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6) Quais são os sistemas petrolíferos potenciais da "bacia" ?

O sector mediano do offshore e onshore costeiro de Angola correspondem à sobreposição vertical de vários tipo de bacias sedimentares. O substrato é constituído por rochas graníticas do Precâmbrico ou por uma cintura dobrada de Paleozóico. Sobre o substrato (embasamento petrolífero) depositaram-se bacias de tipo-rifte, de idade Jurássico Tardio / Cretácico Inicial, sobre as quais se depositou uma margem divergente do tipo-Atlântico, de idade Meso-Cenozóico, como ilustrado na figura abaixo.

As bacias sedimentares aqui mapeadas correspondem às consideradas na classificação das bacias sedimentares proposta por Bally e Snelson (1980), a qual se adapta muito bem aos problemas petrolíferos. Esta classificação, que é baseada na Teoria da Tectónica das Placas, apoia-se, principalmente, na cartografia das megasuturas (Precâmbrica, Paleozóica e Meso-Cenozóica). Nesta classificação há duas grandes classes de bacias sedimentares : (i) Classe A e (ii) Classe B. Na Classe A estão incluídas as bacias localizadas sobre a litosfera rígida e relativamente não deformada que não estão associadas com a formação de megasuturas. A Classe B engloba as bacias associadas com a formação das megasuturas. Dentro da classe A, duas subclasses podem ser consideradas. A subclasse A.1 é formada pelas bacias associadas com a formação da crosta oceânica, como, as Bacias de Tipo-rifte e Margens Divergentes Tipo-Atlântico (en amarelo na figura). A subclasse A.2 é formada pelas bacias localizadas sobre a litosfera continental pré-Mesozóica, como, as Bacias Cratónicas (en cinzento na figura). Na Classe B, isto é, entre as bacias associadas à formação das megasuturas, três subclasses podem ser consideradas. As Bacias Périsuturais (B.1), em alaranjado na figura, formadas sobre a litosfera rígida, que podem ser : B.1.1- Fossas Oceânicas (subducção do tipo-B) ; B.1.2 - Bacias de Antefossa (subducção de tipo-A) ; B.1.3 - Bacias de tipo Chinês (em violeta nesta figura). As Bacias Episuturais (B.2) associadas a uma zona de subducção do tipo-B (B.2.1) , podem ser : B.2.1.1 - Bacias de Ante Arco ou Externas ao Arco e B.2.1.2 - Bacias Internas ao Arco. As Bacias Episuturais associadas a uma zona de subducção do tipo-A (B.2.), coloridas em violeta claro), subdividem-se em : B2.2.1 - Bacias do tipo-Pannónico e B.2.2.2 - Bacias do tipo-Mediterrânico. Bacias associadas com cisalhamentos (B.2.3) coloridas em verde, que podem ser : B.2.3.1 - Bacias do tipo-"Great Basin" e B.2.3.2 - Bacias do tipo-Califórnico e (B.3) Cinturas ou Cadeias Dobradas, que podem ser : B.3.1- Associadas com uma subducção A e B.3.2 - Associadas com uma subducção B.

O substrato é formado por rochas da litosfera do supercontinente Pangeia. As bacias de tipo-rifte, que estão preenchidas, principalmente, por clásticos, formaram-se durante o alongamento da Pangeia, antes da ruptura da litosfera. A margem divergente formou-se depois da ruptura da litosfera da Pangeia em associação com a expansão oceânica e a migração lateral das placas litosféricas resultantes da ruptura. Geograficamente, três bacias administrativas principais, que correspondem à sobreposição de diferentes bacias sedimentares, são consideradas no offshore e onshore costeiro : (i) Bacia do Congo ; (ii) Bacia do Kwanza e (iii) Bacia de Benguela, como ilustrado na figura abaixo.

Tendo em linha de conta o limite Este dos sedimentos Meso-Cenozóicos, duas importantes indentações são facilmente visíveis no litoral de Angola. A invasão sedimentar Norte, que é atravessada pelo rio Congo, corresponde ao onshore do que os geocientistas chamam Bacia do Congo. A indentação Sul, que é muito mais importante, é atravessada pelo rio Kwanza. Ela corresponde ao onshore Bacia do Kwanza. Entre as duas indentações, o embasamento, que aqui é constituído por granito-gnaisse com granadas, aflora muito próximo da linha da costa. Arco de Ambriz (ver mais tarde) é considerado por muitos geocientistas como o limite entre a bacia do Congo e a bacia do Kwanza. A bacia do Congo é, muitas vezes, subdividida em dois sectores em relação ao rio Congo : Bacia do Congo Norte e Bacia do Congo Sul. A bacia do Kwanza, como veremos mais tarde, pode ser dividida em duas sub-bacias : (i) Bacia Interna e (ii) Bacias externa. Elas são separadas por um arco costeiro, o que, mais ou menos, quer dizer que a bacia interna corresponde ao onshore e a bacia externa ao offshore. A bacia de Benguela, ao sul da bacia do Kwanza, desenvolveu-se, quase, unicamente no offshore. O limite proximal (em direcção do continente) da bacia de Benguela parece ser controlado pela tectónica. A topografia do embasamento e as lineações tectónicas (linhas de fractura, traços de falhas, eixo de dobras, etc.) a Este dos depósitos costeiros sugerem, fortemente, não só que o limite Este da bacia de Benguela, mas também da bacia do Kwanza foram, em parte, controlados e afectados pela reactivação dos alinhamentos estruturais do substrato (ver mais tarde). Algumas das lineações visíveis no embasamento (granítico, metamórfico ou sedimentar) definem, por vezes, corpos geológicos característicos, como veremos adiante.

Antes de fazer um exame minucioso do modelo de abertura do Atlântico Sul, proposto no fim dos anos 90, por certos geocientistas da companhia de petróleo Total em colaboração com AGL ("Bureau of Economic Geology" da Universidade de Austin, Texas), é importante relembrar os principais eventos sedimentares e tectónicos que caracterizam as margens divergentes associadas, os quais estão ilustrados na figura seguinte.

Como ilustrado, as bacias do Kwanza e Congo estão localizadas na margem Oeste do continente africano, entre a Namíbia (ao sul) e o Gabão (ao norte). Ambas as bacias têm um sector onshore (costa adentro) e um sector offshore (costa afora). Tendo em conta a classificação das bacias sedimentares propostas por A. Bally e S. Snelson (1980), estas bacias correspondem à sobreposição temporal e espacial de diferentes tipos de bacias sedimentares, que se formaram antes e depois da ruptura do supercontinente sul da Pangéia, isto é, antes e depois da ruptura do Gondwana, o qual se formou pela aglutinação de continentes individualizados pela ruptura do supercontinente Precâmbrico, isto é, do supercontinente Rodínia ou Proto-Pangeia. A partir do corte geológico esquemático e conjectural, ilustrado acima, é fácil de reconhecer os principais eventos tectónicos e sedimentares associados com ruptura da litosfera do Gondwana : (i) Antes ruptura da litosfera o Gondwana foi submetido a um importante alongamento (extensão), durante o qual se formaram bacias de tipo-rifte, i.e., bacias com uma geometria de demigraben que foram preenchidas por sedimentos não marinhos, por vezes ricos em matéria orgânica (rochas-mãe potenciais) ; (ii) Imediatamente depois da ruptura do Gondwana, as margens Este e Oeste das placas assim individualizadas, isto é, da América do Sul e da África, foram acretadas por escoamentos de lavas subaérias provenientes dos centros de expansão (vulcões) que, naturalmente se adelgaçavam em direcção dos continentes (cratões) ; (iii) Com o tempo a sobrecarga criada pela superposição dos sucessivos escoamentos de lava pôs debaixo de água os centros de expansão subaéreos, terminando assim os escoamentos, uma vez que o material vulcânico não se pode escoar dentro da água, iniciando a formação de lavas em travesseiro, isto da crusta oceânica ; (iv) Ao mesmo tempo, a subida relativa do nível do mar que acompanhou a formação da crusta oceânica (oceanização e dispersão das placas litosféricas individualizadas) criou espaço disponível para os sedimentos das margens divergentes, cuja estratigrafia será discutida mais tarde.

Como se pode constatar na figura abaixo, durante a fase de riftização (entre mais ou menos 135 e 115 Ma), a ruptura da litosfera da Pangeia ocorreu, provavelmente, em associação com plumas mantélicas subjacentes. Cada pluma da astenosfera corresponde, grosseiramente, a uma anomalia térmica que elevando-se alongou a litosfera sobrejacente cúpula. Um tal alongamento criou na crosta continental bacias de tipo-rifte, assimétricas localizadas, mais ou menos, ao longo da linha de ruptura, isto é, mais ou menos, ao longo do futuro oceano. À medida que a litosfera se adelgaçou, devido ao alongamento e aquecimento (causa ou efeito), a actividade ígnea tornou-se cada vez mais intensa, sobretudo, próximo da futura linha de ruptura da litosfera. Um grande número de geocientistas pensa que desde que crosta continental atinge uma taxa de alongamento (extensão) de β = ± 2, abundantes injecções vulcânicas ocorreram, quer como diques ou lacólitos (soleiras) na crosta continental alongada. Provavelmente, antes de atingir o limite teórico de alongamento (β = 4,5), a crosta continental (esticada e injectada por material vulcânico) rompeu-se, mais ou menos, 135 - 130 milhões de anos atrás. A ruptura da litosfera fez-se sobretudo devido à predominância do material vulcânico injectado (não como uma consequência do adelgaçamento da crusta continental) permitindo afastamento das duas placas litosféricas individualizadas devido a uma importante acreção lateral vulcânica ( escoamentos de lava basáltica durante o Neocomiano).

Como o alongamento da litosfera da Pangeia terminou com a ruptura da crosta continental cuja idade varia do sul para o norte, todas as bacias do tipo-rifte, que permitiram o alongamento, são limitadas entre a discordância de pré-riftização (PRU) e a discordância de ruptura (BUU). Os fluxos de lava (subaéria uma vez que o material vulcânico gela, isto é, solidifica debaixo de água) são posteriores à discordância de ruptura. A configuração interna paralela do preenchimento das bacias do tipo-rifte (taxa de extensão superior a taxa de deposição) favoreceu o depósito de sedimentos ricos em matéria orgânica (rochas-mãe potenciais). A grande maioria dos geocientistas, particularmente aqueles que trabalham na pesquisa petrolífera dos offshores do Atlântico Sul, sabem, perfeitamente (pelo menos desde o ano 2000), que os intervalos sísmicos, imediatamente posteriores à ruptura que inclinam e se espessam em direcção do mar foram considerados como muito ricos em matéria orgânica (rochas-mães potenciais), antes de serem reconsiderados como intervalos totalmente estéreis sem nenhum interesse petrolífero. Efectivamente, os resultados dos poços de pesquisa mostraram, sem dúvida possível, que esses intervalos correspondem a escoamentos (subaérios) de lava com muito poucos intercalações clásticas.

A lava fluiu dos centros de expansão subaérios em direcção do continente, cobrindo, eventualmente, as bacias de tipo-rifte mais distais (mais próximas da zona de ruptura). Os derrames de lava, que, naturalmente, se adelgaçam em direcção do continente, empilharam-se uns sobre os outros. Num tal empilhamento de geometria, mais ou menos, sub-horizontal, as inversões magnéticas induzidas pelos diferentes derrames anulam-se (os diques vulcânicos subjacentes associado estão muito mais para Oeste). É por esta razão que a crosta vulcânica subaéria (SDRs) é considerada como magneticamente neutra. Como o escoamento do material vulcânico em direcção do continente é descontínuo (em tempo e espaço), desconformidades (não confundir com discordâncias) entre episódios de fluxos de lava são possíveis, assim como intercalações sedimentares finas, geralmente, sem potencial petrolífero.

Com o tempo, a sobrecarga dos derrames de lava afundou os centros de expansão subaérios transformando-os em cristas oceânica (formação de lavas em travesseiro), uma vez que o material vulcânico se congelava, rapidamente, debaixo de água. Na sequência da imersão dos centros expansão, estes começaram a migrar lateralmente, devido à injecção de novos diques vulcânicos (expansão oceânica), criando a característica geometria vertical da crusta oceânica. Evidentemente, que esta geometria é muito mais favorável que a geometria sub-horizontal da crusta vulcânica subaérea (SDRs) para detectar as anomalias magnéticas associadas às cristais oceânicas.

As principais fase tectónico-estratigráfica da abertura do Atlântico Sul e da formação da bacia do Kwanza são: (1) Alongamento e adelgaçamento da crosta continental do Gondwana por falhas normais com injecção de material do manto (diques) e formação de bacias de tipo-rifte acima da discordância de pre-riftização (PRU). (2) Ruptura da litoesfera do Gondwana devido a uma predominância de material vulcânico injectado na crosta continental. Escoamentos de lava. Discordância da ruptura (BUU). Início da expansão vulcânica subaérea. (3) Centros de expansão subaérea. Vulcanismo subaéreo. Reflectores inclinados para o mar (SDRs). Discordância do topo des SDRs (SU). Proto-oceano. Deposição dos sedimentos da base da margem divergente, principalmente, arenitos e evaporitos. (4) Submersão dos centros de expansão subaéreos. Formação de crosta oceânica. Deposição da fase trangressiva do ciclo estratigráfico de 1a ordem. Afundamento progressivo dos sedimentos transgressivos (retrogradação) e formação de plataformas continentais. (5) Continuação da oceanização (crosta oceânica). Deslocamento da linha da costa para o mar e deposição da fase regressiva (progradante) do ciclo estratigráfico de 1a ordem pós-Pangeia por cima da fase transgressiva (retrogradante). Desaparecimento progressivo (a longo prazo) da maioria das plataformas continentais.

Durante a fase transgressiva do ciclo de invasão continental (pós-Pangeia) induzida pela expansão oceânica que causou a deriva das placas litosféricas (± 115 - 85 Ma), o depósito de evaporites aptianos e/ou de arenitos marcou o início da grande transgressão que continuou até o fim do Cenomaniano-Turoniano. A transgressão foi estimulada, em parte, pela subida eustática do nível do mar induzida pelo aumento da taxa de expansão oceânica e do volume das cristas oceânicas (a quantidade de água, sob todas as suas formas, é considerada constante desde a formação da Terra há cerca de 4,5 mil milhões de anos atrás). Durante a subida eustática do nível do mar, um prisma sedimentar foi, pouco a pouco, construído por unidades carbonatadas e siliciclásticas que se espessavam para o continente por plataformas marinhas retrogradantes delimitadas entre a ruptura costeira e a ruptura continental do prisma sedimentar (margem divergente).

Desde que o volume das bacias oceânicas começou a aumentar, devido ao colapso das rides oceânicas e à subducção da crusta oceânica ao longo das zonas de subducção de Benioff, para a mesma quantidade de água (sob todas as formas), o nível do mar eustático começou a descer iniciando assim a fase regressiva do ciclo de invasão continental pós-Pangeia. Durante esta fase (± 60 - 0 Ma), a descida eustática do nível do mar durante o Terciário foi reforçada pela levantamento epeirogénico da crosta continental. Cada margem do Atlântico Sul aumentou devido a progradação de uma cunha (prisma) regressiva. Nas linhas sísmicas, a fase regressiva é separada da fase transgressiva subjacente por uma superfície de base das progradações. As fácies (litologias) continentais deslocaram-se em direcção do mar. A ruptura costeira (± linha da costa) aproximou-se, pouco a pouco, da ruptura da plataforma, até que se confundirem para formar a ruptura continental. A cunha regressiva engrossou em direcção do mar para depois se afilar em águas profundas. Levantamentos epeirogénicos de vários quilómetros ocorreram nos continentes devido aos esforços criados dentro das placas ou devido a uma actividade ígnea subjacente.

É importante notar que os levantamentos épirogénicos acentuaram, localmente, as margens continentais e reforçaram as principais discordâncias durante o Terciário Médio. Os levantamentos são facilmente reconhecidos nas linhas sísmicas, particularmente no onshore, onde eles são mais significativos (2-3 de quilómetros de levantamento). Os levantamentos explicam por que é que a matéria orgânica das rochas-mãe potenciais atingiu a maturação, uma vez que, em várias áreas, elas estão, actualmente, muito pouco enterradas. Devemos estar atentos à diferença entre nível do mar eustático e nível do mar relativo. A descida eustática do nível do mar, que ocorreu durante o Terciário, induziu a fase regressiva do ciclo estratigráfico de invasão continental pós-Pangeia. Uma descida relativa do nível do mar induz uma discordância, isto é, uma superfície de erosão. Um aumento relativo do nível do mar em aceleração induz uma transgressão e um aumento relativo do nível do mar em desaceleração induz uma regressão.

Na hipótese proposta pela Total para a abertura do Atlântico Sul, os escoamentos de lava subaérias (SDRs, ou seja, os reflectores que mergulham em direcção ao mar) e os evaporites são posteriores à ruptura da litosfera da Pangéia. As bacias do tipo rifte, criadas durante o alongamento da litosfera, antes da ruptura da litoesfera, são limitadas pela discordância da ruptura e fossilizadas (cobertas) quer pelos : (i) Sedimentos infrasalíferos da margem (evaporitos ou arenitos basais) ; (ii) Sedimentos suprasalíferos da margem ou (ii) SDRs (nas bacias do tipo rifte mais distais, i.e. adjacentes à zona de ruptura).

Resumindo:

(I) A abertura do Atlântico Sul, proposta pelos geocientistas da Total, na qual o intervalo salífero se deposita depois da ruptura da litosfera do Gondwana durante a deriva da placa Africana e da América do Sul, segue Guiraud e Maurin, 1992 e Karner et al., 1999, que postularam que a riftização termina antes do depósito do intervalo salífero.

(II) As bacias salíferas conjugadas (Gabão-Angola e Brasil) estiveram sempre separadas e independentes.

(III) O intervalo salífero Aptiano depositou-se depois da discordância da ruptura da litosfera (as reconstruções das placas-tectónicas em 3D são altamente significativas).

(IV) Na borda distal das bacias salíferas (em direcção da linha de ruptura), o sal bisela-se contra a crosta oceânica ou contra a crosta vulcânica subaérea (proto-oceano). Quando o sal não está deformado, o sal autóctone, nas linhas sísmicas, bisela-se sobre a crosta oceânica na Bacia do Baixo Congo (Lehner e de Ruiter, 1977), Bacia Sul do Gabão (Meyers et al., 1996a), Bacia Norte do Gabão e Bacia de Douala (Meyers et al., 1996b).

(V) Em outras partes da margem Africana (Bacias do Baixo Congo, Kwanza e Benguela), o sal autóctone é espessado tectónicamente (falhas inversas e cavalgamentos). Ele é alóctone, ao longo da bordadura distal principal, e forma o Escarpamento Angolano, que obscurece a geometria original do sal e a evidência dos SDRs, os quais foram identificados em ambas as margens (Africana e América do Sul) debaixo base das bacia salíferas distais ou dos seus equivalentes estratigráficos.

(VI) A conjectura avançada pela Total é corroborada pela geoquímica e mineralogia dos evaporitos que sugerem uma associação dos evaporites aptianos com os escoamentos de lava basáltica (Hardi, 1983, 1990, 1996) :

a) Os evaporites ricos em potássio e diagnósticos da água salgada.

b) Eles formam dois grupos : 1- Um grupo raro, rico em MgSO₄, formado por evaporação da água do mar proveniente de rios (os minerais de sulfato, polyhalite, kainite e kieserite, são diagnósticos) ; 2- O segundo grupo, mais comum, é rico em KCl e CaCl₂ é pobre em MgSO₄ (este grupo não se pode formar, unicamente, por evaporação da água do mar proveniente dos rios (os minerais cloreto, silvinita, carnalita, tachyhydrite e bichofita são diagnósticos).

c) As salmouras de CaCl₂, que se concentram para formar minerais KCl, são originárias de salmouras enriquecidas em CaCl₂ pela interacção hidrotermal água-rocha. A rocha mais adequada par uma tal interacção hidrotermal é o basalto alterado por espilitização. A albitização libera Ca na salmoura, e a cloritização absorve o Mg da salmoura. Como a salmoura precipita hidrotermicamente, o Ca abundante combina-se com qualquer SO₄ presente para precipitar gesso na superfície. A salmoura nos lagos permanece enriquecida em Ca.

d) Outras rochas (hospedeiras) além do basalto são possíveis. A salmoura pode interagir com a plagioclase das arcoses ou com as smectites Ca das areias vermelhas. Os calcários também podem ser uma fonte prolífica de Ca, mas eles estes são raros debaixo do sal aptiano do Atlântico Sul.

e) A presença de tachyhydrite e cloretos similares não prova que o substrato dos evaporites é basalto. No entanto, a espessura, as altas temperaturas e a abundância de plagioclase nos escoamentos de lava basáltica significa que estes serão as rochas mais apropriadas para fornecer Ca para CaCl₂. Todos os evaporitos potássicos aptianos conhecidos no Atlântico Sul, formaram-se a partir salmouras CaCl₂, enriquecidas por alteração hidrotermal.

d) Outras rochas (hospedeiras) além do basalto são possíveis. A salmoura pode interagir com a plagioclase das arcoses ou com as smectites Ca das areias vermelhas. Os calcários também podem ser uma fonte prolífica de Ca, mas eles estes são raros debaixo do sal aptiano do Atlântico Sul.

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