interpretação sismoestratigráfica do norte da bacia de pelotas
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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
LUCIANO VAGNER MATA CRUZ
INTERPRETAÇÃO SISMOESTRATIGRÁFICA DO NORTE DA BACIA DE PELOTAS
Salvador 2011
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LUCIANO VAGNER MATA CRUZ
INTERPRETAÇÃO SISMOESTRATIGRÁFICA DO NORTE DA BACIA DE PELOTAS
Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia. Orientador: Michael Holz
Salvador 2011
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TERMO DE APROVAÇÃO
LUCIANO VAGNER MATA CRUZ
Salvador, 18 de Novembro de 2011
INTERPRETAÇÃO SISMOESTRATIGRÁFICA DO NORTE DA BACIA DE PELOTAS
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
Michael Holz P.H.D. em Geociências pela Universidade Federal do Rio Grande do Sul. UFBA João Mauricio Figueiredo Ramos Bacharel em Geofísica pela Universidade Federal da Bahia PETROBRÁS Robson Egon Witzke Bacharel em Geologia pela Universidade Federal da Bahia PETROBRÁS
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Quem luta com monstros deve velar por que, ao fazê-lo, não se transforme também em monstro.
E se tu olhares, durante muito tempo, para o abismo, o abismo também olha para dentro de ti.
Friedrich Nietzsche
v
AGRADECIMENTOS
Agradeço a Deus por qualquer conquista e por estar sempre comigo
iluminando e me guiando para os melhores caminhos, inclusive a descoberta da
Geologia que deu muita felicidade e a cada dia vem dando conquistas especiais em
minha vida. A minha família principalmente meus avós Grigorio e Maria, minha mãe
Tania por tudo que sou e tenho no momento. A minha irmã Taniele e minha sobrinha
Taciane por todo carinho e amor que tem por mim. Aos meus tios e primos por
sempre estarem apoiando. Agradeço ao meu orientador Michael Holz pelo
conhecimento passado, atenção, conselhos e a toda estrutura dada no GETA –
Grupo de Estratigrafia Teórica e Aplicada e aos amigos do grupo, principalmente a
Priscila, Vinicius, Ives, Steban e Luís. Agradeço a Robson Witzke pelo auxílio dado e
João Mauricio pela presença na banca. Ao PRH 08 e Profs. Cícero e Sato, INCT e
Prof. Possani, pelos cursos que aprimoraram meus conhecimentos, aos amigos
Sábata, Vanessa Lima, Regina, Fabiane, Josane e aos grandes geólogos Zoltan
Romero e Paulo Maia. Aos professores Cezar, Simone, Vilton, Haroldo Sá, Johildo,
Angela, Osmario, Rosa e Carlson. Aos Funcionários Deraldo, Joaquim e Mercia. A
pró Voinha que me alfabetizou e professora Natividade pelo carinho. A todos os
meus amigos e colegas da geologia como Felipe Seibert, Ramon Arouca, Eduardo
Abrahão, Tiago Ximenes, Leonardo Nepravinik, Mariana Cayres, Edér Medeiros,
Guilherme Gonçalves, Edu Barzi, Fernandinha, Dira Góes, Caribes, Guilherme
Barbosa, Lila, Lucas Nery, Ana Santana, Mileno, Lusandra, Wilson, Philadelpho,
Marina, Davidson, Luan Dattoli, Kim, Ravena, Vinícius, Pedro, Eduardo Chapa, Júlio,
Judiron, Danilo Show, Bruno Metaformica, Caçador, Eula, Gleice, Gleide, André
Lyrio, Assunção, Acassio, Marcelinho, Elô, Lore, Mari Fraga, Maria Clara e as
princesas Carol, Priscila e Biritinha da UFOP, a Naedja Pontes (muito especial),
Talita Fernandes, Vanessa Gomes e Ana Abreu da UFCE, Suelen Serra da UFMT,
Alice Melo e Ellen Aguiar UFS, Zeck Paranhos da Rural e a todos que eu tive o
prazer de conhecer e conviver.
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RESUMO
Este trabalho tem por objetivo o estudo estratigráfico-geológico da região
norte da Bacia de Pelotas a partir da análise sismoestratigráfica. A metodologia
aplicada compreendeu o estudo prévio baseado na literatura sobre a geologia
da Bacia de Pelotas, principalmente na sua porção norte por apresentar
características distintas, a correlação das informações das seções sísmicas
através da construção do mapeamento de horizontes, os padrões
deposicionais, as superfícies estratigráficas, as terminações estratais e
estruturas geológicas tais como feições vulcânicas e falhas. Como resultado
foi possível descrever a evolução da estratigrafia de sequência da área
estudada, mapear e classificar as estruturas geológicas e entender como se
deu a deposição relacionando-a com a possível área fonte. A Bacia de Pelotas
possui distinções das demais Bacias do Leste Brasileiro, e esse estudo
contribui para a avaliação e o aprimoramento do conhecimento da evolução
tectono-sedimentar da bacia.
Palavras-chave: interpretação sísmica 2D; Bacia de Pelotas;
sismoestratigrafia.
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ABSTRACT
This work aims on stratigraphic geological study of the northern region of
Pelotas basin based on seismic stratigraphy. The methodology included the
preliminary study of published data of the geology of the Pelotas basin mainly in
its northern portion, the correlation of information from seismic sections,
mapping of seismic horizons based on stratal terminations, recognition of
depositional patterns, stratigraphic surfaces and geologic structures such as
volcanic upbuilds and faults. The study led to the description and interpretation
of the evolution of sequence stratigraphy of the study area, mapping and
classification of the geological structures and to the understanding of the
depositional history. The Pelotas basin has distinctions from other Brasilian
basins, and this study contributes to the knowledge of the tectonic and
sedimentary evolution of the basin.
Keywords: 2D Seismic Interpretation; Pelotas Basin; Sismostratigraphy
viii
SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO ................................................................................ 10
1.1 OBJETIVOS ...................................................................................................... 10
1.2 ÁREA DE ESTUDO .......................................................................................... 10
2 GEOLOGIA REGIONAL .................................................................. 12
2.1 EVOLUÇÃO TECTONO SEDIMENTAR ........................................................... 12
2.2 MAGMATISMO ................................................................................................. 18
2.3 EVAPORITOS ................................................................................................... 20
2.4 ESTRATIGRAFIA DE SEQUÊNCIAS ............................................................... 22
3 SÍSMICA .......................................................................................... 28
3.1 ONDAS SÍSMICAS ........................................................................................... 28
3.2 MÉTODOS SÍSMICOS ..................................................................................... 29
3.2.1 Método Sísmico de Reflexão ......................................................................... 30
3.2.2 Processamento de dados Sísmicos ............................................................... 32
4 INTERPRETAÇÃO SÍSMICA .......................................................... 34
4.1 SISMOESTRUTURAL ....................................................................................... 34
4.2 SISMOESTRATIGRAFIA .................................................................................. 35
4.2.1 Variáveis que controlam a sedimentação ...................................................... 35
4.2.2 Acomodação .................................................................................................. 36
4.2.3 Padrões de empilhamento ............................................................................. 37
4.2.4 Nível de base ................................................................................................. 38
4.2.5 Trajetórias da Linha de Costa ........................................................................ 38
4.2.6 Terminações Estratais ................................................................................... 40
4.2.7 Superfícies Estratigráficas ............................................................................. 41
4.2.8 Trato de Sistemas .......................................................................................... 45
5 INTERPRETAÇÃO DE DADOS ...................................................... 50
ix
5.1 METODOLOGIA ............................................................................................... 51
5.2 RESULTADOS OBTIDOS ................................................................................. 52
5.3 DISCUSSÃO ..................................................................................................... 63
5.4 CONCLUSÃO ...................................................................................................... 70
REFERENCIAL BIBLIOGRÁFICO ....................................................... 72
ANEXO I – SEÇÃO SÍSMICA D1 ......................................................... 75
ANEXO II – SEÇÃO SÍSMICA D2 ........................................................ 76
ANEXO III – SEÇÃO SÍSMICA D3 ....................................................... 77
ANEXO IV – SEÇÃO SÍSMICA D4 ...................................................... 78
ANEXO V – SEÇÃO SÍSMICA D5 ....................................................... 79
ANEXO VI – SEÇÃO SÍSMICA D6 ...................................................... 80
ANEXO VII – SEÇÃO SÍSMICA S1 ...................................................... 81
ANEXO VIII – SEÇÃO SÍSMICA S2 ..................................................... 82
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1 INTRODUÇÃO
1.1 OBJETIVOS
Este trabalho tem como objetivo o estudo estratigráfico-geológico de uma
região específica da Bacia de Pelotas a partir da análise sismoestratigráfica. Os
dados gerados neste estudo tem uma aplicabilidade na análise de mega-
sequências, sendo que essas podem ser avaliadas em relação a influência: da
tectônica; do aporte sedimentar; da variação do nível do mar, do magmatismo
presente; do comportamento geomorfológico em função da chegada destes
sedimentos. Sendo assim temos como princípio detalhar melhor parte da estrutura
que limita a Bacia de Pelotas na sua região norte.
1.2 ÁREA DE ESTUDO
A Bacia de Pelotas compreende a margem continental Sul Brasileira limitado
a sul pela Zona de Fratura de Chuy e a norte pela plataforma de Florianópolis e pela
Dorsal de São Paulo, fazendo parte de um contexto geológico que pertence a
Província da Mantiqueira, ocupando uma área de cerca de 200.000 km2 na região
costeira e marítima do Estado do Rio Grande do Sul, 40.000 Km2 dos quais na
porção emersa (Dias, 1994 apud Milani & Tomaz-Filho, 2000) (Figura 1.1 e 1.2).
As rochas que constituem o preenchimento sedimentar da Bacia de Pelotas
se situam sobre o Embasamento Cristalino e sobre sequências paleozóicas
equivalentes a Bacia do Paraná, fazendo parte assim de um contexto de Bacia do
tipo rift que evoluiu para Bacia do tipo Margem Passiva.
A Bacia de Pelotas é uma bacia marginal preenchida por sequências clásticas
continentais, transicionais e marinhas. Sua origem está associada ao evento
geológico que originou a abertura do Atlântico Sul e sua evolução inicial
compreendeu um grande volume de magma formado no processo de acreção
crustal. Nessa bacia ocorrem os melhores exemplos de seaward dipping reflectors
(SDR) da Margem Continental Brasileira, sendo que esse fenômeno acontece
geralmente durante a fase inicial da gênese da bacia oceânica.
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Figura 1.1 – Mapa de Situação - Bacias Sedimentares Brasileiras. (Souza-Lima & Hamsi Junior, 2003).
MAPA REGIÃO SUL
Santa Catarina
Paraná
Santa Catarina
Rio Grande Do Sul
Figura 1.2 – Mapa de Localização da área de trabalho, Bacia de Pelotas, entre os estados de Santa
Catarina e Rio Grande do Sul.
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2 GEOLOGIA REGIONAL
2.1 EVOLUÇÃO TECTONO SEDIMENTAR
O estudo das bacias sedimentares de margem passiva é de importância para
a avaliação do potencial exploratório nas pesquisas de hidrocarbonetos e para o
conhecimento da evolução tectônica que, com seus estágios de subsidência rift e
subsidência termal, originam diferentes sequências estratigráficas.
O supercontinente Gondwana, que antecede a placa sul-americana, formou-
se no Proterozóico superior como resultado da orogenia Brasiliana ou Pan Africana,
causada pelo processo de acrescimento do Cráton São Francisco com o Cráton
Amazônico. As bacias do leste brasileiro são resultado do processo de ruptura do
Supercontinente Gondwana, a partir de um modelo tipo rift, desenvolvendo-se até
um modelo atual de bacia de margem passiva, culminando na separação ou deriva
continental e sendo parte integrante da fase oceano aberto definida no Ciclo de
Wilson. A fragmentação do Supercontinente Gondwana caracterizou-se pela
reativação de antigos falhamentos, soerguimento de arcos e abatimento de bacias
sedimentares, que começou a há cerca de 200 Ma e culminando com a abertura do
Oceano Atlântico há aproximadamente 130 Ma.
O sistema rift da margem continental brasileira formou-se por processos
extensionais datados do Jurássico Superior e Cretáceo Inferior. Ocorrem evidências
destes processos extensionais nas regiões extremas da placa sul-americana, com
idades dos sedimentos que preenchem os grábens atingindo até o Triássico,
identificados através de datações geocronológicas de rochas intrusivas e extrusivas
correlacionadas à fase rift (Conceição et al. 1988; Mizusaki et al, 2002 apud Mohriak,
2003).
As bacias sedimentares da margem continental brasileira podem ser divididas
em duas províncias: bacias do norte e bacias do leste, isto com base em suas
características estratigráficas e estruturais (Figura 2.1). (Asmus, 2004).
As bacias do norte estendem-se da Bacia Potiguar até a Bacia da Foz do
Amazonas, exibindo dois estilos tectônicos: distensão e compressão, tendo suas
idades entre o Jurássico Tardio e o Cretáceo Tardio, com direções diferentes, uma
paralela ao alinhamento do embasamento e a outra transversal. Sua evolução está
constituída por: estágio rift continental, estágio marinho ligado a movimentos
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transformantes e um estágio oceano aberto, diferindo da maioria das bacias de
margem leste pela ausência de rochas evaporíticas do Cretáceo Inferior (Asmus,
2004) (Figura 2.1a).
As bacias do leste brasileiro estendem-se da Bacia de Pelotas até a Bacia
Pernambuco-Paraíba, apresentando um estilo tectônico distensional, tendo suas
idades entre o Jurássico Tardio e o Cretáceo Tardio. Suas estruturas desenvolvem-
se paralelamente aos alinhamentos estruturais do embasamento pré-cambriano,
exceto na Bacia Pernambuco-Paraíba, onde ocorrem falhas mesozóicas que cortam
transversalmente o embasamento em direção leste-oeste (Asmus, 2004) (Figura
2.1b).
Figura 2.1 - 2.1a. Bacias do norte se estendem da Bacia Potiguar à Bacia do Foz do Amazonas. 2.1 b. Bacias do leste se estendem da Bacia de Pelotas até a Bacia de Pernambuco-Paraíba (Mohriak, modificado de Milani e Tomaz-Filho 2000).
14
A evolução das bacias pode ser classificada quanto ao seu comportamento
de ascensão da astenosfera: quando ocorre a extensão da crosta relacionada às
plumas vulcânicas e fusão do manto por descompressão, define-se como um rift
ativo; entretanto, as bacias geradas por tensões horizontais, por movimentos de
placas provocando adelgaçamento litosférico e consequentemente uma ascensão
do material astenosférico, são definidas como rift passivo (Sengör e Burke, 1978
apud Bueno, 2004).
Nas bacias do leste brasileiro ocorrem os dois tipos de rifts. A parte nordeste
se caracteriza por uma sedimentação de um lento e progressivo afundamento,
caracterizando um modelo de rift passivo, enquanto a parte sul e sudeste são
caracterizadas por volumoso vulcanismo basáltico da Bacia do Paraná, Platô de São
Paulo, Arcos de Rio Grande e Ponta Grossa, refletindo uma forte influência da pluma
mantélica Tristão da Cunha e caracterizando um modelo de rift ativo (figura 2.3).
Figura 2.2 – Bacias do leste brasileiro apresentando os dois modelos de rift: passivo a Nordeste caracterizado por extensões devido a movimento de placas, e ativo a Sul, caracterizado por extensões devido as plumas vulcânicas (Milani, 1987; Dias 1991 modificada por Bueno, 2004).
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Os conceitos tectonofísicos de McKenzie (1978) geraram um modelo geral
para a formação das bacias da margem continental e do oceano atlântico, em que
admite um estiramento litosférico e afinamento da crosta litosférica durante a fase
rift, em sequência uma fase de subsidência termal que está associada à anomalia
térmica da astenosfera (Mohriak et al, 1990 apud Mohriak, 2003).
A presença do magmatismo tem grande importância na identificação de
movimentação durante a separação do Supercontinente Gondwana, pois o
magmatismo ocorre preferencialmente nas zonas de fraquezas herdadas do
embasamento e nas áreas que circundam o cráton, por serem zonas menos
espessas. Quanto mais próximo da costa, o magmatismo está mais relacionado aos
processos de ruptura do Supercontinente Gondwana, indicando assim uma
movimentação para oeste da placa sul-americana que influenciou na formação das
bacias sedimentares marginais (figura 2.3).
Figura 2.3 – Blocos diagrama mostrando a evolução da separação entre Brasil e África associado a uma anomalia termal mantélica e sua infuência sobre a região sudeste brasileira. Macedo, 1989.
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Uma síntese tectono-sedimentar foi elaborada, onde ficou estabelecida uma
sucessão evolutiva das sequências deposicionais: continental, lacustre, golfo e
marinha, diretamente relacionada às distintas e contínuas fases tectônicas: pré-rift,
rift, proto-oceano e drift. (Asmus e Ponte, 1973; Pontes e Asmus, 1978; Asmus e
Porto, 1980 apud Bueno, 2004). A análise do desenvolvimento dos rifts brasileiros é
dividida em duas correntes: Dias (1991), Magnavita (1992) e Cupertino (2000),
seguem a classificação tectono-sedimentar proposta em Asmus e Porto (1980) para
as bacias da margem leste brasileira. Essa classificação se baseia no
reconhecimento de sincronismo entre fases tectônicas e deposicionais específicas,
cujo início da fase rift coincide com a sequência deposicional lacustre. Por outro lado
Figueiredo (1981), Chang et al (1988), Matos (1992; 1999) e Destro (1994)
consideram seu início já durante a época de acumulação da sequência continental
(Bueno, 2004).
A Bacia de Pelotas pode ser dividida em duas sub-bacias: Norte, a partir do
Terraço de Rio Grande até o Alto de Florianópolis, que separa a Bacia de Pelotas da
Bacia de Santos, e Sul, do Terraço de Rio Grande ao Alto de Polônio, que separa a
Bacia de Pelotas da Bacia de Punta Del Leste (Silveira & Machado, 2004 apud
Bueno et al, 2007). Ocorreram posteriormente divisões da Bacia de Pelotas em duas
sub-bacias, utilizando-se como marco divisor tectono-sedimentar o lineamento
estrutural de Porto Alegre. Estas distinções geológicas entre Sul e Norte da Bacia de
Pelotas tem importância no estudo de tectônica rift e entendimento dos estágios de
evolução. A Bacia de Pelotas foi definida como uma bacia marginal subsidente
preenchida por sequências clásticas continentais e transicionais (Asmus e Porto,
1972 apud Barboza et al, 2008). Possui na sua porção rasa espessura de
sedimentos de aproximadamente 3.000 metros e na parte mais profunda é
subdividida em três compartimentos semi-isolados, com espessuras de 6.000, 7.000
e 8.000 metros nos seus depocentros, respectivamente de norte para sul (Barboza.
et al 2006), e sua maior espessura deve ultrapassar 10.000 metros (Fontana, 1989
apud Barboza
et al, 2008).
A partir dos estudos da evolução tectônica das bacias sedimentares do
Atlântico Sul foi proposto um modelo onde se permite estabelecer as principais
feições formadas durante o processo e as fases relacionadas ao rift. Este modelo foi
proposto por Cainelli e Moriak (1999), representando uma sequência evolutiva
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coerente em cinco fases principais: Fase I (Figura 2.5a) soerguimento termal
astenosférico, com afinamento regional da crosta continental e manto superior,
corresponde a uma fase dúctil, e formação de falhas na crosta superior; Fase II
(Figura 2.5b) corresponde a uma fase rúptil, com o aumento do estiramento
litosférico e a ocorrência de grandes falhas afetando a crosta continental, extrusões
basálticas e formação de semi-grabéns; Fase III (Figura 2.5c) intensa extensão
litosférica, com geração de grandes falhas e rotação dos blocos do rift; Fase IV
(Figura 2.5d) concentração da extensão litosférica em um lócus leva à formação da
cordilheira Meso-Atlântica concominantemente ao extravasamento de crosta
oceânica, estando associados nas bacias do sul aos Seaward Dipping Reflectors
(SDRs) e reativação de falhas longitudinais; Fase V (Figura 2.5e) contração termal
da litosfera e afundamento da batimetria no final do Albiano.
Figura 2.5 – Modelo geodinâmico esquemático da margem continental divergente onde permite estabelecer as principais feições formadas durante o processo e as fases relacionadas ao rift (Cainelli & Moriak, 1999).
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2.2 MAGMATISMO
A ruptura do supercontinente Gondwana, que deu origem ao atlântico Sul foi
sucedida de inúmeros eventos magmáticos na margem continental, nos altos que
separam as bacias bem como no continente emerso adjacente. Mizusaki et al,
(1998) e Tomaz Filho et al, (2000) utilizaram 377 resultados de datações
radiométricas K/Ar de amostras de rochas magmáticas básicas e alcalinas das
bacias sedimentares brasileiras para elaborar um histograma que identifica os
principais eventos magmáticos que ocorreram (Tomaz-Filho et al, 2008):
Evento 1 - aproximadamente 215 Ma (Triássico) e evento 2 -
aproximadamente 180 Ma (Jurássico): diques e derrames de composição toleíticas;
evento 3 - ao redor de 130 Ma (Neocomiano): derrames e diques de composição
toleíticas e intermediária; evento 4 - aproximadamente 100 Ma
(Santoniano/Turoniano): predominam intrusões de composição básica a
intermediária; evento 5 - aproximadamente 60 Ma (Eoceno) e evento 6 - idades
inferiores a 50 Ma (Eoceno ao Recente): normalmente sob a forma de cones
vulcânicos de composição intermediária a alcalina (figura 2.6) (Tomaz-Filho et al,
2008).
Figura 2.6 Datações radiométricas K/Ar de rochas magmáticas básicas e alcalinas e sua relação com o tempo (Tomaz Filho et al, 2008 modificado de Tomaz Filho et al, 2000).
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O evento do Neocomiano ocorreu de forma muito intensa na Bacia do Paraná
no que constitui os grandes derrames de basalto da formação Serra Geral. Ao
Santoniano/Turoniano, Tomaz Filho et al, (2000) associaram a separação definitiva
entre os continentes sul-americano e africano, até então ligados. Os eventos do
Eoceno e do Oligoceno são interpretados como magmatismos pontuais resultantes
da ação de hotspots, quando da deriva do continente sul-americano para oeste,
afastando-se do continente africano. O evento dp Eoceno correlaciona com o
magmatismo de ocorrência nas regiões de Cabo Frio (RJ), Bacia de Campos e
Arquipélago de Abrolhos (ES). O magmatismo do Oligoceno mostra que a ação do
hotspot tem sido contínua durante a deriva continental e provavelmente continua até
os dias atuais (Tomaz-Filho et al, 2008).
O Vulcanismo Basáltico que originou as províncias Paraná-Etendeka, Walvis
Ridge e Elevação do Rio Grande, foi também responsável pela espessa crosta
oceânica no sul do Atlântico Sul, que apresenta cunhas basálticas denominados de
Seaward-Dipping-Reflectors (SDRs) (Gladczenko et al, 1997 apud Corrêa, 2004).
Alguns autores citam que essa fácies sísmica encontra-se em uma posição de limite
entre a crosta continental e a crosta oceânica (Hinz, 1981; Mutter, 1985; Fontana,
1996). Devido a esta característica, os SDRs são de suma importância para melhor
conhecimento do processo de ruptura do Gondwana e da evolução das margens
passivas.
O modelo mais aceito para os SDRs é o de Hinz (1981), que explica que a
extensão e afinamento da crosta continental são alimentados por diques que
funcionam como condutos para o vulcanismo. Essa erupção contínua provoca o
empilhamento dessas rochas basálticas em ambiente subaéreo, o que produz um
aumento do peso da crosta causando posteriormente a subsidência. Deste modo, os
derrames basálticos depositados são inclinados em direção a bacia (Hinz, 1981
apud Corrêa, 2004) (Figura 2.7).
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2.3 EVAPORITOS
Os evaporitos tem sua ocorrência limitada dentro de um tempo geológico,
pois a sua deposição exige condições específicas, diferindo, contudo dos demais
sedimentos. (Palagi, 2009).
Figueira (1989) especificou fatores de contribuição para a importância dos
evaporitos na exploração de petróleo: camadas de evaporitos formam excelentes
selos para reservatórios subjacentes; os sais solúveis provocam halocinese, tendo
um papel importante na formação de armadilhas estruturais e estratigráficas em
reservatórios sobrejacentes (Palagi, 2009).
Evaporitos são formados por minerais precipitados de salmouras através da
evaporação, podendo recobrir grandes áreas. Normalmente suas sequências tem
início com fácies sicliciclásticas arenosas, continentais sobre uma descontinuidade
estratigráfica, prosseguem com fácies evaporíticas constituídas por carbonatos,
sulfatos e cloretos, ambas as fácies anteriores do tipo red bed e intercalações com
Figura 2.7 Modelo de Hinz 1981 para a formação de SDR. (A) Diques sendo conduto para o magma, (B) empilhamento magmático em ambiente subaéreo, (C) Aumento do peso da crosta gerando uma subsidência, (D) Os derrames basálticos em forma de cunha são inclinados em direção a Bacia (Corrêa 2004, Modificado de Mutter, 1985)
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folhelho e arenitos, podendo variar a depender da posição da bacia no contexto de
mais proximal ou distal (Palagi, 2009).
O desenvolvimento dos evaporitos de idade Aptiana do Atlântico Sul está
associado a um clima árido e a periódicas transgressões marinhas invadindo um
golfo raso se estendendo da Bacia de Santos à Bacia de Sergipe-Alagoas, contido
de forma incipiente no norte da Bacia de Pelotas. De um ponto de vista tectono-
sedimentar, os evaporitos estão localizados na zona transicional da fase sag para
marinha. Na bacia do Jacuípe não foram identificados evaporitos.
A Bacia de Santos é separada da Bacia de Pelotas, por um lineamento
formado pela Dorsal de São Paulo e o Alto de Florianópolis, ambas representando
grandes feições regionais. Estas estruturas que delimitam as Bacias de Santos e
Bacia de Pelotas são consideradas uma barreira que possibilitou a deposição um
espesso pacote de evaporitos na Bacia de Santos, enquanto na Bacia de Pelotas
predominam condições francamente marinhas com presença de evaporitos apenas
na parte norte e com pequena espessura (Figura 2.8).
Figura 2.8 – Distribuição do sal Aptiano Superior e barreira que impossibilitou o Sal de ter espessos pacotes na Bacia de Pelotas (Palagi, 2009).
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A ocorrência de evaporitos nas bacias sedimentares de margens brasileiro-
africanas indica uma distribuição entre a margem equatorial e a Zona de Fratura de
Florianópolis-Dorsal de Walvis. Interpreta-se que no Aptiano implementou-se uma
extensa plataforma evaporítica correspondendo a um grande golfo alongado que se
estendia entre o Brasil e a África (Amus e Pontes 1973, Szatmari et al, 1974, Amus e
Pontes 1980, Dias e Brito et al, 1987; Mohriak 2003; Bueno 2004; Azevedo 2004,
Davison 2005, Rosendahl, 2005 apud Mohriak 2009). Esta propagação deve ter
ocorrido de sul para norte, um pouco antes da abertura do Atlântico Sul, uma vez
que os registros de evaporitos da Bacia de Pelotas não são considerados
significativos (Gamboa et al, 2009).
2.4 ESTRATIGRAFIA DE SEQUÊNCIAS
O espaço de acomodação que é gerado tectonicamente é preenchido por
uma superposição de distintos padrões deposicionais, sendo limitados por
superfícies de discordâncias. Estas discordâncias podem ser identificadas pelas
relações estratigráficas desenvolvidas na região lateral e axial do rift. Nas fases pré-
rift e pós-rift os estratos apresentam um perfil padrão tabular contrastando com um
perfil de um gráben assimétrico que se origina de uma sedimentação sintectônica,
característica da fase rift, depositados sobre uma extensão crustal, sob a ação de
subsidência térmica. Este intervalo é separado pelas superfícies discordantes, rift
onset unconformity (ROU), considerada a discordância inicial do rift e a Breakup
unconformity, considerada a de separação continental (Falwey, 1974 apud Bueno et
al 2007).
As rochas que compreendem a parte sul da Bacia de Pelotas encontram-se
sobre o Embasamento Pré-cambriano que se situa no Cinturão Dom Feliciano, faixa
móvel gerada durante o Ciclo Brasiliano, sendo constituído por rochas metamórficas
de baixo grau (filitos, xistos, quartzitos e mármores) e por granitos e Migmatitos
(Vilwock & Tomazzeli,1995 apud Bueno 2007). Já a porção nordeste da Bacia de
Pelotas se encontra sobre rochas sedimentares e ígneas permianas e mesozóicas
da Bacia do Paraná, foi originada a partir de subsidência térmica, seguindo com o
resfriamento da crosta continental posterior ao Ciclo Orogênico Brasiliano - Pan
Africano (Zalan et al, 1990 apud Bueno 2007).
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O preenchimento sedimentar da Bacia do Paraná é constituído de três
sequências sedimentares paleozóicas e duas sequências mesozóicas que estão
divididas em dois grupos: no Grupo Guatá com as formações Rio Bonito e Palermo
ambas de ambiente marinho; e no grupo Passa Dois a Formação Irati, de ambiente
marinho, e Formações Teresina e Rio do Rastro depositadas em ambiente flúvio-
lacustre-marés (Milani et al, 1994 apud Bueno 2007).
Na Bacia de Pelotas, segundo Dias et al (1994), são identificada quatorze
sequências deposicionais. Bueno (2007) identifica vinte e uma sequências
deposicionais. Em uma síntese das duas cartas estratigráficas publicadas, tomando
como base a carta estratigráfica de 1994 de Dias et al modificada pela ANP (Figura
2.9) e usando alguns padrões da carta estratigráfica de 2007 Bueno (Figura 2.10),
foram feitas algumas interpretações para facilitar o entendimento da deposição e do
desenvolvimento da estratigrafia de sequência na Bacia de Pelotas:
SEQ 1: Dividida em Perm-Triássico com o Grupo Guatá (Formações Rio
Bonito e Palermo) e o Grupo Passa Dois (Formações Irati, Teresina e Rio do Rastro)
e Juro-Cretáceo com as Formações Botucatu e Formação Serra Geral
caracterizando assim a Bacia do Paraná.
SEQ 2: Essa sequência caracteriza a fase rift, é dividida pelos basaltos da
formação Imbituba e pelas fácies siliciclásticas da Formação Cassino.
A Formação Imbituba consiste em depósitos vulcânicos básicos considerados
síncronos a Formação Serra Geral da Bacia do Paraná (Dias et al, 1994). Os
estudos geocronológicos (Ar-Ar) indicaram datações de 118 ± 1,9 Ma no topo e
125,3 Ma ± 0,7 Ma na base da seção (Lobo, 2007 apud Bueno, 2007), definindo um
evento mais jovem em relação a Formação Serra Geral, cuja datação indica idade
em que o período de extrusão ocorreu entre 127 e 138 Ma (Stewart et al, 1996 apud
Bueno, 2007).
A Formação Cassino consiste em clásticos grossos e finos de idade Aptiana,
tal como sua correlata, a Formação Guaratiba da Bacia de Santos, representada nas
fácies proximais do preenchimento de meio-grábens gerados na fase rift, como
cunhas preenchidas por conglomerados, diamictitos e siltitos que se espessam de
encontro a falhas antitéticas. A fase apresenta fragmentos de rocha com uma forte
presença vulcânica, diminuindo para o topo, com o aumento de rochas metamórficas
24
evidenciando mudança de área fonte (Bueno, 2007). Estes depósitos são
interpretados como leques aluviais (Dias et al, 1994), possuindo contato na parte
inferior com a Formação Imbituba e superior ora com a Formação Imbituba, ora em
contato com os arenitos da Formação Tramandaí e com rochas vulcânicas da
Formação Curumim.
SEC 3: Caracterizada pelo início da fase pós-rift, está representado pelas
seguintes formações:
A Formação Curumim apresenta uma suíte vulcânica (basaltos, andesitos e
traquiandesitos) representando um estágio de subsidência térmica cuja datação pelo
método Ar-Ar resultou em idade de 113 ± 0,1 Ma (Dias et al, 1994). Sobreposto a
esta unidade encontram-se, ora os carbonatos da Formação Portobelo, ora os
evaporitos da Formação Ariri. A base desta unidade ainda não foi atingida por
poços, mas as análises de seções sísmicas permitiram uma interpretação de uma
discordância com a unidade sotoposta e caracterizá-la pela geometria tipo sag
(Bueno, 2007).
Ao longo do contato crosta continental com crosta oceânica podem ser vistas
nas seções sísmicas cunhas de SDRs de diferentes idades. As suas relações de
contatos sugerem as mais antigas a Sul, de idade equivalente à da Formação
Imbituba e as mais jovens a norte, com idades similares às da Formação Curumim.
Assim, enquanto a sub-bacia de Torres (Norte) sofria um processo rift, a sub-bacia
Sul já experimentava um estágio de subsidência flexural produzido pelo resfriamento
e contração termal da crosta oceânica (Martins Neto et al, 2006 apud Bueno, 2007).
A Formação Ariri está representadas pelos evaporitos de idade neo-alagoas
indicadores de transição da sedimentação continental para marinha. Encontra-se
presente na porção norte da Bacia de Pelotas, com intercalações de anidrita e
carbonatos recobrindo os andesitos da Formação Curumim.
A Formação Portobelo é constituída por depósitos carbonáticos e
siliciclásticos caracterizando uma plataforma mista, sobrepostos concordantemente
aos evaporitos da Formação Ariri e recobertos pelos pelitos da Formação Atlântida.
Em direção ao continente interdigita-se lateralmente com a parte inferior dos
clásticos Tramandaí. Interpreta-se para essa unidade uma deposição em plataforma
carbonática de alta e baixa energia (Dias et al, 1994).
25
A Formação Tramandaí é constituída por arenitos finos, intercalados com
folhelhos, siltitos e calcários, encontra-se em discordância sob os arenitos da
Formação Cidreira, interdigitados lateralmente com os carbonatos e pelitos das
Formações Porto Belo e Atlântida, respectivamente. É Interpretado como de
ambiente marinho raso que sofre a transgressão dos pelitos de plataforma externa
da Formação Atlântida.
A Formação Atlântida está representado por clásticos e carbonatos finos
situados entre os carbonatos Portobelo e os clásticos finos da formação Imbé. Esta
seção pelititica é espessa, composta por folhelho e siltito, com camadas de arenito
muito fino, argiloso e marga. Esta unidade marca o início de uma transgressão
marinha em ambiente de sedimentação nerítico de plataforma externa.
SEQ 4: A partir dessa sequência ocorre a presença de diversos onlaps e
períodos erosivos retratando episódios de uma alternância de transgressões e
regressões de maior ordem, que foi subdividido em SEQ – 4a, 4b, 4c ... 4n. O
ambiente costeiro passa a ser dominado por leques de clásticos grossos e finos da
Formação Cidreira que, em direção à bacia, encontra-se interdigitado com os
folhelhos e siltitos da Formação Imbé. Ocorre a presença de camadas de arenitos
turbidíticos dando uma interpretação de ambiente marinho profundo, com plataforma
externa, talude e bacia.
A Formação Cidreira apresenta clásticos grossos e finos interdigitados com os
pelitos da Formação Imbé, estando em discordância sobre a Formação Tramandaí.
Esta unidade é caracterizada por arenito muito fino até grosso, depositado como
leques costeiros progradando sobre a plataforma em ambientes neríticos (Dias et al,
1994).
A Formação Imbé está caracterizada por pelitos, ou seja, folhelhos e argilas
situados normalmente em discordância sobre a Formação Atlântida e interdigitados
com a Formação Cidreira. Possui raras camadas de arenitos turbidíticos intercaladas
e sua deposição se deu em ambientes marinhos profundos, como plataforma
externa, talude e bacia (Dias et al, 1994).
26
Figura 2.9 – Carta estratigráfica (Dias et al 1994).
27
Figura 2.10 – Carta estratigráfica (Bueno 2007).
28
3 SÍSMICA
3.1 ONDAS SÍSMICAS
Onda pode ser denominada como fenômeno físico no qual ocorre propagação
de energia no espaço e no tempo em todas as direções. Em meios de composição
homogênea as ondas sísmicas se comportariam em forma de raio equidistante em
todos os pontos, como a terra possui a uma composição heterogênea ela não tem
esse comportamento.
Estas ondas são classificadas como: Ondas de Corpo, subdivididas em
Ondas Longitudinais e Ondas Transversais; e Ondas Superficiais, subdivididas em
Ondas Rayleigh e Ondas Love.
As Ondas Longitudinais são denominadas de Ondas Compressionais ou
ondas primárias (P) e as Ondas Transversais são denominadas de Ondas
Cisalhantes ou Secundárias (S) (Figura 3.1).
Figura 3.1 – Padrão de movimentação das ondas P (compressionais) e ondas S (cisalhantes) além das
ondas superficiais que são as ondas de Love e onda de Rayleigh (Veeken modificado de Kearey & Brooks 1991)
29
Para fins matemáticos, é necessário assumir que as rochas possuem o
mesmo comportamento de materiais elásticos e homogêneos, cujas propriedades
são constantes em todos os pontos e isotrópicos, nos quais estas propriedades não
variam para quaisquer que sejam as direções em que as observações são
efetuadas. Observa-se que o fenômeno de propagação compõe-se em dois
processos ondulatórios independentes, as ondas primárias (P) e secundárias (S)
possuem então, respectivamente, suas velocidades (Vp e Vs) de propagação
escritas matematicamente por:
(1) Vp = (√ λ+2μ) /ρ
(2) Vs = √ μ / ρ
a velocidade de propagação das ondas (P) onde as constantes de Lamé λ e μ
definem as propriedades elásticas da rocha e ρ a densidade. (Martins, 2001).
Verificando e analisando as equações anteriores observa-se que Vp é maior que a
de Vs pois as constantes elásticas não são simultaneamente nulas para um material.
3.2 METODOS SÍSMICOS
Os métodos sísmicos iniciam-se a partir da emissão de ondas elásticas
geradas por fontes de energias. A dinamite é a fonte mais comum para uso em terra
e canhões de ar comprimido para levantamentos marítimos. Estas ondas elásticas
são emitidas numa duração ou comprimento de tempo muito reduzido numa ordem
de milissegundos. Ao longo do processo de propagação as rochas respondem a
perturbações provocadas pelas passagens das ondas elásticas num processo de
reflexão ou refração, sendo que cada uma das camadas geológicas se deformando
em função das suas constantes elásticas. Esta ocorrência existe porque as rochas
se comportam como materiais com propriedades Intrínsecas, influenciada por
algumas características como porosidade, conteúdo de fluido, composição mineral e
etc (Figura 3.2).
Os receptores utilizados para registrar as reflexões destas ondas são
basicamente de dois tipos eletromagnéticos (geofones) para levantamentos em terra
e os de pressão (hidrofones) para levantamentos na água. Estes receptores devem
reproduzir as possíveis vibrações em forma de oscilações elétricas que são
transmitidas a um sismógrafo onde são digitalizadas, multiplexadas e registradas.
(Thomas et al, 2001)
30
3.2.1 Metodo Sísmico de Reflexão
O Método Sísmico de Reflexão é muito utilizado na indústria do petróleo, pois
fornece alta definição das feições geológicas de subsuperfície sendo seu custo
relativamente baixo. A maior parte dos investimentos em prospecção sísmica é
aplicada na Sísmica de Reflexão, onde o produto final são imagens das estruturas e
camadas geológicas em superfície, apresentadas das mais diversas formas e que
são disponibilizadas para o trabalho dos intérpretes.
Segundo Martins (2001), uma maneira simples de analisar os aspectos
geométricos das ondas registradas é através do modelo esquematizado na Figura
3.3. Este modelo apresenta uma interface delimitando dois pacotes de rochas com
diferentes impedâncias acústicas, resultado do produto de diferentes constantes
elásticas e diferentes densidades (I = ρ.V). (Ribeiro, 2001)
Figura 3.3(a). Tal representação mostra uma interface que separa dois
pacotes de rocha com contraste de impedância acústica, ou seja, diferentes
constantes elásticas, diferentes densidades, fator determinante para o espalhamento
da energia sísmica na forma de reflexão e refração das ondas elásticas.
Figura 3.3(b), no ponto F é posicionada uma fonte de transmissão de ondas
acústicas que são injetadas no solo, através de energia mecânica ou explosiva.
Após incidir na camada parte destas ondas sofre refração e outra reflexão. As que
retornam para a superfície são ondas refletidas que são captadas por geofones
(terra) ou hidrofones (mar) conectados a um sismógrafo. As ondas que sofrem
Figura 3.2 – As diferentes velocidades das encontradas pelo método sísmico de reflexão em função das propriedades do material constituinte (Thomas, 2001).
31
refração total são ondas incidentes e observando-se que essas refrações são tidas a
partir de um ângulo definido como ângulo de Incidência (ic). A caracterização deste
ponto permite identificar o início das refrações críticas (refrações para ângulos de
incidência maiores que o ângulo crítico), e delimita as reflexões subcríticas e
supercríticas (reflexões associadas a ângulos de incidência menores e maiores,
respectivamente, que o ângulo crítico). Os arranjos das fontes-receptores são
projetados para detalhar os registros das reflexões na região subcrítica (Martins,
2001apud Ribeiro, 2001).
Observe que as ondas que se propagam diretamente da fonte aos receptores
também são captadas e possuem expressão matemática definida por:
(3) td = x/V1,
A equação anterior define uma reta que passa pela origem do plano
cartesiano (x, t). O eixo horizontal x define o eixo dos afastamentos (offsets), e o
eixo vertical t caracteriza os tempos de percurso. Assim, na equação anterior, x é a
distância entre a fonte e o receptor, e td é o tempo de percurso da onda direta
medida no receptor.
Isolando-se um dos raios refletidos possibilita deduzir que o tempo de
percurso desde a fonte até o receptor será expresso por:
(4) tr2 = to + ( x/V1)
2,
onde to = 2d/V1 é o tempo duplo para a incidência normal e d é a espessura da
camada que compõe o modelo em análise (Martins, 2001).
Figura 3.3 – Reflexão das ondas em camadas com diferentes impedâncias acusticas (Martins, 2001).
32
3.2.2 Processamento de dados Sísmicos
O objetivo do processamento é produzir imagens da subsuperfície com a
máxima fidelidade possível, atenuando as várias distorções que afetam no método.
O produto final é uma seção sísmica podendo ser definida como o mapeamento em
tempo das feições geológicas da subsuperfície ao longo de um perfil. O subproduto
do processamento de dados é adquirido através da utilização de técnicas de
inversões com estimativa das impedâncias acústicas dos principais pacotes
rochosos ao longo de um perfil.
As etapas de edição podem ser simplificadas por: Ordenação da Família
CDP, Correção Estática, Análise de Velocidades e Correção de NMO, Empilhamento
e Migração. Formando assim um núcleo de processamento de dados.
Edição – Nesta etapa os dados são preparados para o processamento, pois a
análise destes dados tem como finalidade principal eliminar os traços ruidosos e os
traços danificados por problemas instrumentais. Existem formas automáticas de
edição, como o critério de amplitudes anômalas. Um importante procedimento
executado nessa fase é a gravação da geometria de aquisição nos headers dos
traços sísmicos, pois os módulos de processamento necessitam das informações da
geometria de tiro nos traços para poder executar as etapas adiante.
Ordenação da Família CDP – Os registros que são selecionados na edição
possuindo informações da geometria de aquisição gravada nos headers sofrem uma
ordenação, com o objetivo de agrupa-los uma vez que todo ordenamento tem por
base esta técnica. Ao fim de ordenação cada grupo de traços assim compostos
contém informações de um mesmo ponto dos refletores iluminados pela geometria
de aquisição (Martins, 2001).
Correções Estáticas – Reduz os traços de um sismograma para um mesmo
datum, elimina desta maneira o deslocamento dos picos de reflexão causado por
irregularidades topográficas ou mudanças abruptas na camada superficial de baixa
velocidade (Dourado, 2001). Estes deslocamentos são provocados principalmente
pelas camadas de intemperismo resultando nestes deslocamentos verticais, pois as
zonas próximas à superfície são constituídas por materiais muito heterogêneos. São
consideravelmente espessas em regiões tropicais e geram várias formas de ruídos
(ground-roll) que interferem de forma destrutiva com as reflexões. Quando as ondas
geradas nessas camadas sofrem atrasos durante a propagação, resultam em erros
33
de posicionamento dos refletores subjacentes a Zona de Baixa Velocidade (ZBV)
(Martins, 2001).
Analises de Velocidades e Correções de NMO – A análise de velocidades
estima a função velocidade para o empilhamento de dados. As velocidades de
empilhamento (VNMO) conforme o ambiente de aquisição de dados vai ser
determinado de maneiras distintas, em caso terrestre normalmente executa a
análise de velocidades para vários CDP’s estrategicamente escolhidos. Adota-se um
intervalo de trabalho e um incremento para as velocidades, aplicado ao CDP a partir
do valor inicial do intervalo escolhido até o valor final, executando as correções NMO
conforme a equação: ∆tn = tr – t0 (tr é tempo de reflexão e t0 é extraído diretamente
do CDP). A Correção NMO coloca todos os traços de um sismograma com offset
igual a zero, ou seja, afastamento entre fonte e geofones será anulado. Desta
maneira os picos refletidos perderão a feição hiperbólica e se alinharão feito essa
correção os traços pertencentes a um mesmo ponto em subsuperfície são
estaqueados (somados) aumentando desta maneira a relação sinal ruído (Martins,
2001).
Empilhamento – este procedimento é simples, porém aplicado após os
procedimentos de correções estáticas e das correções de NMO. Um somatório de
numero de traços de CDP é executado respeitando-se as posições as posições das
amostras em tempo, gerando um único traço sísmico para cada CDP empregado.
Os traços resultantes comporão a seção sísmica sem correção devido a inclinação
dos refletores em subsuperfície. Entretanto procedimentos como migração e pré-
empilhamento serão capazes de gerar seções sísmicas com refletores mais
corretamente posicionados em subsuperfície. A atenuação de ruídos incoerentes
pelas interferências destrutivas representa uma vantagem do empilhamento CDP,
eventos que possuem coerência nos traços laterais tem a amplitude reforçada após
o empilhamento, enquanto os eventos incoerentes são atenuados. As múltiplas
normalmente causadas pela lamina d’água em dados marítimos, são parcialmente
atenuadas com o empilhamento (Martins, 2001).
Migração – Traços sísmicos empilhados pode ser imaginados como fontes e
receptores de uma família CDP que estivessem posicionados em um mesmo ponto
da superfície (Martins, 2001).
A migração é um modelamento inverso, uma vez que utiliza a seção sísmica
empilhada para obter uma seção geológica real da subsuperfície (Silva, 2004 apud
34
Andrade, 2009). Tem como objetivo principal a correção da posição das reflexões na
seção sísmica, por causa das distorções causadas pelas estruturas com inclinações
(falhas, estratos inclinados, sinclinórios, anticlinórios, etc.) ou camadas inclinadas em
subsuperfície, resultando em uma seção sísmica que represente a geologia de
subsuperfície mais próximo da realidade.
4 INTERPRETAÇÃO SÍSMICA
A Interpretação sísmica agrega diversas metodologias científicas, que usam
dados sísmicos para obter um diagnóstico mais próximo da realidade do
comportamento estrutural, estratigráfico ou de caracterização físico-química da
geologia em subsuperfície.
O desenvolvimento da Interpretação sísmica se deu a partir da necessidade
de novas tecnologias para prospecção de hidrocarbonetos envolvendo
conhecimento de Geologia e Geofísica. É fundamental para um intérprete ter
conhecimento de Sedimentologia, Estratigrafia, Estratigrafia de Sequências,
Paleontologia, Geologia do Petróleo, Geologia Estrutural, Geologia Tectônica,
Geologia Histórica, Sísmica, Sismoestratigrafia e Geofísica de Poço, como também
o domínio de softwares específicos para a interpretação, que possibilitarão o
reconhecimento de uma série de feições geológicas através de padrões típicos
relacionados com um histórico de deposição sedimentar, variação lateral de fácies,
domo de sal, evolução estratigráfica e etc.
Basicamente, a interpretação sísmica pode ser dividida em dois segmentos a
interpretação sismoestrutural e sismoestratigráfica, podendo ser utilizada para:
busca de reservatórios na exploração de gás e óleo; monitoramento dos fluidos em
um reservatório através da Sísmica 4D, na fase explotatória; localização e
delimitação de jazidas minerais, na exploração mineral; evolução estrutural e
estratigráfica na produção científica, dentre outras.
4.1 SISMOESTRUTURAL
Na Interpretação sismoestrutural procura-se mapear na seção sísmica as
estruturas geológicas compondo um modelo estrutural da área. Podendo ser
representado, em blocos diagramas ou em mapas.
35
Falhas e dobras são estruturas importantes no mapeamento para prospectar
hidrocarbonetos. As falhas abertas servem como condutos durante a migração do
hidrocarboneto de uma rocha geradora, se acumulando em uma rocha reservatório.
As falhas fechadas e as dobras podem servir na formação de armadilhas, ou seja,
sela a rocha reservatório impedindo que o hidrocarboneto continue migrando, sendo
assim gera trapas que acumulam óleo e gás, podendo ser classificadas essas trapas
como estratigráficas ou trapas estruturais.
Estruturas como Domos de Sal e Domos de Argila também são importantes,
pois podem ser rochas selantes na formação de trapas. Os evaporitos apresentam
uma característica importante, por se apresentar certa plasticidade pode sofrer uma
pressão de rochas sobrejacentes fazendo com que migre, este deslocamento pode
provocar esforços nas rochas encaixantes gerando dobras e falhas, que por sua vez
pode criar trapas e falhas que podem servir como condutos migratórios.
4.2 SISMOESTRATIGRAFIA
A sismoestratigrafia é a aplicação da estratigrafia de sequência na sísmica,
permitindo entender o preenchimento de uma bacia dividindo a em pacotes
geneticamente relacionados e delimitados pelas suas discordâncias e concordâncias
correlativas (Holz, 2010)
4.2.1 Variáveis que controlam a sedimentação
A sedimentação é geralmente controlada por uma combinação de processos
autogênicos e alogênicos que determinam a distribuição dentro de um sistema
deposicional, o empilhamento em maior escala e os padrões dos sistemas
deposicionais dentro de uma bacia sedimentar (Catuneanu, 2006).
Os processos autogênicos são particularmente importantes em uma pequena
escala dentro do sistema, normalmente utilizado em estudos de métodos
convencionais de sedimentologia e análise de fácies. Os processos alogênicos são
diretamente importantes em uma sequência estratigráfica, por sua vez controlam a
arquitetura de grande escala no preenchimento de uma bacia.
São quatro as variáveis que controlam a sedimentação e variação dos
padrões de empilhamento dos estratos, além da distribuição de litofácies nas bacias
36
sedimentares: alogênico → Subsidência Tectônica, Eustasia e Clima; e autogênico
→ Aporte Sedimentar.
Subsidência Tectônica – Está relacionada ao processo de rebaixamento da
superfície terrestre com amplitude regional e local. A subsidência altera a energia do
sistema erosivo e aumenta a taxa de material depositado com relação ao
transportado pelo sistema.
Eustasia – Está diretamente relacionada com as variações do nível do mar
independente dos fatores locais como subsidência tectônica e aporte sedimentar,
pois diz respeito somente a posição da superfície do mar com referência a um
datum.
Clima – Está relacionado com as variações climáticas na atmosfera, globais e
locais, a temperatura, umidade, corrente oceânica e etc.
Aporte Sedimentar – Está relacionado com a tectônica e o clima influenciando
na área fonte através da erosão e do intemperismo, sendo importante para a
arquitetura estratigráfica de uma bacia, onde o volume e o tipo de sedimento se
apresentará na forma de padrões de empilhamento e elementos deposicionais no
espaço de acomodação criado.
4.2.2 Acomodação
A quantidade de espaço disponível para preenchimento de sedimentos,
relacionado pela distância entre o nível de base e a superfície deposicional (Jervey,
1988 apud Catuneanu 2006). Este conceito foi aplicado inicialmente para ambientes
marinhos, como ferramenta para permitir simulações matemáticas de progradação e
preenchimento sobre as margens divergentes da bacia (Jervey, 1988 apud
Catuneanu, 2006). Em ambiente marinho o nível de base foi relacionado ao nível do
mar e acomodação é o espaço criado entre este e o fundo do mar (Posamentier et
al, 1988, Apud Catuneanu, 2006). O espaço de acomodação disponível em
ambiente marinho vai depender então da variação do nível do mar e quanto de
espaço é consumido pela sedimentação (Figura 4.1).
37
4.2.3 Padrões de empilhamento
Os padrões de empilhamento são fundamentais para a construção de um
modelo estratigráfico, se subdividem em progradacional, retrogradacional e
agradacional, variando em função das taxas de sedimentação e do espaço de
acomodação.
A progradação ocorre quando a taxa de sedimentação é maior que a taxa de
criação de espaço de acomodação. Os perfis vão apresentar fácies continentais
sobrepondo fácies marinhas, gerando assim uma tendência a granocrescencia
ascendente. Neste caso a linha de costa migra para o oceano (Figura 4.2).
A Retrogradação ocorre quando a taxa de sedimentação foi menor que a taxa
de criação de espaço de acomodação. Os perfis vão apresentar fácies marinhas
sobrepondo fácies continentais, gerando assim uma tendência granodecrescente
ascendente. Neste caso a linha de costa migra em direção ao continente (Figura
4.2).
Figura 4.1 – Acomodação em relação ao Nível de Base; verifica-se que esse espaço de acomodação depende tanto da variação do nível do mar quando da relação com os sedimentos no fundo marinho. (Posamentier et al, 1988).
38
A agradação ocorre quando as taxas de sedimentação e de criação e espaço
de acomodação são iguais, os perfis nesse sistema não apresentam tendências
preferenciais. Neste caso a linha de costa apresenta-se estática(Figura 4.2).
4.2.4 Nível de base
O nível de base é considerado como uma superfície de referência global que
delimita a erosão da deposição em determinado ambiente. Esta superfície é
dinâmica, oscila em movimento ascendente e descendente ao longo do tempo em
relação ao centro da terra e em paralelo com aumentos e quedas eustáticas no nível
do mar. Para simplificar, nível de base é aproximável com o nível do mar (Jervey,
1988; Schumm, 1993 apud Catunenu 2006).
Em sistema fluvial o nível de base vai estar representado por qualquer corpo
de água no qual desemboca o rio, podendo ser o nível do mar, nível de um lago,
nível de um rio e etc (Posamentier & Allen, 1999 apud Catuneanu 2006).
4.2.5 Trajetórias da Linha de Costa
A interação entre a variação do nível de base e sedimentação controlam as
oscilações na profundidade da água, bem como as mudanças de transgressão e
Figura 4.2 – progradação com perfil em tendências granocrescente ascendente, retrogradação com perfil em tendências granodecrescente ascendente e agradação onde o perfil não apresenta tendências (Van Wagoner et al. 1990).
39
regressão da linha de costa. (Catuneanu, 2006). Estes tipos de mudanças são
fundamentais para a estratigrafia de sequência, pois as terminações, a formação de
pacotes estratigráficos associados a determinadas tendências deposicionais, é
caracterizado por padrões específicos de empilhamento conhecido como Trato de
sistemas, sendo inserido nas variações da transgressão e regressão marinha.
Transgressão
Transgressão é o avanço da linha de costa em direção ao continente. Isto
ocorre quando as taxas de aumento do nível de base ultrapassam as taxas de
sedimentação na linha costeira, com o espaço de acomodação sendo criado mais
rapidamente que a sedimentação possa preenchê-lo e resultando na regressão das
fácies. Devido à subida do nível de base estes processos que ocorrem na zona
transicional passam a ter retrabalhamento e agradação dos sedimentos. Ocorre
também um reajuste de um ambiente continental com gradiente menos íngreme
para a zona de face de praia com gradiente mais íngreme. O deslocamento da linha
de costa para o continente tem como resultado a erosão causada pelas ondas ou
assoreamento costeiro. Litorais dominados pela erosão estão associados a
inconformidades na parte continental. Estes hiatos são de idades equivalentes com
a fase transgressiva marinha (Catuneanu, 2006).
Regressão Forçada
Regressão forçada ocorre durante o estágio de queda de nível de base
forçando a linha de costa a regredir independente da fonte de sedimentos resultando
em uma progradação. Uma variedade de processos pode ocorrer durante a
regressão forçada entre ambientes marinhos e não marinhos, incluindo a erosão,
assoreamento ou uma combinação de ambos. Estes processos afetam os ambientes
fluviais e marinhos e a relação entre um e outro vai depender da posição relativa
entre equilíbrio do fluxo de energia e a superfície do solo (Catuneanu, 2006).
Regressão Normal
A regressão normal ocorre durante estágios inicial e tardio da subida do nível
de base, quando as taxas de sedimentação ultrapassam as baixas taxas do
40
aumento de nível de base. Nesta situação a sedimentação passa a ocupar o espaço
de acomodação recém-criado. A agradação está associada a um bypass e a
circulação de sedimentos resultando em uma progradação de fácies. Esta sucessão
de fácies geradas na vertical consiste em depósitos com aumento da granulometria
gradualmente para o topo. Os depósitos de regressão normal podem ser
representados por progradações deltaicas ou de plataforma marinha rasa, tendo
também como característica a agradação costeira como resultado do aumento do
nível de base.
4.2.6 Terminações Estratais
As terminações estratais são definidas pela relação geométrica entre os
estratos e a superfície estratigráfica no qual eles terminam, são melhores
observados em grandes escalas, especialmente em linhas sísmicas e grandes
escalas de afloramento. Os principais tipos de terminações estratais são:
truncamento, toplap, onlap, downlap e offlap (Catuneanu, 2006). (Figura 4.3)
O truncamento é um termo da geologia clássica e os demais termos foram
desenvolvidos pela sismoestratigrafia na década de 70 para descrever e interpretar
a arquitetura mostrada pela sísmica de reflexão (Mitchum & Vail, 1977; Mitchum et
al, 1977 apud Catuneanu, 2006).
Truncamento – Terminação de estratos contra uma superfície de erosão
sobrejacente. Os toplaps podem se desenvolver em truncamentos só que o
truncamento é mais extremo, isso implica tanto o desenvolvimento de alivio da
erosão ou desenvolvimento de uma discordância angular.
Figura 4.3 – Terminações estratais definindo a relação geométrica entre os estratos e a superfície estratigrafica (Catuneanu 2006).
41
Toplap – Terminação de estratos inclinados contra a superfície sobrejacente
de ângulo mais baixo. Esta superfície representa o limite proximal da unidade
deposicional sedimentar.
Onlap – Terminações de estratos de baixo ângulo com uma superfície
estratigráfica mais íngreme. Pode ser também chamado de um lapout, marcando
uma terminação lateral de uma unidade sedimentar no seu limite deposicional. Os
Onlaps podem se desenvolver em ambientes marinhos, costeiros e não marinhos:
Onlap Marinho – desenvolve em encosta continental durante a transgressão
Onlap Costeiro – desenvolve na transgressão onde os estratos costeiros de
águas rasas ficam em onlap com as superfícies de ravinamento.
Onlap Fluvial – desenvolvem ao fim do assoreamento dentro de um sistema
fluvial, durante subida do nível de base os estratos fluviais posteriores começam a
depositar em onlap.
Downlap – Terminações de estratos inclinados sobre uma superfície de
ângulo inferior. Pode ser também chamado de baselap, por marcar a base de uma
camada em seu limite deposicional. É comum observar na base clinoformas em uma
progradação deltaica.
Offlap – Este padrão representa a mudança progressiva do avanço offshore e
das terminações superiores (mergulho acima) das unidades sedimentares dentro de
uma sequência de rochas ou estratos concordantes. Este padrão é produto da
queda do nível de base, sendo diagnóstico de regressão forçada.
4.2.7 Superfícies Estratigráficas
As superfícies estratigráficas têm uma aplicabilidade de muita importância
dentro da estratigrafia de sequência, pois são elas que delimitam os tratos de
sistemas e as sequências deposicionais. As Superfícies estratigráficas são
representadas por duas curvas, uma descreve as mudanças do nível de base no
litoral e a outra descreve as mudanças associadas na costa (transgressão e
regressão) (Catuneanu, 2006) (Figura 4.4).
42
Como resultado das variações do nível de base e sedimentação Catuneanu
(2006) definiu quatro eventos que controlam as superfícies estratigráficas:
Início da regressão forçada – início da queda de nível de base na linha de
costa e está acompanhada por uma mudança de sedimentação para a erosão ou
bypass nos ambientes fluvial a marinho raso;
Fim de regressão forçada – final da queda do nível de base na linha de costa
e está marcada por uma mudança da degradação para agradação nos ambientes
fluvial a marinho raso;
Fim de regressão – durante o aumento do nível base na linha de costa
marcando o ponto em que muda o padrão de sedimentação, de regressão da linha
de costa para transgressão;
Fim da transgressão – durante o aumento do nível de base na linha de costa
marcando uma mudança na direção da variação da linha de costa da transgressão
para regressão.
Discordância Subaérea
A discordância subaérea é uma superfície formada normalmente durante a
queda do nível de base por processo subaéreo como erosão fluvial ou não
Figura 4.4 – relação dos eventos que controlam as superfícies com o nível de base (Catuneanu 2006).
43
deposição, degradação eólica, pedogênese ou dissolução. Gradualmente se
estende da bacia adentro durante a regressão forçada e atinge a sua máxima
extensão no final de regressão forçada. Devido ao seu tempo e modo de formação,
correspondem aos grandes hiatos do registro estratigráfico, separando estratos que
pertencem a diferentes ciclos de mudança de nível de base e marca mudanças
abruptas de fácies bacia adentro. (Catuneanu, 2006).
Conformidade Correlativa
Existem duas conformidades correlativas na literatura a primeira foi definido
por Posamentier et al. (1988), onde conformidade correlativa representa o paleo-
fundo marinho abaixo da discordância subaérea no início da regressão forçada que
corresponde a uma superfície estratigráfica marcando uma mudança no padrão de
empilhamento de uma regressão normal para uma regressão forçada. (Catuneanu,
2008 apud Casagrande, 2010).
Existe uma proposta de Hunt e Tucker (1992), onde conformidade correlativa
representa mudança no padrão de empilhamento de uma regressão forçada para
uma regressão normal se formando em ambiente marinho no final da queda do nível
de base na linha de costa, sem exposição subaérea (Catuneanu, 2008 apud
Casagrande, 2010).
Para Catuneanu (2006) a superfície proposta por Posamentier & Vail. (1988)
seria o mesmo que a Superfície Basal de Regressão Forçada e a proposta por
Sensu Hunt e Tucker (1992), seria de fato a Conformidade Correlativa.
Superfície Basal de Regressão Forçada
A superfície basal de regressão forçada foi definido como sendo à base de
todos os depósitos que se acumulam no ambiente marinho durante a regressão
forçada da linha de costa (Hunt & Tucker, 1992 apud Catuneanu, 2006). Isto
corresponde a definição de Conformidade Relativa proposta por Posamentier et al
(1992) (Catuneanu, 2006).
Para Catuneanu (2006) este termo é utilizado para se referir à base da
clinoforma mais antiga associado ao padrão offlap, sendo o paleo-fundo oceânico no
inicio do estagio da linha de costa (Catuneanu 2008 apud Andrade, 2009). Esta
superfície para ser reconhecida vai depender da preservação, conforme a magnitude
da queda do nível de base, onde o gradiente marinho e o nível de atuação das
44
ondas na costa causam erosão significativa, podendo ocorrer remobilização total dos
depósitos de regressão forçada (Catuneanu, 2008 apud Casagrande, 2010).
Superfície Regressiva de Erosão Marinha
A superfície regressiva de erosão marinha é causada pelo ravinamento
regressivo durante a regressão forçada em ambientes da plataforma dominados por
ondas na região de costa. Este ravinamento ocorre porque a gradiente do fundo
marinho na zona de face de praia é inferior ao gradiente de equilíbrio das ondas
(Catuneanu, 2006).
Essa superfície constrói um truncamento na linha de tempo (diacrônico) e ao
lado da superfície de ravinamento transgressivo ficando mais difícil de serem
preservadas no registro estratigráfico (Catuneanu, 2006). Está relacionada à
regressão forçada e pode se formar em regressão normal quando as taxas de
energias estão relativamente altas, especialmente quando a trajetória da linha de
costa é horizontal e retilínea ou com baixo ângulo de mergulho (Catuneanu et al
2008 apud Andrade, 2009).
Superfície de Regressão Máxima
A superfície de regressão máxima está definida em relação à curva
regressiva-transgressiva marcando a mudança da regressão normal para a
transgressão da linha de costa, sendo assim separa estratos progradando abaixo
para estratos retrogradando acima (Catunenanu, 2006). O final da regressão da
linha de costa marca uma mudança de regimes sedimentares referente ao aporte
sedimentar e a energia do ambiente em todos os sistemas deposicionais da bacia. A
superfície máxima de inundação pode se desenvolver com um contato estratigráfico
gradacional ou discreto em muitas bacias sedimentares, sendo assim o seu
potencial de preservação é maior em ambientes marinhos rasos a profundos
ocorrendo uma tendência de onlaps pelos sedimentos agradacionais transgressivos
costeiros (Catunenanu, 2006).
Superfície de Transgressão Máxima
A superfície de transgressão máxima está definida em relação à curva
transgressiva-regressiva, marcando o fim da transgressão da linha de costa. Assim
45
esta superfície separa estratos retrogradacionais abaixo de estratos que podem
variar de agradacionais a progradacionais a cima. A presença destes estratos a cima
identifica a superfície de transgressão máxima com a superfície em dados sísmicos
apresentando um padrão downlap. A mudança dos padrões de empilhamento de
retrogradacional para agradacional ou progradacional ocorre durante a subida do
nível de base, quando as taxas de sedimentação começam a superar as taxas de
aumento do nível de base.
Superfície de Ravinamento Transgressivo
A superfície de ravinamento transgressivo é originada por ações erosivas e de
remobilização de sedimentos provocadas pela ação da maré (TRS) ou das ondas
(WRS) durante a subida do nível de base e transgressão da linha de costa. Esta
superfície ocorre normalmente em plataforma aberta, onde se tem a presença da
fácies retrogradante. Em muitos casos o ravinamento é expressivo podendo erodir
os depósitos praias e fluviais depositados, sendo assim vários tipos de depósitos
podem ocorrer abaixo da superfície de ravinamento transgressivo, dependendo do
grau de escavamento (Catuneanu, 2006).
As TRS são incisões causadas pelas correntes de maré nos ambientes
costeiros durante a transgressão da linha de costa, ficando seu registro na base dos
depósitos do complexo da boca do estuário (Catuneanu, 2006).
As WSR são formadas na fácies costeira superior durante a transgressão
devido à ação das ondas no substrato marinho onde os sedimentos depositados
serão retrabalhados (Catuneanu, 2006).
4.2.8 Trato de Sistemas
O conceito de Trato de Sistemas foi introduzido para definir uma ligação de
sistemas deposicionais contínuos e contemporâneos, formando a subdivisão de uma
sequência (Brown & Fisher, 1977 apud Catuneanu, 2006).
Os Tratos de Sistemas são interpretados com base nos padrões de
empilhamentos estratais, tipos de superfícies limitantes e sua colocação dentro de
uma sequência sendo atribuídas posições específicas ao longo de uma inferida
curva de variação do nível de base na linha costeira. Dentro da variação a curva do
nível de base, se identifica quatro tratos de sistemas, que são: Trato de Sistemas de
46
Nível Alto (TSNA); Trato de Sistemas de Regressão Forçada (TSRF); Trato de
Sistemas de Nível Baixo (TSNB); e Trato de Sistemas Transgressivo (TST).
Trato de Sistemas de Nível Alto
O Trato de Sistemas de Nível Alto é limitado na base por uma superfície
transgressiva máxima, suas clinoformas são marcados por downlaps e o topo é
limitado por discordância subaérea, superfície basal de regressão forçada ou
superfície regressiva de erosão marinha. Este trato se forma durante a fase tardia da
subida do nível de base quando as taxas de sedimentação são maiores que as taxas
de crescimentos, gerando uma regressão normal da costa e tem inicialmente um
padrão de empilhamento agradacionais sendo sucedidos por um conjunto de
clinoformas progradantes. (Catuneanu, 2006) (Figura 4.5).
Este trato possui um conjunto de sistemas deposicionais onde predominam
ambientes fluviais, costeiro deltas e marinho raso. Os depósitos fluviais possuem
uma tendência a ser granodecrescente ascendente, os depósitos marinhos raso tem
uma tendência granocrescente ascendente formando estratos com baixa taxa de
agradação e progradação e os depósitos deltaicos à medida que ocorre a
desaceleração da subida do nível de base a progradação passa a ser maior que a
agradação.
47
Trato de Sistemas de Regressão Forçada
O Trato de Sistemas de Regressão Forçada é limitado no topo por uma
superfície composta pela discordância relativa na porção não marinha, concordância
correlativa na região abissal e porções retrabalhadas pela superfície regressiva de
erosão marinha na sua fase inicial. Na base é limitado pela superfície basal de
regressão forçada e pela porção mais antiga da superfície regressiva de erosão
marinha. Este trato de sistemas inclui todos os estratos acumulados em uma bacia
sedimentar durante a regressão forçada da linha de costa. De acordo com os
modelos da estratigrafia de sequências este trato é formado principalmente por
ambientes marinhos rasos e marinhos profundos, se acumulando ao mesmo tempo
da discordância subaérea na porção não marinha da bacia (Catunenanu, 2006).
No inicio da queda do nível de base a linha de costa avança para a bacia
junto com os depósitos fluviais que chegam a plataforma continental, na área com
ambiente não marinho passa a circular canais fluviais de alta energia e entrelaçados,
os rios assim escavam seus leitos levando sedimentos em direção aos oceanos.
Figura 4.5 – Evolução do TSNA em relação ao tempo, (a) Curva eustática indicando o ponto que ocorre, (b) geometria de empilhamento indicando o padrão de empilhamento e (c) blocodiagrama (Coe, 2003).
48
Neste ambiente é comum registros de paleo-linhas deixadas com retração da linha
de costa evidenciando o processo de regressão forçada. (Figura 4.6)
Na quebra da plataforma se desenvolvem deltas de regressão forçada
apesentando terminações estratais em offlap, tendo uma granulometria mais
grosseira em relação aos deltas de regressão normal. Na região de águas profundas
começa depositar sedimentos de fluxo de gravidade (mud flows e debris flows). Na
fase final se forma turbiditos de altas densidades com canais ligados a frente
deltaica se depositando mais a frente em relação ao fluxo de gravidade.
Trato de Sistemas de Nível Baixo
O Trato de Sistemas de Nível Baixo é limitado na base pela discordância
subaérea e pela conformidade correlativa e no topo é marcado pela superfície de
máxima regressão. Esse trato é formado durante o estagio inicial da subida do nível
de base no momento em que a taxa de sedimentação é maior que a taxa de
Figura 4.6 - Evolução do TSRF em relação ao tempo, (a) Curva eustática indicando o ponto que ocorre, (b) geometria de empilhamento indicando o padrão de empilhamento e (c) blocodiagrama (Coe 2003).
49
acomodação caracterizando como uma regressão normal, consequentemente seus
processos deposicionais e empilhamento padrões são dominados pela baixa taxa de
agradação e progradação em toda a bacia sedimentar (Catuneanu, 2006).
Quando a plataforma continental está parcialmente submersa durante o inicio
da subida do nível de base, após a regressão forçada, o limite basal pode se incluir
a porção mais jovem da superfície erosiva de regressão marinha (Figura 4.7).
Os principais ambientes deposicionais esperados nesse trato estão
associados a sistemas deposicionais, desde fluvial e costeiro a marinho raso e
profundo. Os depósitos não marinhos e plataformais apresentam um padrão
granodecrescente ascendente, já os depósitos associados a ambientes marinhos
profundos apresentam padrão granocrescente ascendente.
Trato de Sistemas Transgressivo
O Trato de Sistemas Transgressivo é limitado pela superfície regressiva
máxima na base, e pela superfície de transgressão máxima no topo. Este trato de
sistemas forma durante a fase de subida do nível de base, quando as taxas de
crescimento ultrapassam as taxas de sedimentação variando assim linha de costa.
Figura 4.7 - Evolução do TSNB em relação ao tempo, (a) Curva eustática indicando o ponto que ocorre, (b) geometria de empilhamento indicando o padrão de empilhamento e (c) blocodiagrama (Coe 2003).
50
Ele é caracterizado por um padrão de empilhamento retrogradacional, que resultam
em geral nos perfis dentro de sucessões verticais marinhas e não marinhas com
granodecrescencia ascendente.
Como as taxas de crescimento ultrapassam as taxas de sedimentação
durante a transgressão marinha. O Trato de Sistemas Transgressivo se espera
apresentar em todos os sistemas deposicionais ao longo da bacia sedimentar, fluvial
e costeiro, marinhos rasos e marinho profundo (Figura 4.8).
5 INTERPRETAÇÃO DE DADOS
A interpretação de dados foi feita através de oito seções sísmicas do norte da
Bacia de Pelotas, sendo seis seções de orientação Dip denominadas D1, D2, D3,
D4, D5 e D6 e duas de orientação strike denominadas S1 e S2 (Figura 5.1). É
importante observar que as seções S2 e D6 não se interconectam com as demais
seções, mas estão sendo usadas para tentar auxiliar a verificação do
Figura 4.8 - Evolução do TST em relação ao tempo, Curva (a), Perfil (b) e modelo (c) (Coe 2003).
51
comportamento dos padrões geológicos observados a norte através da seção D6 e a
oeste através da seção S2.
5.1 METODOLOGIA
A metodologia aplicada para confecção deste trabalho tem como ponto inicial
a consulta de trabalhos bibliográficos buscando conhecer detalhes sobre a geologia,
o arcabouço tectônico e estratigráfico da região, que é de grande importância para
subsidiar o uso das ferramentas da estratigrafia de sequências. Foi necessário o uso
dos conceitos teóricos da Geologia Tectônica, Geologia Estrutural, Estratigrafia,
Estratigrafia de Sequências, Sísmica e Sismoestratigrafia.
Figura 5.1 – Disposição das seções sísmicas na área de trabalho
Santa Catarina
52
Na parte prática foi utilizado o software Geographix® LANDMARK e os seus
aplicativos para interpretação das seções sísmicas 2D. Após o carregamento de
dados começou a correlação através: da marcação das terminações dos refletores;
da ligação desses refletores marcados, formando um horizonte único; da
identificação do topo e da base de uma sequência deposicional, individualizando o
pacote sedimentar; da marcação das superfícies de downlap, toplap, onlap e
truncamento erosivo; e dos padrões de empilhamento, sendo eles progradação-
agradação, agradação-progradação e retrogradação, identificando assim os tratos
de sistemas.
5.2 RESULTADOS OBTIDOS
Foi possível identificar dez sequências, sendo que uma sequência é da Bacia
do Paraná enquanto nove sequências fazem parte da Bacia de Pelotas. O
conhecimento geológico-estratigráfico foi utilizado nas seções sísmicas para avaliar
o padrão de deposição sedimentar, verificando os processos e comportamento da
área fonte dos sedimentos que preenchem a bacia, bem como para analisar a
influência do magmatismo na fase rift, no controle da deposição sedimentar.
Foram elaboradas duas tabelas, sendo que a primeira apresenta as principais
características das sequências sedimentares mapeadas na área de trabalho (Tabela
5.1) e a segunda tabela deve ser utilizada para a compreensão dos critérios
utilizados na metodologia para separação das sequências sedimentares (Tabela 2).
Litoestratigrafia Terminações Padrão de empilhamento Tratos Distinções
SEQ 4f Cidreira e Imbé Toplap Downlaps Agradação Progradação TSNA A base é discordância de um canal espesso na seção Onlap Retrogradação TST
SEQ 4e Cidreira e Imbé Toplap Downlaps Agradação Progradação TSNA Slump; e a base é discordância de um canal espesso na seção Onlap Retrogradação TST
SEQ 4d Cidreira e Imbé Truncamentos Downlaps
Agradação Progradação TSNA Início do Slump e a presença de falhas normais
Onlap Retrogradação TST
SEQ 4c Cidreira e Imbé Toplap Downlaps Agradação Progradação TSNA Pode inferir início do Triássico e tem onlap aparente Onlap Retrogradação TST
SEQ 4b Cidreira e Imbé Toplap Downlaps Agradação Progradação TSNA Topo pode inferir fim do Jurássico Onlap Retrogradação TST
SEQ 4a Cidreira e Imbé Toplap Downlaps Agradação Progradação TSNA Único que apresenta TSNB
Onlap Retrogradação TST
Toplap e Downlap Progradação Agradação TSNB
SEQ 3b Curumim, Porto Belo, Atlântida e Tramandaí
Toplap Downlaps Agradação Progradação TSNA Bacia SAG
Onlaps Retrogradação TST
SEQ 3a Curumim, Porto Belo, Atlântida e Tramandaí
Truncamentos Onlaps
Retrogradação TST Bacia SAG
SEQ 2 Imbituba e Cassino Não Não Não Vulcano-Sedimentar
SEQ 1 Serra Geral Não Não Não Basalto da Bacia do Paraná
Tabela 5.1 – Apresentando as principais características das sequências e distinções das Sequências Sedimentares.
53
Marcações nas Seções Cor
Terminações
Superfície de Transgressão Máxima
Superfície de Regressão Máxima
Discordância Subaérea
Falhas
SEQ 1 – Não caracterizada na Bacia de Pelotas. Essa sequência encontra-se
como embasamento na porção nordeste e é constituída por um espesso depósito
magmático da Formação Serra Geral que recobre os sedimentos da Bacia do
Paraná (Figura 5.2).
SEQ 2 – A sequência 2 pertence a fase rift, nas fases rift, sin-rift e pós-rift se
encontra rochas vulcânicas, o que dificulta o mapeamento desta sequência, pois isto
ocorre em função da transição da Bacia do Paraná para a Bacia de Pelotas ser
gradual, de forma que os processos magmáticos da Formação Serra Geral migre
para a Formação Imbituba podendo esse vulcanismo ser geneticamente
correlacionados e de difícil separação, já que a estratificação de litologias
semelhantes são dificilmente visíveis as distinções geofísicas. O processo de
estiramento crustal da Bacia de Pelotas foi de forma rápida e intensa, o que
dificultou o desenvolvimento desta fase, portanto a fase rift teve um registro
diferenciado das demais bacias de margem leste Brasileira. Esta sequência pôde ser
poucas vezes observada com clareza, nas Seções D1, D2 e D3 os critérios para
identificação foram o preenchimento de meio grabéns com falha de bordo para leste
e através do seu padrão de deposição vulcano-sedimentar aparentemente, onde se
verifica que o depósito vulcânico caracterizado como Formação Imbituba
apresentando um padrão sísmico de refletores sedimentares pela presença da
Formação Cassino (Figura 5.2).
DS
SRM TST
TSNA
TSNB
STM
Tabela 5.2 – Apresenta a marcação das terminações estratais e das superfícies destacando a cor usada em cada uma delas.
54
SEQ 3 – A Sequência 3 está associada a fase pós-rift, onde já se observa a
existência de uma rampa e pode ser associada regionalmente às formações
Curumim, Porto Belo, Atlântida e Tramandaí. Foi separada em 3a e 3b, pois ocorre
uma discordância sutil que foi interpretada como um hiato deposicional. (Figura 5.3).
SEQ 3a – A Sequência 3a observa-se na sua base uma discordância
facilmente identificável e de clara distinção, pois esta se encontra sobre a Crosta
Continental, sobre a Crosta Oceânica e sobre a SEQ 2 formadas pela Formação
Figura 5.2 – Seção D1 mostrando a SEQ 2 como um meio grabén e o seu padrão vulcano-sedimentar.
Figura 5.3 – Seção D1 onde se verifica a SEQ 3a e 3b, separada por uma discordância erosiva.
SEQ 1
55
Imbituba com Formação Cassino respectivamente basaltos e conglomerados. A alta
amplitude é característica das diferentes rochas constituintes por isso apresenta
abrupta mudança de padrão sísmico. Seu padrão deposicional é retrogradante e
suas terminações estão bem representadas por onlaps o que caracteriza um TST.
Apresenta um padrão de bacia tipo SAG no topo, ou seja, uma bacia contínua
extensa e rasa que nas bacias da margem leste separam a fase pós-rift da fase
oceano aberto (Figura 5.4).
SEQ 3b – A sequência 3b é separada da 3a por uma discordância, percebe-
se levemente na linha D1 que existem terminações do padrão truncamento erosivo
interpretado como uma retardação da subida do nível do mar, posteriormente volta a
ter a subida e a repetição dos padrões de empilhamento retrogradacional com
terminações em onlaps caracterizando um TST. Logo acima verifica a presença de
uma STM e os padrões de empilhamento mudam para agradacionais-
progradacionais e as terminações são bem definidas por toplaps e downlaps, o que
nos faz interpretar um TSNA (Figura 5.5).
Figura 5.4 – Seção D1 apresenta na SEQ 3a um padrão retrogradacional com presença de onlap e truncamento no topo caracteriza uma erosão causada quando ocorreu um leve hiato deposicional.
56
SEQ 4 – A Sequência 4 está associado à fase de oceano aberto com quebra
da plataforma e é composta pelas Formações Cidreira e Imbé. Essa sequência foi
dividida em sequências deposicionais (4a, 4b, 4c, 4d, 4e e 4f) por acompanhar uma
evolução marcada por eventos deposicionais e erosionais que se sucedem ao longo
do tempo. Isso é resultado da variação dos níveis de base ocasionada pela ação
conjunta das variáveis controladoras do registro estratigráfico, são elas: subsidência,
aporte sedimentar e variação no nível relativo do mar. Caracterizada na estratigrafia
de sequência por transgressões e regressões marinhas uma característica marcante
nas bacias do leste brasileiro.
SEQ 4a – A Sequência 4a está na base das sequências caracterizadas da
fase oceano aberto e é a única sequência a se encontrar o TSNB. Verifica-se esse
trato na base com padrões deposicionais de progradação-agradação evidenciando o
mesmo e suas terminações são discretos toplaps e downlaps vistos na seção D1.
Na seção S1 também podem ser vistos alguns padrões de TSNB, pois em alguns
momentos ela está se comportando como um modelo deposicional de seção Dip em
função da direção e do comportamento da chegada dos sedimentos que estão
Figura 5.5 – Seção D1 com retrogradação na base (TST) e agradação-progradação (TSNA) no topo com terminações em toplap e downlap.
57
associados à geomorfologia da área. Acima do TSNB é separado por uma SRM é
muito claro o padrão retrogradacional dos sedimentos na seção D1, assim como nas
demais seções D2 e D3 as terminações em onlaps são claras, evidenciando a
ocorrência desse pacote como um TST. No topo da sequência separado do TST por
uma STM temos um padrão deposicional de agradação-progradação o caracteriza
um TSNA e se verifica uma forte representação de toplaps e downlaps bem
definidos seção D1(Figura 5.6).
SEQ 4b – A Sequência 4b é delimitada da sequência 4a por uma forte
discordância erosiva. Esta sequência vai apresentar em sua base padrão
deposicional retrogradacional e onlaps bem definidos na seção D1. Este pacote
sedimentar está limitado pela STM na sua parte superior, sendo que os padrões
deposicionais acima dessa superfície são caracterizados por agradação-
progradação e bem representados nas seções D3 e D4 (Figura 5.7), mostrando suas
terminações em toplaps e downlaps bem definidos.
Figura 5.6 – Seção D1 com progradação-agradação, toplaps e downlaps na base, seguido de retrogradação acima e agradação-progradação com toplaps e downlaps no topo.
58
SEQ 4c – A Sequência 4c é delimitada da Sequência 4b por uma
discordância, que em várias seções Dip, apresenta uma erosão do TSNA da
sequência 4b. É importante a observar que se pode associar esta discordância ao
Terciario/Eoceno, pela ocorrência de vulcanismo desta idade em quase todas as
bacias do leste brasileiro (Figura 5.8). Na base dessa sequência temos um padrão
deposicional retrogradacional com terminações em onlap bem definidas
caracterizando como TST, é importante a atenção das marcações de onlap desta
sequência, pois em algumas seções, como na seção D1, existe uma feição de onlap
aparente, ou seja, isto ocorre porque as terminações em onlap são perfeitas quando
não ocorrem deposições encosta (Figura 5.9a e 5.9b), quando ocorrem deposições
na encosta contemporânea aos preenchimentos em onlap (Figura 5.9c), resulta no
que chamamos de onlap aparente (Figura 5.9d), o que por sua vez, pode nos fazer
cometer o erro de separar rochas contemporâneas como se fosse de idades
diferentes, e assim delimitar a base do TST nesta sequência em um local errado
(Figura 5.10). O topo do TST é limitado pela STM, acima dessa superfície ocorre um
padrão agradacional-progradacional, bem visível nas seções D2, D3, D4 e D5,
apresentando terminações em toplap e downlap bem definidos (Figura 5.11).
Figura 5.7 – seção D4 com retrogradação na base seguido de terminações em onlaps, no topo ocorre agradação-progradação com toplaps e downlaps.
59
.
Figura 5.8 – Seção S1 com a deformação da discordância entre as SEQ 4b e 4c evidenciando que o vulcão responsável foi desta época e podendo ser associado ao vulcanismo do eoceno que ocorre nas bacias do leste brasileiro.
Figura 5.9 – Modelo exemplificando a evolução de um Onlap. Em (a) o onlap gerado é de forma perfeita por não ocorrer deposição na rampa como mostra em (b) e em (c) mostra a ocorrência de deposição na rampa contemporânea ao preenchimento onlap o que em (d) mostra a feição chamada onlap aparente. (Cartwright et al 1993).
60
SEQ 4d – A sequência 4d é delimitada da sequência 4c por uma
discordância. Esta sequência tem como característica a presença de falhas normais
bem expressivas e apresenta uma rampa mais representativa onde ocorre a
Figura 5.11 – Seção D3 com agradação-progradação, toplaps e downlaps.
Figura 5.10 – Seção D1 mostrando um onlap aparente em uma seção sísmica na sequência 4c.
61
presença de slump. Inicia-se com um padrão deposicional retrogradacional e com
terminações em onlaps caracterizando como TST que está delimitado acima por um
STM. Acima desta superfície apresenta padrão deposicional em agradação-
progradação com a presença de terminações em truncamentos e downlaps
caracterizando como TSNA (Figura 5.12), que não pode ser visto na seção D2, pois
encontra-se erodido pela discordância superior que é a base de um canal visível na
seção S1.
SEQ 4e – A sequência 4e é delimitada da sequência 4d por uma
discordância, na seção S1 essa discordância representa a base de um canal com
espessura lateral aproximada de 30 Km, é identificado slump bem visível nessa
sequência, principalmente na seção D2 que é perpendicular a seção S1 e passa
pelo centro do canal. Na seção D5 verifica em sua base padrão deposicional
retrogradante apresentando terminações em onlaps, caracterizando-o como um TST
que é delimitado acima por uma STM. Posteriormente os sedimentos apresentam
um padrão deposicional agradacional-progradacional e suas terminações são bem
definidas em Toplap e Downlap representando um TSNA (Figura 5.13).
Figura 5.12- Seção D5 com retrogradações apresentando onlaps na base e no topo agradação-progradação com truncamentos e downlaps.
62
SEQ 4f – A sequência 4f é delimitada da 4e por uma discordância erosiva,
nas seções dips apresenta uma intensa erosão e verifica feições podendo ser
interpretadas como canais de um sistema meandrante. Nessa sequência a base
representa um padrão de deposição retrogradante com a presença de onlaps o que
identifica um TST delimitado no topo por uma STM, apresenta slump com menor
representação que a sequência 4e, porém ainda indica uma rampa íngreme.
Posteriormente os estratos tem um padrão deposicional de agradação-progradação
e contendo terminações em toplaps e downlaps representando assim um TSNA
(Figura 5.14).
Figura 5.13 – Seção D5 com retrogradação na base e no topo com agradação-progradação, toplaps e downlaps.
63
5.3 DISCUSSÃO
Verificamos que a área é formada por amplas sequências sedimentares sobre
uma sequência vulcano-sedimentar, e uma parte de crosta continental e de crosta
oceânica. As sequências sedimentares tem um controle deposicional tanto
autogênicos quanto alogênicos. O processo autogênico pode ser facilmente visto
pelo espesso vale inciso que consta na seção S2, onde se interpreta ser a principal
fonte de sedimentos de chegada à área no início das deposições (Figura 5.15). Os
processos alogênicos tem tamanha importância principalmente pela influência do
controle tectônico e magmático que apresenta a área de trabalho.
Figura 5.14 – Seção D4 com retrogradação na base. No topo apresenta agradação-progradação e
downlaps.
64
A Figura 5.16 representa a área de estudo com o índice de cores indicando o
tempo de respostas das ondas em milissegundos, estas respostas foram
interpretadas em velocidades e representa o horizonte que limita do embasamento
das sequências sedimentares. O que se percebe é que a diferença batimétrica é
significante sendo interpretadas pelos diferentes tempos de resposta, enquanto a
seção S2 apresenta valores de tempo de respostas, na sua maior profundidade
próximos de 2.500ms a seção S1 apresenta valores de tempo de respostas, na sua
menor profundidade próximo dos 5000ms, apresentando assim uma declividade
significante da área. Na seção S2 temos um vale com espessura de
aproximadamente 30 km (Figura 5.15), que está representado no mapa (Figura
5.16), a sul na seção S2, está de cor vermelho indicando um tempo de resposta
2.500ms aproximadamente. Através dos dados extraídos desta figura foi criado um
bloco diagrama procurando visualizar a geomorfologia da área. (Figura 5.17)
Este vale citado anteriormente, interpretado como fonte principal dos
sedimentos no início da deposição, em direção a seção S1, mostra que a deposição
dos sedimentos, ora se apresenta com maior fluxo para sul, ora com maior fluxo
para norte, fazendo com que na seção strike S1 apresente padrões deposicionais de
seções dip mostrado na sequência SEQ 3. Os sedimentos que se acumularam na
SEQ 3a, foram dobrados por tensão aplicada pela chegada dos sedimentos
superiores isto visto na seção S1 (Figura 5.18).
Figura 5.15 – Seção S2 com vale inciso interpretado ser principal fonte de sedimentos da área.
65
Figura 5.16 – Apresenta as seções com respostas em tempo tomando como base a discordância que delimita o embasamento.
Santa Catarina
66
Na sequência SEQ 4e percebe-se que a deposição dos sedimentos não é
mais controlada pelo vale inciso, os sedimentos que chegam à área tem um controle
da plataforma, que apresenta um canal bem formado tomando como base a
discordância erosiva com a SEQ 4d (Figura 5.18).
Figura 5.17 – Bloco diagrama representando as seções com respostas em tempo tomando como base a discordância que delimita o embasamento, proporcionando melhor a visualização da geomorfologia.
S1
S2
67
Na seção S1 se tem a interpretação da discordância que pode ser inserida
como a separação do Cretáceo/Terciário pela presença do Vulcão. Este pode ser
associado ao vulcanismo do eoceno, que ocorre nas demais bacias do leste
brasileiro, a discordância entre a SEQ 4b e SEQ 4C é assim interpretada por
perceber a sua deformação deste refletor causada pelo vulcão (Figura 5.19).
O mapa da (Figura 5.20) é referente à discordância entre as SEQ 4d e SEQ
4e já próximo a superfície e foi utilizado para se ter uma noção de como
possivelmente encontra-se a situação mais atual da geomorfologia e de como
resultou a deposição sedimentar posterior da área, representado no bloco diagrama
(Figura 5.21).
Figura 5.18 – Seção S1 apresenta sedimentos dobrados e apresentando características de seção Dip, nas sequências 4e e 4f sendo um vale na interseção com as seções D1 e D3.
68
Figura 5.19 – Vulcão interpretado como sendo do Eoceno, pois apresenta um padrão dos demais ocorrentes nas bacias do leste brasileiro, deforma o refletor que separa as SEQ 4b e 4c evidenciando ser mais tardio e a partir disso delimitar o Cretáceo do Terciário.
69
Figura 5.20 – Apresenta as seções com respostas em tempo tomando como base o discordância 14 que delimita as SEQ 4d e 4e.
Santa Catarina
70
5.4 CONCLUSÃO
O estudo estratigráfico-geológico da porção norte da Bacia de Pelotas a partir
da análise sismoestratigráfica de oito seções sísmicas permitiu as seguintes
conclusões:
1 – O contato Crosta Oceânica foi interpretado a partir da identificação dos
SDRs presente nas seções sísmicas.
2 – foram mapeadas 9 sequências de 3ª ordem, sendo elas a SEQ 2 de
caráter vulcano-sedimentar admitindo ser da fase rift, as SEQs 3a e 3b com
magmatismo na base e um padrão tectônico típico de bacia SAG admitindo
pertencer a fase pós-rift e as SEQs 4a, 4b, 4c, 4d, 4e e 4f que são de origem
sedimentar de uma fase Oceano Aberto.
3 – Descobriu-se um controle morfológico em que se interpreta que a fonte
principal dos sedimentos no início das deposições é de um vale inciso bem
representado na Seção S2.
Figura 5.21 – Bloco diagrama representando as seções com respostas em tempo tomando como base a discordância 14 que encontra-se próximo ao topo das seções, proporcionando melhor a visualização da geomorfologia em dias mais atuais.
S1
S2
71
4 – Foram interpretados três tipos de vulcanismo: o primeiro da Formação
Serra Geral que pertence a Bacia do Paraná; o segundo a formação Imbituba
pertencente a da Bacia de Pelotas; e terceiro a Formação Curumim pertencente a
Bacia de Pelotas.
5 – Constatou se que os evaporitos da Formação Ariri que ocorrem desde o
Sul da Bacia de Santos e que a alguns autores citam que se apresentam de forma
incipiente no norte Bacia de Pelotas não estão presente na área de estudo.
72
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75
ANEXO I – Seção Sísmica D1
76
ANEXO II – Seção Sísmica D2
77
ANEXO III – Seção Sísmica D3
78
ANEXO IV – Seção Sísmica D4
79
ANEXO V – Seção Sísmica D5
80
ANEXO VI – Seção Sísmica D6
81
ANEXO VII – Seção Sísmica S1
82
ANEXO VIII – Seção Sísmica S2
