Atelier4

Na figura abaixo estão representadas uma tentativa de "litoestratigrafia" da Bacia Interna do Kwanza que corresponde, mais ou menos, ao offshore da bacia e uma tentativa de "sismoestratigrafia". A tentativa de "litoestratigrafia" corresponde a sucessão vertical das formações geológicas, nas quais vários fácies (litologias e fauna característica) se podem pôr em evidência, o que quer dizer, que ela não é uma verdadeira litoestratigrafia. A tentativa de "sismoestratigrafia" corresponde ao empilhamento dos intervalos sísmicos que se podem seguir e cartografar nas linhas sísmicas (antigas e recentes).

Pelo menos, dois tipos de bacias sedimentares (classificação de A. Bally) se podem pôr reconhecer nesta estratigrafia: (i) Bacias de tipo-rifte de idade Jurássico Tardio / Cretácico Inicial e (ii) Uma margem divergente do tipo-Atlântico Meso-Cenozóica.

Nesta figura está ilustrada uma tentativa de estratigrafia baseada mais nas formações geológicas do que na litologia, à qual, por comodidade, chamamos "litoestratigrafia". A maioria das formações geológicas desta bacia têm vários fácies. Isto é, particularmente verdadeiro, para a formação Mucanzo, na qual se podem reconhecer diferentes fácies : Fácies Kwanza (conglomerados poligénicos), Fácies Tuenza (dolomite, anidrite, areia, argila e halite), Fácies Caio (dolomite arenosa), Fácies Catumbela/Quissonde (calcários, margas) e Fácies Mucanzo lato sensu (areia, arenitos, argilas, gesso, dolomite). A tentativa de sismoestratigrafia tentativa corresponde ao empilhamento dos intervalos sísmicos que se podem seguir e cartografar nas linhas sísmicos, ou seja, os intervalos sísmicos, que pelos menos numa parte da bacia (em geral próximo da ruptura continental) estão sublinhados por reflectores associados a discordâncias (superfícies de erosão) e que se podem seguir (por correlação) para montante, onde elas são menos evidentes. As principais discordâncias, a superfície de base das progradações do Cenomaniano / Turoniano (SBP. 91.5 Ma) e as fases estratigráficas do ciclo estratigráfico de invasão continental pós-Pangeia (que corresponde à margem divergente) estão, igualmente, ilustradas.

As bacias de tipo-rifte, que correspondem a hemigrabens, estão limitadas entre a discordância de pré-riftização e a discordância de ruptura da litosfera. A margem divergente do tipo Atlântico (existem margens divergentes do tipo não-Atlântico associadas com a formação das megasuturas) é limitada, na base, pela discordância de ruptura (± 115 My de anos atrás) e prolonga-se até à superfície (Quaternário). Além das discordâncias indicadas na figura acima, estão também indicados os mais prováveis subsistemas petrolíferos geradores (rochas-mãe), assim como as fases do ciclo estratigráfico de invasão continental pós-Pangeia, que caracteriza a margem divergente. Da mais antiga para a mais recente, reconhecem-se as seguintes discordâncias :

1) Discordância de Pré-riftização (PrU) ;

Esta discordância corresponde à iniciação do alongamento da litosfera do Gondwana, isto é, ao início da formação das bacias de tipo-rifte. Nesta área do Atlântico do Sul, a sua idade é ± 135 Ma.

2) Discordância de Ruptura da Litosfera (BUU) ;

Esta discordância sublinha o mais importante evento geológico desde a formação da Pangeia. Ela marca a ruptura da litosfera do Gondwana (continente sul da Pangeia) que causou a individualização das placas litosféricas da América do Sul e da África. Nesta parte do Atlântico Sul (a ruptura fez-se do Sul para o Norte), a idade desta discordância é ± 115 Ma.

3) Discordância do topo do Albiano ;

Esta discordância sublinha uma descida relativa do nível do mar significativa que ocorreu, mais ou menos, 107 Ma (milhões de anos atrás). Ela corresponde, grosseiramente, ao limite entre o Apciano e Albiano, que segundo a cronoestratigrafia padrão (Gradstein et al. 1994), se passou à 112 Ma.

4) Discordância do Cenomaniano ;

Esta discordância marca, mais ou menos, o limite entre o Albiano e o Cenomaniano, a qual segundo a cronoestratigrafia padrão, se formou, aproximadamente, 98.9 Ma. Na curva eustática do Mesozóico, a idade da descida relativa do nível do mar que induziu esta discordância é datada de 96.5 Ma (Gradstein et al. 1994).

5) Discordância do topo do Cretácico (SB. 68 Ma) ;

Na cronoestratigráfica padrão, o limite entre o Cretácico (Maastrichiano) e o Terciário (Daniano) é, mais ou menos 65 Ma, enquanto que a descida relativa do nível do mar, que provocou a discordância, é um pouco mais antiga, ± 68 Ma.

6) Discordância Oligocénica (SB. 30 Ma) :

Esta discordância, de idade 30 Ma, corresponde, grosseiramente, ao limite entre o Rupeliano e Chatiano (± 26,50 Ma) e é, facilmente, reconhecida em todas as margens do Atlântico do Sul. Provavelmente, esta discordância foi induzida pela descida eustática provocada pela formação da calote glaciar que cobre a Antárctica.

A superfície de transgressão máxima é marcada pela superfície de base das progradações (SBP. 91.5 Ma) que é muito bem visível entre o Cenomaniano e Turoniano. Esta superfície de base das progradações separa a fase transgressiva, do ciclo e invasão continental pós-Pangeia, da fase regressiva sobrejacente. A fase transgressiva tem uma geometria retrogradante. A geometria da fase regressiva é progradante. Os evaporitos apcianos ou os arenitos, imediatamente debaixo do sal, marcam o início da transgressão cretácica que continuou até o final do Cenomaniano-Turoniano. Esta transgressão foi provocada, em parte, pela subida eustática do nível do mar induzida pelo : (i) Aumento da taxa da expansão oceânica ; (ii) Volume das dorsais oceânicas e (iii) Alongamento da litosfera antes da ruptura da Pangeia. Localmente, os resfriamentos da litosfera das margens contribuíram, igualmente, à subida eustática do nível do mar. Durante a transgressão, depositou-se um prisma sedimentar que se espessa para o continente. Este prisma é constituído por unidades carbonatadas e siliciclásticos. Os fácies marinhos invadiram o continente por plataformas marinhas retrogradantes, limitadas entre a ruptura continental e a ruptura costeira da inclinação de superfície de deposição (± linha da costa). As rochas-mãe potenciais estão associadas às unidades estratigráficas condensadas, ricas em matéria orgânica, que se depositaram durante o pico da transgressão (ver figura acima). Nos sedimentos infrasalíferos, rochas com características de rocha-mãe se depositaram por vezes (ver mais tarde). O acme eustático pós-Pangeia foi atingido durante dispersão máxima dos continentes, o que reduziu, consideravelmente, o volume das bacias oceânicas. Ele separa a fase transgressiva retrogradante (deriva dos continentes) da fase regressiva progradante (aglutinação dos continentes) do ciclo de invasão continental.

Na realidade, desde que os continentes atingiram o máximo de dispersão, eles começam a reagrupar-se devido à subducção da crosta oceânica e às colisões continentais. O volume das bacias oceânicas diminuiu e o nível do mar começou a descer iniciando a fase regressiva do ciclo estratigráfico de invasão continental. Os deslocamentos importantes para o mar e para baixo dos biséis de agradação e as subsequentes subidas relativas do nível do mar iniciam o depósito de subciclos de invasão continental que, progressivamente, fossilizaram por biséis de progradação, as retrogradações da fase transgressiva e os escoamentos de lava que se depositaram, imediatamente, depois da ruptura da litosfera. Nesta fase, as rochas-mãe potenciais, assim como as rochas-reservatório são, frequentemente, associadas com os sedimentos de águas profundas.

A crosta continental do Gondwana é formada por rochas graníticas ou rochas Paleozóicas, em geral, sem nenhum subsistema petrolífero gerador (sem rochas-mãe). As bacias do tipo-rifte, que antecedem a ruptura da litosfera do Gondwana, são, principalmente, hemigrabens (com uma vergência para o continente) preenchidos por sedimentos não-marinhos ou, eventualmente, por rochas lacustres (como ilustrado na figura abaixo). Quando a configuração interna do preenchimento das bacias do tipo-rifte é divergente, em direcção da falha que borda a bacia, a probabilidade de existência de rochas-mãe é muito pequena. As rochas-mãe são mais prováveis quando a configuração interna dos sedimentos é paralela. Localmente, discordâncias, ou melhor disconformidades (não induzidas por uma descida relativa do nível do mar) podem ser reconhecidas dentro das bacias do tipo rifte.

As bacias de tipo-rifte (em amarelo nesta figura) correspondem a hemigrabens com vergência (inclinação ou divergência) para o continente que alongam a crosta continental do Gondwana (cruzes bancas sobre um fundo vermelho). Os sedimentos que preenchem da bacias de tipo-rifte são, em geral, não marinhos e associados a três ambientes sedimentares característicos (leques aluviais, na base, argilas lacustres, e areias ou arenitos fluviais no topo). A configuração interna destas bacias pode ser divergente (em direcção da falha de bordadura) ou paralela. No primeiro caso a probabilidade de existência de subsistemas petrolíferos geradores é fraca, enquanto que no segundo, intervalos lacustres ricos em matéria orgânica são possíveis (rochas-mãe potenciais). A discordância de ruptura da litosfera marca o fim do alongamento. Ela separa a crosta continental do Gondwana e as bacias de tipo-rifte do vulcanismo subaério (subsequente à ruptura da litosfera) e dos sedimentos infrasalíferos da margem divergente sobrejacente. Dentro dos sedimentos infrasalíferos da margem, disconformidades ou discordâncias são, por vezes, possíveis. Imediatamente debaixo do intervalo salífero (em vermelho nesta figura) que é muito rico em potássio, visto que a salmoura foi enriquecida por hidrotermalismo (reacção entre a água do mar e o vulcanismo subaéreo), se encontram sobre toda a bacia, as areias e arenitos de água rasa da formação Cuvo (em verde escuro). Debaixo dos sedimentos da formação Cuvo, localmente, se podem encontrar depocentros importantes (a espessura pode atingir 2-3 milhares de metros) dentro dos quais rochas-mãe lacustres cobertas por rochas-reservatório (arenitos e carbonatos) se depositam frequentemente. Por outras palavras, independentemente dos sistemas petrolíferos associados às bacias de tipo-rifte, debaixo do intervalo salífero e das areias do Cuvo um sistema petrolífero dentro dos depocentros infrasalíferos da margem.

Derrames de lava, ou seja, escoamentos subaérios de material vulcânico (reflectores sísmicos inclinando e espessando-se em direcção do mar) síncronos da ruptura da litosfera do Gondwana, cobrem, por biséis de agradação, as bacias de tipo-rifte mais distais (próximas da zona de ruptura). Em direcção do mar, a lava subaérea torna-se oceânica (crosta oceânica), desde que os centros de expansão subaérios imergem. Debaixo dos sedimentos transgressivos (sedimentos marinhos depositados sob uma pequena profundidade de água) da margem divergente (arenitos da formação Cuvo e sal), localmente, espessos depocentros lacustres com rochas-mãe potenciais (argilas ricas em matéria orgânica) e rochas-reservatório (arenitos, calcários recifais e travertinos) se depositaram. No onshore do Kwanza, como no offshore da bacia de Santos (Brasil), um importante subsistema petrolífero gerador está associado aos sedimentos infrassalíferos da margem divergente e não com os sedimentos que preenchem as bacias do tipo rifte, como sugerido na tentativa de interpretação geológica do autotraço ilustrado na figura abaixo.

Nesta tentativa de interpretação geológica de um autotraço (software Canvas 16) de uma linha sísmica (Norte-Sul) da campanha SKB (2012), tirada, recentemente, pela Sonangol, debaixo do intervalo salífero (colorido em vermelho) e das areias da formação Cuvo (em amarelo, imediatamente debaixo do sal e das suturas salíferas) um depocentro (cor-de-rosa) é evidente acima da discordância de ruptura da litosfera do Gondwana. O depocentro infrassalífero da margem está imediatamente acima das bacias de tipo-rifte, o que sugere que a subsidência associada com o depocentro corresponde, provavelmente, a uma reequilibração das isotérmicas. Na realidade, a anomalia térmica (causa ou efeito) que provocou o alargamento da litosfera e que induziu a formação das bacias de tipo-rifte, corresponde, provavelmente, a uma diminuição da equidistância entre as isotérmicas. Depois da ruptura da litosfera, é muito possível que ocorreu uma reequilibração das isotérmicas que produziu, depois da formação das bacias de tipo-rifte, uma subsidência térmica significativa.

Como veremos a seguir a sismoestratigrafia dos sedimentos infrassalíferos da bacia interna do Kwanza é muito semelhante à dos sedimentos infrassalíferos do offshore Este do Brasil, em particular, da Bacia de Santos, onde importante reservas de petróleo foram encontradas nos últimos anos.

Na bacia do Kwanza, a sismoestratigrafia dos sedimentos infrasalíferos (margem divergente e bacias de tipo-rifte) é bem conhecida. Isto é sobretudo verdade, no onshore de Cabinda, ao norte do rio Congo, e no offshore convencional (<200 metros) da bacia do Kwanza (blocos 6 e 5), onde vários poços de pesquisa petrolífera os atravessaram, como se pode constatar na tentativa de interpretação geológica do autotraço de um detalhe duma linha sísmica do bloco 6.

A desarmonia tectónica, criada pelos movimentos laterais e verticais do intervalo salífero é, facilmente, reconhecida. Ela corresponde, praticamente, à base do sal e às suturas salíferas. O sal e os sedimentos suprasalíferos estão muito deformados (em extensão), enquanto que os infrasalíferos, praticamente, não. Numa linha sísmica em profundidade, a geometria da desarmonia é, mais ou menos, subhorizontal. Numa linha tempo, como esta, ela é relativamente ondulada devido aos artefactos sísmicos induzidos pelas variações laterais da velocidade de intervalo, criadas pelas mudanças de espessura do sal e variações laterais do fácies (litologia). Imediatamente debaixo do sal, o intervalo sísmico, pouco espesso, mas contínuo (colorido em verde azeitona) corresponde as areias e arenitos da formação Cuvo, cuja base fossiliza, provavelmente, uma discordância (superfície de erosão). Entre a base da formação Cuvo e a discordância da ruptura da litoesfera do Gondwana (3), colorida em verde, dois intervalos sísmicos se podem reconhecer. À esquerda, em violeta, o intervalo vulcânico pós-ruptura (escoamentos de lava) que aqui parece formar um delta de lava. Se isto é verdade, um grande lago ou um mar epicontinental, posterior à ruptura da litosfera, existia na parte Este, qual cobrindo a discordância da ruptura e as bacias de tipo-rifte subjacentes. Por outras palavras, os derrames de lava, que se escoavam dos centros de alastramento para o continente, ao entrarem num corpo de água (lago ou mar epicontinental) solidificaram-se formando deltas de lava. O segundo intervalo inferior às areias do Cuvo, que fossiliza o intervalo vulcânico, é um espesso intervalo argiloso (provavelmente lacustre) com características de rocha-mãe (sobretudo nos sectores mais espessos) e com intercalações carbonatadas (rochas-reservatório potenciais). Debaixo da discordância de ruptura, uma bacia de tipo-rifte é, facilmente, reconhecida. Nenhuma discordância ou disconformidade é visível no seu interior. Tendo em linha de conta as dimensões desta bacia de tipo-rifte, é evidente que ela não tem nenhum potencial petrolífero gerador.

A tentativa de interpretação geológica do autotraço seguinte (detalhe de uma linha sísmica da bacia de Santos) mostra, claramente, a sismoestratigrafia dos sedimentos infrassalíferos, a qual foi reconhecida por vários poços de pesquiza.

Debaixo do intervalo salífero (em vermelho) se reconhecem três discordâncias : (3) A discordância de ruptura ; (2) Uma discordância interna à bacia de tipo-rifte (visível nesta tentativa) e (1) A discordância pré-riftização. O intervalo infrassalífero da margem (colorido em azul) é rico em rochas-mãe potenciais e rochas-reservatório. Os sedimentos da bacia de tipo-rifte, quer entre as discordâncias 3 e 2, quer entre as discordâncias 2 e 1, parecem não ter boas características de rochas-mãe, embora rochas-reservatório carbonatadas sejam possíveis. Assim como acontece na bacia interna do Kwanza, parece que no offshore de Santos o principal subsistema petrolífero gerador está associado com os sedimentos infrassalíferos da margem divergente e não com os sedimentos das bacias de tipo-rifte. O embasamento corresponde, aqui, a rochas vulcânicas que fazem parte da grande província ígnea (LIP em inglês, i.e., "Large igneous province) do Paraná. A subsidência diferencial ocorreu, principalmente, antes da ruptura da litosfera. Praticamente, nenhuma falha normal foi activa depois da discordância 3. Na tentativa de interpretação do detalhe da linha sísmica onde foi localizado o poço de descoberta de Tupi-1, as três discordância são bem marcadas por biséis de agradação e biséis somitais. Os carbonatos infrasalíferos da margem são, de longe, as principais rochas-reservatório.

A diferença fundamental entre os sedimentos do offshore de Santos e do offshore e onshore do Kwanza é, provavelmente, o tamanho das bacias de tipo-rifte que são muito maiores na bacia de Santos. No onshore de Kwanza, elas não só têm dimensões muito reduzidas, mas, também, a configuração interna do preenchimento é divergente, em direcção da falha de bordadura, o que não é muito favorável ao desenvolvimento de subsistemas petrolíferos geradores. Quando as bacias de tipo-rifte são muito pequenas, elas são, muito rapidamente, preenchidas pelos acarreios sedimentários laterais, o que impede a formação de um lago e, assim, a formação e preservação de matéria orgânica. Uma configuração interna divergente significa que a taxa de extensão é compensada pelo acarreio sedimentar. Nestas condições, a profundidade de água de deposição é, praticamente, zero (0), e o fácies arenoso. Os resultados do poço de Calambola 1 (perfurado pela Total CAP no onshore do Kwanza), que testou uma bacia de tipo-rifte com uma configuração interna divergente, não refuta esta conjectura : ele atravessou mais de 1000 metros de arenitos, como ilustrado na figura abaixo.

Nesta tentativa de interpretação geológica de uma antiga linha sísmica do onshore Kwanza passando pelo poço de Calamboloca-1, os sedimentos infrassalíferos são mais que evidentes. No entanto, a maioria deles corresponde a sedimentos das bacias de tipo-rifte. A espessura dos sedimentos infrassalíferos da margem (formação Cuvo), reconhecidos por todos os poços de pesquisa perfurados nesta área, está debaixo da resolução sísmica. A geometria das bacias do tipo-rifte é de hemigraben com vergência Este, o quer isto dizer, que as falhas limítrofes olham para Oeste e os sedimentos do enchimento mergulham para Oeste com uma configuração interna divergente. Uma tal configuração interna (divergente em direcção da falha limítrofe), é incompatível com a formação dum lago, uma vez que à medida que espaço disponível para os sedimentos (acomodação) se forma, ele é imediatamente preenchido por sedimentos (principalmente arenitos). A presença de rochas-mãe potenciais (sedimentos ricos em matéria orgânica) é improvável. Ao contrário, quando a configuração interna de uma bacia do tipo-rifte é, mais ou menos, paralela, a taxa de alongamento não é compensada pelo preenchimento terrigeno (o espaço disponível para os sedimentos não é completamente preenchido), o que implica a formação de um lago onde a vida se desenvolve. O preenchimento final do lago pode preservar a matéria orgânica acumulada no fundo e formar rochas-mãe. Resumindo: uma configuração interna divergente sugere rochas-reservatório potencias, como é o caso em Calamboloca-1, enquanto que uma configuração paralela, sugere a presença de rochas-potenciais lacustres.

Devido à halocinese e à tectónica salífera, todos os cortes geológicos que nós fizemos ao longo das picadas da linhas sísmicas, mesmo quando controlados pelos detritos das sondagens feitas para enterrar os explosivos, são totalmente diferentes das tentativas de interpretação geológica das linhas sísmicas. Mesmos os corte geológicos sintéticos feitos à partir dos resultados dos poços de pesquiza não permitem de bem compreender a geologia e, particularmente, a tectónica desta área, como ilustrado na figura abaixo.

Este corte geológico foi feito através os poços de pesquisa que atravessaram uma estratigrafia normal, isto é, evitando os depocentros terciários, como, por exemplo, o poço de Quenguela ou de Banza Quitel. Entre Caxito e Carimba, ele é, mais ou menos, Norte-Sul e pode ser considerado como um corte longitudinal que mostra a terminação Norte da bacia. Entre Carimba e Abacaxi (offshore), ele passa, sucessivamente, pelos poços de Muxima, Galinda, Tanda, ou seja, mais ou menos, Este-Oeste, e pode ser considerado como um corte geológico transversal que mostra a subsidência da margem. Entre Abacaxi e os DSDP 365 e 364, de novo ele é, mais ou menos, Este-Oeste, e sublinha a terminação distal e meridional da margem. O poço de Abacaxi atravessou um importante depocentro infrassalífero (provavelmente da margem) e parece ter terminado no vulcanismo subaério (posterior à ruptura da litosfera do Gondwana). Três eventos geológicos importantes ressaltam neste corte geológico. O primeiro, é a geometria retrogradante da fase transgressiva do ciclo de invasão continental pós-Pangeia. Os depocentros cretácicos deslocam-se para Este, ou seja, os sedimentos fase regressiva espessam-se para o continente, antes de se biselarem contra o embasamento. O segundo é o levantamento Terciário Tardio do sector proximal da bacia que é sublinhado pela truncatura das linhas cronoestratigráficas. O terceiro, é a geometria progradante da fase regressiva do ciclo de invasão, que é sobretudo muito bem marcada nos sedimentos terciários entre Tanda e os DSDPs.

O perfil geológico ilustrado na figura seguinte corresponde, mais ou menos, a uma colagem de tentativas de interpretação geológica de linhas sísmicas. Contudo, a geometria dos intervalos infrassalíferos (bacias de tipo-rifte, escoamentos vulcânicos e sedimentos infrassalíferos da margem), assim como a geometria das discordâncias (do topo de vulcanismo e de ruptura) são altamente especulativas.

Esta secção é uma tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica compósita da bacia do Kwanza. A bacia do Kwanza pode ser subdividida em duas sub-bacias, separadas por um alto estrutural conhecido, como dito antes, por arco costeiro. A sub-bacia proximal é conhecida como bacia interna do Kwanza e a distal como bacia externa do Kwanza. A bacia interna corresponde, aproximadamente, ao onshore, enquanto que a bacia externa corresponde, aproximadamente, ao onshore, enquanto que a bacia externa corresponde ao offshore profundo. O arco costeiro corresponde, mais ou menos, ao offshore convencional e à parte superior do offshore profundo. Na base do sal podem reconhecer-se degraus ou rampas dos estratos do infrasalífero que o sal fossilizou por biselamento. O substrato da bacia interna do Kwanza é formado, principalmente, por escoamentos de lava que naturalmente se espessam e inclinam para o mar em direcção aos centros de expansão. Na parte distal do offshore, o intervalo salífero espessou-se por cavalgamentos sucessivos que induziram uma grande acumulação tectónica de sal alóctone. O substrato da bacia interna do Kwanza é formado, principalmente, por uma crosta alongada, na qual se desenvolveram bacias de tipo-rifte, uma vez que a única maneira de alongar a crosta é por falhas normais. As bacias de tipo-rifte, aparentemente são deslocadas por zonas de fractura, ou seja, elas parecem ter sido deslocadas por falhas de deslizamento (zonas de fractura), mas na realidade, elas não o são. Diferentes tipos de bacias de tipo-rifte se desenvolvem de cada lado da zonas de fractura (falhas com um movimento semelhante ao das teclas de um piano), como acontece cada vez que o embasamento pré-falhado é alongado. As reconstituições geológicas desta secção transversal sugerem que no final da deposição do sal (topo do Apciano), as duas bacias salíferas são separadas pelo arco costeiro, o qual é fossilizado por intervalo salífero relativamente fino. A espessura máxima da bacia salífera interna é de, mais ou menos, 2000-2500 metros, enquanto que o máximo de espessura da bacia externa excede 3000 metros.

Como dissemos antes, os geocientistas que trabalham na pesquisa dos hidrocarbonetos nos offshores Oeste da África, chamam bacia do Congo à margem divergente meso-cenozóica localizada ao Norte do Arco de Ambriz e ao sul do Gabão, uma vez que o onshore da margem é atravessado pelo rio Congo e o offshore é profundamente entalhado pelo canhão do rio Congo. Além disso, como ilustrado na figura abaixo, muitos geocientistas subdividem a bacia do Congo em Congo Norte e Sul em referência a trajectória do rio e do canhão. De qualquer maneira, como vimos anteriormente, esta bacia do Congo não têm nada a ver nem com a bacia do Congo ou Zaire (Câmbrico Tardio / Devónico Inicial), nem com a cintura dobrada do Oeste do Congo (Precâmbrico Tardio / Câmbrico Médio) e muito menos com o cratão do Congo (Precâmbrico).

Como ilustrado neste mapa, na área da cidade de Ambriz (a meio caminho entre o Soyo e Luanda), o limite oriental dos sedimentos Cretácicos da margem divergente está no offshore convencional (<200 metros de profundidade), embora relativamente próximo do litoral. Nesta área, o embasamento (granito-gnaisse com granadas) forma uma espécie de promontório (conhecido como Ambriz arco), o qual que separa duas grandes indentações do embasamento. A indentação Norte corresponde à bacia do Congo, que os geocientistas, muitas vezes, subdividem, em bacia do Congo Norte e Sul usando o trajecto da água do rio e do canhão. Na indentação Sul, o prisma sedimentar corresponde à bacia do Kwanza, uma vez que é atravessada pelo rio Kwanza, o qual é muito menos importante do que o rio Congo. Como ilustrado pelo mapa das isobatas do embasamento, as configurações destas duas bacias são bastante diferentes. A grande depressão visível no onshore do Kwanza (bacia interna) parece não existir na bacia do Congo. A invasão sedimentar (em relação à linha da costa) é muito mais importante na bacia do Kwanza do que na bacia do Congo. Na bacia do Congo, o embasamento aprofunda-se continuamente para o offshore, o que não é o caso na bacia do Kwanza, uma vez que, perto da linha da costa, a base do embasamento é menos profunda. É este alto que constitui o chamado arco costeiro que separa a bacia interna da bacia externa do Kwanza. Este arco costeiro não tem nada a ver com o levantamento regional da margem durante do Terciário Tardio, que forma uma escarpa costeira que os rios Kwanza e Congo tiveram que incisar para alcançar o mar. Embora o onshore da bacia do Kwanza seja maior do que o onshore da bacia do Congo, a bacia de drenagem e o acarreio sedimentar do rio Congo são muito mais importantes do que as do rio Kwanza. É por essa razão que um grande sistema turbiditíco Terciário existe no offshore do Congo e não no offshore do Kwanza. Nesta figura, a título informativo, as principais zonas de fractura da bacia do Kwanza, ou seja, as zonas de fractura de Porto Amboim, Três Pontas, Cabo Ledo, Hotspur e Mijuca estão, aproximadamente, cartografadas. Durante a evolução da margem, estas zonas de fractura que subdividem a bacia em várias províncias geológicas, como ilustrado na figura seguinte, foram reactivadas em extensão e, por vezes, em compressão.

Como se pode constatar nesta figura, as principais zonas de fractura reconhecem-se muito bem. Elas controlam os depocentros Terciários, principalmente, os de idade Miocénica. O termo controlado, aqui utilizado, quer dizer que os depocentros não são afectados, ou melhor, rejeitados pelas zonas de fractura, que são anteriores, mas que eles se acomodam a elas (de cada lado das fracturas). O mesmo é, também, p sugerido pela geometria curvilínea dos muros de sal (coloridos em violeta). As zonas de fractura jogam como falhas de deslizamento em extensão (movimento semelhante ao das teclas de um piano). Entre duas zonas de fractura consecutivas, a inclinação (para o mar) da base do sal é, mais ou menos, constante e característica (diferente de cada lado da fractura). Isto é corroborado pelas tentativas de interpretação geológica das linhas orientadas paralelamente à direcção das zonas de fractura (entre duas zonas consecutivas, ou seja, dentro de uma província geológica). As zonas de fractura delimitam seis províncias geológicas, que do Norte para o Sul são : (i) Província de Ambriz ; (ii) Província de Cegonha ; (iii) Província de Quenguela ; (iv) Província de Cabo Ledo ; (v) Província de Três Pontas e (vi) Província de Porto Amboim. Uma linha sísmica, mais ou menos, Norte-Sul, atravessando várias províncias geológicas, mostra saltos (deslocamentos verticais) da base do sal. Este saltos são aparentes, uma vez que eles não são induzidos por falhas normais, mas pelas diferentes inclinações do intervalo salífero induzidas pelas falhas de deslizamento. Igualmente, entre cada província geológica, o limite entre a crosta continental e a crosta vulcânica, quer ela seja subaéria ou oceânica, é, aparentemente, deslocado por falhas de deslizamento.

A sobreposição da carta das principais zonas de fractura e da carta geológica permite de melhor ver, em superfície, o traçado das zonas de fractura e como é que as estruturas geológicas foram afectadas por elas. Da mesma maneira, os limites das províncias geológicas são mais evidentes, o que permitirá de melhor prognosticar o que se deve reconhecer nas tentativas de interpretação geológicas das linhas sísmicas (sobretudo das mais recentes). Além disso, como ilustrado. a bacia interna do Kwanza é segmentada em várias províncias por zonas de fractura orientadas NO-SE formadas, originalmente, antes da riftização neocomiana. Em superfície, estas zonas de fractura são marcadas pelos : (i) Deslocamentos abruptos da linha da costa ; (ii) Mudanças da elevação estrutural de estratos ; (iii) Mudanças na assimetria da riftização ; (v) Terminações dos depocentros e cinturas dobradas. Os dados estratigráficos sugerem levantamentos dos blocos do embasamento e reactivações repetidas das falhas que os limitam. As províncias geológicas têm diferentes sistemas petrolíferos (um sistema petrolífero engloba uma zona ou pote de rocha-mãe activa e todas as acumulações de petróleo e gás geneticamente relacionadas). Dentro de cada província geológica, a desarmonia tectónica, induzida pela tectónica salífera, tem uma inclinação para o mar e depocentros Miocénicos típicos. A reactivação das zonas de fractura pela pressão da dorsais oceânicas cria, por vezes, estruturas de compressão ao longo das zonas de fracturas. A zona da charneira Atlântica não corresponde ao limite entre a crosta continental e vulcânica, mas sim à ruptura da inclinação da margem em direcção ao mar, a qual é reforçada pelo levantamento da bordadura da bacia que ocorreu durante.

As reconstituições palinspáticas da bacia salífera do Kwanza sugerem, que ao Apciano, dois depocentros salíferos importantes (sub-bacia salífera interna e externa) eram separados por um alto vulcânico coberto por pouco sal. Esta alto costeiro (não confundir com o escarpamento costeiro induzido pelo levantamento da parte proximal da magem durante o Terciário Tardio) forma o que certos geocientistas chamam arco costeiro, o qual separa a bacia interna da bacia externa, o que quer dizer, que ele já existia antes do Apciano. Na figura abaixo está ilustrado um corte geológico compósito, baseado nos resultados dos poços de pesquiza e nas tentativas de interpretação geológica das linhas sísmicas (onshore e offshore), a partir do qual as reconstituições palinspáticas foram feitas.

Esta secção geológica corresponde a uma tentativa de interpretação geológica de uma linha sísmica compósita da bacia do Kwanza (offshore e onshore), calibrada pelos resultados estratigráficos dos poços de pesquisa. A localização de corte é mostrada na carta das isobatas da base do sal e na carta das isobatas do embasamento. Como se pode constatar, tendo em linha de conta o levantamento do Terciário Tardio, a base do sal ou seja, o topo dos sedimentos infrassalíferos (conjunto do embasamento, bacias de tipo-rifte e sedimentos infrassalíferos da margem) aprofunda-se desde a bordadura Este da bacia (Este de Caxito) até a região de Funda. Depois até a região de Praia (offshore), a base do sal mantém-se a uma profundidade, mais ou menos, constante ou sobe mesmo ligeiramente, para depois se aprofundar nitidamente no offshore profundo. A bacia do Kwanza pode ser subdividida em duas sub-bacias, separadas por um alto estrutural (arco costeiro). A sub-bacia proximal é conhecida como interna e a distal como bacia externa do Kwanza. A bacia ou sub-bacia interna corresponde, aproximadamente, ao onshore do Kwanza, enquanto a externa corresponde, sobretudo, ao offshore profundo. O arco costeiro corresponde, mais ou menos, ao offshore convencional e ao sector superior do offshore profundo, no qual, na base de sal, se podem reconhecer degraus ou rampas dos estratos infrassalíferos que o sal fossilizou por biselamento. O substrato da bacia externa parece ser formado, principalmente, por vulcanismo, provavelmente, escoamentos de lava posteriores à ruptura da litoesfera. O substrato da bacia interna parece ser composto, principalmente, por uma crosta continental alongada, na qual se formaram bacias do tipo-rifte, uma vez que a única maneira de alongar a crosta continental é por falhas normais. Uma simples olhadela aos mapas ilustrados acima, qualquer geocientista pode prognosticar a presença de sedimentos infrassalíferos na bacia interior do Kwanza, sem diferenciar os sedimentos infrasalíferos da margem dos sedimentos das bacias do tipo rifte. Uma observação mais acurada ao mapa da profundidade do embasamento (este mapa foi feito com os dados antigos, ou seja, sem qualquer informação proveniente da interpretação das novas linhas sísmicas terrestres tiradas pela Sonangol), é possível sugerir que as bacias de tipo-rifte (anteriores à ruptura) estão localizados na parte oriental da bacia do interna do Kwanza e que os sedimentos infrasalíferos da margem são os responsáveis do depocentro central. Por outro lado, o mapa da base do sal realça, claramente, o arco costeiro, o qual é óbvio entre Luanda e Porto Amboim, com a área mais alta perto de Cabo Ledo. Ao Norte de Luanda e ao Sul Porto Amboim, o arco costeiro parece não ser muito significativo.

A secção geológica transversal superior corresponde a uma tentativa de interpretação geológica provisória de uma linha sísmica compósita da bacia do Kwanza (onshore e offshore), cuja carta de localização é mostrada no canto superior esquerdo desta figura. A bacia do Kwanza pode ser subdividida em uma duas sub-bacias separadas por uma alto estrutural (arco costeiro de certos geocientistas). A sub-bacia proximal é conhecida como bacia Interna e a distal como bacia Externa do Kwanza. A bacia Interna do Kwanza corresponde aproximadamente ao onshore, enquanto a bacia Externa do Kwanza corresponde, sobretudo ao offshore profundo. O arco costeiro corresponde, mais ou menos, ao offshore convencional e offshore profundo superior, no qual, na base de sal, se podem reconhecer degraus ou rampas significativas dos estratos infrasalíferos que o sal fossiliza por biséis de agradação. O substrato da bacia externa do Kwanza parece ser formado, principalmente, por vulcanismo pós-riftização, provavelmente, escoamentos de lava que se adelgaçam e, muitas vezes, inclinam para o mar. O sal foi encurtado e engrossado por falhas inversas que induzem um montão de sal alóctone. O substrato da bacia interna do Kwanza parece ser composto, principalmente, por uma crosta continental alongada, na qual bacias de tipo-rifte se formaram. Estas bacia do tipo-rifte são, aparentemente, deslocadas pelas zonas de fractura (elas parecem ter sido deslocadas por falhas deslizamento, ou seja, zonas de fractura, mas na verdade eles não o são). Diferentes bacias do tipo-rifte são desenvolvidas cada lado da zona de fartura, como acontece todas as vezes vez que um soco pré-falhado é alongado. As reconstituições geológicas desta secção geológica transversal sugerem que, no final da deposição de sal (topo do Apciano), dois depocentros salíferos eram separados pelo arco costeiro, o qual foi fossilizado por um intervalo de sal relativamente fino. A espessura máxima do depocentro salífero interno era, mais ou menos, 2000-2500 metros, enquanto que o máximo de espessura do depocentro externo excedeu 3000 metros. O substrato da maior parte do Bacia do Kwanza, como ilustrado acima, é suposto ser constituído por escoamentos de lava. O arco costeiro é explicado pela presença duma sobreposição de delta de lava, particularmente, na região de Cabo Ledo. Se isto é verdade, a presença a Este do arco vulcânico dum grande lago ou de um mar epicontinental no Neocomiano, isto é durante, o depósito dos escoamentos é obrigatória.

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