. 2006. Principles of Sequence Stratigraphy. Amsterdan, Elsevier, 375 p. Catuneanu O., Abreu V., Bhattacharya J.P., Blum M.D., Dalrymple R.W., Eriksson P.G., Fielding C.R., Fisher W.L., Galloway W.E., Gibling M.R., Giles K.A., Holbrook J.M., Jordan R., Kendall C.G.St.C., Macurda B., Martinsen O.J., Miall A.D., Neal J.E., Nummedal D., Pomar L., Posamentier H.W., Pratt B.R., Sarg J.F., Shanley K.W., Steel R.J., Strasser A., Tucker M.E., Winker C. 2009. Towards the standardization of sequence stratigraphy. Earth-Science Reviews, 92: 1-33. Catuneanu O., Bhattacharya J.P., Blum M.D., Dalrymple R.W., Eriksson P.G., Fielding C.R., Fisher W.L., Galloway W.E., Gianolla P., Gibling M.R., Giles K.A., Holbrook J.M., Jordan R., Kendall C.G.St.C., Macurda B., Martinsen O.J., Miall A.D., Nummedal D., Posamentier H.W., Pratt B.R., Shanley K.W., Steel R.J., Strasser A., Tucker M.E. 2010. Sequence stratigraphy: common ground after three decades of development. First Break, 28: 21-34. 182 Catuneanu O., Galloway W.E., Kendall C.G.St.C., Miall A.D., Posamentier H.W., Strasser A., Tucker M.E. 2011. Sequence Stratigraphy: Methodology and Nomenclature. Newslettters on Stratigraphy, 44:173-245. Cavalcanti C.O., Accioly A.C.A., Almeida C.N., Tenório E.F., Lira J.F.M., Pedrosa F.J.A., Porto H.M., Santos Júnior A.C., Pessoa P.G.B., Mabesoone J.M. 1989. Revisão geológica da parte ocidental da Sub-bacia de Sousa (Bacia do Rio do Peixe, Paraíba). In: 13° Simpósio de Geologia do Nordeste. Fortaleza, Boletim, p. 42-45. Chamani M.A.C., Riccomini C., Aguiar M.P., Grohmann C.H. 2011. Tectônica sinsedimentar fanerozóica associada ao Lineamento Transbrasiliano no Brasil central central. In: 13° Simpósio Nacional de Estudos Tectônicos e 7th International Symposium on Tectonics, Campinas, Anais, p. 450-452. Chamani M.A.C., Riccomini C., Aguiar M.P., Grohmann C.H. 2012. Atividade tectônica ao longo do Lineamento Transbrasiliano e seu registro nas bacias fanerozóicas brasileiras. In:46° Congresso Brasileiro de Geologia, Santos, Anais (CD), STC01. Collinson J.D. 1969. The Sedimentology of the Grindslow Shales and the Kinderscout Grit: A Deltaic Complex in the Namurian of Northern England. Journal of Sedimentary Petrology, 39(1): 194-221. Conde Blanco A.J.P. 2013. Modelagem estrutural física de semigráben ortogonais e oblíquos à distensão regional: Influência da trama do embasamento e comparação com análogo do Nordeste Brasileiro. MS Dissertation, Programa de Pós-Graduação Geodinâmica e Geofísica, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Natal, 65p. Cordani U.G., Brito Neves B.B., Fuck R.A., Porto R., Thomaz Filho A., Cunha F.M.B. 1984. Estudo preliminar de integração do Pré-Cambriano com os eventos tectônicos das bacias sedimentares brasileiras. Ciência Técnica Petróleo, Seção Exploração de petróleo, 15: 70 p. Córdoba V.C., Antunes A.F., Jardim de Sá E.F., Nunes da Silva A., Sousa D.C., Lins F.A.P.L. 2008. Análise estratigráfica e estrutural da Bacia do Rio do Peixe Nordeste do Brasil: integração de dados a partir do levantamento sísmico pioneiro 0295_rio_do_peixe_2d. Boletim de Geociências da Petrobras,16 (1): 53-68. Costa A.B.S. 2010. Diagênese e proveniência dos arenitos da tectonossequência rifte nas bacias do Rio do Peixe e Araripe, NE do Brasil. MS Dissertation, 183 Programa de Pós-Graduação Geodinâmica e Geofísica, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Natal, 96 p. Costa A.B.S., Córdoba V.C., Jardim de Sá E.F. 2010. Diagenesis and Provenance of the Sandstones of the Rift Tectonosequence of Araripe and Rio do Peixe basins, NE Brazil. In: 2 nd Central & North Atlantic Conjugate Margins Conference: Re- Discovering the Atlantic, New winds for an old sea. Lisboa, Abstracts, 7, p. 60-64. Costa I.P., Bueno G.V., Milhomem P.S., Lima e Silva H.S.R., Kosin M.D. 2007b. Sub-bacia de Tucano Norte e Bacia de Jatobá. Boletim de Geociências da Petrobras, 15 (2): 445-453. Costa M.T. & Branco J.J.R. 1961 Introdução. In: Branco J.J.R. (ed.) Roteiro para a excursão Belo Horizonte-Brasília. Contribuição ao 14° Congresso Brasileiro de Geologia. Belo Horizonte, Instituto de Pesquisas Radioativas, Publicação, 15: 9- 25. Costa P.R.C., Jardim de Sá E.F., Andrade P.R.O., Lins F.A.P.L., Antunes A.F., Alves da Silva F.C., Schots H.A. 2007a. Arcabouço estrutural da Bacia do Rio do Peixe. In: 11° Simpósio Nacional de Estudos Tectônicos. Natal, Anais, p. 71. Costa W.D. 1964. Nota preliminar da geologia da Bacia do Rio do Peixe. Boletim do Departamento de Geologia da UFPE, 4: 47-50. Crandall R. 1910. Geographia, geologia, supprimento d'agua transportes e açudagem nos estados orientaes do norte do Brazil, Ceará Rio Grande do Norte, Parahyba. Rio de Janeiro, Departamento Nacional de Obras contra as Secas, Série I, D E, 131 p. Christie-Blick N. 1991. Onlap, offlap and the origin of unconformity-bounded depositional sequences. Marine Geology, 97 (1-2): 35-56. Cruz W. 1962. Geologia da faixa oeste de José de Alencar, município de Iguatu, Ceará. Arquivos de Geologia, 3: 11-41. Cunha P.R.C. 2000. Análise estratigráfica dos sedimentos eo/mesodevonianos da porção ocidental da Bacia do Amazonas sob a ótica da estratigrafia de seqüências no interior cratônico. MS Dissertation, Programa de Pós-Graduação em Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Porto Alegre, 263 p. Cunha P.R.C., Melo J.H.G., Silva O.B. 2007. Bacia do Amazonas. Boletim de Geociências da Petrobras, 15 (2): 227-251. Curray JR. 1964. Transgressions and regressions. In: Miller R.L. (ed.) Papers in Marine Geology. New York, Macmillan, p. 175-203. 184 Deer W.A.; Howie R.A.; Zussmann J. 2010. Minerais constituintes das rochas: uma introdução. Lisboa, Fundação Calouste Gulbenkian, 727p. Dickinson W.R. 1985. Interpreting provenance relations from detrital modes of sandstones, in: G.G. Zuffa, (ed.) Provenance of Arenites: NATO-ASI Series C, 148. Dordercht, D. Reidel Pub. Co., p. 333-361. Duarte I.S., Carvalho I.S., Borghi L. 2010. Rochas reservatórios da Bacia de Sousa- PB. In: 45° Congresso Brasileiro de Geologia. Belém, Resumos (CD). Embry A.F. 1993. Transgressive-regressive (T-R) sequence analysisof the Jurassic succession of the Sverdrup Basin Canadian Artic Archipelago. Canadian Journal of Earth Sciences, 30 (2): 301-320. Embry A.F. 1995. Sequence boundaries and sequence hierarchies: problems and proposals. In: Steel R.J., Felt V.L., Johannessen E.P., Mathieu C.(eds.) Sequence Stratigraphy on the Northwest European Margin. Proceedings of the Norwegian Petroleum Society Conference, Stavanger, Norway,1–3 February 1993. Norwegian Petroleum Society Special Publications, 5, Amsterdan, Elsevier, p. 1- 11. Embry A.F. 2009. Practical Sequence Stratigraphy. Canadian Society of Petroleum Geologists. 79 p. Disponível em http// www.cspg.org. Acessado em 18/02/ 2013. Emery D. & Myers K.J. 1996. Sequence Stratigraphy. London: Blackwell Science. 297 p. Ethridge F.G. 2011. Interpretation of Ancient Fluvial Channel Deposits: Review and Recommendations. In: Davidson S.K., Leleu S., North C.P. (eds.) From River to Rock Record: The Preservation of Fluvial Sediments and their Subsequent Interpretation. Tulsa, SEPM, Special Publication 97, p. 9-35. Feitosa E.C. 2006. Bacia do Rio do Peixe - Estudo Geofísico por Eletrorresistividade. CPRM/UFPE, Relatório Final, 97 p. Fisher W. L. & McGowen J.H. 1967. Depositional Systems in the Wilcox Group of Texas and Their Relationship to Occurrence of Oil and Gas. Austin, Texas Burreau of Economic Geology, Geological circular 67-4. Transactions - Gulf Coast Association of Geological Societies, 17: 105-125. Folk R.L. 1968. Petrology of Sedimentary Rocks. Austin, Hemphill’s Pub., 107p. Fortes F.P. 1986. A tectônica de teclas da Bacia Potiguar. In: 34° Congresso Brasileiro de Geologia. Goiânia, Anais, p.1145-1159. 185 Fortes F.P.1988. Origem da Bacia Potiguar como decorrência do ciclo tecto- orogênico Brasiliano. In: 35° Congresso Brasileiro de Geologia. Belém, Anais, p. 2091-2106. Françolin J.B.L. & Szatmari P. 1987. Mecanismo de rifteamento da porção oriental da margem norte brasileira. Revista Brasileira de Geociências, 17 (2): 196-207. Françolin J.B.L., Cobbold P.R., Szatmari P. 1994. Faulting in the Early Cretaceous Rio do Peixe basin (NE Brazil) and its significance for the opening of the Atlantic. Journal of Structural Geology, 16 (5): 647-661. Frazier D.E. 1974. Depositional-episodes: Their Relationship to the Quaternary Stratigraphic Framework in the Northwestern Portion of the Gulf Basin. Geological Circular 74-1. Austin, Texas Bureau of Economic Geology, The University of Texas at Austin, 28 p. Fúlfaro V.J., Saad A.R., Santos M.V., Vianna R.B. 1982. Compartimentação e evolução tectônica da Bacia do Paraná. Revista Brasileira de Geociências, 12 (4): 590-610. Galeão da Silva G., Lima M.I.C., Andrade A.R.F., Issler R.S., Guimarães G. 1974. Geologia. In: BRASIL. Departamento Nacional da Produção Mineral. Projeto RADAM. Folha SB.22 Araguaia e parte da folha SC.22 Tocantins. Rio de Janeiro, p. 1-143. (Levantamento de Recursos Naturais). Galloway W.E. 1989. Genetic Stratigraphic Sequences in Basin Analysis I: Architecture and Genesis of Flooding-Surface Bounded Depositional Units. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 73 (2): 125 – 142. Ghigone J.I. 1972. Ensaio de Paleogeologia do Nordeste e as sequências sedimentares. In: 26° Congresso Brasileiro de Geologia. Belém, Anais, p. 21-28. Ghignone J.I., Couto E.A., Assine M.L.1986. Estratigrafia e estrutura das bacias do Araripe, Iguatu e Rio do Peixe. In: 34° Congresso Brasileiro de Geologia. Goiânia, Anais, p. 271-286. Godoy M.C.T.F., Zanardo A.; Martin-Cocher P.X.P.; Perusi M.C.; Tsuchyia I. 2006. Características do cimento dos depósitos sedimentares da Bacia de Bauru: Região de Presidente Prudente, SP. Geociências, 25 (1):.27-36. Góes A.M.O. & Feijó F.J. 1994. Bacia do Parnaíba. Boletim de Geociências da Petrobrás, 8 (1): 57-67. Grahn Y. 1992. Revision of Silurian and Devonian Strata of Brazil. Palynology, 16: 35-61. 186 Grahn Y., Melo J.H.G., Steemans P. 2005. Integrated Chitinozoan and Miospore Zonation of the serra Grande Group (Silurian-Lower Devonian) Parnaíba Basin, Northeast Brazil. Revista Española de Micropaleontologia, 37: 183-204. Gurgel S.P.P., Bezerra F.H.R., Corrêa A.C.B., Marques F.O., Maia R.P. 2013. Cenozoic uplift and erosion of structural landforms in NE Brazil. Geomorphology, 186: 68-84. Guy-Ohlson D. 1996. Chapter 7B. Prasinophycean algae. In: Jansonius J. & McGregor D.C. (eds.) Palynology: principles and applications. Salt Lake City, American Association of Stratigraphic Palynologists Foundation, 1 Principles, p.181-189. Haq B.U., Hardenbol J., Vail P.R. 1987. Chronology of Fluctuating Sea Levels since the Triassic (250 millions years ago to present), Science, 235 (4793): 1156-1167. Holz M., Troccoli E., Vieira M. 2014. Sequence Stratigraphy of Continental Rift Basins I: A Conceptual Discussion of Discrepant Models. In: Rocha R., Pais J., Kullberg J.C., Finney S. (eds.) STRATI 2013 - First International Congress on Stratigraphy:At the Cutting Edge of Stratigraphy. Cham, Springer, p. 9-13. wedge systems tracts: deposition during base-level fall. Sedimentary Geology, 81 (1- 2): 1-9. Hunt D. & Tucker M.E. 1995. Stranded parasequences and the forced regressive wedge systems tracts: deposition during base-level fall - reply. Sedimentary Geology, 95 (1-2): 147-160. Jardim de Sá E.F. & Campos S. 2010. Arquitetura e evolução tectono-estratigráfica das bacias interiores do Nordeste, a norte do Lineamento Pernambuco. Convênvio PETROBRAS/FUNPEC/UFRN, Relatório Parcial 3, 191 p. Jardim de Sá E.F., Lins F.A.P.L., Alves da Silva F.C., Costa P.R.C., Medeiros W.E., Sena E.S., Antunes A.F., Sousa D.C., Córdoba V.C., Sousa A.A.T., Santana F.L., Andrade P.R.O. 2007a. As bacias interiores do Nordeste: integração de dados estruturais e gravimétricos. In: 11° Simpósio Nacional de Estudos Tectônicos. Porto Velho, Anais, p. 70. Jardim de Sá E.F., Antunes A.F., Córdoba V.C., Sousa D.C. 2007b. Sedimentação pré e sinrifte: critérios e exemplos nas bacias cretáceas do Nordeste do Brasil. In: 11° Simpósio Nacional de Estudos Tectônicos. Porto Velho, Anais, p. 52-53. Johnson J.G., Klapper G., Sandberg C.A. 1985. Devonian eustatic fluctuations in Euramerica. Geological Society of America Bulletin, 96 (5): 567-587. 187 Johnson J.G. & Murphy M.A. 1984. Time-rock model for Siluro-Devonian continental shelf, western United States. Geological Society of America Bulletin, 95 (11): 1349-1359. Ketzer J.M., Morad S., Evans R., Al-Aasm I.S. 2002a. Distribution of diagenetic alterations in a sequence stratigraphic framework: Evidence from the mullaghmore sandstone formation (Carboniferous), NW Ireland. Journal of Sedimentary Research, 72: 760-774. Ketzer J.M. 2002b. Diagenesis and sequence stratigraphy: An integrated approach to constrain evolution of reservoir quality in sandstones. Comprehensive Summaries of Uppsala. Dissertations from the Faculty of Science and Technology, 762, 30 p. Ketzer J.M., Holz M., Morad S, Al-Aasm I. 2003a. Sequence stratigraphic distribution of diagenetic alterations in coal-bearing, paralic sandstones: evidence from the Rio Bonito Formation (Early Permian), southern Brazil. Sedimentology, 50 (5): 855- 877. Ketzer J.M., Morad S., Amorosi A. 2003b. Predictive diagenetic clay-mineral distribution in siliciclastic rocks within a sequence stratigraphic framework. In: Worden R. & Morad S. (eds.) Clay Mineral Cementation in Sandstones. Special Publication of the International Association of Sedimentologists, 34: 42-59. Küchle J., Holz M., Brito A.F., Bedregal R.P. 2004. Análise estratigráfica de bacias rift – uma abordagem genética na Bacia de Camamu-Almada, Brasil. In: 3° Congresso Brasileiro de P&D em Petróleo e Gás. Salvador, Anais. Disponível em http://www.portalabpg.org.br/PDPetro/3/trabalhos/IBP0176_05.pdf. Acessado em 11/06/2014. Küchle J., Holz M., Scherer C.M.S., Fernandes F., Bedregal R.P. 2007. Mapeamento estratigráfico de bacias rifte a partir de padrões de empilhamento e seus significados genéticos. In: 4° Congresso Brasileiro de Petróleo e Gas, Campinas, Anais. Disponível em http://www.portalabpg.org.br/PDPetro/4/resumos/4PDPETRO _1_1_ 0097-1.pdf. Acessado em 11/06/2014. Lima Filho M.F. 1991. Evolução Tectono-Sedimentar da Bacia do Rio do Peixe (PB). MS Dissertation, Departamento de Geologia, Universidade Federal de Pernambuco. Recife, 99 p. Lima Filho M.F 1992. Bacia do Rio do Peixe: Um exemplo de bacia transtensional. In: 2° Simpósio sobre as Bacias Cretácicas Brasileiras. Rio Claro, Anais, p. 93-94. 188 Lima Filho M.F. 2002. Mapa faciológico da Bacia do Rio do Peixe, estado da Paraiba. In: 6° Simpósio sobre o Cretácio do Brasil, 2° Simpósio sobre el Cretacico de América del Sur. São Paulo, Boletim, p. 103-106. Lima M.R. & Coelho M.P.C.A. 1987. Estudo palinológico da sondagem de Lagoa do Forno Bacia do Rio do Peixe Cretáceo do Nordeste do Brasil. Boletim do Instituto de Geociências-USP, Série Científica, 18: 67-83. Lima M.R. 1990. Estudo palinológico de sedimentos da Bacia de Icó, Cretáceo do Estado do Ceará, Brasil. Boletim do Instituto de Geociências-USP, Série Científica, 21: 35-46. Long D.G.F. 2011. Architecture and Deposicional Style of Fluvial Systems before Land Plants: A Comparison of Precambrian, Early Paleozoic, and Modern River Deposits. In: Davidson S.K., Leleu S., North C.P. (eds.) From River To Rock Record: The Preservation Of Fluvial Sediments And Their Subsequent Interpretation. Tulsa, SEPM Special Publication, 97, p. 37-61. Mabesoone J.M. 1972. Sedimentos do Grupo Rio do Peixe (Paraíba). In: 26° Congresso Brasileiro de Geologia. Belém, Boletim, v.1, p. 236. Mabesoone J.M. & Campanha V.A. 1973/1974. Caracterizacão estratigráfica dos Grupos Rio do Peixe e Iguatu. Estudos Sedimentológicos, 3/4: 21-41. Mabesoone J.M. 1974. Microfácies de sedimentos clásticos. Revista Brasileira de Geociências, 4 (4): 207-214. Mabesoone J.M. 1978. Origem dos conglomerados da Formação Serra Grande e unidades equivalentes (Siluriano Superior Devoniano Inferior, Nordeste do Brasil). In: 30° Congresso Brasileiro de Geologia. Recife, Anais, v. 2, p. 799-808. Mabesoone J.M. 1990. Problemas sedimentológicos-estratigráficos das Bacias interiores do Nordeste. In: 1° Simpósio da Bacia do Araripe e Bacias Interiores do Nordeste. Crato, Atas, p.135-144. Matos R.M.D. 1992. The Northeast Brazilian Rift System. Tectonics, 11(4): 766-791. Matos R.M.D. 1999. Hystory of the Northeast Brasilian Rift Systems: kinematic implications for the break-up between Brazil and West Africa. In: Cameron N.R., Bate R.H. & Clure V.S. (eds.) The Oil and Gas Habitats of the South Atlantic .Geological Society, London, Special Publications, 153: 55-73. Matos R.M.D. 2000. Tectonic evolution of the Equatorial South Atlantic. In: Mohriak W. & Talwani M. (eds.) Atlantic Rifts and Continental Margins. Washington, Geological Society/AGU. Geophysical Monograph, 115, p. 331-354. 189 Maury C.J. 1934. Fóssil invertebrate from northeastern Brazil. Bulletin of American Museum of Natural History, 67: 123-179. Coleção Mossoroense. Fundação Guimarães Duque, 194, p. 52-58. Medeiros V.C., Amaral C.A., Rocha D.E.G.A., Santos R.B. 2005. Programa Geologia do Brasil - PGB. Sousa. Folha SB.24-Z-A. Estados da Paraíba, Rio Grande do Norte e Ceará. Recife, CPRM, 1 mapa geológico, escala 1:250.000. Melo J.H.G. 1988. The Malvinokaffric realm in the Devonian of Brazil. In: McMillan N.J., Embry A.F., Glass D.J. (eds.) Devonian of World. Canadian Society of Petroleum Geology Memoir, 1, p. 669-703. Miall A.D. 1985. Architectural-Element Analysis: A New Method of Facies Analysis Applied to Fluvial Deposits. Earth Sciece Reviews, 22: 261-308. Miall A.D. 1990. Principles of Sedimentary Basin Analysis. New York, Springer- Verlag, 668 p. Milani E.J., Melo J.H.G., Souza P.A., Fernandes L.A., França A.B. 2007. Bacia do Paraná. Boletim de Geociências da Petrobras, 15 (2): 265-287. Miranda L.L.F. & Silva J.G. 1978. Estratigrafia e mineralizações do Grupo Bambuí na Serra do Ramalho. In: 30° Congresso Brasileiro de Geologia. Recife, Anais, v. 6, p. 2534-2547. Mitchum Junior R.M., Vail P.R., Sangree J.B. 1977. Seismic stratigraphy and global changes of sea levels, part 6: stratigraphic interpretation of seismic reflection patterns in depositional sequences. In: Payton C.E. (ed.) Seismic Stratigraphy - Applications to Hydrocarbon Exploration. Tulsa, AAPG Memoir, 26, p. 117-133. Morad S. 1991. Diagenesis of Clastic Sedimentary Rocks. Uppsala, Department of Mineralogy and Petrology, Institute of Geology, Uppsala University, 287 p. Moraes L.J. 1924. Serras e montanhas do Nordeste. In Inspectoria de Obras contra as Seccas. Geologia. Rio de Janeiro Ministério da Viação e Obras Públicas Série I. D. 58. Coleção Mossoroense. Fundação Guimarães Duque, 35, p. 43-58. Morais Neto J.M., Trosdtorf Junior I., Santos S.F., Vasconcelos C.S., Menezes J.R.C., Ribas M.P., Iwata S.A. 2013. Expressão sísmica das reativações tectônicas do Lineamento Transbrasiliano na Bacia do Parnaíba. In: 14° Simpósio Nacional de Estudos Tectônicos. Chapada dos Guimarães, Anais, (CD), ST4. Nascimento R.S. 2000. Caracterização petrográfica, mineralógica e litoquímica das rochas vulcânicas do Gráben Jaibaras- CE. MS Dissertation, Curso de Pós- graduação em Geologia e Geoquímica, Centro de Geociências, Universidade Federal do Pará, Belém,106 p. 190 NACSN (North American Commission on Stratigraphic Nomenclature). 2005. North American Stratigraphic Code. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 89 (11):1547-1591. Nance R.D. & Linnemann U. 2008. The Rheic Ocean: Origin, evolution and significance. GSA Today, 18 (12): 4-12. Nogueira F.C.C., Oliveira M.S., Castro D.L. 2004. Estudo Magnético e Gravimétrico do Arcabouço Estrutural da Bacia Rio do Peixe-PB. Revista de Geologia, 17 (1): 74-87. Nunes da Silva A. 2009. Arquitetura litofácies e evolução tectono-estratigráfica da Bacia do Rio do Peixe Nordeste do Brasil. MS Dissertation, Programa de Pós- Graduação Geodinâmica e Geofísica, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Natal, 108p. Nunn A.J. & Aires J.R. 1988. Gravity anomalies and flexure of the lithosphere at the middle Amazon Basin, Brazil. Journal of Geophysical Research, 93 (B1): p. 415- 428. Ogg J.G., Ogg G., Gradstein F.M. 2008. The Concise Geologic Time Scale. Cambridge, Cambridge University Press, 150 p. Oliveira D.C. & Moohiak W.U. 2003. Jaibaras trough: an important element in the early tectonic evolution of the Parnaiba interior sag basin, Northern Brazil. Marine and Petroleum Geology, 20 (2-3): 351-383. Petri S., Coimbra A.M., Amaral G., Ojeda y Ojeda H., Fúlfaro V.J., Ponçano W.L. 1986a. Código Brasileiro de Nomenclatura Estratigráfica. Revista Brasileira de Geociências, 16 (4): 372-376. Petri S., Coimbra A.M., Amaral G., Ponçano W.L. 1986b. Guia de Nomenclatura Estratigráfica. Revista Brasileira de Geociências, 16 (4): 376-415. Plint A.G., Nummedal D. 2000. The falling stage Systems Tract: recognition and importance in: Sequence stratigraphic analysis. In: Hunt D., Gawthorpe R.L. (eds.) Sedimentary Response to Forced Regression. London, Geological Society of London Special Publication, 172, p. 1–17. Ponte F.C. 1992. Origem e evolução das pequenas bacias cretáceas do nordeste do Brasil. In: 2° Simpósio sobre as Bacias Cretácicas do Brasil. Rio Claro, Anais, p. 55-58. Ponciano L.C.M.O & Della Fávera J.C. 2009. A new depositional model for the Devonian Cabeças Formation. Anais da Academia Brasileira de Ciências, 81 (4): 769-780. 191 Posamentier H.W., Jervey M.T., Vail P.R. 1988. Eustatic controls on clastic deposition I - conceptual framework. In: Wilgus C.K., Hastings B.S., Kendall C.G.St.C., Posamentier H.W., Ross C.A., Van Wagoner J.C. (eds.) Sea level changes: an integrated approach. Tulsa, SEPM Special Publication, 42, p. 110- 124. Prauss M. & Riegel W. 1989. Evidence from phytoplankton associations for causes of black shales formation in epicontinental seas. Neues Jahrbuch für Geologie und Päontologie, Monatshefte, 11: 671-682. Quadros L.P. 1980. Ocorrência de palinomorfos em sedimentos paleozoicos da Bacia de Jatobá (Pernambuco). Revista Brasileira de Geociências, 10 (1): 68-72. Quadros L.P. 1992. Distribuição bioestratigráfica dos Chitinozoa e Acritarchae na Bacia do Parnaíba. Ciência-Técnica-Petróleo, Seção Exploração de Petróleo, 12: 76p. Rand H.M. 1984. Reconhecimento gravimétrico da Bacia Rio do Peixe, Paraíba. In: 11° Simpósio de Geologia do Nordeste.Natal , Boletim 9, p. 42-47. Regali M.S.P.1990. Biocronoestratigrafia da Bacia do Araripe e paleoambiente do Eocretáceo das bacias do Araripe (CE) e Rio do Peixe PB), NE-Brasil. In: 1° Simpósio sobre a Bacia do Araripe e bacias interiores do Nordeste. Crato, Atas, p. 163-172. Rocha D.E.G.A. 2011. Caracterização do intervalo carbonático do sistema lacustre aptiano da Bacia do Jatobá, NE do Brasil. MS Dissertation, Programa de Pós- graduação em Geociências, Centro de Tecnologia e Ciências, Universidade Federal de Pernambuco Recife, 128 p. Rocha D.E.G.A. & Amaral C. 2006. Hidrogeologia da Bacia do Rio do Peixe – Geologia da Bacia do Rio do Peixe. Rede Cooperativa de Pesquisa, Comportamento das Bacias Sedimentares da Região Semi-Árida do Nordeste Brasileiro. Universidade Federal de Campina Grande, FINEP, CPRM, 12 p. (Relatório) Rocha D.E.G.A. & Leite J.F. 1999. Estudo hidrogeológico da Bacia do Jatobá – PE. Geologia. Série Hidrogeologia, Estudos e Projetos, v. 2, 20p. Roesner H.E., Lana C.C., Le Herissé A., Melo J.H.G. 2011. Bacia do Rio do Peixe (PB). Novos resultados biocronoestratigráficos e paleoambientais. in Carvalho I.S. et al. (eds.) Paleontologia: Cenários de Vida, 3. Rio de Janeiro, Interciência, p. 135-141. 192 Rubinstein C., Melo J.H.G., Steemans P. 2005. Lochkovian (earliest Devonian) miospores from the Solimões Basin, northwestern Brazil. Review of Paleobotany and Palinology, 133: 91-113. Santos M.E.C.M. & Carvalho M.S.S. 2004. Paleontologia das bacias do Parnaíba, Grajaú e São Luís. Rio de Janeiro, CPRM/DIEDIG/DEPAT, (1CD-Rom). 212 p. Scherer C.M.S., Córdoba V.C., Sousa D.C., Jardim de Sá E.F. 2007. Associações de fácies típicas de sitemas fluviais distributários na Bacia do Rio do Peixe, NE do Brasil. In: 22° Simpósio de Geologia do Nordeste, Natal, p. 7. Schieber, J. 2003. An alternative way to produce black shale rhythmites: the significance of depositional process. In: GSA 2003 Seattle Annual Meeting, Abstracts, 35, p. 6. Schieber J. & Southard J.B. 2009. Bedload transport of mud by floccule ripples – Direct observation of ripple migration processes and their implications. Geology, 37 (6) : 483-486. Schieber J. & Yawar Z. 2009. A new twist on mud deposition - mud ripples in experiment and rock record. The Sedimentary Record, 7 (2): 4-8. Schlumberger. 1989a. Log Interpretation Charts. Houston, Schlumberger Educational Services, 151 p. Schlumberger. 1989b. Log Interpretation Principles/Applications. Houston, Schlumberger Educational Services, 223 p. Schneider R.L., Mühlmann H., Tommasi E., Medeiros A., Daemon R.F., Nogueira A.A. 1974. Revisão estratigráfica da Bacia do Paraná. In: 28° Congresso Brasileiro de Geologia, Porto Alegre, Anais, v.1, p. 41-65. Scotese C.R., Boucot A.J., Mckerrow W.S. 1999. Gondwanan Palaeogeography and palaeoclimatology. Journal of African Earth Sciences, 28 (1): 99-114. Sénant J. & Popoff M. 1991. Early Cretaceous extension in northeast Brazil related to the South Atlantic opening. Tectonophysics. 198: p. 35-46. Serra O. 1989. Formation MicroScanner Image Interpretation. Houston, Schlumberger Educational Services, 117 p. Sgavetti M. 1992. Criteria for stratigraphic correlation using aerial photographs, examples from the south-central Pyrenees. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 76 (5): p. 708-730. Silva F.C.A., Cavalcante J.A.A., Lins F.A.P.L., Jardim de Sá E.F. 2011. Multiscale characterization of brittle structures in a siliciclastic wedge along the Sobral-Pedro 193 II Lineament: evidence for its reactivation during Gondwana breakup. In: 14thGondwana, Buzios, Abstracts, p.115 Silva I.T. 2014. Evolução diagenética e caracterização dos reservatórios da seção devoniana na Bacia do Rio do Peixe- Nordeste do Brasil. MS Dissertation, Programa de Pós-Graduação em Ciência e Engenharia de Petróleo, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Natal, 144 p. Silva J.G.F., Caldas L.H.O., Roesner.E.H., Córdoba V.C. 2014. Novos dados estratigráficos de subsuperfície da Bacia do Rio do Peixe, NE do Brasil. In: 47° Congresso Brasileiro de Geologia, Salvador, Anais (no prelo). Silva R.P., Borghi L., Carvalho I.S., Freitas F.I. 2008. Laminações microbianas e fácies sedimentares da Formação Sousa (Bacia de Sousa, PB). In: 44° Congresso Brasileiro de Geologia, Curitiba, Anais, p. 124. Sloss L.L. 1963. Sequences in the cratonic interior of North America. Geological Society of America Bulletin, 74 (2): 93-114. Soares U.M. 2000. As relações entre tectonismo e sequências deposicionais no Rifte Potiguar - porção SW do Graben de Umbuzeiro, Bacia Potiguar emersa. MS Dissertation, Programa de Pós-graduação em Geodinâmica e Geofísica, Centro de Ciências Exatas e da Terra, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Natal, 137 p. Sopper R.H. 1913. Geologia e supprimento d'agua subterranea no Rio Grande do Norte e Parahyba. 26. Rio de Janeiro, Inspectoria de obras contra as seccas, Serie I: D, 59 p. Sousa D.C., Córdoba V.C., Jardim de Sá E.F., Scherer C.M.S., Antunes A.F., Nunes da Silva A., Andrade P.R.O. 2007. Arquitetura deposicional da Bacia do Rio do Peixe, NE do Brasil. 22° Simpósio de Geologia do Nordeste, Natal, p. 5. Srivastava N.K. & Carvalho I.S. 2007. Bacia de Rio Bastiões (Cretáceo Inferior), Nordeste do Brasil: In: Carvalho I.S. et al. (eds) Paleontologia: Cenários de Vida, 1. Rio de Janeiro, Interciência, p. 481-487. Tappan H. 1980. The paleobiology of plant protists. San Francisco, Freeman and Company, 1028 p. Tearpock D.J. & Bischke R.E. 2003. Applied Subsurface Geological Mapping with Structural Methods. Upper Saddle River, Prentice Hall, 822 p. Tinoco I.M. & Katoo I. 1975. Conchostraceos da Formação Sousa, Bacia do Rio do Peixe, Estado da Paraíba. In: 7° Simpósio de Geologia do Nordeste, Fortaleza, Boletim, p. 135-147. 194 Torsvik T.H. & Cocks R.M. 2011. The Palaeozoic palaeogeography of central Gondwana. In:Van Hinsbergen D. J. J., Buiter S. J. H., Torsvik T. H., Gaina C., Webb S. J. (eds) The Formation and Evolution of Africa: A Synopsis of 3.8 Ga of Earth History. Geological Society, London, Special Publications, p.137-166. Vail, P.R. & Mitchum Junior R.M. 1977. Seismic stratigraphy and global changes of sea level; Part 1, Overview. . In: Payton C.E. (ed.) Seismic Stratigraphy - Applications to Hydrocarbon Exploration. Tulsa, AAPG Memoir, 26, p. 51-52. Van Wagoner J.C., H.W. Posamentier, R.M. Mitchum Junior, Vail P.R., Sarg J.F., Loutit T.S., Hardenbol J. 1988. An overview of the Fundamentals of Sequence Stratigraphy and key definitions: in: Wilgus C.K., Hastings B.S., Kendall C.G.St.C., Posamentier H.W., Ross C.A., Van Wagoner J.C. (eds.) Sea level changes: an integrated approach. Tulsa, SEPM Special Publication, 42, p. 39-45. Van Wagoner J.C., Mitchum Junior R.M., Campion K.M., Rahmanian V.D. 1990. Siliciclastic sequence stratigraphy in well logs, core and outcrop: Concepts for high-resolution correlation of time and facies. Tulsa, American Association of Petroleum Geology, Methods in Exploration; 7, 55 p. Vasconcelos E.C. 1980. Estudo Faciológico da Formação Souza (Grupo Rio do Peixe, PB). MS Dissertation, Departamento de Geologia, Universidade Federal de Pernambuco, Recife,143 p. Vaz P.T., Rezende N.G.A.M., Wanderley Filho J.R., Travassos W.A.S. 2007. Bacia do Parnaíba. Boletim de Geociências da Petrobras, 15 (2): 253-263. Zalán P.V. & Silva P.C.R. 2007. Bacia do São Francisco. Boletim de Geociências da Petrobras, 15 (2): 561-570. Wanderley Filho J.R., Eiras J.F., Vaz P.T. 2007. Bacia do Solimões. Boletim de Geociências da Petrobras, 15 (2): 217-225. Walker G.P.L. 1985. Origin of Coarse Lithic Breccias Near Ignimbrite Source Vents. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 25: 157-171. Walker R.G. 1992. Facies, facies models and modern stratigraphic concepts. In: Walker R.G. & James N.P. (eds) Facies Models: Response to Sea Level Change. St. John's, Newfoundland, Geological Association of Canada, GeoText 1, p. 1-14.