João Marinho de Morais Neto*, Otaviano da Cruz Pessoa Neto#, Cecília Cunha Lana$ & Pedro Victor Zalán+
*PETROBRAS-UNEXP-ATEX-MEQ, Rio de Janeiro, Rio de Janeiro, Brasil (e-mail: jmarinho@petrobras.com.br)
#PETROBRAS/UN-RNCE-Ativo de Exploração, Natal, Rio Grande do Norte, Brasil (e-mail: otaviano@petrobras.com.br)
$PETROBRAS-CENPES-PDEXP-BPA, Rio de Janeiro, Rio de Janeiro, Brasil (e-mail: lana@cenpes.petrobras.com.br)
+PETROBRAS-UNEXP-GP-NNE, Rio de Janeiro, Rio de Janeiro, Brasil (e-mail: zalan@petrobras.com.br)
A bacia do Ceará localiza-se na plataforma continental da margem equatorial brasileira, abrangendo uma área de aproximadamente 34.000 km2. Está separada da bacia Potiguar pelo Alto de Fortaleza, a sudeste, e limita-se a oeste com a bacia de Barreirinhas pelo Alto de Tutóia (Figura 1). O seu limite sul é dado pela faixa de afloramento do embasamento cristalino, junto à linha de costa no estado do Ceará. Ao norte limita-se pelo ramo sul da Zona de Fratura Romanche1. Sua origem e evolução estão intimamente associadas a uma história geológica polifásica, no contexto da formação da margem equatorial afro-brasileira, desenvolvida sob um complexo regime tectônico de natureza transtrativa e transpressiva2, 3, 4, 5, responsável pela geração de um rifteamento oblíquo caracterizado pelo desenvolvimento de estágios distintos, pré-, sin- e pós-ativação dos movimentos transformantes6, 7, 8. Esse complexo cenário geodinâmico foi responsável pela grande variação na geometria, acervo estrutural e preenchimento das bacias da margem equatorial, refletindo o controle dinâmico e cinemático dominantes em cada uma de suas fases evolutivas. Nesse modelo, os diversos arranjos de estruturas frágeis descritos em várias bacias da margem equatorial podem ser interpretados como resposta às fases de estiramento perpendicular (Barremiano?-Aptiano?), distensão oblíqua (Albiano-Cenomaniano) e de franca deriva continental (Cenomaniano-Recente), cujos elementos estruturais associados podem variar em função dos mecanismos de deformação dominantes ao longo de sua evolução8.
Figura 1 - Localização, limites e arcabouço estrutural da bacia do Ceará.
Devido a características tectônicas distintas, a bacia do Ceará foi compartimentada em quatro sub-bacias: Piauí-Camocim, Acaraú, Icaraí e Mundaú, de oeste para leste (Figura 1, Figura 2), as quais apresentam histórias deposicionais e deformacionais ligeiramente distintas1. As sub-bacias de Icaraí e Acaraú estão separadas pelo prolongamento norte do Lineamento Sobral-Pedro II (Lineamento Transbrasiliano), sendo que a última está separada da sub-bacia de Piauí-Camocim pelo Alto do Ceará, feição positiva de provável origem magmática2. A sub-bacia de Mundaú, por sua vez, limita-se com a sub-bacia de Icaraí por uma importante inflexão da falha de borda, no prolongamento nordeste da falha de Forquilha. Tais limites indicam controle das estruturas pretéritas do embasamento cristalino na nucleação e no traçado das inflexões presentes nas falhas de borda das sub-bacias.
As rochas sedimentares do Meso-Cenozóico que preenchem a bacia do Ceará não afloram. Até o momento não foram amostrados sedimentos mais antigos que o Eoaptiano, datados através de palinomorfos continentais. No entanto, acredita-se que depósitos mais antigos possam estar presentes nas porções mais profundas da bacia, como indicado pelo espesso pacote imageado por dados sísmicos, que sugere a possibilidade de seção sin-rift de idade barremiana(?) ou de um substrato sedimentar pré-rift (Jurássico?/Paleozóico?), assim como pela preservação comprovada de sedimentos de idade paleozóica-mesozóica na bacia offshore de Ketha (Gana), sua contraparte africana1. Estima-se que o embasamento da bacia, na sua porção mais profunda, possa atingir mais de 15 km de profundidade. As datações e interpretações paleoambientais atualmente disponíveis originam-se de diversos estudos do conteúdo microfossilífero de poços perfurados pela PETROBRAS na sub-bacia de Mundaú. Esses microfósseis incluem ostracodes lacustres, grãos de pólen e esporos, dinoflagelados, foraminíferos bentônicos e planctônicos, nanofósseis calcários e macroforaminíferos, estes últimos na seção terciária da bacia (Figura 3).
Figura 2 - Carta estratigráfica composta da bacia do Ceará13.
Na sub-bacia de Mundaú, a porção mais estudada em função da densa malha sísmica e por concentrar mais de 90% dos quase cem poços exploratórios da bacia, foram reconhecidas feições anômalas em relação a um típico rift de ambiente puramente divergente. A ausência de variações laterais no seu preenchimento sedimentar, de espessas cunhas de conglomerados na borda do rift, mudanças significativas no estilo e na geometria da falha de borda, o adelgaçamento dos pacotes sedimentares em direção à falha de borda e a presença de incursões marinhas precoces, levaram-na a ser interpretada como um rift "não-convencional"2, 9, caracterizado por arquiteturas diferenciadas, responsável pela geração de domínios de deformação transpressiva e/ou transtrativa ao longo da evolução da bacia. Nessa sub-bacia, o padrão de falhamentos é predominantemente NW-SE, responsável pela sua estruturação em blocos basculados e escalonados por falhas sintéticas de mesma direção (Figura 1). Lineamentos de direção NE-SW cortam obliquamente o principal trend estrutural, podendo representar zonas de transferência de natureza transcorrente que teriam ajudado a compartimentá-la, acomodando diferentes taxas de deformação durante a sua formação e posterior deformação10, 11.
Nas sub-bacias de Icaraí, Acaraú e Piauí-Camocim, por sua vez situadas no domínio transpressivo, os principais traços estruturais alinham-se na direção E-W e NE-SW, claramente influenciados pela movimentação direcional associada à tectônica transcorrente ao longo daquele mega-corredor de cisalhamento dextral. Tal deformação foi responsável pela geração de uma notável gama de estruturas, como falhas de cavalgamento, falhas reversas, falhas normais e oblíquas, estruturas-em-flor positivas e negativas, enxames de falhas direcionais e dobras gigantescas, além da inversão de depocentros2, 5, 6, 7.
Interessante notar que, em boa parte da bacia do Ceará, os principais traços estruturais parecem compor um par conjugado nas direções NW-SE e NE-SW, com altos e baixos estruturais dispostos en échelon, coerentes com a movimentação transcorrente dextral ao longo daquela margem transformante.
Embora com diferenças genéticas em relação à evolução das bacias da margem leste, o registro sedimentar da bacia do Ceará pode ser agrupado em função das sucessivas fases evolutivas da bacia, as quais compreendem os estágios rift, transicional e de franca deriva continental12, 13 (Figura 2).
Figura 3 - Microfósseis da bacia do Ceará, sub-bacia de Mundaú: 1- Galeacornea clavis (pólen; Cenomaniano); 2- Cicatricosisporites sp. (esporo; andar Alagoas); 3- Transitoripollis crispolensis (pólen; Aptiano inferior); 4- Pseudoceratium anaphrissum (dinoflagelado; Albiano inferior/médio); 5- Nematosphaeropsis "grandis" (dinoflagelado; Santoniano-Campaniano); 6- Subtilisphaera senegalensis (Ecozona Subtilisphaera spp.; Aptiano superior); 7- Gavelinella sp. (foraminífero bentônico; Campaniano-Maastrichtiano); 8- Pseudoguembelina costulata (foraminífero planctônico; Campaniano-Maastrichtiano); 9- Bulimina sp. (foraminífero bentônico; Campaniano-Maastrichtiano); 10- Braarudosphaera bigelowii (nanofóssil; Aptiano-Quaternário); 11- Ostracode 207 ( ostracode não-marinho; andar Alagoas); 12- Micula sp. (nanofóssil; Coniaciano superior-Maastrichtiano); 13- Watznaueria barnesae (nanofóssil; Jurássico médio-Maastrichtiano); 14- Gartnerago segmentatum (nanofóssil; Cenomaniano-Maastrichtiano).
A Formação Mundaú representa o estágio rift da bacia, originado em resposta a esforços tectônicos transtrativos durante o Eoaptiano1. Embora a sucessão de biozonas registrada nesta formação esteja completa (palinozonas P-230 e P-260, respectivamente T. crisopolensis14 e I. turbatus14; zona de ostracodes NRT-01115), uma importante discordância regional separa pelo menos duas seqüências deposicionais de origem continental, porém com características petrográficas e fácies sísmicas distintas11. Abaixo dessa discordância, a seqüência basal representa a fase inicial do rift9, 10, depositada durante o Eoaptiano - portanto correlata ao estágio rift transtrativo na bacia Potiguar, responsável pela deposição da Formação Pescada naquela bacia16. Essa seção foi depositada numa grande fossa onde predominou a deposição de conglomerados, arenitos, siltitos e folhelhos lacustres geradores, intercalados com delgados corpos turbidíticos de baixa porosidade10, 13. É caracterizada por uma fácies sísmica de baixa freqüência, com horizontes subparalelos na porção superior e visíveis discordâncias angulares/erosivas pouco ou não amostradas nas porções mais profundas da bacia. Diferenças petrográficas, variações abruptas de espessura, baixa resolução bioestratigráfica e a presença de vários ciclos sedimentares e discordâncias internas na seção basal da Formação Mundaú dificultam a correlação com áreas adjacentes, o que aponta para uma paleogeografia complexa, possivelmente controlada pela atividade tectônica sin-rift. Neste contexto, são reconhecidos ambientes deposicionais tipicamente continentais - leques aluviais, rios entrelaçados e lagos13, 16, com freqüentes palinomorfos continentais (esporos, grãos de pólen e algas lacustres), além de conchostráceos e escassos ostracodes não marinhos.
A seqüência rift superior está depositada em discordância sobre a seqüência basal e compreende um pacote sedimentar distinto da seção sotoposta, podendo representar uma fase tardia do estágio rift9, depositada na parte média do Aptiano superior (palinozona P-260 e zona de ostracodes NRT-01114, 15, 17), em ambientes continentais. É caracterizada por ciclos sedimentares menos expressivos, separados por afogamentos regionais; sua espessura é relativamente constante, com boa continuidade em toda a sub-bacia de Mundaú. Os sedimentos associados a essa fase foram depositados em ambiente flúvio-deltaico-lacustre, com predominância de áreas-fonte a norte da calha principal da bacia10. Os reservatórios desta seção são geralmente mais espessos, menos argilosos e mais porosos que na seção inferior10, 13.
Na sub-bacia de Piauí-Camocim os sedimentos do estágio rift ocorrem associados a ambientes deposicionais de leques aluviais, leques deltaicos e red beds2, podendo atingir até 4000m de espessura preservada13.
Embora tenha sido colocada tradicionalmente como representante do estágio "transicional" da evolução da bacia, a Formação Paracuru também apresenta crescimento de seção sedimentar junto a falhas normais, atestando a influência de subsidência tectônica ativa durante a sua deposição no Neoaptiano1. Concomitante a essa fase que definiu a arquitetura final do rift cearense, iniciava-se a nucleação dos rifts de Barreirinhas, Ilha Nova e São Luís, situados a oeste da bacia do Ceará. A Formação Paracuru registra a transição da sedimentação tipicamente continental para condições marinhas marginais, que passam a prevalecer no final da sedimentação Alagoas (Aptiano?)14, 18, analogamente ao verificado na bacia Potiguar. Os sedimentos da Formação Paracuru apresentam espessura máxima de 1.000 m, quando preservados pelo expressivo evento de erosão que os separa da seção pós-rift da bacia. Foram depositados em ambiente de natureza continental (flúvio-deltaico a lacustre), passando para marinho restrito ou sabkha marginal. Sua idade (Neolagoas/Eoaptiano?) e paleoambientes deposicionais são indicados por análises bioestratigráficas14, 18, 19 com base em ostracodes, palinomorfos continentais e marinhos (dinoflagelados e palinoforaminíferos) e foraminíferos, estes últimos presentes na transição Aptiano-Albiano.
A Formação Paracuru apresenta fácies sísmica plano-paralela e é constituída por três unidades litológicas distintas, onde predominam arenitos de granulação variável, separados por níveis de folhelhos que representam afogamentos regionais de boa continuidade lateral10, 13. Na porção inferior, dominam arenitos e folhelhos bioturbados de origem fluvial, deltaica e lacustre. Na porção mediana, distingue-se uma camada carbonática rica em calcilutito, ostracodes e folhelhos carbonosos (Membro Trairi), cronocorrelata às "Camadas Ponta de Tubarão" da bacia Potiguar, aos folhelhos betuminosos das "Camadas Batateira" da bacia do Araripe e aos folhelhos betuminosos da Formação Codó no Maranhão20. Um fato curioso associado a esta porção média é a ocorrência pontual (dois poços) de níveis de halita, única em toda a margem equatorial. A porção superior é dominada por folhelhos sílticos, com intercalações subordinadas de arenitos e calcilutitos, depositados em ambiente marinho1 (nerítico interno), provavelmente muito restrito, como atestado pela ocorrência da ecozona de dinoflagelados Subtilisphaera spp18, 21.
Figura 4 - Seção geológica esquemática SW-NE na sub-bacia de Mundaú, mostrando a geometria em blocos escalonados da seção rift e as seqüências transgressiva e regressiva da seção pós-rift.
O estágio pós-rift na bacia do Ceará está associado, como em todas as bacias de margem passiva, à deriva continental, resfriamento crustal e conseqüente subsidência térmica generalizada. No entanto, em função do baixo estiramento relativo associado ao estágio rift daquele segmento da margem equatorial, a seção pós-rift é menos espessa do que suas congêneres da margem leste. Por outro lado, devido à natureza transformante da margem equatorial brasileira, o estágio de deriva continental foi acompanhado de intensa atividade tectônica relacionada à movimentação transcorrente dextral, afetando os sedimentos já depositados e causando rearranjo espacial das estruturas já formadas.
A seção pós-rift, depositada a partir da porção basal do Albiano, está separada dos sedimentos subjacentes por uma notável discordância erosiva regional, tradicionalmente mapeada na bacia do Ceará como "o topo do rift", embora também sejam reconhecidas reativações tectônicas eoalbianas que controlam a deposição e preservação de sedimentos marinhos nas porções abatidas dos blocos basculados nos estágios anteriores16, 22. Essa característica pode indicar subsidência tectônica ativa até pelo menos o Eoalbiano, ou o controle da paleogeografia de cuestas escalonadas pelo evento anterior na deposição da seção basal da seqüência transgressiva (Figura 4).
Litologicamente, o estágio de deriva é representado pelas formações Tibau-Gua-maré-Ubarana, cuja preservação é discrepante entre as sub-bacias, em função de suas histórias geológicas diferenciadas. Esta fase, caracterizada pela deposição da megasseqüência marinha13, 22, pode ser dividida em duas seqüências de segunda ordem: uma basal mais delgada, tipicamente transgressiva, representada pelos pelitos bacinais do Membro Uruburetama da Formação Ubarana; e uma progradacional/agradacional mais espessa, regressiva, representada pelos sedimentos de talude do Membro Itapagé da Formação Ubarana e pelos sedimentos plataformais das Formações Tibau e Guamaré.
O megaciclo transgressivo iniciou-se no Eoalbiano com a deposição de sedimentos transicionais e marinhos de plataforma (folhelhos calcíferos e siltitos argilosos) que podem atingir até 400 m de espessura13. Nesse ciclo, são identificados diversos eventos de rebaixamento do nível do mar, aos quais se associam eventos erosivos e escavações de canyons. Vários ciclos de deposição/erosão se sucedem até o Eoturoniano, quando se depositaram folhelhos anóxicos ricos em matéria orgânica22, caracterizados por uma generalizada escassez da fauna bentônica de foraminíferos. Novas seqüências deposicionais de 3a ordem se sucedem até o final do Eocampaniano, quando se encerra o megaciclo transgressivo e ocorre um importante evento erosivo responsável pela escavação final do canyon de Curimã, na sub-bacia de Mundaú.
Concomitante à deposição basal da seqüência transgressiva, do Albiano ao Eocenomaniano, todo aquele segmento da margem equatorial esteve submetido a esforços tectônicos que reativaram falhas do estágio anterior, modificaram o formato e a posição das sub-bacias e criaram domínios de deformação transpressiva e transtrativa, a depender da posição geográfica e da geometria da falha de borda. Na sub-bacia de Mundaú predominaram esforços transtrativos (responsáveis pela geração de espaço e deposição da referida seqüência transgressiva), enquanto que na sub-bacia de Icaraí predominaram esforços transpressivos (responsáveis pela geração de dobramentos de grande porte, falhas de empurrão e erosão pronunciada de sedimentos dos estágios anteriores)1, 5. Nas sub-bacias de Acaraú e Piauí-Camocim, altos estruturais, estruturas-em-flor e dobras en échelon ocorrem associados à deformação albo-cenomaniana2, 5. Na sub-bacia de Piauí-Camocim não ocorrem estratos do Turoniano ao Mesoeoceno, caracterizando um período de erosão de cerca de 50 milhões de anos de duração13. Em função desse hiato, e das espetaculares estruturas deformacionais presentes em seções sísmicas ao longo da sub-bacia, interpreta-se que houve um expressivo soerguimento associado àqueles eventos deformacionais2.
A partir do Neocampaniano/Maastrichtia-no, fácies siliciclásticas claramente progadacionais (siltitos, folhelhos e margas, além de calcilutitos13) marcam o início do megaciclo regressivo. Tais sedimentos atingem até 1.400 m de espessura e caracterizam-se por padrões sísmicos em clinoformas depositadas em direção ao depocentro da bacia. As altas paleobatimetrias registradas através das associações de foraminíferos bentônicos aglutinantes22 são compatíveis com a interpretação de uma época de mar alto generalizado, que perdurou por todo o Maastrichtiano. Contudo, eventos erosivos de expressão regional, internos à Formação Ubarana, também são reconhecidos em sedimentos do Maastrichtiano. Tais discordâncias representam rebaixamentos relativos do nível do mar, aos quais se associa a deposição de delgados corpos turbidíticos13, 22 produtores de óleo nos campos petrolíferos de Espada e Xaréu.
O Paleogeno é marcado por pelo menos três seqüências de 3a ordem, limitadas na base por eventos de rebaixamento eustático reconhecidos regionalmente na sub-bacia de Mundaú22. Neste período a atividade vulcânica na bacia foi intensa, marcadamente no Mesoeoceno e Eoligoceno, afetando a estabilidade do talude e borda da plataforma continental, provocando grandes escorrega-mentos e fluxos gravitacionais para a bacia. Tais manifestações vulcânicas são associadas ao Magmatismo Macau, evento de natureza alcalina representado por corpos intrusivos de basalto e diabásio, alguns dos quais amostrados em poços exploratórios. Os dados geocronológicos disponíveis restringem-se a datações K-Ar e Rb-Sr23, devendo ser tratados com reserva até a reavaliação por métodos mais precisos. As idades das rochas vulcânicas variam do Eoceno (44 Ma, na área do Alto do Ceará) ao Oligoceno (32 Ma, na área do Alto de Fortaleza). Localmente, próximo ao Campo de Xaréu, um diabásio forneceu idade K-Ar em torno de 83 Ma, podendo estar relacionado ao "Magmatismo Cuó", restrito à bacia Potiguar e ativo no intervalo Santoniano-Turoniano. Na área emersa do Alto de Fortaleza, intrusões fonolíticas referidas na literatura como "Magmatismo Mecejana" são datadas entre 26 e 34 Ma23, portanto coetâneas com um importante pulso do Magmatismo Macau da bacia Potiguar, no Neoligoceno23, 24.
O Neogeno foi marcado por uma notável mudança na geometria deposicional da bacia, de progradacional para eminentemente agradacional, e pela implantação de uma plataforma mista dominada por sedimentação litorânea, siliciclástica na porção interna, passando lateralmente para carbonatos de alta energia na porção externa e pelitos de talude e bacia22. Tal mudança pode ser claramente observada a partir de uma importante discordância erosiva regional de idade eomiocênica, reconhecida ao longo de toda a bacia do Ceará, bem como na vizinha bacia Potiguar25. Esta seção compreende as formações Tibau (siliciclásticos grossos), Guamaré (carbonatos) e Ubarana (pelitos). Nas porções proximais, os sedimentos da Formação Tibau interdigitam-se com os depósitos siliciclásticos do Grupo Barreiras, os quais repousam diretamente sobre o embasamento cristalino da bacia, na zona costeira13.
Em águas profundas é notável a presença de guyots e montes submarinos que elevam-se de cotas batimétricas superiores a 3.500 m até menos de 200 m. Em seções sísmicas, feições de corte, interdigitação e apófises mostram que essas rochas vulcânicas cortam e/ou intercalam-se na seqüência sedimentar de águas profundas, indicando que o seu posicionamento deu-se em pulsos sucessivos26. Tais feições, aparentemente geradas do Neocretáceo ao Mioceno, são comuns ao longo de toda a margem equatorial e relacionam-se ao magmatismo fissural pós-rift associado às zonas de fratura de São Paulo, Romanche e Fernando de Noronha.
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