ESTUDO PETROLÓGICO DOS ARENITOS DO MEMBRO … · RESUMO Esta monografia apresenta os resultados da análise petrográfica de arenitos ... bacia, que resultou na criação de porosidade

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

CURSO DE GEOLOGIA

ALINE ATTA LIMA COSTA

ESTUDO PETROLÓGICO DOS ARENITOS DO MEMBRO BOIPEBA DA FORMAÇÃO ALIANÇA, NO CAMPO DE

ARAÇÁS, BACIA DO RECÔNCAVO - BAHIA.

Salvador 2013




Monografia apresentada ao Curso de Geologia,

Instituto de Geociências, Universidade Federal da

Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau

de Bacharel em Geologia.

Orientador: Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite

Salvador 2013

TERMO DE APROVAÇÃO

______________________________________________________

1° Examinador – Dr. Carlson de Matos Maia Leite

IGEO-UFBA/PETROBRAS

______________________________________________________

2° Examinador – MSc. Roberto Rosa da Silva

IGEO-UFBA/PETROBRAS

______________________________________________________

3° Examinador – MSc. Edson Souza Medeiros

PETROBRAS

Salvador, 16 de Agosto de 2013




TRABALHO FINAL DE GRADUAÇÃO APROVADO COMO REQUISITO PARCIAL

PARA OBTENÇÃO DO GRAU DE BACHAREL EM GEOLOGIA, UNIVERSIDADE

FEDERAL DA BAHIA, PARA A SEGUINTE BANCA EXAMINADORA:

À minha família.

AGRADECIMENTOS

Agradeço aos meus pais, Aurora e Braulio, pela educação que me deram, os

princípios morais e por todos os demais ensinamentos que trago comigo pra vida

toda. Agradeço às minhas irmãs Luciana, Cristina e Daniela, e também a minha

sobrinha Beatriz, pela nossa amizade e união.

Ao meu esposo Tiago, pelo amor, companheirismo, por todos os momentos

felizes, pela paciência e apoio dedicado a mim, durante a graduação e por

compreender a ausência em determinados momentos desta jornada.

Aos meus amigos, por todo apoio, pelas palavras de incentivo e diversos

momentos de alegria.

Gostaria de agradecer também a algumas pessoas da Petrobras, que foram

muito importantes para que eu conseguisse concluir esta etapa. Pra começar, quero

agradecer aos gerentes Ricardo Defeo e Otaviano por terem participado das

negociações para a minha transferência do Rio de Janeiro para Salvador e João

Batista, por ter me recebido na gerência de Avaliação e Acompanhamento

Geológico, permitindo que eu concluísse o curso de graduação. Agradeço a Márcio,

gerente da Sedimentologia e Estratigrafia, por permitir e dar subsídios para a

realização deste TFG. Agradeço ao meu orientador, Carlson, por aceitar esta tarefa,

mesmo sabendo de todas as minhas limitações.

Agradeço também aos colegas do Laboratório de Sedimentologia e

Estratigrafia da Petrobras/UO-BA por todo apoio durante o desenvolvimento do

trabalho; aos colegas da UO-BA/ATP-N/RES, pelo fornecimento de dados e também

aos colegas da UO-BA/EXP/AAG, pela ajuda e incentivo, durante essa caminhada.

A Iarinha e Nazinha, agradeço o apoio nos momentos que estive ausente do

trabalho, além do incentivo e amizade.

A todos vocês, o meu “MUITO OBRIGADA”!!!!!

RESUMO

Esta monografia apresenta os resultados da análise petrográfica de arenitos

do Membro Boipeba da Formação Aliança, no Campo de Araçás na Bacia do

Recôncavo, Bahia. Foram descritas nove lâminas, obtidas através de plugues

selecionados de um intervalo de aproximadamente 124 metros de testemunhos de

um poço da Petrobras.

A evolução diagenética experimentada por esses arenitos, em condições de

clima árido a semiárido, mostra-se complexa, pois além da forte compactação a que

foram submetidos, indica a presença dos seguintes tipos de cimento: a) hematita,

leucoxênio, argila infiltrada, anidrita e calcita, estas últimas em hábito poiquilotópico,

quartzo, calcedônia, esmectita e K-feldspato durante a eodiagênese; b) anidrita e

calcita de hábito blocoso, clorita-esmectita, clorita, ilita e quartzo, este último

resultante de processos de dissolução por pressão, que também acarretaram na

impressão de estilolitos durante a mesodiagênese; (c) alteração de constituintes

preexistentes por percolação de água meteórica, controlada pelo soerguimento da

bacia, que resultou na criação de porosidade secundária, na neo-cristalização de

hematita e leucoxênio e entrada de hidrocarbonetos no espaço poroso, durante a

telodiagênese.

A complexa evolução destes arenitos resultou na baixa porosidade e

permeabilidade dos mesmos, o que impacta significativamente na qualidade do

reservatório.

Palavras-chave: Bacia do Recôncavo, Membro Boipeba, Campo de Araçás,

diagênese.

ABSTRACT

This monograph presents the results of petrography from the Boipeba Member

sandstones of the Aliança Formation in the Reconcavo Basin, Bahia. Nine thin

sections were described from a selected range of plugs of approximately 124 meters

of cores, sampled in a well drilled by Petrobras.

The diagenetic evolution of theses sandstones, which is associated to arid and

semi-arid conditions, is complex, because of the strong compactation and the

diagenetic minerals indicates the presence of the following types of cement: a)

hematite, leucoxene, infiltrated clay, anhydrite and calcite, the last two ones with

poiquilothopic habit, quartz, calchedony, smectite and K-feldspar during the

eodiagenesis; b) anhydrite and calcite with blocky habit, chlorite-smectite, chlorite,

illite and quartz, this one is a result of pressure dissolution processes, which also

resulted in the development of stylolites during mesodiagenesis; (c) alteration of

preexisting constituents by percolation of meteoric water, controlled by the uplift of

the basin, that has developed secondary porosity, neo-crystallization of hematite and

leucoxene and the entrance of hydrocarbons inside the porous space, during the

telodiagenesis.

The complex evolution of these sandstones resulted in their low porosity and

permeability, which impacts in the quality of the reservoir.

Keywords: Reconcavo Basin, Boipeba Member, Araçás Field, diagenesis.

ÍNDICE DE FIGURAS

Figura 1 - Mapa de localização do Campo de Araçás.................................................................. 14

Figura 2 - Localização da Bacia do Recôncavo. ........................................................................... 17

Figura 3 - Limites da Bacia do Recôncavo e seu arcabouço estrutural. ................................... 18

Figura 4 - Modelo estrutural da Bacia do Recôncavo, em forma de meio-graben. ................. 19

Figura 5 - Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo com destaque para o Membro

Boipeba da Formação Aliança. ........................................................................................................ 20

Figura 6 - Paleogeografia da Supersequência Pré-rifte da Bacia do Recôncavo. ................... 23

Figura 7 - Paleoambiente deposicional da Bacia do Recôncavo durante a fase Rifte. .......... 24

Figura 8 - Arcabouço estrutural e campos da Bacia do Recôncavo . ........................................ 26

Figura 9 - Seção geológica A - A' da porção Sul da Bacia do Recôncavo. .............................. 26

Figura 10 - Modelos de migração de hidrocarbonetos na Bacia do Recôncavo. ..................... 28

Figura 11 - Carta sumarizada do timing de elementos e processos do sistema petrolífero. . 28

Figura 12 - (A) Perfil-tipo da Formação Aliança – Membro Boipeba; (B) Destaque para as

zonas de produção BP-2 e BP-3. .................................................................................................... 30

Figura 13 - Modelo paleodeposicional para o Mb. Boipeba. ....................................................... 32

Figura 14 - Modelo Estrutural do Campo. ...................................................................................... 33

Figura 15 - Seção Geológica mostrando o estilo estrutural do Campo de Araçás. ................. 34

Figura 16 - Classificação dos grãos quanto ao selecionamento. ............................................... 36

Figura 17 - Classificação dos grãos quanto à esfericidade e arredondamento. ...................... 36

Figura 18 - Perfil esquemático, mostrando transporte e selecionamento de grãos. ............... 37

Figura 19 - Empacotamento dos grãos. .......................................................................................... 38

Figura 20 - Contatos entre grãos. .................................................................................................... 38

Figura 21 - Diagrama de Pressão x Temperatura, mostrando o intervalo de ocorrência da

diagênese. ........................................................................................................................................... 42

Figura 22 - Estágios da Diagênese. ............................................................................................... 43

Figura 23 - Compactação de sedimentos, mostrando a diminuição dos poros e rearranjo dos

grãos. .................................................................................................................................................... 48

Figura 24 - Processo de cimentação de grãos. ............................................................................. 49

Figura 25 - Gráfico de dispersão de constituintes primários. ................................................ 63

Figura 26 - Gráfico de dispersão de constituintes diagenéticos (EODIAGÊNESE). ............. 63

Figura 27 - Gráfico de dispersão de constituintes diagenéticos (MESODIAGÊNESE). ........ 64

Figura 28 - Gráfico de dispersão de constituintes diagenéticos (TELODIAGÊNESE). ......... 64

Figura 29 - Diagrama de Folk (composição original), apresentando a classificação dos

arenitos: (a) Arcósio e (b) Arcósio lítico................................................................................ 66

ÍNDICE DE FOTOMICROGRAFIAS

Fotomicrografia 1 - Constituintes primários. (Qtz - Quartzo; Pl - Plagioclásio; Mic - Microclina;

Pt - Pertita. ........................................................................................................................................... 53

Fotomicrografia 2 - Cristais de muscovita. (Ms) ............................................................................ 53

Fotomicrografia 3 - Biotita sendo substituída por anatásio. (Bt). ................................................ 54

Fotomicrografia 4 - Fragmento de silcrete, encontrado no arcósio lítico. (Sct-Silcrete; Frg

Met– Fragmento de rocha metamórfica; Pt – Pertita; Qtz – Quartzo. ........................................ 54

Fotomicrografia 5 - Argila infiltrada ao redor do grão de quartzo. (Arg Inf)............................... 55

Fotomicrografia 6 - Hematita microcristalina preenchendo poro. (He) ...................................... 56

Fotomicrografia 7 - Anidrita poiquilotópica preenchendo poro. (Adt Pq) ................................... 56

Fotomicrografia 8 - Anidrita blocosa preenchendo poro. (Adt Bl). .............................................. 57

Fotomicrografia 9 - Calcita poiquilotópica preenchendo poro. (Cct Pq). ................................... 58

Fotomicrografia 10 - Calcita blocosa, preenchendo poros . (Cct Bl). ......................................... 58

Fotomicrografia 11 - Crescimento de quartzo, posterior à preciptação de hematita. (Qtz Cr -

Crescimento de Quartzo; Qtz - Quartrzo; He - Hematita). ........................................................... 59

Fotomicrografia 12 - Crescimento de k-feldspato (Cr K-Fd)). ..................................................... 59

Fotomicrografia 13 - Anatásio blocoso (Ant) e pigmento de leucoxênio (Lcx), substituindo

clorita. ................................................................................................................................................... 60

Fotomicrografia 14 - Clorita fibrosa preenchendo poro. (Clr - Clorita; Qtz - Quartzo; Adt -

Anidrita). ............................................................................................................................................... 61

Fotomicrografia 15 - Textura apresentando grãos orientados e presença de óleo

biodegradado. ..................................................................................................................................... 65

Fotomicrografia 16 - Textura de arenito maciço, apresentando estilolito preenchido por óleo

biodegradado e anatásio. .................................................................................................................. 65

Fotomicrografia 17 - Poro intergrãos, preenchido por óleo. ........................................................ 67

Fotomicrografia 18 - Poros resultantes de dissolução da clorita. ............................................... 67

Fotomicrografia 19 - Estilolito preenchido por clorita.................................................................... 67

Fotomicrografia 20 - Estilolito preenchido por anatásio e óleo biodegradado. ......................... 67

Fotomicrografia 21 - Cimentação por anidrita, posterior ao crescimento de k-feldspato (Cr K-

Fd; Clr - Clorita; Adt - Anidrita). ........................................................................................................ 69

Fotomicrografia 22 - Pigmento de hematita (He) sobre grãos. ................................................... 70

ÍNDICE DE TABELAS

Tabela 1 - Histórico de poços ........................................................................................................... 29

Tabela 2 - Minerais constituintes de arenitos. ............................................................................... 40

Tabela 3- Composição modal dos constituintes encontrados em lâmina. ................................ 62

Tabela 4 - Evolução diagenética para os arenitos do Mb. Boipeba. .......................................... 71

SUMÁRIO

CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO ........................................................................................... 13

1.1 Objetivos ................................................................................................................... 15

1.2 Justificativas ............................................................................................................. 15

1.3 Fundamentação Metodológica ................................................................................ 15

1.3.1 Pesquisa Bibliográfica ...................................................................................................... 16

1.3.2 Materiais e Métodos de Estudo ...................................................................................... 16

1.3.3 Redação da Monografia .................................................................................................. 16

CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL ............................................................................. 17

2.1 Estratigrafia .............................................................................................................. 19

2.1.1 Embasamento ................................................................................................................... 20

2.1.2 Supersequência Paleozóica ........................................................................................... 22

2.1.3 Supersequência Pré-Rifte ............................................................................................... 22

2.1.4 Supersequência Rifte ....................................................................................................... 23

2.1.5 Supersequência Pós-Rifte .............................................................................................. 24

2.2 Arcabouço Estrutural ............................................................................................... 25

2.3 Sistema Petrolífero ................................................................................................... 27

CAPÍTULO 3 – GEOLOGIA E PRODUÇÃO DO CAMPO DE ARAÇÁS ............................. 29

3.1 Evolução Geológica do Membro Boipeba/Formação Aliança no Campo de

Araçás ............................................................................................................................. 31

3.2 Arcabouço Estrutural do Campo de Araçás ........................................................... 32

CAPÍTULO 4 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA .................................................................. 35

4.1 Petrologia de Arenitos ............................................................................................. 35

4.1.1 Diagênese .......................................................................................................................... 41

4.1.1.1 Eodiagênese .............................................................................................................. 43

4.1.1.2 Mesodiagênese ......................................................................................................... 45

4.1.1.3 Telodiagênese ........................................................................................................... 50

CAPÍTULO 5 – PETROGRAFIA E DIAGÊNESE DOS ARENITOS DO MEMBRO BOIPEBA

............................................................................................................................................ 52

5.1 Composição Modal................................................................................................... 52

5.1.1 Arcabouço .......................................................................................................................... 52

5.1.2 Cimento .............................................................................................................................. 55

5.2 Textura ...................................................................................................................... 65

5.3 Porosidade ................................................................................................................ 66

5.4 Diagênese ................................................................................................................. 68

CAPÍTULO 6 – EVOLUÇÃO DIAGENÉTICA ...................................................................... 71

CAPÍTULO 7 – CONCLUSÃO ............................................................................................. 75

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS .................................................................................... 76

ANEXOS ............................................................................................................................. 78

13

CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO

Com área aproximada de 11.500 km2, a Bacia do Recôncavo está localizada

no centro-leste do Estado da Bahia, e configura um rifte abortado do sistema de

riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá, desenvolvido durante o processo de estiramento

crustal que resultou na fragmentação do Gondwana e abertura do Oceano Atlântico

(MILHOMEM et al., 2003).

Os principais reservatórios desta Bacia são de natureza siliciclástica,

depositados em ambientes (a) fluvio-eólicos, representados pelo Membro Boipeba

da Formação Aliança e Formações Sergi e Água Grande, (b) deltaicos sendo o caso

das Formações Marfim e Pojuca, e por fim, (c) vinculados a fluxos gravitacionais que

são o Membro Gomo da Formação Candeias, o Membro Caruaçu da Formação

Maracangalha e a Formação Taquipe.

Dentre os campos petrolíferos operados pela Petrobras, o Campo de Araçás,

descoberto em 1965, tem atualmente um número aproximado de 360 poços

(PETROBRAS/UO-BA/ATP-N, 2012), dos quais suas produções de hidrocarboneto

provêm das Formações Pojuca, Marfim, Candeias, Agua Grande, Itaparica, Sergi e

Aliança (Mb. Boipeba).

Com uma área total de aproximadamente 53 km2, o Campo de Araçás está

localizado na Bacia do Recôncavo, no Estado da Bahia, entre os Municípios de

Araçás e Entre Rios, distando cerca de 120 km a NE de Salvador (Figura 1).

14

Figura 1 - Mapa de localização do Campo de Araçás.

Os principais reservatórios produtores do Campo de Araçás são os arenitos

das Formações Água Grande e Sergi, tendo como reservatório secundário o

Membro Boipeba.

O Membro Boipeba, objeto de estudo desta monografia, está inserido na

Formação Aliança, juntamente com o Membro Capianga, tendo sido depositado

durante o Jurássico, na fase Pré-rifte (SALEM et. al., 2000). Estes sedimentos foram

depositados, por sistemas fluviais entrelaçados e meandrantes, com

retrabalhamento eólico, sob clima árido/semiárido, durante a fase inicial de

estiramento crustal.

15

1.1 Objetivos

O presente trabalho teve como objetivo geral a descrição de lâminas

petrográficas a fim de identificar zonas permo-porosas no reservatório do Membro

Boipeba da Formação Aliança, no campo de Araçás, a partir da observação de suas

características, tais como: textura, hábitos, distribuição e abundância de porosidade

e dos constituintes detríticos e diagenéticos.

Os objetivos específicos compreenderam a caracterização faciológica, a

evolução diagenética e o estudo de porosidade dos arenitos do Membro citado.

1.2 Justificativas

Esta monografia foi idealizada com o intuito de contribuir para o acervo de

dados científicos da Petrobras e para a comunidade geológica, uma vez que poucos

trabalhos foram realizados acerca do Membro Boipeba.

O que se conhece na literatura sobre o Membro Boipeba é graças a um único

trabalho desenvolvido por Salem et. al. (2000), nos Campos de Araçás, Água

Grande e Fazenda Cazumba, onde foram estudados 500m de testemunhos, de onde

foram retiradas 70 amostras e confeccionadas 36 lâminas delgadas.

Com o objetivo de desvendar a influência do soterramento progressivo,

soerguimento e colocação do óleo, relacionando os eventos diagenéticos à evolução

da qualidade dos reservatórios do Membro Boipeba, Salem et. al (2000) constataram

que a qualidade destes reservatórios é bastante heterogênea, sendo altamente

influenciada por processos diagentéticos.

Com a realização deste estudo, buscou-se descrever arenitos com

granulometria variada (finos a conglomeráticos), provenientes de ambientes fluviais

e eólicos, bem como a identificação de zonas com boas características permo-

porosas, favoráveis à acumulação de hidrocarbonetos.

1.3 Fundamentação Metodológica

A metodologia aplicada para a elaboração desta monografia consistiu em três

etapas fundamentais: pesquisa bibliográfica, aquisição e tratamento dos dados e

redação da monografia a partir da interpretação dos resultados obtidos.

16

1.3.1 Pesquisa Bibliográfica

Esta etapa compreendeu a seleção e leitura de artigos, relatórios e livros

relacionados ao tema escolhido, visando adquirir informações acerca do contexto

deposicional de arenitos fluvio-eólicos, aspectos texturais e evolução diagenética

destes reservatórios, bem como assuntos referentes à evolução tectônica da Bacia

do Recôncavo e, mais especificamente, sobre o Membro Boipeba da Formação

Aliança.

1.3.2 Materiais e Métodos de Estudo

Para a realização deste trabalho, foram descritas nove lâminas delgadas,

obtidas através de plugues selecionados de um intervalo de aproximadamente 124

metros de testemunhos amostrados em um poço perfurado pela Petrobras no

Campo de Araçás.

As descrições e o tratamento de dados foram realizados no Laboratório da

Gerência de Sedimentologia e Estratigrafia da Petrobras, na Unidade de Operações

da Bahia (UO-BA). Para o desenvolvimento desta etapa, foram utilizados:

microscópio (ZEISS. Imager Z 2m), câmera (ZEISS. AxioCam MRc5) e os softwares

Petroledge (para arquivamento de dados), ANASETE (consulta à descrição dos

testemunhos) e AxionVision (para capturar as fotos).

As lâminas foram descritas observando-se os aspectos texturais, fábrica,

relação inter-grãos (contatos), composição mineralógica (primária e diagenética),

modificações diagenéticas, relações paragenéticas, sistema poroso e evolução

diagenética, seguindo o padrão utilizado pela Petrobras. Além disso, foram feitas

fotografias destas lâminas destacando as feições mais relevantes para este trabalho.

1.3.3 Redação da Monografia

Com base nos dados obtidos e a partir da sua interpretação, foi possível

identificar as características permo-porosas do reservatório do Membro Boipeba da

Formação Aliança, no Campo de Araçás e estabelecer a evolução diagenética,

explicando-as nesta etapa do trabalho, onde as características descritas de cada

lâmina se encontram em anexo.

17

CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL

A Bacia do Recôncavo está localizada no centro-leste do Estado da Bahia,

constituindo a porção sul do sistema de riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá (Figura 2)

(SALEM et. al., 2000; OLIVEIRA, 2005). Abrange uma área de aproximadamente

11.500km2 e seus limites são representados, a norte e noroeste, pelo Alto de Aporá;

a sul, pelo Sistema de Falhas da Barra; a leste, pelo Sistema de Falhas de Salvador;

e, a oeste, pela Falha de Maragogipe (Figura 3) (SILVA et. al., 2007; OLIVEIRA,

2005).

Figura 2 - Localização da Bacia do Recôncavo.

Fonte: Oliveira, 2005.

18

Sua origem está diretamente relacionada ao processo de estiramento crustal,

que resultou na ruptura do Supercontinente Gondwana e abertura do Oceano

Atlântico. O sistema de falhas normais planares com direção preferencial N30°E,

que condicionaram o mergulho regional das camadas para SE, em direção às áreas

mais subsidentes definem o modelo estrutural da Bacia do Recôncavo (SILVA et. al.,

2007). Os esforços distensionais aos quais estava submetido o embasamento

ocasionaram a formação de um meio-graben (Figura 4) (MILHOMEM et. al., 2003),

com orientação NE-SW e falha de borda a leste (Sistema de Falhas de Salvador).

Figura 3 - Limites da Bacia do Recôncavo e seu arcabouço estrutural.

Fonte: Oliveira, 2005.

19

Neste contexto, o Membro Boipeba da Formação Aliança, inserido no Grupo

Brotas juntamente com a Formação Sergi, está representado por ciclos fluviais e

eólicos depositados durante a fase pré-rifte de evolução da Bacia do Recôncavo, no

final do Jurássico (Figura 5). O Membro Boipeba engloba arenitos finos a

conglomeráticos, ferruginosos, interdigitados com lamitos vermelhos lacustres do

Membro Capianga.

2.1 Estratigrafia

Caixeta et al. (1994) apresentaram uma proposta diferenciada para a Carta

Estratigáfica da Bacia do Recôncavo, adaptando-a aos trabalhos de Netto e Oliveira

(1985) e Aguiar & Mato (1990) (SILVA et. al., 2007).

As unidades bioestratigráficas e cronoestratigráficas permaneceram

essencialmente as mesmas, porém houve uma melhor caracterização das relações

laterais e cronológicas entre as diferentes unidades, dando maior clareza à história

de preenchimento da bacia (SILVA et. al., 2007).

Magnavita et. al,. 2005, publicaram que a sucessão estratigráfica do Rifte do

Recôncavo-Tucano-Jatobá inclui estratos com idades desde o Paleozóico ao

Cenozóico.

As sequências sedimentares que preencheram a Bacia do Recôncavo foram

depositadas sobre o embasamento cristalino de idade pré-cambriana. Estas

seqüências sedimentares compreendem os depósitos acumulados durante o

Fonte: Milhomem et al., 2003)

Figura 4 - Modelo estrutural da Bacia do Recôncavo, em forma de meio-graben.

20

processo extensional juro-cretáceo e caracterizam cinco seqüências deposicionais,

relacionadas aos estágios pré-rifte, rifte e pós-rifte (Figura 5). A espessura máxima

foi observada no Baixo de Camaçari, com profundidade superior a 6.500 m

(ARAGÃO, 1994, apud SILVA et. al., 2007).

Figura 5 - Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo com destaque para o Membro Boipeba da Formação Aliança.

2.1.1 Embasamento

Segundo Silva et. al. 2007, o embasamento cristalino da Bacia do Recôncavo

é constituído predominantemente por gnaisses granulíticos arqueanos pertencentes

ao Bloco Serrinha, a oeste e norte; aos cinturões granulíticos paleoproterozóicos de

Itabuna-Salvador-Curaçá, a oeste-sudoeste; e de Salvador-Esplanada, a leste-

nordeste, além de rochas metassedimentares de idade neoproterozóica,

relacionadas ao Grupo Estância, ao norte.

Fonte: Silva et al., 2007

21

O Bloco Serrinha é constituído por um conjunto gnáissico-granítico-

migmatítico, metamorfizado na fácies anfibolito e retrabalhado no paleoproterozóico,

tendo sido intrudido por granitoides mesoarqueanos. Estudos combinados de dados

petrográficos, litogeoquímicos e geocronológicos mostraram que no mesoarqueano

os granitoides variaram de trondhjemíticos até graníticos (TTG), enquanto que no

paleoproterozóico, embora tenham sido encontrados trondhjemitos e tonalitos,

predominam granitos e sienitos. Datações realizadas nos TTG, indicam idades entre

3,08 e 2,98Ga (BARBOSA et. al., 2012).

O Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá é constituído de rochas cujos protólitos

plutônicos estão deformados e reequilibrados na fácies granulito, transformando-se

em granulitos charnockitos ou granulitos tonalíticos-trondhjemíticos (BARBOSA et.

al., 2012).

O Cinturão Salvador-Esplanada consiste em rochas metamórficas de médio e

alto graus, orientadas na direção NNE, aproximadamente paralelas à Costa. A

maioria das rochas deste Cinturão encontram-se fortemente cisalhadas e

retrometamorfizadas para a fácies anfibolito, enquanto a parte sul da Zona Salvador-

Conde está preservada na fácies granulito (BARBOSA et. al., 2012).

Segundo Silva et. al. 2007, o Grupo Estância é composto por rochas

metassedimentares de baixo grau, relacionadas a uma bacia neoproterozóica (750-

650 Ma) que se desenvolveu na borda nordeste do Cráton do São Francisco, sob

um regime extensional a flexural-termal.

Seus depósitos são caracterizados, da base para o topo, pelas Formações

Juetê (composta de siliciclásticos de origem litorânea), Acauã (constituída de rochas

carbonáticas com intercalações de pelitos e níveis de intraclastos) e Lagarto

(composta de arenitos com clastos carbonáticos intercalados a pelitos) (SILVA et.

al,. 2007).

22

2.1.2 Supersequência Paleozóica

Inserido em contexto de bacia intracratônica, e tendo sua deposição sob

características de um paleoclima árido, a Supersequencia Paleozóica, está

basicamente representada pelos Membros Pedrão (Permiano) e Cazumba da

Formação Afligidos (Permiano, segundo CAIXETA et al.,1994). Seqüências estas,

que em geral, estão caracterizadas como tendências regressivas e posterior

transição para ambiente marinho raso e evaporitos isolados (AGUIAR & MATO,

1990), evidenciadas por suas associações faciológicas.

Estas evidencias podem ser constadas nos arenitos, lamitos e evaporitos do

Membro Pedrão, enquanto no Membro Cazumba predominam pelitos e lamitos

avermelhados, com presença de anidrita na base da seção.

2.1.3 Supersequência Pré-Rifte

Ocorrida durante o Neojurássico e o Eocretáceo (REGALI & VIANA, 1989;

ARAI et al., 1989) e com sedimentos depositados além dos limites atuais da bacia,

fato este evidenciado por depósitos correlatos existentes em outras bacias como a

do Araripe, Sergipe-Alagoas, Camamu e Almada, a fase pré-rifte estende-se

temporalmente do Tithoniano ao Eoberriasiano, incluindo rochas dos andares Dom

João e Rio da Serra Inferior. O primeiro é caracterizado por depósitos aluviais

(Grupo Brotas) representados por folhelhos e arenitos avermelhados da Formação

Aliança, seguido de arenitos fluvio-eólicos da Formação Sergi. A área fonte de

abastecimento dos sedimentos estaria localizada a sudeste da atual Bacia do

Recôncavo (MAGNAVITA et al,. 2005). Finalizando a fase pré-rifte, está a Formação

Água Grande, sobreposta aos sedimentos anteriores e constituída de arenitos

fluviais e lacustres. Esta formação teve como área-fonte a porção localizada a

noroeste e norte da bacia (Figura 6).

23

Figura 6 - Paleogeografia da Supersequência Pré-rifte da Bacia do Recôncavo.

2.1.4 Supersequência Rifte

A fase rifte tem sido nos últimos anos, alvo de grande discussão entre autores

(MAGNAVITA, 1996; DA SILVA, 1996 e GHIGNONE, 1979), sendo o motivo de tal

polêmica, a interpretação do limite entre a fase pré-rifte e rifte. Para Ghignone

(1979), a deposição das Formações Itaparica e Água Grande seria o início da fase

rifte, devido a um incipiente controle tectônico. Da Silva (1993, 1996) atribui a

Formação Água Grande como unidade da fase rifte. Para Caixeta et al. (1994) e

Magnavita (1996), o início da fase rifte se daria na base dos conglomerados da

Formação Salvador, estabelecendo a idade Berriasiana, com duração de

aproximadamente 24 milhões de anos, coincidindo assim o limite entre a fase pré-

rifte e rifte na base do Membro Tauá (Formação Candeias). Esta proposta é aqui

adotada para descrever a Supersequência Rifte.

Dois sistemas progradantes preencheram a Bacia do Recôncavo durante a

fase rifte, sendo o fluvio-deltáico-lacustre (longitudinal a oblíquo) o principal deles,

oriundo da Bacia do Tucano, este sistema depositou folhelhos prodeltaicos e

arenitos turbidíticos contemplando as Formações Candeias e Maracangalha (Grupo

Santo Amaro), Formação Marfim, Pojuca e Taquipe (Grupo Ilhas) e por fim a

Formação São Sebastião (Grupo Massacará) depositada em ambiente fluvio-

deltáico (Figura 7). Já o sistema secundário, localizado transversalmente à bacia, foi

Fonte: Modificado de Medeiros & Ponte, 1981

24

depositado em leques conglomeráticos derivados da erosão do bloco alto da falha

de borda, o qual constitui a Formação Salvador que, devido a seu evento

deposicional está presente em todo o evento rifte da bacia.

Figura 7 - Paleoambiente deposicional da Bacia do Recôncavo durante a fase Rifte.

2.1.5 Supersequência Pós-Rifte

A fase Pós-rifte está inserida entre o Aptiano e o Albiano Inferior, tendo como

principal ocorrência os depósitos conglomeráticos aluviais, arenitos, folhelhos e

eventuais calcários da Formação Marizal de idade Alagoas. Embora cubra boa parte

do Sistema de Riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá, esta formação ocorre em menor

exposição justamente na Bacia do Recôncavo, com espessura média de 50 m,

enquanto que na Bacia de Jatobá a Formação Marizal chega a atingir 500 m. Sua

deposição está relacionada a sistemas aluviais transcorridos de subsidência termal

pós-rifte, fato este, evidenciado pela horizontalidade dos estratos, sobrepostos de

forma discordante as seções relacionadas à fase rifte (DA SILVA, 1993)

Fonte: Modificado de Medeiros & Ponte, 1981 apud Magnavita, 2005.

25

2.2 Arcabouço Estrutural

A Bacia do Recôncavo revela sua geometria estrutural através de blocos

falhados de direção NNE-SSW ao longo do seu eixo principal. Blocos estes que se

encontram fragmentados em compartimentos por seguimentos transversais,

denominados de zonas de transferência (Figura 8). Esta última, também chamada

de falhas de acomodação, além de deslocar a borda da bacia também muda a

polaridade estrutural dos meio-grabens nela existentes (Figura 9).

Limitada entre o Alto do Aporá, a norte e noroeste, pelo sistema de falhas da

Barra, a sul, pela falha de Maragogipe, a oeste e pelo sistema de falhas de Salvador,

a leste; a Bacia do Recôncavo é caracterizada estruturalmente pelo seu sistema de

falhas normais, sintéticas e antitéticas, mantendo um trend geral NE-SW. A Falha

Mata-Catu, transversalmente orientada (NW-SE), também classificada como falha de

transferência (MILANI & DAVISON, 1988; ARAGÃO, 1994), interrompe os blocos

orientados em geral a NE-SW que constituem a bacia, além de ser a principal

controladora das ocorrências de petróleo da bacia. Destro et al.(2003), interpreta

esta zona transversal como um par de falhas de alívio, compensando as variações

de rejeito ao longo das falhas de Salvador (Oeste) e Tombador (Noroeste).

26

Figura 8 - Arcabouço estrutural e campos da Bacia do Recôncavo .

Figura 9 - Seção geológica A - A' da porção Sul da Bacia do Recôncavo.

Fonte: Magnavita et al., 2005

Fonte: Magnavita et al., 2005

27

2.3 Sistema Petrolífero

Os membros Tauá e Gomo da Formação Candeias, constituídos em sua

maior parte por folhelhos, representam os intervalos geradores da bacia.

Apresentam concentrações de carbono orgânico total médio de 1% e com potencial

gerador residual em torno de 5 kg HC/t, chegando a atingir 16 kg HC/t. Porém, de

acordo com Santos et al, (1990), estes valores são considerados relativamente

baixos, se levado em conta a alta convertibilidade da matéria orgânica em

hidrocarbonetos.

Na Bacia do Recôncavo, os principais reservatórios são de natureza

siliciclástica, envolvendo fácies fluvio-eólicas (Membro Boipeba da Formação

Aliança, formações Sergi e Água Grande), deltaicas (Formações Marfim e Pojuca),

ou até mesmo vinculadas a fluxos gravitacionais (Membro Gomo da Formação

Candeias, Membro Caruaçu da Formação Maracangalha e Formação Taquipe). As

acumulações de hidrocarbonetos podem ser divididas em três grande sistemas,

segundo Santos et al.(1990), sendo eles: pré-rifte, rifte-Ilhas e rifte-Candeias. Com

cerca de 60% do volume de óleo provado da bacia, os Campos de Dom João, Água

Grande e Buracica estariam inseridos no sistema pré-Rifte e são aqueles mais

importantes na bacia. Em segundo lugar e com volume de óleo provado em cerca de

30% estaria o rifte-Ilhas, seguido do sistema rifte-Candeias, com volume provado de

óleo na casa dos 15%, sendo o Campo de Candeias seu principal produtor.

Além de ser o principal gerador de hidrocarboneto da Bacia do Recôncavo, os

folhelhos da Formação Candeias, atuam também como trapas e selos para os

reservatórios existentes (SILVA, 2006). Através do contato lateral dos folhelhos

geradores com os reservatórios, pelos blocos altos do sistema de horsts e grábens,

ocorrem migrações de pequenas distancias (Figura 10 - A), migração de mesmas

características pode ser constatada em trapas estratigráficas ou mistas, ligando

diretamente os reservatórios aos folhelhos geradores (Figura 10 - B) e por fim as

migrações verticais ao longo de falhas regionais até os reservatórios deltaicos das

Formações Pojuca e Marfim (Figura 10 - C), provocadas por falhamentos lístricos na

seção rifte (rollovers).

28

Figura 10 - Modelos de migração de hidrocarbonetos na Bacia do Recôncavo.

Na Figura 11 pode-se ver uma carta sumarizando o timing dos elementos e

processos desenvolvidos pelo sistema petrolífero na Bacia do Recôncavo.

Figura 11 - Carta sumarizada do timing de elementos e processos do sistema petrolífero.

GomoGomo

Pojuca

Marfim

Gomo

Tauá

Fonte: Silva, 2006

Fonte: Santos & Braga, 1989.

29

CAPÍTULO 3 – GEOLOGIA E PRODUÇÃO DO CAMPO DE ARAÇÁS

A produção de óleo no Campo de Araçás teve início em 1965, após a

perfuração do segundo poço exploratório, com a descoberta dos Reservatórios

Profundos do Bloco Baixo da Falha de Araçás. Nos anos seguintes, foram

descobertos os Reservatórios Profundos e Rasos do Bloco Alto da Falha de Araçás

e mais recentemente, descobriu-se o Bloco 4 do Campo, conforme histórico descrito

na Tabela 1.

Tabela 1 - Histórico de poços

Após essas descobertas, concluiu-se que, os principais reservatórios

produtores de óleo do Campo de Araçás estão divididos em dois grandes grupos:

Rasos e Profundos. O primeiro é composto pelas Formações Pojuca (zonas Brejão,

Azevedo, Imbé, Cambuqui, Santiago, Araçás e Biriba) e Marfim (zona Catu),

enquanto o segundo é composto pelas Formações Candeias, Água Grande,

Itaparica e Sergi, e Membro Boipeba da Formação Aliança.

As interpretações dos depósitos relacionados às Formações Pojuca e Marfim,

sugerem ser provenientes de ambientes deltaicos, enquanto os depósitos da Fm.

Candeias sugerem proveniência de fluxos gravitacionais em contexto de ambiente

ANO POÇO RESULTADO

1951 EXPLORATÓRIO Seco.

1965 EXPLORATÓRIO Descobridor do campo, encontrou óleo na Fm. Sergi e gás na Fm. Água Grande, no Bloco Baixo da Falha de

Araçás (Reservatórios Profundos -Pré-Rifte).

1966 DESENVOLVIMENTO Descobridor do Bloco Alto da Falha de Araçás, encontrou

óleo nas Fm. Sergi e Água Grande (Reservatórios Profundos -Pré-Rifte).

1967 ESTRATIGRAFICO Descobridor dos Reservatórios Rasos (Rifte) do Bloco

Alto da Falha de Araçás, encontrou óleo em arenitos das Fm. Pojuca e Marfim.

2012 JAZIDA PROFUNDA Descobridor do Bloco 4 do Campo de Araçás

(Reservatórios Profundos - Pré-Rifte), encontrou óleo em arenitos das Fm. Itaparica e Sergi.

Fonte: Petrobras/UO-BA/ATP-N, 2012

30

deposicional lacustre. Já as Formações Água Grande, Itaparica e Sergi e

Mb.Boipeba da Fm. Aliança, estão associados a ambientes fluviais com

interdigitação eólica (PETROBRAS/UO-BA/ATP-N, 2012).

No Campo de Araçás, o Membro Boipeba constitui o reservatório secundário

de hidrocarboneto, compartimentado em três zonas de produção: Boipeba 1 (BP1),

Boipeba2 (BP2) e Boipeba3 (BP3), conforme Figura 12.

As propriedades petrofísicas analisadas nas 3 zonas de produção, indicam

porosidade e permeabilidade máximas de 11% e 10mD, respectivamente

(PETROBRAS/UO-BA/ATP-N, 2012).


Figura 12 - (A) Perfil-tipo da Formação Aliança – Membro Boipeba; (B) Destaque para as zonas de produção BP-2 e BP-3.

[Digite uma citação do documento

ou o resumo de um ponto

interessante. Você pode posicionar a

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documento. Use a guia Ferramentas

de Desenho para alterar a

formatação da caixa de texto de

citação.]








citação.]








citação.]








citação.]








citação.]

A B

BP

-3

BP

-2

BP

-1

31

3.1 Evolução Geológica do Membro Boipeba/Formação Aliança no Campo de

Araçás

Depositada durante a fase Pré-Rifte, a Fm. Aliança está inserida num

contexto cíclico flúvio-eólico-lacustre. Segundo Santos et. al. (1990), estes

sedimentos Jurássicos foram depositados em período de relativa calma tectônica e

corresponde a seção estratigráfica basal do Grupo Brotas, depositada em contexto

pré-rifte do Supercontinente Gondwana.

A Fm. Aliança é dividida em dois Membros: Capianga (superior) e Boipeba

(inferior). Suas maiores espessuras estão na área sul da Bacia do Recôncavo,

decrescendo gradativamente para N-NE (SANTOS et. al., 1990), indicando que

houve maior subsidência nessa região, fator que haveria de se manter durante toda

evolução estrutural posterior (GHIGNONE, 1979). Sua espessura média, no Campo

de Araçás é de 350m (PETROBRAS/UO-BA/ATP-N, 2012).

O Membro Boipeba está associado a ambiente deposicional de sistema fluvial

entrelaçado a meandrante, subordinado a processos de retrabalhamento eólico.

Conforme a interpretação de Salem et. al. (2000), os sistemas fluviais foram

progradantes do oeste para leste, enquanto os arenitos flúvio-eólicos do Membro

Boipeba se interdigitam com lamitos vermelhos lacustres do Membro Capianga para

leste (Figura 13).

É composto basicamente por camadas alternadas de arenitos finos a

conglomeráticos, subarcóseos e, localmente, por folhelhos vermelhos,

caracterizando um pacote de red-beds.

32

Figura 13 - Modelo paleodeposicional para o Mb. Boipeba.

Segundo Ghignone, (1979), as red-beds indicam que uma larga depressão

margeada por linhas de flexura precedeu a fase principal de rifteamento, onde as

condições de clima árido a semiárido, favoreciam a produção e preservação de

sedimentos ricos em óxidos de ferro.

3.2 Arcabouço Estrutural do Campo de Araçás

O principal controle estrutural do Campo de Araçás, que favorece o acúmulo

de hidrocarboneto, é a Falha de Araçás, que o separa em duas áreas denominadas

de Bloco Alto e Bloco Baixo (Figura 14).

Com direção aproximada N60E e Bloco Baixo mergulhando para SE,

apresenta rejeito crescente de NE para SW, variando de 300 a 500 m. O Campo

ainda é subdividido em blocos menores, por falhas de rejeitos inferiores a 100m e

direção NW-SE (PETROBRAS/UO-BA/ATP-N, 2012).

Fonte: Salem et al., 2000

33

Figura 14 - Modelo Estrutural do Campo.

Como resposta ao desenvolvimento da Falha de Araçás, as falhas no Bloco

Baixo mergulham para SW em degraus escalonados, enquanto que o Bloco Alto

forma um homoclinal, cortado por falhas normais, mergulhando em torno de 6º para

NE. O Bloco 4, localizado na porção sul do Bloco Baixo, foi descoberto após a

interpretação sísmica do 3D realizado em 2012, confirmando a presença de

hidrocarbonetos nos reservatórios da seção Pré-rifte (PETROBRAS/UO-BA/ATP-N,

2012).

A produção de hidrocarbonetos ocorre tanto nos Reservatórios Profundos do

Bloco Baixo como nos Reservatórios Rasos e Profundos do Bloco Alto, pois a Falha

de Araçás coloca os reservatórios do pré-rifte (Formações Água Grande, Itaparica e

Sergi) do Bloco Alto contra os folhelhos da Formação Candeias no Bloco Baixo da


34

falha. Estes reservatórios são capeados pelos folhelhos da Formação Candeias

(Figura 15).

Figura 15 - Seção Geológica mostrando o estilo estrutural do Campo de Araçás.


35

CAPÍTULO 4 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA

A base teórica desta monografia se deu a partir de estudos bibliográficos

referentes às características petrológicas de arenitos, envolvendo os conceitos

básicos dos processos aos quais os sedimentos são submetidos até que se

transformem em rocha.

Estes conceitos seguem descritos, com o intuito de se obter maior

compreensão quando da abordagem principal deste trabalho e suas discussões.

4.1 Petrologia de Arenitos

Considerado uma das rochas mais abundantes da crosta terrestre, os arenitos

constituem quase ¼ das rochas sedimentares no registro geológico (BOGGS JR.,

2009).

São rochas siliciclásticas, cuja granulometria varia de 0,062 a 2,0mm, com

composição, texturas e estruturas diversificadas, que dependem diretamente da

rocha fonte, do ambiente deposicional e dos processos diagenéticos a que foram

submetidas.

Suas propriedades petrofísicas, tais como porosidade e permeabilidade, são

de grande importância para o estudo de reservatórios de petróleo e gás.

Textura

A textura dos arenitos é dada pela forma, tamanho, seleção (Figura 16),

esfericidade e arredondamento (Figura 17) dos grãos constituintes. Estas

características aumentam com a ação do transporte. Quanto maior for o tempo de

transporte, os grãos tendem a ser mais bem selecionados e mais arredondados

(Figura 18).

A maturidade textural está diretamente relacionada à seleção dos grãos,

arredondamento e ausência de matriz.

36

Figura 16 - Classificação dos grãos quanto ao selecionamento.

A angularidade do grão pode ser proveniente também de sobrecrescimento

diagenético.

Figura 17 - Classificação dos grãos quanto à esfericidade e arredondamento.

Fonte: Folk, 1968 apud Boggs Jr., 2009

Fonte: Horowitz & Potter, 1971 apud Souza, 2009

37

Figura 18 - Perfil esquemático, mostrando transporte e selecionamento de grãos.

Fábrica

A fábrica dos arenitos é definida por Boggs Jr (2009), como a orientação e

arranjo ou distribuição espacial de partículas sólidas e relações entre partículas.

As formas com que os grãos são colocados juntos para formar um agregado

dependem de uma série de fatores, principalmente dos processos físicos e químicos

aos quais são submetidos.

Corresponde às características texturais observadas na rocha, após a

deposição, tais como orientação dos grãos, suporte, empacotamento e contatos.

O empacotamento se dá em função do tamanho e da forma do grão e como

esses grãos se "arranjam" ou se empacotam dentro de uma rocha. Estes fatores vão

depender dos processos físico-químicos pós-deposicionais que provocam a

compactação dos sedimentos.

Boggs Jr (2009) elaborou um modelo onde é possível observar

empacotamentos frouxo (cúbico) e apertado (romboédrico), indicando a porosidade

esperada para cada um (Figura 19).

Fonte: Correia, 2010

38

A orientação dos grãos é dada principalmente pela compactação mecânica,

porém, segundo Boggs Jr., (2009), pode sofrer modificação após a deposição pelas

atividades de organismos (bioturbação) e, em certa medida, os processos de

compactação durante a diagênese.

Com a compactação, devido ao peso das camadas superpostas, há uma

diminuição dos espaços vazios e expulsão de líquidos, aumentando o contato entre

os grãos, que passam de flutuantes a suturados (Figura 20), aumentando a

densidade da rocha.

Figura 20 - Contatos entre grãos.

Figura 19 - Empacotamento dos grãos.

Empacotamento cúbico

(48% porosidade)

Empacotamento romboédrico

(26% porosidade)

Fonte: Boggs Jr., 2009

Fonte: Taylor J.M., 1950 apud Boggs Jr., 2009

39

Composição

A composição dos arenitos pode ser bastante heterogênea, dependendo da

rocha-fonte e das condições diagenéticas envolvidas. Segundo Suguio, (1980), seu

estudo é de grande importância para a reconstrução da proveniência, além da

tectônica, clima, efeitos de transporte e condições físico-químicas do ambiente

deposicional durante a diagênese.

Os minerais mais abundantes nos arenitos são quartzo, feldspato e

argilominerais, além de cimento carbonático (Tabela 2).

Podem ocorrer ainda outros minerais e fragmentos de rochas em menores

proporções, como: óxidos/hidróxidos de ferro e titânio, carbonatos, fosfatos, sulfatos,

sulfetos e fragmentos de rochas metamórficas e plutônicas.

A maturidade mineralógica dos arenitos está relacionada à sua composição

mineralógica. Arenitos ricos em feldspato, por exemplo, são considerados imaturos,

indicando que se formaram próximo à fonte, enquanto que os ricos em quartzo são

considerados maduros, principalmente devido ao fato do quartzo ser um dos

minerais mais resistentes ao intemperismo.

40

Tabela 2 - Minerais constituintes de arenitos.

CONSTITUINTES % OBSERVAÇÕES

Quartzo 35 - 50Considerado um dos minerais mais estáveis e de

maior abundância na crosta terrestre.

Minerais de argila 25 - 35

São derivados principalmente do intemperismo

de feldspatos e os principais tipos de minerais

são os grupos da montmorillonita, ilita, caulinita

e clorita.

Fragmentos de rochas 5 - 15

Não são minerais no sentido restrito e podem

apresentar-se como fragmentos uni ou

pluriminerálicos.

Feldspatos 5 - 15Compreendem dois grupos principais: potássicos

e sódicos.

Sílex 1 - 4

Formado por SiO2 na forma de cripto ou

microcristalina, é resultante principalmente do

retrabalhamento de partes sil icificadas de antigos

calcários.

Mica grossa 0,1 - 0,4

A muscovita é mais abundante por ser mais

resistente ao intemperismo, porém, pode

aparecer alguma biotita ou clorita, alteradas.

Carbonatos 0,2 - 1Os mais comuns entre as rochas sedimentares

são a calcita e a dolomita.

Minerais acessórios pesados 0,1 - 1

Podem ser encontrados diversos tipos: opacos

(magnetita, ilmenita, hematita, etc.), ultra-

estáveis (zircão, turmalina e rutilo) e menos

estáveis (granada, apatita , cianita, etc.)

Carbonatos 70 - 85

A calcita é o mineral mais comum dos

carbonatos, seguida pela dolomita e menores

quantidades de aragonita, siderita e ankerita.

Sílica 10 - 15Ocorre principalmente nas formas de quartzo e

sílex e menos frequentemente como opala.

Sulfatos e outros sais 2 - 7

Os sulfatos mais comuns são gipsita e anidrita e

os sais mais comuns são os depósitos de halita,

podendo ocorrer menores quantidades de

silvita, carnalita e barita.

Minerais autigênicos 2 - 7Pode ocorrer sobrecrescimento (overgrowths)

de quartzo ou feldspato.

Minerais Terrígenos

Minerais Químicos e Autigênicos

Fonte: Suguio, 1980.

41

Cor

A cor dos arenitos se deve principalmente à sua composição e aos processos

de alteração que modificam os seus constituintes.

Arenitos de cor esverdeada, por exemplo, podem conter clorita e glauconita, ou

até mesmo ser provenientes de basaltos com alto teor de olivina. Arenitos hialinos

são ricos em quartzo hialino, com pouco cimento ou matriz. Já os esbranquiçados

podem ser originados de rochas calcárias, ou podem ser quartzosos com matriz

argilosa (caulim) e cimentados por carbonato de cálcio ou ainda podem ser ricos em

sulfatos, como gipsita ou barita.

Arenitos ricos em k-feldspato geralmente apresentam uma cor rosada a

avermelhada. Os mais escuros podem ser ricos em magnetita e ilmenita, sendo

provenientes de rochas máficas. A presença de matéria orgânica também pode

atribuir cores escuras ao arenito.

Algumas impurezas de ferro podem ser encontradas dentro dos cristais de

quartzo, dando uma tonalidade amarelo-escura. Além destas impurezas, pode

ocorrer cimentação por óxido de ferro, ou até mesmo reações de oxidação de ferro

dos constituintes do próprio arenito, resultando em cores variando de amarelo a

vermelho escuro.

A cor pode não ser um indicador confiável das condições de deposição, uma

vez que esta pode ser alterada durante a diagênese ou mesmo durante o

soerguimento, quando a rocha fica exposta ao intemperismo (BOGGS JR., 2009).

4.1.1 Diagênese

A diagênese abrange todos os processos que ocorrem após a deposição dos

sedimentos e que são responsáveis pela transformação dos mesmos em rocha.

Estes processos evoluem em termos de temperatura, química e pressão, incluindo

modificações que variam desde o intemperismo em ambientes subaéreos e

oxidação na coluna de água durante a deposição, compactação e litificação durante

42

o soterramento e o soerguimento dos pacotes sedimentares (BURLEY & WORDEN,

2003).

Segundo Suguio, (1980), durante este processo, a composição dos arenitos

pode ser modificada por dissolução, precipitação ou transformações mineralógicas.

Durante a diagênese ocorre compactação dos sedimentos, expulsão de água,

afinamento das camadas e diminuição da porosidade. Além disso, a cimentação,

formação de minerais autigênicos e dissolução de minerais instáveis são

modificações que podem ser concomitantes ou subsequentes aos processos

anteriormente citados (OLIVEIRA, 2012).

Como pode ser observado na Figura 21, a diagênese ocorre até uma

profundidade máxima de 20km, com temperaturas variando ente 0 e 250ºC e

pressão máxima aproximada de 5 kbar.

Figura 21 - Diagrama de Pressão x Temperatura, mostrando o intervalo de ocorrência da

diagênese.

Um conceito inicial foi definido por Choquette & Pray (1970) apud Burley e

Worden (2003) para explicar os estágios da diagênese: diagênese precoce

(eodiagênese), diagênese relacionada ao soterramento (mesodiagênese) e

diagênese relacionada ao soerguimento (telodiagênese). Porém, este conceito foi

Fonte: Burley & Worden, 2003.

43

definido para descrever processos diagenéticos em calcários. Atualmente estes

conceitos são aplicados, tanto para diagênese de carbonatos, quanto para

diagênese de siliciclásticos (Figura 22) (BURLEY & WORDEN, 2003).

Figura 22 - Estágios da Diagênese.

4.1.1.1 Eodiagênese

A eodiagênese equivale aos primeiros estágios da diagênese, sendo definida

como todos os processos que ocorrem na superfície ou perto dela, onde a química

das águas intersticiais nos sedimentos é controlada principalmente pelo ambiente de

deposição (BERNER, 1980; CHAPELLE, 1993 apud BURLEY & WORDEN, 2003).


44

Nesse estágio inicial da diagênese podem ocorrer importantes mudanças

biológicas e químicas/mineralógicas, onde a diagênese mineralógica é determinada

pelo Eh, pH e composição química das águas dos poros.

Bioturbação e Compactação

A bioturbação provoca a deformação de estruturas sedimentares primárias e

dos padrões de textura, além de promover a mistura de sedimentos de camadas

diferentes, com composição diferentes, podendo alterar o tamanho ou forma de

grãos. Como resultado dessas atividades, os organismos podem criar em

substituição aos sedimentos, uma variedade de traços, como manchas nas

camadas, tocas, trilhas, entre outros. Porém, com exceção destes efeitos, a

bioturbação não modifica substancialmente as características dos sedimentos

(BOGGS JR., 2009).

Pode alterar localmente a porosidade e a permeabilidade dos sedimentos,

mas essas alterações podem ser ofuscadas pela compactação (BOGGS JR., 2009).

Segundo Boggs Jr. (2009), pode ocorrer litificação em menor proporção,

devido à cimentação, bem como ocorre pouca compactação, por causa da

profundidade rasa e da baixa pressão de sobrecarga.

Reações Químicas e Bioquímicas

Dependendo do ambiente deposicional, as águas dos poros do sedimento

podem ser caracterizadas segundo o pH, Eh e salinidade (BOGGS JR., 2009).

Em ambientes marinhos, as águas dos poros de sedimentos tendem a ser

altamente salinas, com pH alcalino, potencial redox variando de óxicos a anóxicos e

concentrações elevadas de bicarbonato e sulfato. Os sedimentos marinhos finos

podem ainda preservar matéria orgânica que, a partir de reações diagenéticas,

podem contribuir nas reações da água dos poros (BOGGS JR., 2009).

Dependendo do ambiente, segundo Boggs Jr.(2009), em zonas continentais,

as características de Ph podem ser variadas, alcalina ou ácida; o teor de bicarbonato

podem atingir valores elevados, no entanto as quantidades de sulfato é menor do

que em ambientes marinhos. Climas com elevadas temperaturas e alta umidade

45

provocam intenso intemperismo químico nas áreas fontes destes ambientes, com

isso, a água no interior dos poros destas rochas tendem a ter características ácidas

e consequentemente elevadas concentrações de espécies químicas dissolvidas. Em

ambientes marinhos, estas concentrações tendem a ser mais baixas. Sedimentos

anóxicos podem manter a matéria orgânica preservada, desde que esta, se encontre

em frações finas.

Ainda de acordo com Boggs Jr. (2009), a dissolução de minerais instáveis e a

formação de novos outros minerais são predominantes em ambientes marinhos.

Estas reações tendem a criar principalmente pirita e esmectita (água de poros

oxigenada), seguidos da precipitação de quartzo e feldspato e, finalmente, a

precipitação de cimentos carbonáticos.

Íons de bicarbonato, fosfato e amônia são gerados da oxidação da matéria

orgânica em sedimentos óxicos, criando uma intensa atividade bacteriana neste

estágio.

Ambientes marinhos e continentais apresentam reações diferentes, podendo

neste caso ocorrer a dissolução total ou parcial de minerais pesados, feldspatos e

fragmentos de rochas, assim como substituições por caulinita, esmectita e

precipitações de minerais autigênicos como feldspato, quartzo, zeólitas, esmectita,

óxidos de ferro e calcita (BOGGS JR., 2009).

4.1.1.2 Mesodiagênese

A mesodiagênese está diretamente relacionada aos processos que ocorrem

durante o soterramento em profundidades maiores do que 3 km (WORDEN R.H. &

MORAD S., 2003 ). Estes processos são provocados pelo aumento da temperatura

e pressão, mudança da composição da água dos poros e a presença de matéria

orgânica fina. Devido a esses fatores, podem ocorrer mudanças físicas como

compactação e diminuição/perda de porosidade e alterações

químicas/mineralógicas. Bem como, a precipitação de cimentos, a dissolução de

minerais e substituição de minerais, tendendo a levar os sedimentos a um equilíbrio

com o ambiente diagenético (BOGGS JR., 2009).

46

Aumento da Temperatura e Pressão

Segundo Boggs Jr. (2009), o aumento da temperatura acelera as reações

químicas. Um aumento de temperatura em 10 ° C pode duplicar ou talvez triplicar a

velocidade de reação (HUNT, 1979 apud BOGGS JR., 2009), transformando

minerais estáveis em instáveis. Com isso, podem ser formados minerais pouco

hidratados e também provocar um aumento da solubilidade da maioria dos

constituintes, exceto carbonatos. As águas dos poros também são capazes de

dissolver sílica a temperaturas mais elevadas.

Quando a temperatura de soterramento é elevada para 60°C ou mais, cátions

de Fe e Mg tornam-se menos hidratados e, assim, podem entrar na estrutura dos

carbonatos, formando dolomita, ankerita ou siderita, por exemplo (BOGGS JR.,

2009).

A tensão entre os grãos é provocada pela pressão durante o soterramento,

favorecendo a solubilidade dos minerais, a exemplo da sílica, que pode ser

dissolvida e precipitada posteriormente, diminuindo a porosidade da rocha.

Mudança na Composição da Água dos Poros

De acordo com Boggs Jr. (2009), as mudanças na composição da água dos

poros pode influenciar fortemente nas reações de dissolução e precipitação. A

interação dessas águas com os minerais de argila pode promover a alteração de

esmectita para ilita, por exemplo, em profundidades de soterramento cujas

temperaturas variam de 55°C a 200°C, devido à desidratação. Estas reações

também liberam sílica, sódio, cálcio, ferro, magnésio e outros íons em solução,

alterando assim a composição química das águas dos poros.

A composição química das águas dos poros também pode ser alterada por

infiltração de água doce sobre afloramentos sob um gradiente hidrodinâmico

regional, pela circulação de fluidos na bacia devido à convecção térmica e pela

migração ascendente das águas dos poros expelidas durante a compactação.

47

Presença da Matéria Orgânica

Em grandes profundidades, a redução de sulfato dá lugar à fermentação

bacteriana, produzindo metano, íons de bicarbonato e íons de hidrogênio. Esta

fermentação ocorre em profundidades onde a temperatura máxima alcança valores

entre 75 e 80°C (BOGGS JR., 2009)

Durante o soterramento, a matéria orgânica é inicialmente alterada pela

atividade microbiana, sofrendo modificações químicas subsequentes, devido a

processos como a polimerização, policondensação (formação de ácidos húmicos e

fúlvicos pela combinação de compostos orgânicos moleculares) e insolubilização

(conversão de ácidos húmicos e fúlvicos para humina insolúvel). Estes processos

convertem a matéria orgânica em querogênio (TISSOT & WELTE, 1984, p 90,

CLAYTON, 1994), o qual pode ser um precursor na produção de petróleo (BOGGS

JR., 2009).

Os grupos que formam o querogênio podem ser submetidos a processos

químicos, a temperaturas inferiores a cerca de 80 ° C, para formar os ácidos

orgânicos solúveis em água (por exemplo, ácidos carboxílicos e fenóis) em folhelhos

e argilitos associados. Estes ácidos orgânicos são expulsos durante a transição da

esmectita para ilita (desidratação), migrando para os poros dos arenitos (BOGGS

JR., 2009).

Ainda segundo este autor, as reações orgânicas afetam a solubilidade de

carbonatos e aluminossilicatos, porque eles tendem a produzir águas ácidas nos

poros dos sedimentos.

Compactação

A compactação ocorre durante o soterramento, reduzindo a porosidade

primária do pacote sedimentar, promovendo a expulsão da água dos poros e o

afinamento das camadas. Com isso, os grãos são rearranjados, aumentando a

densidade da rocha (Figura 23).

A compactação de areias pode envolver (1) rearranjo mecânico, onde os

grãos ficam mais “apertados”, (2) dobra de grãos flexíveis, tais como micas, (3)

48

deformação dúctil e plástica, em particular de grãos maleáveis, como fragmentos de

rochas, (4) fraturas, especialmente em material carbonático (conchas) e também em

silicatos e (5) dissolução por pressão, podendo ocorrer com quartzo e outros

minerais (WILSON & MCBRIDE, 1988, apud BOGGS JR., 2009).

Figura 23 - Compactação de sedimentos, mostrando a diminuição dos poros e rearranjo dos grãos.

Associado à compactação, ocorre ainda a cimentação que colabora para a

diminuição da porosidade primária dos pacotes sedimentares (BOGGS JR., 2009).

Cimentação

As reações de precipitação podem começar durante a eodiagênese,

resultando na formação de minerais de argila, overgrowths de k-feldspato

autigênicos, overgrowths de quartzo e cimentos carbonáticos em profundidades

rasas (Figura 24). A cimentação continua durante vários estágios de

mesodiagênese, podendo ocorrer também em algumas condições de telodiagênese

(BOGGS JR., 2009).

Estrutura deposicionalCompactação Mecânica

Deformação e fraturamento de

grãos por compactação

Fragmento de Argilito

deformado por contato

com grãos rígidos

Mica detrítica

deformada entre

grãos rígidos

Contato longo entre

grãos

Grãos dúcteis alterados e deformados, micas

fraturadas e cimentação de quartzo

Fragmento de Argilito

alterado preenchendo

poros

Cimentação de quartzo

em superfície de

quartzo detrítico

Mica detrítica deformada

entre grãos rígidos

Estilolito desenvolvido

entre grãos de quartzo

Compactação Química

Grãos suportados por matriz

Estrutura deposicional

Intraclasto de

Lamito

Mica detrítica

Feldspato

detrítico

Quartzo detrítico

Grãos de

quartzo

Cimento

de quartzo

Mica

detrítica

Feldspato

detrítico

Fragmento

de lamito

Fonte: Modificado de Burley & Worden, 2003.

49

Figura 24 - Processo de cimentação de grãos.

A cimentação precoce pode restringir o movimento subsequente de fluidos

através de sedimentos, onde grande parte da porosidade primária dos arenitos pode

ser destruída em profundidades de soterramento até 5 km, por uma combinação de

cimentação e compactação.

Os minerais mais comuns que ocorrem como cimentos em rochas

siliciclásticas incluem quartzo, calcedônia, opala, K-feldspato, albita, calcita,

aragonita, dolomita, siderita, ankerita, hematita, goethita (limonita), pirita, gipsita,

anidrita, barita, clorita. Sendo que destes, a sílica, o carbonato, e os minerais de

argila são, de longe, são os cimentos mais importantes e abundantes (BOGGS JR.,

2009).

Os cimentos carbonáticos são mais típicos em arenitos quartzosos, porém

ocorrem também em arenitos feldspáticos (MORAD et. al., 1990 apud BOGGS JR.,

2009) e folhelhos. Sua distribuição irregular pode ser proveniente da precipitação, ou

devido à remoção parcial decorrente da dissolução durante o soterramento ou a

exposição do afloramento (BOGGS JR., 2009).

Grãos de

quartzo

Cimento de

quartzo

Cimento

de AlbitaCimento de Calcita ou

Dolomita

Grãos de

Plagioclásio


50

O principal mineral carbonático que ocorre como cimento em sedimentos

siliciclásticos é a calcita, podendo ocorrer em quantidades menos expressivas

dolomita, ankerita (dolomita ferrosa), siderita e aragonita.

Os cimentos de sílica são comuns em arenitos quartzosos e feldspáticos e

ocorrem sob a forma de overgrowths. O volume de cimento de quartzo em arenitos

tende a diminuir exponencialmente com o aumento do teor da matriz (DUTTON &

DIGGS, 1990 apud BOGGS JR., 2009).

A precipitação de sílica ocorre quando a água dos poros encontra-se

saturada, devido ao enriquecimento durante a circulação de fluidos, por um longo

período de tempo. Esse tipo de cimentação ocorre durante a eodiagênese e início da

mesodiagênese porque, são necessárias condições de profundidade e temperatura

mais baixas.

Dissolução de Cimento e Constituintes Minerais

O processo de dissolução consiste na remoção parcial ou total de um

constituinte mineral pré-existente ou cimento. Ocorre quando a solubilidade de um

mineral é excedida sob influência de modificações de Eh, pH, temperatura e

salinidade. O cimento também pode ser dissolvido, por exemplo, no caso dos

carbonatos, devido a diminuição do pH, da temperatura e aumento da salinidade.

Além disso, nesse estágio, a dissolução pode ocorrer também por pressão.

A dissolução é dita completa, quando o material dissolvido tem a mesma

composição do mineral, ou seletiva, quando a parte não dissolvida de um mineral

tem sua composição alterada. (BOGGS JR., 2009).

4.1.1.3 Telodiagênese

A telodiagênese ocorre durante o soerguimento, onde o pacote sedimentar

fica exposto a percolação de água meteórica, com baixas pressões e temperaturas,

favorecendo alteração de seus constituintes por intemperismo.

Segundo Boggs Jr. (2009), dentre as alterações que podem ocorrer nesta

fase, as mais comuns são a oxidação e destruição da matéria orgânica e oxidação

de alguns minerais que contém ferro em sua composição.

51

A percolação de fluidos meteóricos pode provocar a dissolução de grãos ou

cimento criando porosidade secundária, além de favorecer também a precipitação,

formando novos constituintes.

52

CAPÍTULO 5 – PETROGRAFIA E DIAGÊNESE DOS ARENITOS DO MEMBRO

BOIPEBA

Foram descritas 9 lâminas delgadas e detalhadas em fichas petrográficas

(Anexo I), de forma a apresentar as características mais relevantes dos arenitos do

Membro Boipeba da Formação Aliança, no Campo de Araçás.

As descrições foram feitas baseadas nos aspectos texturais, fábrica, relação

inter-grãos (contatos), composição mineralógica (primária e diagenética),

modificações diagenéticas, relações paragenéticas e sistema poroso, para

interpretação da evolução diagenética dos arenitos deste reservatório.

5.1 Composição Modal

A composição foi obtida através da contagem de 200 pontos por lâmina,

distribuídos de forma a se obter melhor representatividade dos seus constituintes.

5.1.1 Arcabouço

Os principais constituintes primários encontrados nas lâminas foram o quartzo

e o plagioclásio detríticos, seguidos de microclínio e pertita (Fotomicrografia 1).

O quartzo mostra grãos predominantemente com forte extinção ondulante,

mas também com fraca extinção e ainda em fragmentos de rochas plutônica e

metamórfica. Enquanto que o plagioclásio detrítico aparece como grão

monomirelálico, podendo apresentar alteração proveniente da fonte.

53

Fotomicrografia 1 - Constituintes primários. (Qtz - Quartzo; Pl - Plagioclásio; Mic - Microclina; Pt - Pertita.

.

As micas, muscovita (Fotomicrografia 2) e biotita (Fotomicrografia 3) , foram

encontradas em menor proporção representando minerais detríticos, por vezes

deformados pela compactação. A biotita apresenta pleocroísmo avermelhado

indicando ser enriquecida em titânio. Por vezes mostra-se substituída por clorita,

uma característica do retrometamorfismo da fonte.

Qtz

Pl

Mic

Pt

Fotomicrografia 2 - Cristais de muscovita. (Ms)

Ms

54

Foi encontrado fragmento de silcrete (Fotomicrografia 4), junto a fragmentos

de rochas metamórfica e plutônica, além dos grãos de quartzo e plagioclásio como

constituintes do arcabouço dos arenitos.

Fotomicrografia 4 - Fragmento de silcrete, encontrado no arcósio lítico. (Sct-Silcrete; Frg Met– Fragmento de rocha metamórfica; Pt – Pertita; Qtz – Quartzo.

0,1 mm

Bt

Fotomicrografia 3 - Biotita sendo substituída por anatásio. (Bt).

Sct

Frg Met

Qtz Pt

55

5.1.2 Cimento

A cimentação se deu principalmente por calcita e anidrita. Mas também foram

observados minerais diagenéticos que expressam os primeiros estágios da

eodiagênese que são argila infiltrada, hematita e leucoxênio.

A infiltração de argila observada em lâmina ocorre como um revestimento do

grão (Fotomicrografia 5).

Hematita e leucoxênio formaram-se entre a eodiagênese precoce e tardia,

apresentando hábitos microcristalinos, preenchendo poro intergranular no

arcabouço. (Fotomicrografia 6)

Arg Inf

Fotomicrografia 5 - Argila infiltrada ao redor do grão de quartzo.

(Arg Inf).

56

A anidrita, assim como a calcita, foi encontrada em dois formatos:

poiquilotópica (Fotomicrografia 7) e blocosa (Fotomicrografia 8), preenchendo poros

intergranulares.

Fotomicrografia 7 - Anidrita poiquilotópica preenchendo poro. (Adt Pq)

He

Fotomicrografia 6 - Hematita microcristalina preenchendo poro. (He)

Adt Pq

57

Fotomicrografia 8 - Anidrita blocosa preenchendo poro. (Adt Bl).

Foram identificados dois tipos de calcita: poiquilotópica (Fotomicrografia 9) e

blocosa (Fotomicrografia 10).

A calcita poiquilotópica estava presente em praticamente todas as lâminas e

ocorria também substituindo a anidrita poiquilotópica, enquanto que a calcita blocosa

foi identificada apenas em 3 lâminas.

Adt Bl

58

Fotomicrografia 9 - Calcita poiquilotópica preenchendo poro. (Cct Pq).

Fotomicrografia 10 - Calcita blocosa, preenchendo poros . (Cct Bl).

O crescimento de quartzo (Fotomicrografia 11) foi observado em todas as

lâminas, aumentando em proporção modal com a profundidade. Mostra habito de

crescimento externo recobrindo parcialmente os grãos de quartzo com forte extinção

ondulante, preenchendo poro intergranular.

Cct Pq

Cct Bl

59

Fotomicrografia 11 - Crescimento de quartzo, posterior à preciptação de hematita. (Qtz Cr - Crescimento de Quartzo; Qtz - Quartrzo; He - Hematita).

Também foi identificado em menor proporção, crescimento de k-feldspato

recobrindo parcialmente grãos de plagioclásio e/ou pertita (Fotomicrografia 12).

Fotomicrografia 12 - Crescimento de k-feldspato (Cr K-Fd)).

Qtz

He Qtz Cr

Cr K-Fd K-Fd

60

Foram observados ainda, minerais diagenéticos substituindo biotita titanífera

e clorita. Estes minerais são o leucoxênio, na forma de pigmento e o anatásio com

hábito blocoso (Fotomicrografia 13).

A clorita/esmectita ocorre com hábito fibroso, intergranular, substituindo

pseudomatriz lamosa, que por sua vez preenchia poro intergranular.

Fotomicrografia 13 - Anatásio blocoso (Ant) e pigmento de leucoxênio (Lcx), substituindo clorita.

A clorita ocorre com hábito fibroso, preenchendo poro intergranular no

arcabouço (Fotomicrografia 14).

A ilita ocorre com hábito microcristalino, substituindo clorita/esmectita.

A calcedônia ocorre com hábito fibro-radiado, intragranular, substituindo

intraclasto de silcrete.

Ant

Lcx

61

Fotomicrografia 14 - Clorita fibrosa preenchendo poro. (Clr - Clorita; Qtz - Quartzo; Adt - Anidrita).

Após a descrição de cada lâmina e organização em fichas petrográficas

(Anexo 1), foi possível preparar uma tabela com a composição mineralógica modal

(Tabela 3), onde as lâminas aparecem identificadas da mais rasa para a mais

profunda e os constituintes primários, diagenéticos e porosidade, diferenciados.

Clr

Qtz

Adt

62

Tabela 3- Composição modal dos constituintes encontrados em lâmina.

1 2 3 4 5 6 7 8 9

3309,0 3314,4 3327,1 3334,0 3346,3 3360,6 3364,0 3365,0 3383,6

Quartzo detrítico 32,5 41,0 37,5 39,5 50,0 41,0 18,5 43,0 35,0

Quartzo (FRM) 19,0 3,5

Quartzo (FRP) 8,0

Plagioclásio detrítico 19,0 21,5 27,0 16,5 16,5 23,0 7,5 9,0 15,0

Plagioclásio detrítico (FRP) 9,0

Microclínio detrítico 4,0 4,0 4,5 1,5 9,0 6,5 2,0 4,0 7,5

Microclínio detrítico (FRP) 5,0

Pertita detrítica 1,5 1,0 2,5 2,5 2,0 1,5 1,5 2,0

Pertita detrítica (FRP) 3,5

Biotita 4,0 1,5 1,5 2,5 1,0 4,0 1,0 1,0 0,5

Muscovita 5,0 0,5 0,5 1,5 5,5 2,0 1,5 2,0

Muscovita (FRM) 3,5 1,5

Titanita 0,5 0,5

Titanita (FRM) 0,5

Zircão 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5

Intraclasto de silcrete 0,5

Calcita poiquilotópica 10,0 5,0 4,0 1,5 1,0 3,5 18,0 10,5

Calcita blocosa 1,5 1,0 4,0

Hematita microcristalina 6,0 4,5 2,0

Hematita pigmento (P) 3,5 4,5 2,5

Hematita pigmento (D) 2,0 5,5 4,0

Quartzo crescimento 2,5 2,5 3,0 3,0 1,0 2,5 1,0 2,5 10,0

Clorita 1,0 5,5 4,0 2,5

Leucoxênio pigmento 4,5 5,0 1,5 1,0 1,5

Leucoxênio microcristalino 3,0 4,0

Clorita / Esmectita 10,5 3,5

Ilita 3,0 0,5

Anatásio blocoso 3,5 2,5 4,5 1,5 4,5 1,5

Argila infiltrada 1,5

Pseudomatriz lamosa 2,0 0,5

Anidrita blocosa 1,5

Anidrita poiquilotópica 2,0 6,5 5,5 2,0 5,0 8,0

K-feldspato crescimento 0,5 1,0 0,5 0,5

Calcedônia 0,5

Hidrocarboneto 8,5 2,5 5,0 2,5 5,0

Poro intergranular 3,5

Poro de fratura 0,5

Lâmina / Profundidade (m)

Porosidade (%)

COMPOSIÇÃO

Constituintes primários (%)

Constituintes diagenéticos (%)

63

Figura 25 - Gráfico de dispersão de constituintes primários.

Figura 26 - Gráfico de dispersão de constituintes diagenéticos (EODIAGÊNESE).

3300,0

3310,0

3320,0

3330,0

3340,0

3350,0

3360,0

3370,0

3380,0

3390,0

0,0 10,0 20,0 30,0 40,0 50,0

Quartzo detrítico

Quartzo (FRM)

Quartzo (FRP)

Plagioclásio detrítico

Plagioclásio detrítico (FRP)

Microclínio detrítico

Microclínio detrítico (FRP)

Pertita detrítica

Pertita detrítica (FRP)

Biotita

Muscovita

Muscovita (FRM)

3300,0

3310,0

3320,0

3330,0

3340,0

3350,0

3360,0

3370,0

3380,0

3390,0

0,0 5,0 10,0 15,0 20,0

Calcita poiquilotópica

Hematita microcristalina

Quartzo crescimento

Leucoxênio microcristalino

Clorita / Esmectita

Argila infiltrada

Pseudomatriz lamosa

Anidrita poiquilotópica

K-feldspato crescimento

Calcedônia

Distribuição (%)

Pro

fund

idad

e (

m)

Distribuição (%)

Pro

fund

idad

e (

m)

64

Figura 27 - Gráfico de dispersão de constituintes diagenéticos (MESODIAGÊNESE).

Figura 28 - Gráfico de dispersão de constituintes diagenéticos (TELODIAGÊNESE).

3300,0

3310,0

3320,0

3330,0

3340,0

3350,0

3360,0

3370,0

3380,0

3390,0

0,0 5,0 10,0 15,0

Calcita blocosa

Quartzo crescimento

Clorita

Clorita / Esmectita

Ilita

Anatásio blocoso

Anidrita blocosa

3300,0

3310,0

3320,0

3330,0

3340,0

3350,0

3360,0

3370,0

3380,0

3390,0

0,0 5,0 10,0

Hematita pigmento (P)

Hematita pigmento (D)

Leucoxênio pigmento

Hidrocarboneto

Distribuição (%) P

rofu

nd

idad

e (

m)

Pro

fund

idad

e (

m)

Distribuição (%)

65

Os minerais mais abundantes são quartzo e plagioclásio detrítico, seguidos

de calcita poiquilotópica.

Na lâmina de maior profundidade (3383,6 m) foi observado um aumento da

porcentagem do crescimento de quartzo e diminuição da porcentagem de calcita

poiquilotópica.

Ainda baseado nos dados da tabela, pode-se observar que a clorita/esmectita

e a ilita ocorrem em profundidades até 3334 m, enquanto que a clorita predomina

nas maiores profundidades.

5.2 Textura

Como a escolha das profundidades para confecção das lâminas se deu de

forma a representar ambientes sedimentares com características diversificadas

(arenitos fluviais, eólicos de lençol de areia, de barras arenosas e cascalhosas), as

texturas identificadas são de laminação irregular com orientação dos grãos do

arcabouço (Fotomicrografias 15) ou maciças conjuntas de compactação (estilolitos)

preenchidas por anatásio e óleo biodegradado (Fotomicrografia 16)

Fotomicrografia 15 - Textura apresentando grãos orientados e presença de óleo biodegradado.

Fotomicrografia 16 - Textura de arenito maciço, apresentando estilolito preenchido por óleo

biodegradado e anatásio.

Baseado no diagrama textural de Folk, os arenitos foram classificados

principalmente como arcósios e, apenas na lâmina 07, foi classificado como arcósio

lítico, devido a maior presença de fragmentos de rochas plutônica e metamórfica na

66

forma de grânulos e seixos que macroscopicamente classificam a rocha como

conglomerados componentes das barras cascalhosas (Figura 25).

Figura 29 - Diagrama de Folk (composição original), apresentando a classificação dos arenitos: (a) Arcósio e (b) Arcósio lítico.

Os arcósios identificados são arenitos com teor considerável de feldspato,

onde predominam constituintes cuja granulometria varia de silte a areia grossa. Já o

arcósio lítico, foi assim classificado, devido ao teor de feldspato e ao conteúdo de

partículas detríticas de fragmentos de rochas metamórfica e plutônica, bem como a

fração granulométrica variando de silte a seixo.

5.3 Porosidade

Apesar destes arenitos se encontrarem bastante compactados, foram

identificados poros em duas lâminas, observando-se o tamanho, seleção,

distribuição e orientação.

Com tamanho médio, os poros variam de 0,016 – 0,125mm, seleção regular a

ruim, distribuição heterogênea, podendo estar orientados ou não.

a

b

67

Alguns destes encontram-se preenchidos por óleo biodegradado

(Fotomicrografia 17). Porosidade secundaria foi também observada, resultante da

dissolução de clorita diagenética (Fotomicrografia 18).

Foram observadas estruturas de dissolução por pressão (estilolitos), todas

preenchidas por minerais diagenéticos, principalmente clorita (Fotomicrografia 19),

anatásio e óleo biodegradado (Fotomicrografia 20).

Fotomicrografia 17 - Poro intergrãos, preenchido por óleo.

Fotomicrografia 18 - Poros resultantes de dissolução da clorita.

Fotomicrografia 19 - Estilolito preenchido por clorita.

Fotomicrografia 20 - Estilolito preenchido por anatásio e óleo biodegradado.

68

5.4 Diagênese

Os processos diagenéticos a que foram submetidos estes reservatórios

indicam uma grande heterogeneidade, que, segundo Salem et. a,.(2000), durante a

eodiagênese foi controlada pelo clima árido/semiárido, na mesodiagênese,

relacionada ao rápido soterramento a 3500m e a telodiagênese, associada ao

soerguimento posterior.

Os processos diagenéticos observados em lâmina são compactação

mecânica, infiltração de argila, crescimento de quartzo e k-feldspato, cimentação de

anidrita, calcita e óxidos/hidróxidos de ferro e titânio, além de dissolução por

pressão.

A infiltração de argila se dá durante chuvas esparsas em ambienta árido,

quando a água percola sedimentos flúvio-eólicos e deposita argilas entre a

superfície e o lençol freático.

A compactação mecânica se deu, desde a eodiagênese precoce, até a

mesodiagênese rasa. Os processos seguintes compreenderam a formação

pseudomatriz, seguida de cimentação de quartzo e k-feldspato (Fotomicrografia 21)

e formação de calcedônia. À exceção da cimentação de quartzo, que ocorreu

durante a eodiagênese precoce e também posteriormente, durante a

mesodiagênese, todos os constituintes citados anteriormente se formaram durante a

eodiagênese.

69

Fotomicrografia 21 - Cimentação por anidrita, posterior ao crescimento de k-feldspato (Cr K-Fd; Clr - Clorita; Adt - Anidrita).

A cimentação por anidrita poiquilotópica ocorreu durante toda a eodiagênese,

devido ao clima árido/semiárido, que favoreceu a precipitação deste sulfato (SALEM

et al. 2000), se estendendo até a mesodiagênese rasa, onde foi observada a

presença de anidrita blocosa.

Na mesodiagênese, com o rápido soterramento e devido às condições de

mais altas temperatura (entre 100 e 200º C) e pressão (entre 3 e 5 Kbar), formaram-

se clorita, anatásio e ilita, esta última em substituição à clorita/esmectita, que ocorre

desde a eodiagênese tardia até a mesodiagênese rasa.

O processo de dissolução por pressão se deu desde a eodiagênese tardia até

o final da mesodiagênese.

Durante a telodiagênese, ocorreu precipitação de hematita e leucoxênio, sob

a forma de pigmento recobrindo grãos do arcabouço e minerais diagenéticos como

calcita, clorita e ilita (Fotomicrografia 22).

K-Fd

Clr

Adt

Cr K-Fd

70

O hidrocarboneto foi encontrado preenchendo poros resultantes de dissolução

de constituintes diagenéticos. Isso só foi possível, pois, durante o soerguimento

(telodiagênese), ocorreu percolação de água meteórica, provocando a dissolução

destes constituintes, criando espaços vazios.

Fotomicrografia 22 - Pigmento de hematita (He) sobre grãos.

He

71

CAPÍTULO 6 – EVOLUÇÃO DIAGENÉTICA

A tabela 4 apresenta um resumo da evolução diagenética para os arenitos do

Membro Boipeba no Campo de Araçás.

Tabela 4 - Evolução diagenética para os arenitos do Mb. Boipeba.

Os primeiros estágios da diagênese (eodiagênese) estiveram sob forte

controle do clima árido/semiárido, influenciando na composição mineralógica e na

cimentação dos arenitos.

Primeiramente têm-se a compactação dos sedimentos, que se deu desde a

eodiagênese até a mesodiagênese rasa. A compactação mecânica foi observada

através da deformação (principalmente grãos de mica), orientação e fratura de

grãos, enquanto a compactação química ocorreu devido a dissolução por pressão,

precipitação e alteração de argilas, cimentação de quartzo, k-feldspato e

óxidos/hidróxidos de ferro e titânio.

Compactação

Argila Infiltrada

Hematita

Leucoxênio

Pseudomatriz

Quartzo

K-Feldspato

Calcedônia

Anidrita

Calcita

Clorita

Anatásio

Clorita / Esmectita

Ilita

Dissolução por pressão

Dissolução pordescompactação

Hidrocarboneto

Eodiagênese Mesodiagênese Telodiagênese

72

A presença de argilas infiltradas se deve às chuvas episódicas em ambiente

árido, onde a água percola sedimentos flúvio-eólicos, carreando estes sedimentos

finos em suspensão, depositando-os em sub-superfície, acima do lençol freático .

Segundo Keller, (1970); Walker et. al. (1978), apud Salem et. al. (2000), o

intemperismo químico de rochas geradoras em condições semiáridas explica a

composição esmectítica das argilas infiltradas e sua associação com óxidos de ferro.

Hematita e leucoxênio microcristalinos ocorrem preenchendo poros

intergranulares, podendo anteceder a cimentação de quartzo.

A origem da anidrita está associada, principalmente, ao clima árido/semiárido,

que favoreceu a precipitação deste sulfato, durante a eodiagênese. Aparece, por

vezes, sendo substituída parcialmente ou quase totalmente por calcita.

De acordo com Salem et. al. (2000), a interação eogenética das águas

meteóricas com os arenitos, próximo à superfície, resultou na dissolução de silicatos

detríticos, principalmente quartzo e feldspatos. Os íons resultantes da dissolução de

silicatos detríticos nas águas dos poros pode ter precipitado em menor proporção,

feldspato potássico e esmectita.

Ainda segundo estes autores, as fontes dos cimentos carbonáticos em

sedimentos siliciclásticos continentais são muitas vezes enigmáticas e pouco

explicadas na literatura. Provavelmente, as fontes destes cimentos no Membro

Boipeba incluem a alteração de cálcio e minerais de magnésio (por exemplo,

plagioclásio e biotita) transportados durante o intemperismo das rochas geradoras e

diagênese inicial dos arenitos. Plagioclásios detríticos ricos em cálcio foram

dissolvidos durante a eodiagênese.

Outra fonte para esses cimentos carbonáticos seria o leve enriquecimento

considerável de carbonatos eogenéticos pelo mecanismo de oxidação de matéria

orgânica, com a contribuição de carbono dissolvido a partir de CO2 atmosférico

misturado com pequenas quantidades de carbono dissolvido C3 de plantas (SALEM

et. al. 2000).

73

Durante o Jurássico, a derivação de CO2 atmosférico foi provavelmente

reforçada pela elevada pressão atmosférica de CO2 (BERNER, 1991 apud SALEM

et. al., 2000).

Durante a mesodiagênese, devido às condições de mais altas temperatura e

pressão, observou-se que o soterramento progressivo e a compactação

ocasionaram uma diminuição considerável da porosidade e da permeabilidade dos

arenitos, resultando na deformação de grãos dúcteis (principalmente argilas e micas)

e estilolitos formados pela dissolução por pressão.

A cimentação mesogenética é dada principalmente por calcita e anidrita

blocosas e crescimento de quartzo. A ocorrência de anidrita blocosa se deve ao

aumento de temperatura e pressão ocasionando dissolução da anidrita

poiquilotópica, o que lhe confere este hábito.

Segundo Salem et. al. (2000), a precipitação de calcita ocorreu em arenitos

que foram submetidos à dissolução por pressão e cimentação de quartzo, e,

consequentemente com baixos volumes intergranulares.

A calcita mesogenética ocorre sob a forma de blocos e sua origem é

proveniente da dissolução da calcita eogenética, seguida de nova precipitação.

O crescimento de quartzo foi observado em todas as lâminas, porém em

proporção considerável na lâmina de maior profundidade (3383,6m), fato este que

deve ser atribuído ao aumento de temperatura e pressão.

Salem et. al. (2000) verificaram que são mais abundantes em arenitos cujas

profundidades de soterramento são superiores a 3km e a quantidade de cimento de

quartzo depende do grau de cimentação eogenética, da compactação química e

revestimentos de argila envolvendo os grãos.

A origem da sílica que formou o cimento de quartzo mesogenético foi

evidentemente a dissolução de quartzo detrítico por pressão, ao longo de contatos

de grãos e estilolitos (SALEM et. al., 2000).

Alguns minerais mesogenéticos como a ilita e a clorita estão intimamente

associados com crescimentos de quartzo. Nos arenitos do Membro Boipeba, estes

minerais foram formados por sucessivas transformações diagenéticas de

revestimentos de grãos e argilas esmectíticas infiltradas (SALEM et. al., 2000).

74

Segundo Salem et. al. (2000), as razões para a transformação de esmectita

nos arenitos mesogenéticos não são claras, no entanto, um importante fator que

elevou as reações de transformação foi a presença no arcabouço de grãos que

atuaram como fontes de K, Fe, e Mg.

O anatásio aparece com hábito blocoso, ora substituindo biotita, ora

substituindo clorita. Ainda ocorre nestes arenitos alteração da titanita para anatásio.

Os processos telogenéticos observados estão diretamente relacionados ao

soerguimento do pacote sedimentar, que foi exposto às condições de mais baixas

temperatura e pressão, provocando dissolução por descompactação. A percolação

de água meteórica ocasionou a dissolução dos constituintes diagenéticos,

principalmente a clorita, criando poros nos arenitos.

Os poros resultantes dessa descompactação aparecem preenchidos por óleo

morto, que, devido ao tectonismo, migrou da rocha geradora para a rocha

reservatório.

Além disso, foram observados também pigmentos de hematita e leucoxênio,

manchando constituintes primários e diagenéticos. Estes pigmentos são

provenientes da alteração de constituintes primários e diagenéticos preexistentes,

onde são carreados e precipitados óxidos/hidróxidos de ferro e titânio, nesta fase.

75

CAPÍTULO 7 – CONCLUSÃO

As propriedades do reservatório do Membro Boipeda no Campo de Araçás

foram controladas por diversas modificações diagenéticas que ocorreram em

condições próximas da superfície (eodiagênese e telodiagênese) e durante o

soterramento (mesodiagênese) (SALEM et. al., 2000).

Durante a eodiagênese ocorreu principalmente compactação e cimentação

por anidrita e calcita, reduzindo a porosidade primária do pacote sedimentar. Além

destes minerais, formaram-se ainda argila infiltrada envolvendo grãos, hematita e

leucoxênio microcristalinos, k-feldspato (sobrecrescimento) e clorita/esmectita. Estes

processos foram controlados pelo clima árido/semiárido. A mesodiagênese foi

evidenciada principalmente pela cimentação de quartzo, onde os processos foram

controlados pela dissolução e remobilização de constituintes minerais, devido ao

aumento de temperatura e pressão. Estes processos provocaram ainda outras

transformações como dissolução e remobilização de anidrita e calcita, precipitando-

as com hábito blocoso, além da substituição de clorita/esmectita por clorita e/ou ilita.

A telodiagênese está associada à alteração de constituintes preexistentes por

percolação de água meteórica, tendo sido controlada pelo soerguimento da bacia.

Os minerais diagenéticos observados neste estágio foram pigmentos de hematita e

leucoxênio.

Devido aos processos diagenéticos, os arenitos do Membro Boipeba

encontraram-se bastante compactados e cimentados principalmente por calcita e

anidrita, que além da cimentação por quartzo, reduziram consideravelmente a

porosidade e permeabilidade do reservatório.

Os poucos poros observados foram resultantes de dissolução de constituintes

diagenéticos (clorita e esmectita), além das fraturas de compactação (estilolitos)

estando por vezes preenchidas por óleo morto.

De acordo com as características observadas em lâmina, foi possível concluir

que os arenitos estudados do Membro Boipeba não constituem bons reservatórios

para hidrocarbonetos, no poço descrito para o Campo de Araçás.

76

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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BOGGS Jr., S. Petrology of Sedimentary Rocks. New York, USA: Cambridge University Press, 2009. 2ed. 600p.

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77

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WORDEN, R.H. & MORAD, S. Clay Minerals in Sandstones: Controls on Formation, Distribution and Evolution. International Association of Sedimentologists, n 34, p 3-41, 2003.

78

ANEXOS

79

Lama Areia Cascalho

0 100 0

%

32,5

19,0

4,0

1,5

4,0

3,5

0,5

10,0

1,5

6,0

3,5

2,0

2,5

1,0

8,5

Como grão monominerálico.

Plagioclásio detríticoComo grão monominerálico; alguns grãos apresentam

alteração proveniente da fonte.

Diagrama de Folk (composição original)

Arcósio

Classificação

Constituintes Diagenéticos

Preenchendo poro intergranular no arcabouço.


Fibrosa, preenchendo poro intergranular no arcabouço.



Crescimento externo sobre quartzo detrítico como grão

monominerálico, preenchendo poro intergranular.

Intragranular substitutivo, cobrindo calcita intergranular

preenchendo poro.

Intragranular substitutivo, cobrindo quartzo detrítico

monocristalino.

Calcita blocosa

LÂMINA - 01

Textura (%)

Composição Descrição

Quartzo detrítico

Monocristalino, com extinção fortemente ondulante,

como grão monominerálico; alguns grãos apresentam

extinção ligeiramente ondulante.

Profundidade

Ambiente

3309,0 m

Fluvial

Constituintes Primários

Calcita poiquilotópica


Como grão monominerálico; alguns grãos estão

deformados pela compactação.

Como grão monominerálico; alguns grãos estão



Microclínio detrítico

Pertita detrítica

Biotita

Muscovita

Titanita

Hidrocarboneto

Hematita pigmento

Clorita

Hematita pigmento

Hematita microcristalina

Quartzo crescimento

80

Lama Areia Cascalho

0 100 0

%

41,0

21,5

4,0

1,0

1,5

5,0

5,0

1,0

4,5

4,5

3,5

2,0

3,0

2,5

Classificação


Arcósio

Hematita pigmentoIntragranular substitutivo, cobrindo anatásio diagenético

intergranular preenchendo poro.

Quartzo crescimento Crescimento externo sobre quartzo detrítico como grão


Leucoxênio microcristalino Preenchendo poro intergranular no arcabouço.

Hematita pigmentoIntragranular substitutivo, cobrindo calcita intergranular

preenchendo poro.

Calcita blocosa Preenchendo poro intergranular no arcabouço.

Hematita microcristalina Preenchendo poro intergranular no arcabouço.

Hematita pigmentoIntragranular substitutivo, cobrindo quartzo detrítico

monocristalino.

MuscovitaComo grão monominerálico; alguns grãos estão



Calcita poiquilotópica Preenchendo poro intergranular no arcabouço.

Microclínio detrítico Como grão monominerálico.

Pertita detrítica Como grão monominerálico.

BiotitaComo grão monominerálico; alguns grãos estão




LÂMINA - 02

Profundidade 3314,40 m

Ambiente Eólico

Textura (%)



Quartzo detrítico




81

Lama Areia Cascalho

0 100 0

%

37,5

27,0

4,5

1,5

0,5

0,5

10,5

3,0

4,0

4,5

3,5

3,0


Classificação

Arcósio

Zircão Como grão monominerálico.


Clorita/EsmectitaFibrosa, intergranular, substituindo pseudomatriz

lamosa, preenchendo poro.

Leucoxênio pigmento

Intragranular substitutivo, cobrindo clorita/esmectita

intergranular preenchendo poro; ocorre também

preenchendo stilolito.

Anatásio blocoso

Preenchendo fratura de rocha (stilolito), intercrescido

com Leucoxênio; ocorre também substituindo

pseudomatriz.

Quartzo crescimento Crescimento externo sobre quartzo detrítico como

grão monominerálico, preenchendo poro intergranular.

Hematita pigmentoIntragranular substitutivo, cobrindo clorita/esmectita

intergranular preenchendo poro.

Muscovita Como grão monominerálico.

Ilita microcristalina Intragranular, substituindo clorita/esmectita.


Biotita Como grão monominerálico.


Como grão monominerálico; alguns grãos apresentam

alteração proveniente da fonte; raros grãos alterando

para clorita.

LÂMINA - 03


Ambiente Fluvial

Textura (%)



Quartzo detrítico




82

Lama Areia Cascalho

10 90 0

%

39,5

16,5

2,5

1,5

2,5

0,5

0,5

5,0

2,5

4,0

4,0

3,5

1,5

0,5

3,0

2,0

2,0

2,0

0,5

2,5

3,5


Classificação

Arcósio

Porosidade

Poro intergranularReduzido por compactação; dissolução de

clorita/esmectita.

Anidrita poiquilotópicaPreenchendo poro intergranular no arcabouço;

provavelmente ocorra também gipsita.

Hematita microcristalina Preenchendo poro intergranular no arcabouço.

K-feldspato Crescimento externo sobre pertita detrítica como grão


Hidrocarboneto Preenchendo poro intergranular no arcabouço.


Calcita blocosa Intergranular, preenchendo poro no arcabouço.

Calcita poiquilotópica Intergranular, preenchendo poro no arcabouço.



Pseudomatriz lamosa Preenchendo poro intergranular no arcabouço.

Leucoxênio pigmento Intergranular, preenchendo poro no arcabouço.

Anatásio blocoso Intragranular substitutivo, cobrindo clorita/esmectita.

Argila infiltrada

Fibrosa, intergranular, cobertura de grão descontínua,

em poro no arcabouço; neocristalizada para

clorita/esmectita.

Ilita microcristalinaIntragranular, substituindo plagiocásio detrítico,

monominerálico.



Clorita/EsmectitaFibrosa, intergranular, substituindo pseudomatriz

lamosa, preenchendo poro.


BiotitaComo grão monominerálico; algum grão deformado pela

compactação.




LÂMINA - 04


Ambiente Fluvial

Textura (%)



Quartzo detríticoMonocristalino, com extinção fortemente/ligeiramente

ondulante, como grão monominerálico.

83

Lama Areia Cascalho

0 100 0

%

50,0

16,5

9,0

2,5

1,0

1,5

0,5

6,5

4,0

1,5

1,0

1,0

5,0

Classificação


Arcósio

K-feldspato crescimento

Crescimento externo sobre pertita detrítica como

grão monominerálico, preenchendo poro

intergranular.


Quartzo crescimento

Crescimento externo sobre quartzo detrítico como


intergranular.

Anidrita poiquilotópica Preenchendo poro intergranular no arcabouço.

Leucoxênio microcristalino Preenchendo poro intergranular no arcabouço.








Plagioclásio detríticoComo grão monominerálico; alguns grãos

apresentam alteração proveniente da fonte.

LÂMINA - 05


Ambiente Eólico

Textura (%)



Quartzo detrítico

Monocristalino, com extinção fortemente

ondulante, como grão monominerálico; alguns

grãos apresentam extinção ligeiramente

ondulante.

84

Lama Areia Cascalho

0 100 0

%

41,0

23,0

6,5

2,0

4,0

5,5

5,5

4,5

1,5

2,5

2,5

1,0

0,5


Arcósio

Pseudomatriz lamosa Preenchendo poro intergranular no arcabouço.

Classificação

Anatásio blocosoIntragranular substitutivo, cobrindo quartzo

detrítico monocristalino.


Quartzo crescimento



intergranular.

Leucoxênio pigmentoIntragranular substitutivo, cobrindo quartzo


Hematita pigmentoIntragranular substitutivo, cobrindo quartzo




Anidrita poiquilotópicaIntergranular, deslocando quartzo detrítico como

grão monominerálico.






LÂMINA - 06


Ambiente

Textura (%)



Quartzo detrítico




ondulante.

85

Lama Areia Cascalho

5 55 40

%

19,0

18,5

8,0

9,0

7,5

5,0

3,5

2,0

1,5

2,0

1,5

1,0

0,5

0,5

0,5

5,5

3,5

2,0

1,5

1,5

1,0

1,0

0,5

0,5

2,5

0,5

Classificação


Arcósio Lítico

Poro de fraturaNo arcabouço, reduzido por compactação; dissolução de

quartzo detrítico como grão monominerálico.


Anidrita blocosa Intergranular, preenchendo poro no arcabouço.

Leucoxênio pigmentoIntragranular substitutivo, cobrindo plagioclásio detrítico em

fragmento de rocha plutônica.

CalcedôniaFibro-radiado, intragranular, substituindo intraclasto de

silcrete.

K-feldspato Crescimento externo sobre pertita detrítica como grão




Anatásio blocoso Intragranular substitutivo, cobrindo clorita matriz-substitutiva.

Em fragmento de rocha metamórfica.

Zircão Como grão monominerálico; parte substituído por anatásio.

Anidrita poiquilotópica Intergranular, preenchendo poro no arcabouço.

Intraclasto de silcrete Como constituinte intrabacinal.

Clorita fibrosaMatriz-substitutiva, substituindo pseudomatriz lamosa,

preenchendo poro intergranular.

Calcita poiquilotópicaIntergranular, preenchendo poro no arcabouço; por vezes

blocosa.


Monocristalino, com extinção fortemente ondulante, em

fragmento de rocha plutônica; alguns grãos apresentam



alteração proveniente da fonte; sericitização de alguns grãos.


Microclínio detrítico Em fragmento de rocha plutônica.

Pertita detríticaEm fragmento de rocha plutônica; alguns grão apresentam


Plagioclásio detríticoEm fragmento de rocha plutônica; alguns grãos apresentam

alteração proveniente da fonte; sericitização de alguns grãos.

Quartzo detrítico

Porosidade



Quartzo detrítico

Monocristalino, com extinção fortemente ondulante, como

grão monominerálico; alguns grãos apresentam extinção

ligeiramente ondulante.

Quartzo detrítico

Monocristalino, com extinção fortemente ondulante, em

fragmento de rocha metamórfica; alguns grãos apresentam



Muscovita Em fragmento de rocha metamórfica.



Titanita

Textura (%)

LÂMINA - 07


Ambiente Fluvial

86

Lama Areia Cascalho

5 95 0

%

43,0

3,5

9,0

4,0

1,5

1,0

1,5

0,5

0,5

18,0

5,0

4,5

1,5

4,0

2,5


Como grão monominerálico; alguns grãos

apresentam alteração proveniente da fonte;

sericitização de alguns grãos.

Clorita fibrosa Intergranular, preenchendo poro no arcabouço.

Calcita poiquilotópicaIntergranular, preenchendo poro no arcabouço; por

vezes blocosa.



Anidrita poiquilotópicaIntergranular, preenchendo poro no arcabouço;

também blocosa.

Anatásio blocosoIntragranular substitutivo, cobrindo clorita,

preenchendo poro intergranular.


Titanita



Arcósio


Leucoxênio pigmentoIntragranular substitutivo, cobrindo quartzo


Quartzo crescimento



intergranular.

Classificação

Como grão monominerálico; algum grão aparece

sendo substituído por anatásio.

Quartzo detríticoMonocristalino, com extinção fortemente

ondulante, em fragmento de rocha metamórfica.

LÂMINA - 08


Ambiente Fluvial

Textura (%)



Quartzo detrítico




ondulante.


87

Lama Areia Cascalho

5 95 0

%

35,0

15,0

7,5

2,0

0,5

2,0

10,5

10,0

8,0

2,5

1,5

0,5

5,0

Clorita fibrosa Intergranular, preenchendo poro no arcabouço.

K-feldspato

Crescimento externo sobre pertita detrítica como


intergranular.


Arcósio


Classificação

Anatásio blocosoIntragranular substitutivo, cobrindo quartzo

detrítico como grão monominerálico.



Anidrita poiquilotópica Intergranular, preenchendo poro no arcabouço.

Quartzo crescimento



intergranular.









Quartzo detrítico




ondulante.

Textura (%)

LÂMINA - 09


Ambiente Fluvial

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ESTUDO PETROLÓGICO DOS ARENITOS DO MEMBRO … · RESUMO Esta monografia apresenta os resultados da análise petrográfica de arenitos ... bacia, que resultou na criação de porosidade