Ano 5

Número 56

Agosto 2003

 

Bacias sedimentares brasileiras

Bacia Potiguar

 

Bacia Potiguar

Ubiraci Manoel Soares*, Enio Luiz Rossetti # & Rita de Cássia Tardin Cassab$

*PETROBRAS/UN-RNCE-Ativo de Exploração, Natal – RN, Brasil (e-mail: ubiraci@petrobras.com.br)

#PETROBRAS/UN-RNCE-Ativo de Exploração, Natal – RN, Brasil (e-mail: eniorossetti@petrobras.com.br)

$Museu de Ciências da Terra / DNPM, Rio de Janeiro, Brasil (e-mail: rcassab@rj.cprm.gov.br)

 

Localizada na porção mais oriental do nordeste do Brasil, a bacia Potiguar abrange em suas porções emersa (22.500 km2) e submersa (26.500 km2), parte dos estados do Rio Grande do Norte e Ceará e suas respectivas plataformas continentais. Esta bacia tem limites a sul, leste e oeste com rochas do embasamento cristalino, ao norte com o Oceano Atlântico (isóbata de 2000m) e a noroeste com o alto de Fortaleza, que a separa da bacia do Ceará (Figura 1).

  Figura 1 - Mapa de localização e arcabouço tectônico da bacia Potiguar2.

A importância econômica regional desta bacia pode ser medida pela produção diária de 80 mil barris de óleo e 3 milhões de m3 de gás (maio/2003), sendo a primeira em produção terrestre e a segunda maior produtora nacional de petróleo.

A bacia Potiguar desenvolveu-se sobre um substrato de rochas pré-cambrianas pertencentes à Província Borborema, cujos trends estruturais apresentam direção principal NE, além de um importante sistema de zonas de cisalhamento E-W e NE-SW1.

O arcabouço estrutural da bacia Potiguar é constituído basicamente de quatro feições morfo-estruturais, relacionadas com os grandes eventos que afetaram a mesma: grabens e altos internos, relacionados às fases de estiramento crustal (rift), e plataformas rasas do embasamento e talude, relacionadas à fase de deriva continental. Na porção emersa da bacia os grabens apresentam direção geral NE-SW, sendo margeados por duas plataformas rasas denominadas de Aracati (a oeste) e Touros (a leste). Na porção submersa a direção predominante das feições estruturais é NW-SE, por efeito de uma tectônica transtensional dextral2 em resposta ao processo de separação continental América do Sul-África (Figura 1).

O preenchimento sedimentar desta bacia está intimamente relacionado com as diferentes fases de sua evolução tectônica3: a fase rift, compreendendo as formações Pendência e Pescada; a fase transicional, constituída pela Formação Alagamar; e a fase de deriva continental, constituída pelas seqüências flúvio-marinhas transgressiva (formações Açu, Ponta do Mel, Quebradas e Jandaíra) e regressiva (formações Ubarana, Guamaré, Tibau e Barreiras; Figura 2)4, 5.

Sua origem está inserida no contexto da evolução da margem equatorial atlântica, iniciado ao final do Jurássico. A rotação diferencial dextral entre a América do Sul e a África gerou, na Província Borborema, um regime de esforços com distensão norte-sul e compressão leste-oeste, propiciando o desenvolvimento de diversas bacias rift sob regimes transtensional (caso do rift Potiguar) e transpressional6.

 

Figura 2 - Carta estratigráfica da bacia Potiguar (modificada4, 5).

São reconhecidos pelo menos três importantes estágios tectônicos7, 8, 9, em resposta à dinâmica das placas tectônicas durante o início da fragmentação do Gondwana, denominados de Sin-Rift I, Sin-Rift II e Sin-Rift III. Uma nova abordagem10 admite uma divisão baseada tanto no estágio de desenvolvimento das zonas transformantes, quanto no posicionamento das bacias em relação a estas zonas, propondo três estágios principais denominados de Pré, Sin e Pós-Transformante.

O estágio Sin-Rift I (Neojurássico) refere-se ao início da deformação distensional, com a deposição de clásticos em uma ampla depressão denominada de Depressão Afro-Brasileira, seção esta sem registro na bacia Potiguar.

O estágio Sin-Rift II (Neoberriasiano?/Eobarremiano?) caracteriza-se pelo desenvolvimento de bacias rift intracontinentais controladas por falhas de rejeito preferencialmente normal, definindo meio-grabens assimétricos. Foram gerados, neste período, todo o sistema de rifts cretáceos do Nordeste brasileiro (Figura 3). Na bacia Potiguar estas calhas tectônicas foram preenchidas por depósitos flúvio-deltaicos e lacustrinos que constituem a Formação Pendência11. Nas duas seqüências mais basais desta unidade predomina uma sedimentação lacustre com fluxos gravitacionais de arenitos e conglomerados, vindos tanto da margem falhada quanto da margem flexural, alimentados por sistemas fan-deltaicos e de leques aluviais12. Estima-se valores de taxa de sedimentação entre 400 e 500 m/Ma nos depocentros da seqüência 213. Já nas duas seqüências mais superiores, a sedimentação é predominantemente flúvio-deltaica, ficando a sedimentação lacustrina reduzida a nichos isolados na bacia12 (Figura 4). Nestas seqüências a taxa de sedimentação apresenta uma tendência de crescimento em direção ao topo do rift, com valores desde 150 m/Ma, na seqüência 3, a até 600 m/Ma na seqüência 413.

  Figura 3 - Sistema de rifts cretáceos do Nordeste brasileiro originados em resposta ao processo de estiramento e afinamento crustal atuante na região durante a fragmentação do Gondwana9.

O evento magmático conhecido como Formação Rio Ceará Mirim, presente na forma de diques de diabásio com forte orientação E-W no embasamento adjacente à borda sul da bacia Potiguar (Figura 2), está relacionado à gênese do rift neocomiano na bacia, ocorrendo em dois pulsos principais, entre 145 e 130 milhões de anos14. A ocorrência de rochas vulcanoclásticas intercaladas aos sedimentos da porção basal da Formação Pendência, na porção emersa da bacia, também é correlacionada com este evento15.

Figura 4 - Modelo deposicional proposto para a Seqüência 3 da Formação Pendência12, bacia Potiguar emersa (modificado8). A sedimentação nesta seqüência é caracterizada por um progressivo domínio de sistemas deposicionais de água rasa ("Trato de Sistemas de nível de lago baixo"), com desenvolvimento de complexos deltaicos progradacionais axiais e longitudinais a partir da margem flexural e sistemas fan-deltaicos agradacionais na margem falhada.  

No estágio Sin-Rift III (Neobarremiano?/Eoaptiano?) o processo distensivo começou a concentrar a deformação ao longo da futura margem continental, causando uma grande mudança na cinemática rift. Na bacia Potiguar, este evento provoca um deslocamento do eixo de rifteamento para a porção submersa da bacia, ao mesmo tempo em que causa um levantamento e erosão (discordância do topo da seção neoberriasiana?/eobarremiana?) na porção emersa, que se comporta como uma ombreira do novo rift. A direção de transporte tectônico muda de NNW para E-W, com movimentos predominantemente transtensionais dextrais, em resposta ao início do processo de deriva continental9. O registro desta fase na bacia Potiguar é restrito à porção submersa, sendo dado pelas seções neobarremiana(?) da Formação Pendência e eoaptiana(?) da Formação Pescada. Esta última unidade é constituída por uma cunha clástica sintectônica, reconhecida inicialmente no bloco baixo da Falha de Pescada16, cuja atividade está geneticamente relacionada a um aumento da taxa de subsidência no final da fase rift.

Durante o Neoaptiano inicia-se a deposição da seqüência transicional pós-rift, sobre uma forte discordância angular (mais evidente na porção emersa), em resposta ao início de uma subsidência termal lenta e generalizada. Dados geoquímicos17 e bioestratigráficos18 (presença de dinoflagelados) sugerem que a primeira incursão marinha na bacia tenha ocorrido nesta idade. Essa seqüência é constituída pelos sedimentos da Formação Alagamar, depositados em ambientes flúvio-deltaico (Membro Upanema) e transicional (Membro Galinhos) separados por um intervalo de rochas de um sistema lagunar constituído de folhelhos pretos e calcilutitos ostracoidais, denominado informalmente de Camadas Ponta do Tubarão (Figura 5)19, 20.

Figura 5 - Modelo deposicional proposto para Formação Alagamar, bacia Potiguar19. Depósitos fluviais entrelaçados nas porções mais proximais e interiores ao continente e sistemas deltaico-lacustrinos retrogradacionais. Depósitos carbonáticos de sabkha nos períodos de nível de lago baixo e clima árido.

 

A partir do Albiano, tem início a deposição da seqüência flúvio-marinha transgressiva na bacia Potiguar, representada pelos sedimentos siliciclásticos das formações Açu (proximal) e Quebradas (distal), bem como pelo desenvolvimento mais restrito de uma plataforma carbonática albiana denominada de Formação Ponta do Mel. O apogeu desta transgressão ocorreu na passagem do Cenomaniano para o Turoniano, sendo marcado pelo afogamento dos sistemas fluviais da Formação Açu, bem como pela implantação de uma ampla plataforma carbonática denominada de Formação Jandaíra, cujos sedimentos mais novos apresentam idade mesocampaniana (Figura 6a). O padrão estratal dos sedimentos desta seqüência apresenta mergulhos suaves com clinoformas sigmoidais típicas de bacias de margem em rampa21.

Na borda sul da bacia Potiguar, afloramentos de soleiras de diabásio, com tendência alcalina e idade radiométrica da ordem de 85 a 90 Ma22, caracterizam o evento magmático conhecido como Formação Serra do Cuó. O efeito termal deste evento está possivelmente associado à amplificação da erosão do topo da seção turoniana, única seqüência intra-Jandaíra com discordância do tipo 1. Este episódio provocou, além da exposição da rampa interna, um expressivo deslocamento da paleolinha de costa em direção à bacia23.

A deposição da seqüência flúvio-marinha regressiva tem início após um forte evento erosivo no Neocampaniano (Figura 2), causado por um soerguimento devido a uma anomalia térmica associada à passagem de um centro de espalhamento da cadeia meso-oceânica da margem equatorial em frente à bacia24 ou induzido termicamente pela presença de uma pluma mantélica25.

 

Figura 6 - Modelos deposicionais propostos para as seqüências Transgressiva (a) e Regressiva (b), bacia Potiguar20 (modificado3). A seqüência Transgressiva é constituída por sistemas fluviais (Formação Açu) meandrantes e entrelaçados, uma plataforma carbonática (Formação Ponta do Mel) mais restrita, sistemas siliciclásticos marinhos de plataforma e talude (Formação Quebradas) e uma plataforma carbonática de água rasa (Formação Jandaíra) de ampla distribuição na bacia. A seqüência Regressiva é composta por sistemas de leques costeiros (Formação Barreiras), plataforma (formações Tibau/Guamaré) e talude (Formação Ubarana), cujas relações laterais de fácies exibem um clara tendência de recuo da paleolinha de costa em direção a bacia.

O evento magmático conhecido como Formação Macau ocorre tanto intercalado aos sedimentos da seqüência regressiva quanto no embasamento adjacente à bacia, sendo datados pulsos no Eoceno/Oligoceno com idades entre 25 e 45 Ma14, 26. Um pulso mais novo no Mioceno com idade mínima de 17 Ma é datado com base em relações estratigráficas em poços na porção submersa (1RNS12 e 1RNS31) da bacia. A espessura total destes derrames de olivina-basalto atinge até 1500 metros na região dos canyons de Agulha e Ubarana, evidenciando a grande magnitude deste evento. A origem deste vulcanismo pode estar associado à passagem da margem equatorial sobre o hot spot de Fernando de Noronha27, 28 ou relacionado à colocação de magmas em zonas de alívio, a partir de ajustes tectônicos intraplaca devido à inversão dos pólos magnéticos e variações na velocidade angular da placa sul-americana14, 26.

Na seqüência flúvio-marinha regressiva, o padrão estratal apresenta clinoformas mais oblíquas com quebras de plataformas mais abruptas e bem definidas, mostrando um evidente domínio de feições progradacionais21. O registro sedimentar desta grande regressão na bacia é constituído por sistemas de leques costeiros, plataforma e talude, depositados entre o Neocampaniano e o Recente, representados, respectivamente, pelo Grupo Barreiras e formações Tibau/Guamaré e Ubarana, cujas relações laterais de fácies exibem uma clara tendência de avanço da paleolinha de costa em direção à bacia (Figura 6b). Os sedimentos conglomeráticos imaturos da Formação Serra do Martins, que ocorrem sobre platôs do embasamento ao sul da bacia Potiguar, são correlacionados como parte deste evento regressivo, sendo interpretados como uma porção mais continental do mesmo25, 29. O soerguimento/erosão da província da Borborema a partir do Mioceno explica o crescente influxo de terrígenos na plataforma do sistema Tibau-Guamaré25, contribuindo também para amplificação de importantes eventos erosivos no Eomioceno (ca. 17 Ma) e Mesomioceno (ca. 10 Ma)5.

Na bacia Potiguar preservou-se uma rica e diversificada associação fossilífera do Cretáceo. Gastrópodos, biválvios e equinóides são os elementos mais abundantes, com grande diversidade de espécies. Os amonóides são raros, mas os exemplares encontrados contribuíram de maneira eficaz para a datação dos sedimentos. Foram registrados também conchostráceos, corais, icnofósseis, alguns peixes e uma tartaruga, cujas ocorrências trazem informações sobre as condições ambientais reinantes durante a deposição dos sedimentos (Figura 7).

Na Formação Açu, os fósseis foram encontrados em apenas duas localidades, uma na região de Russas e outra em Tabuleiro do Norte, ambas localizadas na borda oeste da bacia, no Estado do Ceará. Estavam preservados em folhelhos e siltitos que ocorriam intercalados com os arenitos característicos dessa formação. Tratavam-se de crustáceos semelhantes às baratinhas-da-praia e biválvios dos gêneros Mytilus e Brachidontes, todos característicos de ambientes parálicos. Havia também restos de vegetais e escamas de peixe, identificadas como Tharrhias castellanoi Duarte & Santos, 196130.

  Figura 7 - Alguns macrofósseis da Formação Jandaíra, bacia Potiguar: a) Coelodus rosadoi Silva Santos, 1963 (DGM 669-P)31; b) Rosadosoma riograndensis (Maury, 1924) (DGM4565-I)32; c) Protexanites (Protexanites) aff. P. (P.) bourgeoisianus (d’Orbigny, 1850)33 (UFPE); d) Gauthiericeras sp.33 (UFPE). Barra de escala igual a 10 mm.

A Formação Jandaíra apresenta, em sua parte aflorante, quatro faixas de sedimentos de idades diferentes e associações fossilíferas de composição variada, datadas do Eoturoniano ao Neocampaniano (Figura 8). Duas são eoturonianas (a primeira transgressiva e a segunda regressiva), a terceira foi depositada durante o Neoconiaciano e a quarta no Neocampaniano31. Os fósseis refletem deposição em ambientes de planície de maré e laguna, mas em alguns locais foram encontrados indícios de uma sedimentação em águas mais agitadas. São bastante diversificados se analisados em sua totalidade mas, pontualmente, predominam poucas espécies, Em geral, os depósitos são autóctones, com os indivíduos preservados em posição de vida.

Figura 8 - Mapa geológico simplificado da bacia Potiguar.

A primeira associação fossilífera caracteriza-se pela instalação da fauna de moluscos pertencente ao Domínio Tetiano. São abundantes os gastrópodos das famílias Nerineidae e Trochactaeonidae, além das conchas de grande porte do gênero Tylostoma. Dentre os biválvios, destacam-se os representantes da superfamília Ostreoidea, por serem abundantes e diversificados na formação, e da família Inoceramidae, pelo potencial para estudos crono- e bioestratigráficos. A idade da associação foi feita com base na presença do inoceramídeo Mytiloides submytiloides Seitz, 1935, característico do Turoniano inferior.

A delimitação entre a primeira e a segunda associação foi marcada pela ocorrência de depósitos de gipsita intercalados com níveis argilosos, contendo fósseis de conchostráceos, peixes e restos de plantas. Esses depósitos evaporíticos indicam o trato do nível de mar mais alto e o início da fase regressiva.

A continuidade da fauna na segunda associação fossilífera indica também uma idade eoturoniana. Esta associação diferencia-se da primeira por ter sido depositada durante uma fase regressiva. Após o início da regressão marinha, houve uma redução da fauna, tanto em diversidade como em abundância e a ocorrência de bancos de ostras indicam um trato de mar mais baixo. A presença de calcretes sobre esses bancos de ostras é uma evidência da exposição subaérea em ambientes continentais, durante uma fase de não deposição. Em outros afloramentos, a presença de restos de vegetais continentais e uma tartaruga de água doce marcam o final da fase regressiva do Turoniano.

 

A terceira associação foi posicionada no Coniaciano superior pela ocorrência do amonóide Protexanites (Protexanites) aff. P. (P.) bourgeoisianus (d’Orbigny, 1850), característico deste intervalo33. A quarta associação foi datada como neocampaniana com base nas informações obtidas a partir de microfósseis que ocorrem em subsuperfície34, 36 e estudos de variações eustáticas em outras localidades da Província Borborema37, associadas à ocorrência do amonóide Sphenodiscus38, cujos registros vão do Neocampaniano até o final do Maastrichtiano.

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