Bacia Sedimentar do Tacutu, Notas de estudo de Geologia
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B. Geoci. Petrobras, Rio de Janeiro, v. 15, n. 2, p. 289-297, maio/nov. 2007 | 289

Bacia do Tacutu

Pekim Tenório Vaz1, Joaquim Ribeiro Wanderley Filho2, Gilmar Vital Bueno3

Palavras-chave: Bacia do Tacutu l Estratigrafia l carta estratigráfica

Keywords: Tacutu Basin l Stratigraphy l stratigraphic chart

1 Unidade de Negócio de Exploração e Produção da Amazônia/Exploração/Sedimentologia e Estratigrafia

e-mail: pekimvaz@petrobras.com.br 2 Unidade de Negócio de Exploração e Produção da Amazônia/Exploração/Avaliação de Bloco e Interpretação Geológica 3 E&P Exploração/Geologia Aplicada a Exploração/Modelagem de Sistema Petrolífero

introdução

O rifte intracontinental do Tacutu está situa- do, geograficamente, numa região de fronteira en- tre o Brasil, nordeste do Estado de Roraima e da Guiana, distrito de Upper Takutu-Upper Essequibo. No país vizinho, esta bacia é denominada North Savannas gráben (Berrangé e Dearnley, 1975). Do ponto de vista geológico, esta bacia desenvolveu-se na área central do Escudo das Guianas.

A fisiografia da região do gráben caracteriza- se por uma planície, com altitude média em torno de

100 m acima do nível do mar, na qual predomina vegetação do tipo cerrado ou savana (Eiras e Kinoshita, 1990), mas em seu extremo guianense florestas equa- toriais são abundantes. Na Guiana, as rochas pré- cambrianas, na borda sul do gráben (montanhas Kanuku), atingem altitudes superiores a 1.000 m, e na borda norte (montanhas Pakaraima) o terreno apre- senta escarpas de falhas e altitudes de 180 a 300 m.

Este gráben apresenta uma largura média de 30 a 50 km e se estende, segundo uma direção ge- ral NE-SW, por aproximadamente 280 km da con- fluência dos rios Rupununi e Essequibo, na Guiana, ao Rio Branco, no Estado de Roraima.

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A área total da bacia abrange cerca de 12.500 km2 distribuídos entre a Guiana e o Brasil. O pacote sedimentar e vulcânico preservado no gráben alcança, localmente, mais de 7.000 m de espessu- ra (Eiras et al. 1994).

Em seções sísmicas, do lado brasileiro, obser- va-se um espessamento predominante de noroeste para sudeste, comprovando o forte controle tectôni- co exercido pelas falhas na borda sudeste, onde es- tão registrados os maiores rejeitos e, conseqüente- mente, a mais espessa coluna sedimentar, caracte- rístico da geometria assimétrica de um meio-gráben.

Segundo Eiras e Kinoshita (1988, 1990), os sistemas de fraturas NW-SE e NE-SW presentes nas rochas pré-cambrianas sobre as quais o Gráben do Tacutu se implantou, tiveram uma participação es- sencial no desenvolvimento desta bacia, pois os mesmos teriam controlado os sentidos e as intensi- dades dos movimentos verificados nos primeiros es- tágios de sua história.

Esta fossa tectônica é constituída por dois meio-grábens, separados pela Zona de Acomoda- ção North Savannas, a partir da qual os mergulhos se invertem. O primeiro, que se estende desde o limite sudoeste da bacia, coincidindo com o Rio Mucajaí, no Brasil, até o Arco Savannas, na Guiana, possui perfil notadamente assimétrico, um acen- tuado mergulho para sudeste e é limitado pelas falhas normais do Pirara e de Lethem, a noroeste e sudeste, respectivamente.

O segundo meio-gráben, com assimetria me- nor, prolonga-se do Arco Savannas até o limite nor- deste da bacia, próximo ao Rio Essequibo, tam- bém na Guiana. Apresenta mergulho para noroes- te e é limitado pelas falhas normais do Maú e do Kanuku, a noroeste e sudeste, respectivamente (Eiras e Kinoshita, 1990).

As grandes falhas de Lethem e do Kanuku que estabelecem os limites sul/sudeste do meio- gráben nas Guianas e as do Pirara e do Maú, que delimitam o meio-gráben a norte/noroeste no Bra- sil, podem ser consideradas como as ombreiras do Rifte Tacutu-North Savannas.

Na parte brasileira do gráben, as feições es- truturais mais significativas são falhas normais e transtensionais de rejeitos variáveis (1.000-400 m) e lístricas associadas a halocinese. Altos e baixos estruturais gerados pela tectônica rifte são comuns, entre eles se sobressaem os Altos de São José e do Tomba, o horst de Vista Alegre e o Baixo de São Bento. Anticlinais e sinclinais formados por

transpressão e transtensão (tectônica transcorrente), geraram o Alto do Tucano e os Baixos da Girafa e do Tucano. As feições estruturais presentes na Guiana, bem como as suas origens, são similares ao observado no Brasil (Eiras et al. 1994).

A partir do final do Albiano, a região foi ca- racterizada por relativa estabilidade, possivelmente coincidindo com o estágio final da abertura da por- ção meridional do Atlântico Norte. Porém, no Mio- ceno, a bacia sofreu um evento modificador trans- corrente que afetou toda a seção vulcânica e sedimentar mesozóica, deformando as estruturas pré- existentes. Formaram-se dobras, arqueamentos re- gionais, estruturas “em flor” positiva e reativação de antigos falhamentos (Eiras e Kinoshita, 1988). Su- põe-se que a origem desses esforços relacione-se às complexas interações entre a placa continental da América do Sul e as oceânicas de Nazca e do Caribe (Mendiguren e Richter, 1978).

histórico

McConnell (1969) elaborou a hipótese que a origem do gráben estivesse associada à formação do sistema de riftes na atual região do Caribe, que se propagaram e evoluíram para resultar no Oceano Atlântico Norte, também conhecido como Oceano Central na sua porção meridional. Concluiu que a bacia teria se formado sobre uma zona de falha- mentos muito antiga, que separava rochas pré- cambrianas situadas a norte e a sul do gráben, que não se correlacionavam entre si.

A hipótese que se baseia numa vinculação entre a origem do Gráben do Tacutu e a abertura do Atlântico Central foi também defendida pelos trabalhos de Eiras e Kinoshita (1990) e Berrangé e Dearnley (1975).

Recentemente, Zalán (2004) também vincu- lou os basaltos da Formação Apoteri, idade de 150 Ma; os diques do magmatismo Taiano intrudidos no es- cudo das Guianas, idade em torno de 200 Ma (Reis et al. 2006) e as soleiras de diabásio da Bacia do Solimões, idades médias de cerca de 200 Ma (Mizusaki, 2004), à abertura do Atlântico Central.

Trabalhos de geologia de campo, levantamen- tos de prospecção sísmica, gravimétrica e magneto- métrica integrados aos dados obtidos da perfuração de quatro poços exploratórios, no período 1982-1984, dois em Roraima e dois na Guiana, constituem a base

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de todas as análises, interpretações e modelos pro- postos para a Bacia do Tacutu.

Após a publicação do artigo de Eiras et al. (1994), poucos dados foram adquiridos no que concerne à porção brasileira da Bacia do Tacutu, ten- do em vista que, desde então, a Petrobras não per- furou poços nem executou levantamentos geofísicos neste gráben. Não obstante, as escassas informa- ções obtidas nos últimos anos permitiram avançar no conhecimento sobre a evolução dessa bacia, tal como, melhor posicionar a idade dos basaltos Apoteri. No que tange à porção guianense do gráben consta- tou-se que os últimos artigos remontam à década de 80, não havendo dados novos a serem introduzidos na evolução geológica da bacia.

embasamento

A Bacia do Tacutu está implantada sobre a Fai- xa Móvel Maroni-Itacaiúnas, de direção geral NW-SE, formada durante o Ciclo Orogênico Transamazônico (2.1-1.8 Ma). A história geológica do substrato da ba- cia é muito complexa, remontando a eventos ocorri- dos desde o Arqueano até o Cenozóico (Cordani et al. 1984). Esta faixa móvel, bem como os escudos das Guianas e o do Guaporé, faz parte do conjunto de províncias tectônicas que constituem o Cráton Amazô- nico (Cordani et al. 2000). Na faixa predominam ro- chas metavulcânicas e metassedimentares deforma- das e metamorfizadas nas fácies xistos-verdes a anfibolito, bem como terrenos gnáissico-migmatíticos e granulíticos. Sua principal evolução ocorreu no inter- valo 2.2-1.95 Ga (Tassinari e Macambira, 2004). Na parte norte do gráben, o embasamento consiste de rochas efusivas ácidas (riodacitos, riolitos e dacitos) e intermediárias (traquitos, latitos, andesitos) do Grupo Surumu, com idade aproximada de 1.85 Ma (Eiras e Kinoshita, 1990; Santos, 1984).

seqüências sedimentares

Seis seqüências foram estabelecidas para os depósitos vulcânicos e sedimentares desta bacia: duas

(J10 e J20) referentes à fase pré-rifte, três (J30, K10- K30 e K40-K60) pertencentes à fase rifte e uma (N50- N60) correspondendo à fase de sinéclise recente.

Superseqüência Pré- Rifte

Seqüência J10

Esta seqüência é representada pela Formação Apoteri, que é constituída predominantemente por basaltos. A fase efusiva pré-rifte ocorreu sob a forma de fissuras, que serviram de condutos para sucessi- vos derrames (Eiras et al. 1994). A espessura relati- vamente constante desse pacote vulcânico é a evi- dência para posicioná-la na fase pré-rifte, pois indica que a bacia ainda não era estruturalmente comparti- mentada. Resultados de análises petrológicas ates- tam que essas vulcânicas possuem uma composição toleítica (Berrangé e Dearnley, 1975). Em alguns aflo- ramentos foram observadas intercalações de basalto e rochas sedimentares (siltitos, arenitos e conglome- rados), indicativos de um magmatismo pulsátil inter- calado à atividade de uma sedimentação clástica em ambiente de lagos rasos.

Em afloramentos, estes basaltos toleíticos apre- sentam coloração cinza-escuros a esverdeados e ge- ralmente oxidados, granulação muito fina a afanítica, amigdaloidal (aspecto conchoidal quando fragmen- tado), padrão de juntas ortogonal e localmente ob- serva-se estruturas em almofadas (pillows), indican- do que parte das extrusões ocorreram em ambientes subaquosos. Essas vulcânicas afloram nas margens leste e sul do gráben e se estendem por cerca de 280 km do Rio Essequibo, próximo à cidade de Apoteri (Guiana), ao Rio Branco e próximo à cidade de Boa Vista (Roraima) (Berrangé e Dearnley, 1975).

Um conjunto de dados geocronológicos pro- duzidos na década de 70 pelo método K/Ar, indicava um intervalo de ocorrência bastante extenso para os basaltos Apoteri, 178 Ma a 114 Ma. A datação de um andesito da Formação Apoteri, na localidade do Morro do Redondo (Roraima), utilizando-se o méto- do Ar/Ar, forneceu uma idade de 149,5 ± 0,3 Ma (Reis et al. 2006), que permitiu posicionar melhor a Formação Apoteri no contexto geológico.

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Ainda com base no artigo de Reis et al. (2006), foi acrescentada uma ocorrência ígnea na fase pré- rifte deste gráben. Trata-se do dolerito Taiano, com idade em torno de 200 Ma, que corresponde a um magmatismo caracterizado pela ocorrência de enxa- me de diques que afloram na porção oriental de Roraima com direções NE-SW a E-W.

Seqüência J20

Após o resfriamento das vulcânicas Apoteri, a sobrecarga decorrente do espesso pacote basáltico provocou uma subsidência capaz de ge- rar espaço suficiente para acomodar os clásticos finos da Formação Manari (Eiras e Kinoshita, 1990). Esse ajuste isostático é evidente em seções sísmi- cas, onde são visíveis algumas falhas normais de pequeno rejeito restritas à Formação Apoteri (Ei- ras e Kinoshita, 1988).

A Formação Manari assenta-se discordante- mente sobre os basaltos da Formação Apoteri e distribui-se de forma uniforme por quase toda a extensão do gráben. Compõem-se de siltitos, fo- lhelhos e, localmente, calcissiltitos e dolomitos. Interpreta-se para este intervalo um ambiente se- dimentar lacustre, no qual situam-se as melhores rochas com potencial para a geração de petróleo. As datações bioestratigráficas sugerem uma idade neojurássica (Eiras et al. 1994).

Superseqüência Rifte

Seqüência J30

A fase rifte começou com a atividade das falhas da borda sudeste, no Eocretáceo. Levando- se em conta a magnitude destas falhas na porção mais interna do gráben e das cunhas clásticas a elas associadas, Eiras e Kinoshita (1990) concluí- ram, a partir de dados sísmicos, que a Formação Pirara foi depositada contemporaneamente ao clí- max da tectônica distensiva que se iniciava. A For- mação Pirara é constituída por halitas nas áreas mais centrais do gráben e lateralmente interdigita- se a folhelhos e, menos freqüentemente, a siltitos

e carbonatos. Os fanglomerados da borda sudeste identificam esta como a borda falhada do meio- gráben, onde a movimentação de blocos criou re- levos proeminentes, que posteriormente foram expostos à erosão. Interpreta-se que as partes dis- tais das cunhas alcançaram os lagos e formaram leques deltaicos interdigitados com os depósitos lacustres. A presença de anomalias de amplitude em seções sísmicas no fundo dos lagos permite interpretar a ocorrência de depósitos turbidíticos (Eiras e Kinoshita, 1988, 1990).

Sua idade neojurássica é inferida, pois os dados bioestratigráficos não são conclusivos. O contato com a Formação Manari é discordante e considera-se que a deposição das rochas da For- mação Pirara se deu sob condições de clima ári- do, em ambientes de circulação restrita, seme- lhantes às planícies de sabkhas ou mesmo mari- nhos (Eiras et al. 1994). Os evaporitos são con- temporâneos aos sais depositados no mar do Caribe e no Atlântico Central, sugerindo que o gráben pode ter estado temporariamente conec- tado ao mar Juráss ico s i tuado a nordeste (Crawford et al. 1984).

Seqüência K10-K30

Contemporâneo ao progressivo decréscimo do tectonismo distensivo, acumularam-se os sedi- mentos vermelhos da Formação Tacutu (Seqüência K10-K30). Dados sísmicos sugerem que ela se dis- tribuiu ao longo de todo o gráben, mostrando es- pessamento em direção às grandes falhas de su- deste (Eiras et al. 1994). Seu contato com a Forma- ção Pirara é discordante e se interdigita lateralmente com os leques conglomeráticos da borda sudeste. Sob a análise de seções sísmicas, constatou-se que, de sudeste para noroeste, há uma variação na ex- tensão dos leques conglomeráticos, estando suas maiores dimensões situadas na porção média da Formação Tacutu. Quanto aos litotipos, consistem basicamente de siltitos castanhos-escuros a verme- lhos, calcíferos, argilosos, com laminação plano- paralela ou de baixo ângulo. Subordinadamente ocorrem arenitos, carbonatos e folhelhos. Para esta associação litológica interpreta-se a deposição num ambiente lacustre raso. Estudos palinológicos per- mitem posicioná-la no Eocretáceo (Van Der Hammen e Burger, 1966).

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Seqüência K40-K60

O abrandamento da tectônica produziu uma redução da taxa de subsidência que, acom- panhada do aumento do influxo de clásticos, per- mitiu a implantação de sistemas flúvio-deltaicos que caracterizam a Formação Tucano (Seqüên- cia K40-K60).

A Formação Tucano está restrita ao sinclinal homônimo e em superfície apresenta-se sob a for- ma de elevações suaves que atingem até 200 m de altitude, constituindo a Serra do Tucano, fei- ção fisiográfica que se destaca amplamente na pla- nície circundante (Eiras e Kinoshita, 1990). Com base em interpretação sísmica estima-se que sua espessura possa atingir cerca de 2.200 m. Em afloramentos no sopé da Serra do Tucano, obser- vam-se arenitos castanhos, médio a grossos, com seixos gradando para o topo para arenitos róseo- esbranquiçados, caul ínicos e fr iáveis, com estratificação cruzada e raras intercalações de sil- titos. Sua idade é inferida a partir da sua posição estratigráfica. Essa sedimentação marca o encer- ramento da fase rifte e culmina com o assorea- mento da bacia (Eiras e Kinoshita, 1988).

Seqüências do Neógeno

Seqüências N50-N60

Esta unidade (Pleistoceno a Holoceno) foi definida por Ramos (1956). Predominam arenitos, secundariamente observam-se lateritos, argilitos e níveis conglomeráticos. São depósitos de ambientes continentais fluvial, lacustre e eólico. Esta formação recobre discordantemente não só as rochas das For- mações Tucano, Tacutu e Apoteri, mas também as rochas proterozóicas adjacentes ao gráben.

Suas maiores espessuras são encontradas nos blocos rebaixados das grandes falhas das bordas, onde dados sísmicos indicam espessuras de até 120 m. Na ausência de informações bioestratigráficas capazes de datar esta unidade, presume-se que a mesma tenha sido depositada no fim do Pleistoceno (Eiras

et al. 1994). De acordo com Montalvão et al. (1975), na Guiana a correlação é feita com a Formação White Sand (Pleistoceno-Holoceno).

Uma subdivisão dos depósitos neógenos da Bacia do Tacutu foi proposta por Reis et al. (2001). Para o intervalo inferior, cuja extensão areal res- tringe-se ao gráben do Tacutu, manteve-se o nome de Formação Boa Vista que, na interpretação des- ses autores, deve sua sedimentação à reativação de estruturas regionais. Os intervalos superiores, cujos depósitos ultrapassam os limites do gráben e recobrem as rochas pré-cambrianas circunvizi- nhas, foram por eles denominados Formação Arei- as Brancas (Pleistoceno Superior-Holoceno). Esses autores afirmam que há uma discordância angu- lar entre estas duas unidades, que tem mais chances de ser detectado na borda norte do gráben. Esta unidade mais nova constitui-se de areias predominantemente eólicas, parte fluvial, sendo considerada o produto do retrabalhamento dos depósitos da Formação Boa Vista.

A extrapolação da sedimentação da Forma- ção Boa Vista para além dos limites do Gráben do Tacutu aponta para uma subsidência regional no Cenozóico e constitui-se numa repetição dos pro- cessos ocorridos na formação das sinéclises paleozóicas (Cordani et al. 1984).

Depósitos aluviais recentes (areias, cascalhos e, menos freqüentemente, argilas) distribuem-se nos leitos e terraços dos principais cursos d’água que dre- nam a região (Montalvão et al. 1975), que denotam denudação e assoreamento no Holoceno.

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