FÁCIES CARBONÁTICAS E POTENCIAL RESERVATÓRIO DA …twiki.ufba.br/twiki/pub/IGeo/GeolMono20112/andre_figueiredo_20112.pdf · meu lado sempre que pode e pelas viagens tão legais

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

CURSO DE GEOLOGIA

ANDRÉ LYRIO DE CARVALHO FIGUEIREDO

FÁCIES CARBONÁTICAS E POTENCIAL RESERVATÓRIO

DA FORMAÇÃO SALITRE NEOPROTEROZÓICA, NA

BACIA DE IRECÊ-BAHIA, BRASIL

Salvador – BA

2011

ii





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. Cícero da Paixão Pereira

Salvador-Ba

2011

iii

TERMO DE APROVAÇÃO





Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel

em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:

___________________________________________________________________________

1° Examinador - Prof. Dr. Cícero da Paixão Pereira

Pesquisador Visitante do PRH-08 - Convênio ANP/UFBA

___________________________________________________________________________

2° Examinador – Prof. Msc. Roberto Rosa

Professor do Instituto de Geociências - UFBA e Petrobrás

___________________________________________________________________________

3° Examinador – Prof. Msc. Félix Ferreira de Farias

Professor do Instituto de Geociências - UFBA

Salvador, 18 de Novembro de 2011.

iv

A todos que estiveram ao meu redor,

principalmente minha família e amigos, que

durante todos estes anos fizeram de mim um

ser muito melhor e feliz.

v

AGRADECIMENTOS

Talvez algumas pessoas não saibam o quanto lhes sou grato, mas Deus, a quem

agradeço primeiramente, com certeza o sabe.

Da melhor maneira possível, deixo meu sincero agradecimento aos meus pais que

sempre foram os meus faróis que sempre iluminaram os mares mais escuros, deixando o

caminho por onde passei mais fácil. Agradeço a minha mãe por me mostrar que ter força de

vontade é uma capacidade que todos temos, se quisermos. Ao meu pai, por me mostrar como

esta vida é instigante, com seu olhar sensível e dramático.

Ao meu avô Lyrio por me dedicar o seu amor de pai em dobro, além de me provar que

podemos nos tornar melhores e mais fortes quando os momentos não são bons. Ao meu avô

Jonga por acreditar em mim e por me ensinar sempre que o amor e a espiritualidade são os

aspectos mais importantes do universo para que tenhamos uma vida plena de paz. A minha vó

Neyde por me cativar e me preencher de amor ao mais simples toque de suas mãos, e por ser

tão imensamente amorosa comigo. A minha vó Bêca por seu amor incondicional, dedicado a

mim desde sempre, e por me paparicar mesmo a contragosto de terceiros. A minha bisavó por

proporcionar-me momentos graciosíssimos desde pequeno e por demonstrar tanto amor

quando a encontro.

A Naldo, pela amizade e companheirismo, e por compartilhar comigo tantos

momentos felizes, fazendo com que eu enxergue esta vida de uma maneira muito melhor, com

amor e paz.

Ao meu irmão Xandinho por ser tão importante para mim desde quando o vi nascer, e

por seu sentimento ser recíproco. A minha irmã Naty por ser minha amiga e por seu amor e

apoio eternos.

A minha tia Cai por seu amor de mãe e por proporcionar-me momentos tão felizes

desde a minha infância, que graças a ela foi muito mais divertida. A tio Celso por estar ao

meu lado sempre que pode e pelas viagens tão legais à Barreiras.

A minha tia Maricélia (in memoriam) por deixar em meu coração lembranças felizes

em família, quando fazia questão de organizar meus aniversários, e por me ensinar que o amor

supera qualquer tipo de dor. A minha tia Amélia por suas caronas e por ser uma fortaleza,

apoiando-me e incentivando-me em tudo. A minha tia Aparecida por sua doçura e por cativar-

vi

me sempre ao encontrá-la, com o seu sorriso, como se a vida parecesse fácil. A minha tia

Gabriela por momentos tão divertidos no passado, e por voltar para Salvador para que mais

momentos possam acontecer. A minha tia Márcia por me proporcionar momentos agradáveis

e felizes ao seu lado. Ao meu tio Daniel, por ser meu irmão e por sua companhia desde

quando morávamos juntos. Ao meu tio Xan por me dar forças horas antes da prova de

vestibular e pelas felicidades compartilhadas nas idas aos jogos do nosso amado Vitória. A tia

Nádia, tio Ailton, tia Marilene, Helen, Arlindo, Cristiane, Ailtinho, Mônica e Rafa por todos

os maravilhosos encontros de família.

A Kari por ser muito mais que uma madrasta, por ser minha amiga eterna e fiel. A

Xande por seu apoio desde quando fui morar em Irará, e por conquistar minha admiração.A

minha tia Sandra por todos os momentos em que estivemos juntos.

A meu padrinho Lindomar por me fazer tão feliz em minha infância.

A tia Ilma por seu carinho e admiração, e por todas as vezes em que pude estar me

divertindo com sua companhia na casa mais piauiense da Bahia. A tia Ivete por compartilhar

dias ao meu lado, em visita à Bahia. A Marlos, Júnior, Fernanda, Ilmara e Eduardo por todos

os momentos felizes compartilhados. A Matheus (Buba) por me fazer feliz mesmo quando eu

não estava tão feliz assim. Ao meu amigo Marcos Filho por sua amizade sincera e por estar ao

meu lado durante todos os momentos, como um verdadeiro irmão.

A Val por estar ao meu lado desde pequeno e por superar as coisas da vida da melhor

maneira possível: sorrindo. A Cássio por fazer parte desta família e por seu bom humor

eterno. A João Gabriel, pelas alegrias compartilhadas no sítio e em todos os momentos desta

vida.

Aos primos e primas: Tiago por sua amizade e por suas mágicas chatas, mas que

deixam o mundo mais fantasioso. A Luka por ser minha irmã de coração e por seu carinho

durante todos os dias em que estivemos juntos. A Matheus pelas vezes em que estivemos

juntos, mesmo quando era pra estudar, fazendo com que a gente se unisse mais e mais. A

Willa, William, Davi e Duda por me divertirem com suas almas essencialmente alegres,

sempre que nos encontramos. A Júnior, Márcio, Fábio e Alcyr por tudo que passamos em

nossa infância feliz, desde os jogos de futebol de botão, até as corridas de fórmula 1 de

moeda. A Bia (in memoriam) por ser minha fiel amiga em todos os momentos em que

estivemos juntos, tornando os meus dias mais felizes com toda certeza. A Bárbara pela

vii

amizade durante todos esses anos, principalmente na época em que morávamos juntos. A

Dudu, Marina, Marcela, Xitão, Xexéu por transformarem dias comuns, em dias especiais.

Ao meu orientador por ser tão atencioso e compreensivo, fazendo com que eu

acreditasse no meu trabalho desde o início.

Aos meu amigos da UFBA por todos os momentos em que estivemos juntos, e por me

carregarem com vocês durante todos esses anos. Lembro como se fosse hoje quando cheguei à

universidade, e sei que hoje sou outra pessoa por causa de vocês. Por isso, deixo aqui os

nomes das melhores pessoas (em ordem alfabética para não ocorrerem desentendimentos) que

pude ter o privilégio de conviver: Acácio, Anderson, AJ, Alexandre (Chuchu), Bianca

(Bibiageo), Cláudio, Dênis (pela ajuda no campo), Dira, Eula (Boi 1), Gleice (Jacareca),

Gleide (Boi 2), Fábia, Fabi, Henrique, Ítala, Luana, Luciano (Seu Boneco), Luiz Henrique,

Mari, Matheus, Milena, Nelize (Esquilete), Néa e Priscila. Agradeço também a todos os

outros colegas que estiveram ao meu lado.

A todos os professores da UFBA, que estiveram tentando fazer a universidade

progredir e por fazerem de mim uma pessoa melhor. Agradeço principalmente aos

professores: Amalvina, Simone, Ângela, Johildo, Félix, Danilo, Rosa, Reginaldo, Gisele,

Misi, Haroldo Sá e Sarah Agrela. A todos os funcionários da UFBA e do IGEO por seu amor

diário ao patrimônio público.

A Linda, Vita, Claudinha, Jaci e Taize por seus eternos cuidados a mim.

A Ravel por ser meu irmão e por tudo que vivemos durante todos esses anos. A

Ramon, Léo, tia Glória, tia Eurides, tia Dete, tia Irá, tia Lourdes, tio Ubaldo, Uyara, Júnior,

Kinha, Léo, Vânia, Valquíria, Itamar, Rene, Mércia, Carla, Lety, Carlinha, Amanda,

Fernanda, Isabela, Tárcio, Ray e principalmente à pessoa mais feliz desta família, Lídia (in

memoriam).

Aos amigos Helena, Ulisses, Fabiana, Duana, Dona Célia, Jucélia, Zelito, Ray, Duda,

Bel, Quinho, Seu Álvaro, Carol, Hélcio, Décio, Alessandra e aos meus amigos eternos de

Feira de Santana.

Muito obrigado a todos, vocês têm a minha admiração e gratidão eternas por todo o

convívio de amor e paz.

viii

“Essa vida brilhante é como uma estrela do

amanhecer. Um sol poente, ou o rolar das ondas do

mar. Uma brisa gentil ou um relâmpago em uma

tempestade. Um sonho dançante de toda a

eternidade. A areia estava brilhando vagamente na

luz do amanhecer. E dançando nas dunas tão

distantes. A noite guardou uma música tão doce, tão

longa, e lá nós deitamos até o raiar do dia. Nós

acordamos com o chamado para ir adiante. Nossos

camelos tiveram suas rédeas colocadas, nossas

carruagens cheias. O sol se levantava no céu do

leste. Nós cruzamos os leitos dos rios, todos

gravados em rocha, e acima, as mais poderosas

montanhas já vistas, além dos vales com um calor

seco. Até que alcançamos a caravana. Que vida é

essa que me empurra para tão longe? Que lar é esse

onde não podemos morar? Que busca é essa que me

impulsiona?”

Loreena Mckennitt.

http://www.vagalume.com.br/loreena-mckennitt/

ix

RESUMO

A Bacia de Irecê é composta por uma sequência sedimentar carbonática depositada no

contexto de um mar epicontinental em ambiente marinho raso. Esta sequência é constituída

pela Formação Salitre, de idade Proterozóica Superior, que é subdividida neste trabalho em

três unidades litofaciológicas informais: Nova América, Jussara e Irecê. Estas foram

estudadas em campanha de campo e caracterizadas macroscopicamente e petrologicamente,

com interpretação ambiental para cada uma delas. Na Unidade Nova América, foram

encontradas ocorrências de laminitos microbias, calcarenitos e bioconstruções

estromatolíticas. Já a Unidade Jussara foi caracterizada predominantemente pela presença de

calcarenitos oncolíticos intraclásticos, além de bioconstruções trombolíticas, enquanto a

Unidade Irecê, comumente constituída por interestratificações de calcilutitos e margas, foi

interpretada como a sequência litofaciológica relativamente mais profunda da Formação

Salitre. Com o objetivo do estudo da potencialidade destas unidades litofaciológicas, em

termos de possíveis reservatórios para acumulação de hidrocarbonetos, enfatizando a

importância da porosidade e das feições diagenéticas nestas litologias, pode-se dizer que as

bioconstruções estromatolíticas da Unidade Nova América apresentam os valores mais

significativos em termos de porosidade. Já os calcarenitos das Unidades Nova América,

Fazenda Recife e Jussara, apesar de serem considerados um dos tipos mais comuns de

reservatórios, apresentam valores de porosidade baixos ou ausentes, provavelmente devido a

obliteração dos poros pelos processos diagenéticos. O mesmo ocorre para as bioconstruções

trombolíticas da Unidade Jussara. Apesar da baixa porosidade da maioria destas litofácies

carbonáticas, o que impulsiona esta pesquisa é o fato de existirem bacias, no Brasil e no

mundo, de idades semelhantes, que possuem reservas comerciais de hidrocarbonetos.

Palavras-chave: Bacia de Irecê, Formação Salitre, unidades litofaciológicas, reservatórios.

x

ABSTRACT

Irecê basin is composed of a carbonate sedimentary sequence deposited in the context

of an epicontinental sea in shallow marine environment. The sequence is Salitre Formation of

Upper Proterozoic Age, and this work is subdivided into three informal lithofaciologic units:

Nova América, Jussara e Irecê. These were studied in field campaign and characterized

macroscopically and petrology, with environmental interpretation each. In Unit Nova

América were found occurrences of microbial laminations, stromatolites, bioconstructions,

and calcarenites. Already unit Jussara was predominantly characterized by the presence the

oncolyctic intraclastic calcarenites and thrombolytic, bioconstructions, while Unit Irecê

commonly consisting deep lithofaciologic sequence of the Salitre Formation. With the aim of

the studying the potential of these lithofaciologic units, in terms of potential reservoirs for

hydrocarbon accumulation, emphasizing the importance of porosity and diagenetic features of

these lithologies it can be said that the stromatolites bioconstructions of the Nova America

Unit have the most significant values in terms of porosity. Since the calcarenites of Units

Nova América, Fazenda Recife and Jussara, despite being considered one the most common

types of reservoirs have low porosity or absent, probably due to obliteration of the pores of

these rocks by diagenetic processes. The same is true for thrombolytic bioconstruções Unit

Jussara. Despite the low porosity of most of these carbonate lithofacies, what drives this

research is the fact that there are basins in Brazil and worldwide, of similar ages what have

commercial reserves of hydrocarbons.

Keywords: Irecê Basin; Salitre Formation; lithofaciologic units; reservoirs.

xi

SUMÁRIO

LISTA DE FIGURAS............................................................................................................xiv

LISTA DE TABELAS...........................................................................................................xvi

LISTA DE FOTOS................................................................................................................xvi

LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS..................................................................................xix

1. INTRODUÇÃO........................................................................................................... 20

1.1. Localização e Acessos........................................................................................... 20

1.2 Objetivos Gerais e Específicos ............................................................................. 21

1.3 Trabalhos Anteriores ........................................................................................... 22

2. GEOLOGIA REGIONAL .......................................................................................... 23

2.1. Estratigrafia, Limites e Idades ............................................................................ 25

2.1.1. Complexo Xique-Xique ................................................................................. 26

2.1.2. Supergrupo Espinhaço ................................................................................. 26

2.1.3. Supergrupo São Francisco............................................................................ 26

2.1.4. Coberturas Superficiais Fanerozóicas ......................................................... 28

2.2. Evolução Geotectônica ......................................................................................... 29

3. A FORMAÇÃO SALITRE (Revisão do Conhecimento)........................................... 33

4. METODOLOGIA ....................................................................................................... 39

4.1. Levantamento Bibliográfico ................................................................................ 39

4.2. Aulas Teóricas ...................................................................................................... 39

4.3. Trabalho de Campo ............................................................................................. 39

4.4. Estudos Petrográficos .......................................................................................... 40

4.5. Materiais .............................................................................................................. 41

4.6. Tratamento de dados ........................................................................................... 41

4.7. Confecção do Trabalho Final de Graduação ...................................................... 41

5. PETROLOGIA DAS ROCHAS CARBONÁTICAS: Conceitos básicos. ................. 42

5.1. Principais Constituintes das Rochas Carbonáticas ................................................ 42

5.1.1. Grãos Aloquímicos (Arcabouço) .................................................................. 42

5.1.1.1. Oólitos ........................................................................................................ 42

5.1.1.2. Oncolitos .................................................................................................... 43

5.1.1.3. Pelóides e “Pellets” (PelóidesFecais) ......................................................... 45

5.1.1.4. Esferulitos .................................................................................................. 45

xii

5.1.1.5. Intraclastos ................................................................................................ 46

5.1.1.6. Bioclatos ..................................................................................................... 47

5.1.2. Matriz Carbonática ...................................................................................... 47

5.1.3. Cimento ......................................................................................................... 48

5.2. Classificação das Rochas Carbonáticas .............................................................. 48

5.2.1. Classificação de Brankamp & Power (1958) e Folk (1959) ......................... 49

5.2.2. Classificação de Folk (1959; 1962) ............................................................... 50

5.2.3. Classificação de Dunham (1962) .................................................................. 51

5.2.4. Classificação de Embry e Klovan (1971) ...................................................... 52

5.2.5. Classificação de Terra at al. (2010) .............................................................. 52

5.3. Feições Diagenéticas das Rochas Carbonáticas .................................................. 55

5.3.1. Cimentação.................................................................................................... 56

5.3.2. Compactação ................................................................................................. 57

5.3.3. Dissolução ...................................................................................................... 58

5.3.4. Neomorfismo ................................................................................................. 58

5.3.5. Substituição ................................................................................................... 58

5.3.5.1. Dolomitização ............................................................................................ 58

5.3.5.2. Silicificação ................................................................................................ 60

5.4. Porosidade das Rochas Carbonáticas ................................................................. 60

6. CARACTERIZAÇÃO LITOFACIOLÓGICA DA FORMAÇÃO SALITRE ......... 64

6.1. Unidade Nova América ........................................................................................ 66

6.1.1. Descrição Macroscópica ............................................................................... 66

6.1.2. Descrição Microscópica ................................................................................ 73

6.1.3. Interpretação................................................................................................. 75

6.2. Unidade Jussara ................................................................................................... 76



6.2.3. Interpretação................................................................................................. 85

6.3. Unidade Irecê ....................................................................................................... 86


6.3.2. Interpretação................................................................................................. 89

6.4. Fazenda Recife ..................................................................................................... 89



xiii

6.4.3. Interpretação................................................................................................. 97

7. POTENCIAL RESERVATÓRIO DA FORMAÇÃO SALITRE .............................. 98

7.1. Algumas Bacias Neoproterozóicas com Potencial Reservatório para

Hidrocarbonetos ........................................................................................................... 100

8. CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES ................................................................ 101

9. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ..................................................................... 103

ANEXO 01.............................................................................................................................109

ANEXO 02.............................................................................................................................110

xiv

LISTA DE FIGURAS

Figura 1.1: Mapa de localização e situação da área de estudo. Adaptado de Bonfim et al.

(1985). ................................................................................................................................. 21

Figura 2.1: Mapa geológico simplificado do Cráton do São Francisco, focando os cinturões e

faixas que circundam esta unidade tectônica do embasamento da plataforma sul-americana.

Retirado de Cruz (2004) e modificado de Alkmim et al. (1993, 1996). ................................. 23

Figura 2.2: Mapa Geológico do Cráton do São Francisco, com indicação da área de estudo

em vermelho. Modificado de Pinto & Martins-Neto (2001). ................................................. 24

Figura 2.3: Coluna estratigráfica geral proposta por Souza et al. (1993). ............................. 25

Figura 2.4: Esquema de um mar epicontinental, onde, neste contexto, foi depositada a

Formação Salitre. Retirado de Heckel (1972). ...................................................................... 28

Figura 2.5: Estágios de evolução do Cráton do São Francisco propostos por Dominguez

(1993): A) Implantação da Bacia do Espinhaço-São Francisco, durante o episódio de

rifteamento ocorrido por volta de 1,7 Ga. B) Soerguimento e exposição subaérea do

aulacógeno do Espinhaço. C) Novo episódio de subsidência associado à evolução do

aulacógeno do Espinhaço com acumulação das sequências deposicionais Tombador-Caboclo

e Espinhaço. D) Importante abaixamento do nível do mar resultou na exposição subaérea de

quase toda a Bacia do Espinhaço, e durante a subida possibilitou a deposição da sequência

Morro do Chapéu. ................................................................................................................ 31

Figura 2.6: Estágios de evolução do Cráton do São Francisco propostos por Dominguez

(1993): E) A glaciação Beedeouro-Macaúbas envolveu grande parte do cráton; F) Ao final da

glaciação ocorreu subida do nível eustático do mar que inundou o cráton, juntamente com

uma expansão da subsidência das bordas para o interior do cráton, relacionada à evolução das

margens passivas, resultou na implantação de importantes plataformas carbonáticas; G)

Colisões nas margens do cráton com geração de cinturões de dobras e empurrões ao final do

Proterozóico Superior, resultando na colocação de cargas sobre a litosfera do cráton; H) No

Fanerozóico (Cretáceo), o cráton sofreu mais uma fragmentação continental. Nesta época

ocorreram a implantação do rifte Recôncavo e a separação do Cráton do São Francisco do

Cráton do Congo. ................................................................................................................. 32

Figura 3.1: Coluna estratigráfica proposta para a Formação Salitre. Modificado de Misi &

Silva (1996). ........................................................................................................................ 33

Figura 3.2: Coluna estratigráfica da Formação Salitre proposta por Bomfim et. al (1985). .. 35

xv

Figura 5.1: Esquema de constituinte aloquímico do tipo Oólito. Modificado de Terra et al.

(2010). ................................................................................................................................. 43

Figura 5.2: Esquema de constituinte aloquímico do tipo oncolito. Modificado de Terra et al.

(2010). ................................................................................................................................. 44

Figura 5.3: Esquema de constituintes aloquímicos dos tipos pelóide e pelóide fecal.

Modificado de Terra et al. (2010). ........................................................................................ 45

Figura 5.4: Esquema de constituinte aloquímico do tipo esferulito. Modificado de Terra et al.

(2010). ................................................................................................................................. 46

Figura 5.5: Esquema de constituinte aloquímico do tipo intraclasto. Modificado de Terra et

al. (2010). ............................................................................................................................ 46

Figura 5 6: Esquema de constituinte aloquímico do tipo bioclasto. Modificado de Terra et al.

(2010). ................................................................................................................................. 47

Figura 5.7: Classificação Granulométrica atualmente em uso na Petrobras. Adaptada de

Brankamp & Power (1958) e Folk (1959). ........................................................................... 49

Figura 5.8: Classificação de rochas carbonáticas. Retirado de Terra et al. (2010) adaptado de

Folk, (1962). ........................................................................................................................ 50

Figura 5.9: Classificação de rochas carbonáticas. Retirado de Terra et al. (2010) adaptado de

Dunham (1962). ................................................................................................................... 51

Figura 5 10: Classificação de rochas carbonáticas. Retirado de Terra et al. (2010) adaptado

de Embry e Klovan (1971). .................................................................................................. 52

Figura 5.11: Classificação de rochas carbonáticas, atualmente em uso na Petrobrás, segundo

Terra et al. (2010). ............................................................................................................... 53

Figura 5.12: Classificação de rochas carbonáticas, atualmente em uso na Petrobras, segundo

Terra et al. (2010). ............................................................................................................... 54

Figura 5 13: Classificação dos tipos de porosidade de acordo com Choquette & Pray (1970).

............................................................................................................................................ 61

Figura 6 1: Perfil esquemático de variação de litofácies carbonáticas da Formação Salitre.

(Referência) ......................................................................................................................... 65

Figura 7 1: Esquema de tipos de reservatórios relacionados à Formação Salitre, representada

da seguinte forma: Unidade Nova América – calcarenitos (1) e bioconstruções

estromatolíticas colunares (2); Unidade Jussara – calcarenitos (1) e bioconstruções

trombolíticas (2); Unidade Irecê – calcilutitos (6); Fazenda Recife – calcarenitos (1) e

bioconstruções estromatolíticas (2)..................................................................................... 100

xvi

LISTA DE TABELAS

Tabela 3.1: Comparação entre as subdivisões estratigráficas propostas por Misi (1979) e

Bomfim et al. (1985). ........................................................................................................... 38

Tabela 4.1: Tabela de Pontos da Formação Salitre (PFS) visitados na campanha de campo,

com suas respectivas coordenadas e unidades associadas. .................................................... 40

LISTA DE FOTOS

Foto 6.1: Afloramento do tipo lajedo da Unidade Nova América mostrando feição de

ressecamento do tipo tepee embrionário (setas vermelhas) com vértice apontando o topo para

sul. Localizado no povoado de Ipanema. Coordenadas UTM: 216838/8741795. .................. 66

Foto 6.2: Afloramento do tipo lajedo da Unidade Nova América mostrando nível de

exposição e quebramento com retrabalhamento e remobilização de intraclastos centimétricos.

Localizado no Povoado de Ipanema. Coordenadas UTM: 216838/8741795. ......................... 67

Foto 6.3: Afloramento do tipo lajedo da Unidade Nova América, mostrando feição

diagenética do tipo dissolução com visível estilolitização na parte superior da foto (seta

vermelha) e pequenas fraturas (setas pretas) no Laminito Microbial. Localizado no Povoado

de Ipanema. Coordenadas UTM: 216838/8741795. .............................................................. 67

Foto 6.4: Afloramento do tipo lajedo da Unidade Nova América mostrando nódulo de calcita

intercrescido em tepee maduro por substituição. Localizado na Fazenda Catavento.

Coordenadas UTM: 197583/8745650. .................................................................................. 68

Foto 6.5: Afloramento da Unidade Nova América evidenciando feição diagenética do tipo

substituição com visíveis nódulos de sílex (setas vermelhas), localizado na Fazenda

Catavento. Coordenadas UTM: 197583/8745650. ................................................................ 68

Foto 6.6: Afloramento de Laminitos Microbiais em lajedo da Unidade Nova América,

mostrando níveis de Tepees com camadas de lama (setas amarelas) com textura maciça entre

estes Tepees, evidenciando uma ciclicidade. Localizado na Fazenda Catavento. Coordenadas

UTM: 197583/8745650. ....................................................................................................... 69

Foto 6.7: Afloramento do tipo lajedo de calcarenito peloidal da Unidade Nova América,

mostrando estratificação cruzada. Localizado no Povoado de Achado. Coordenadas UTM:

196630/8746185. ................................................................................................................. 70

xvii

Foto 6.8: Afloramento da Unidade Nova América mostrando nível incipiente de

estromatólitos do gênero Jurussania Krilov. Localizado no Povoado de Achado. Coordenadas

UTM: 196630/8746185. ....................................................................................................... 70

Foto 6.9: Afloramento em bloco do calcarenito peloidal da Unidade Nova América,

mostrando estratificação cruzada levemente dobrada. Localizado na Fazenda Canaã.

Coordenadas UTM: 194230/8784685. .................................................................................. 71

Foto 6.10: Afloramento da unidade Nova América, evidenciando bioconstrução do tipo

estromatólito do gênero Jurusania Krylov. Localizado na Fazenda Canaã. Coordenadas UTM:

194230/8784685. ................................................................................................................. 72

Foto 6.11: Afloramento da Unidade Nova América mostrando o contato da bioconstrução

estromatolítica na parte superior com o Calcarenito Intraclástico Pleoidal na parte inferior.

Localizado na Fazenda Canaã. Coordenadas UTM: 194230/8784685. .................................. 72

Foto 6.12: Afloramento da unidade Jussara, evidenciando estratificação cruzada no calcário

oncolítico oolítico intraclástico peloidal neomorfisado e dolomitizado. Localizado na Fazenda

do Sr. Oscar. Coordenadas UTM: 175015/8774805. ............................................................. 76

Foto 6.13: Afloramento do calcarenito oncolítico oolítico intraclástico neomorfisado da

unidade Jussara, mostrando a presença da feição diagenética de substituição, com visível

camada silicificada e nódulos (setas vermelhas) de sílex, além de ocorrência de leve

estratificação cruzada. Localizado na Fazenda do Sr. Oscar. Coordenadas UTM:

175015/8774805 .................................................................................................................. 77

Foto 6.14: Afloramento da Unidade Jussara, evidenciando a litologia dos Trombolitos com

aparência grumosa. Localizado na margem direita da estrada que liga Irecê à Jussara.

Coordenadas UTM: 175170/8772868. .................................................................................. 78

Foto 6.15: Afloramento da unidade Jussara, evidenciando uma das incrustações

bioconstruítdas (seta vermelha) que se associam à litologia dos trombolitos. Localizado na

margem esquerda da estrada que liga Irecê à Jussara. Coordenadas UTM: 175170/8772868. 78

Foto 6.16: Afloramento da unidade Irecê, mostrando os calcilutitos (mais espessos e escuros)

acamadados e intercalados com a marga (camada menos espessa e clara). Localizado na

margem esquerda da estrada de terra que leva ao povoado de Tareco. Coordenadas UTM:

240384/8731797. ................................................................................................................. 86

xviii

Foto 6.17: Afloramento da unidade Irecê, mostrando os Calcilutitos em camadas mais finas e

escuras e as margas em camadas mais espessas e claras. Localizado na margem esquerda da

estrada de terra que leva ao povoado de Tareco. Coordenadas UTM: 240384/8731797. ....... 87

Foto 6.18: Afloramento da unidade Irecê, evidenciando a presença de dobramentos na

unidade, com calcilutitos dobrados, e ausência de camadas de marga (A), e localmente

ocorrência de intercalações dos calcilutitos com a marga (B). Localizada na margem direita da

estrada que liga Irecê à Jussara. Coordenadas UTM: 185711/8753971. ................................ 87

Foto 6.19: Afloramento da Unidade Irecê, evidenciando o contato sobreposto aos calcarenitos

da Unidade Nova América. Localizado na margem direita da BA-052 que liga Morro do

Chapéu à Irecê. Coordenadas UTM: 237045/8733720. ......................................................... 88

Foto 6.20: Afloramento dos calcilutitos (em detalhe) sobrepostos aos calcarenitos oncolíticos

da Unidade Jussara. Localizado na margem esquerda da BA-052 que liga Irecê a Xique-xique.

Coordenadas UTM: 184781/8753527. .................................................................................. 88

Foto 6.21: Afloramento da unidade Formação Salitre, com exposição em planta de cabeças

estromatolíticas com espaços preenchidos por calcarenitos intraclásticos (setas vermelhas).

Localizado na Fazenda Recife. Coordenadas UTM: 278416/8772449. ................................. 90

Foto 6.22: Afloramento da unidade Formação Salitre, com exposição em detalhe de cabeça

estromatolítica em planta, evidenciando a sua forma concêntrica com laminações internas e de

forma elíptica. Localizado na Fazenda Recife. Coordenadas UTM: 278416/8772449. .......... 90

Foto 6.23: Afloramento da unidade Formação Salitre, mostrando o desenvolvimento

incipiente (setas vermelhas) dos estromatólitos quando em contato com os canais preenchidos

por calcarenito intraclástico (seta preta). Localizado na Fazenda Recife. Coordenadas UTM:

278416/8772449. ................................................................................................................. 91

Foto 6.24: Afloramento dos Estromatólitos diferenciados em perfil, mostrado seu crescimento

colunar e laminado. Localizado na Fazenda Recife. Coordenadas UTM: 278416/8772449. .. 91

Foto 6.25: Afloramento em perfil da unidade Formação Salitre, mostrando o canal preenchido

por calcarenitos/calcirruditos intraclásticos entre as linhas vermelhas (foto de detalhe da

esquerda) e seu contato com as colônias dos estromatólitos diferenciados (foto de detalhe da

direita). Localizado na Fazenda Recife. Coordenadas UTM: 278416/8772449. .................... 93

xix

Foto 6.26: Afloramento dos Calcarenitos/Calcirruditos em planta, com constituintes

intraclásticos centimétricos caracterizando depósitos de tempestitos. Localizado na Fazenda

Recife. Coordenadas UTM: 278416/8772449. ...................................................................... 94

Foto 6.27: Afloramento da Formação Salitre, em perfil, evidenciando a estratificação cruzada

nos Calcarenitos/Calcirruditos Intraclásticos, semelhantes a “Hummockys”. Localizado na

Fazenda Recife. Coordenadas UTM: 278416/8772449. ........................................................ 94

LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS

Fotomicrografia 6.1: Lâmina do Grainstone altamente recristalizada, evidenciando a

presença de cimentação neomórfica, com presença de calcita neomórfica (Cal), e

dolomitização, com ocorrência de microcristais de dolomitas (Dol) associados à calcita, além

pelóides (Pel), minerais opacos (Opc) e visível porosidade vugular (Vug) nas partes superior

central e inferior esquerda das imagens. Polarizador em luz plana (A) e em nicóis cruzados

(B). Amostra 92-50-L. ......................................................................................................... 73

Fotomicrografia 6.2: Fotomicrografia mostrando fratura preenchida por calcita (Cal), além

de porosidade vugular (Vug), pelóides (Pel) e minerais opacos (Opc). Polarizador em nicóis

cruzados. Amostra 92-50-L. ................................................................................................. 74

Fotomicrografia 6.3: Fotomicrografia de bioconstrução estromatolítica característica da

Unidade Nova América, com ocorrência de limonita (Lim), representada pelas faixas mais

escuras da lâmina, além da bioconstrução (Est) caracterizada como uma colônia de

organismos (faixas claras) (A); e muitos poros do tipo edificações orgânicas (B), segundo a

classificação de Choquette & Pray (1970), preenchidos por resina de cor azul. Polarizador em

luz plana (A e B). Amostra 85-221. ...................................................................................... 75

Fotomicrografia 6.4: Grãos aloquímicos do Grainstone/Rudstone evidenciado a presença de

oncolito (Onc) policomposto preenchido por núcleo de calcita e calcita drusiforme (Cal e Cal-

d)), além de Oólito (Ool) e pelóides (Pel). Polarizador em luz plana. Amostra: 92-49 H. ...... 79

Fotomicrografia 6.5: Lâmina do Grainstone/Rudstone mostrando intraclasto (Int) de grande

dimensão com calcita (Cal) preenchendo-o internamente e em volta deste aloquímico que

possui inclusões de outros grãos, aparente oncolitos com núcleos preenchidos também por

calcita (Cal). Polarizador em luz plana. Amostra 92-42 L. .................................................... 80

xx

Fotomicrografia 6.6: Lâmina do Grainstone/Rudstone, evidenciando três gerações de

cimento, onde a 1ª(fonte amarela) e 2ª (fonte branca) gerações estão representadas como

franjas em volta dos oncolitos, e a 3ª geração (fonte preta) está entre estes grãos aloquímicos,

com ocorrência também de pelóides e visível estilolitização sublinhada por nível de matéria

orgânica. Polarizador em luz plana. Amostra L-PE-04A. ...................................................... 81

Fotomicrografia 6.7: Lâmina do Grainstone/Rudstone onde está evidenciado o processo de

dissolução com estilolitização (Estl) que atingiu esta litologia, fazendo com que os

constituintes aloquímicos, envoltos por calcita (Cal), ficassem bastante deformados como

neste caso em que o oncolito (Onc) está com um aspecto muito elipsoidal. Polarizador em luz

plana. Amostra L-PE-04A. ................................................................................................... 81

Fotomicrografia 6.8: Lâmina do Grainstone/Rudstone altamente neomorfisada, com

ocorrência de calcita (Cal) e evidente silicificação (Sil) no centro da imagem, com presença

de microquartzos substituindoum possível grão aloquímico. Polarizador em nicóis cruzados.

Amostra 93-759. .................................................................................................................. 82

Fotomicrografia 6.9: Lâmina do Grainstone evidenciando a ocorrência de grãos terrígenos,

principalmente de quartzo (Qtz), com presença de faixas escuras caracterizando uma possível

matriz residual, sendo preenchida por calcita (Cal) e calcita neomórfica (Cal-n), além de

ocorrência de possível dolomitização (Dol) associada e grãos peloidais (Pel). Polarizador em

luz plana (A) e em nicóis cruzados (B). Amostra 91-21 L. ................................................... 83

Fotomicrografia 6.10: Lâmina do Graistone evidenciando a presença de estilolitização (Estl)

preenchida por nível de matéria orgãnica, além da ocorrência de terrígenos (Qtz) e Pelóides

(Pel) envolvidos por calcita (Cal) possivelmente neomórfica e possível dolomitização (Dol).

Polarizador em luz plana (A) e em nicóis cruzados (B). Amostra 91-21 L. ........................... 83

Fotomicrografia 6.11: Lâmina do Tombolito, evidenciando sua textura microgrumosa com

níveis escuros preenchidos por matéria orgânica. Polarizador em luz plana. Amostra 92-44 L.

............................................................................................................................................ 84

Fotomicrografia 6.12: Lâmina do Trombolito (Tromb) com sua textura microgrumosa,

evidenciando as feições diagenéticas associadas à litologia, ocorrendo cimentação por calcita

(Cal) e dolomitização com visíveis romboedros de dolomita (Dol). Estas duas fases

diagenéticas parecem ter obliterado poros vugulares da litologia. Polarizador em luz plana (A

e B). Amostra 92-44 L. ........................................................................................................ 85

xxi

Fotomicrografia 6.13: Grainstone/Rudstone com presença de constituintes aloquímicos

como intraclastos milimétricos na lâmina petrográfica, com presença também de porosidade

vugular, além de calcita neomórfica (Cal-n) ocorrendo com dolomita (Dol) entre os grãos

intraclásticos. Polarizador em luz plana (A) e em nicóis cruzados (B). Amostra 92-43 L ...... 95

Fotomicrografia 6.14: Lâmina do Grainstone/Rudstone evidenciando a ocorrência de

porosidade vugular possivelmente associada a estilolitização, podendo ser caracterizada

também como estilolítica. Ocorrência associada de calcita neomórfica (Cal-n) e

Dolomitização (Dol). Polarizador em luz plana (A e C) e em nicóis cruzados (B e D).

Amostra 92-43 L. ................................................................................................................. 96

Fotomicrografia 6.15: Lâmina do Grainstone/Rudstone com evidências de feições

diagenéticas como neomorfismo com ocorrência de calcita neomórfica (Cal-n) e

dolomitização com ocorrência de romboedros de dolomita (Dol) bem formados. Polarizador

em luz plana. Amostra 92-43 L. ........................................................................................... 97

20

CAPÍTULO 1

1. INTRODUÇÃO

Este Trabalho Final de Graduação (TFG) está focado no estudo das fácies carbonáticas

da Formação Salitre de idade Neoproterozóica, inserida no contexto da Bacia de Irecê no

Cráton do São Francisco, e seu potencial reservatório para hidrocarbonetos.

Para a caracterização das fácies, a Formação Salitre foi interpretada segundo a

subdivisão informal feita por Bomfim et al. (1985), caracterizando as seguintes unidades

vistas no campo: Nova América, Gabriel, Jussara e Irecê. Segundo Misi (1979), na Bacia de

Irecê, as sequências carbonáticas que constituem o Grupo Una correlacionam-se ao Grupo

Bambuí de Minas Gerais e oeste da Bahia.

As rochas carbonáticas possuem um papel relevante para o setor de exploração de

petróleo e gás. Elas atuam como rochas reservatórios, geradoras e selantes. Rochas

carbonáticas porosas, por exemplo, são caracterizados por conterem cerca da metade das

reservas de hidrocarbonetos conhecidas no mundo.

O estudo do potencial reservatório de sequências carbonáticas ou simplesmente de

rochas carbonáticas, é uma opção importante no contexto atual da pesquisa do petróleo e gás

natural. Vários setores da indústria estão voltados para estudar e melhor entender as rochas

carbonáticas de diferentes idades, encontradas não só nas bacias brasileiras, como também em

bacias fora do Brasil.

1.1. Localização e Acessos

A área de estudo está inserida na porção centro-norte do Estado da Bahia (Figura 1.1),

abrangendo as folhas topográficas de América Dourada (SC.24-Y-C-II) e Irecê (SC.24-Y-C-

I).

Por via terrestre, a partir da cidade de Salvador, o acesso à área se dá pela rodovia BR-

324 até a cidade de Feira de Santana, onde pega-se o trajeto da BA-052 (Estrada do Feijão)

até a região de Irecê. Outra opção de acesso se dá partindo de Salvador pela rodovia BR-324

21

até a cidade de Jacobina, e de lá deslocando-se pela rodovia BA-368 até o encontro da BA-

426, onde, a partir desta última, dirige-se até a BA-052 (Estrada do Feijão) que leva até a

região de Irecê.

O acesso local pode ser realizado através de estradas pavimentadas, carroçáveis,

caminhos e trilhas.

Por via aérea, o acesso é feito através de vôos fretados em aeronaves de pequeno porte

no município de Irecê.

Figura 1 1: Mapa de localização e situação da área de estudo. Adaptado de Bonfim et al. (1985).

1.2 Objetivos Gerais e Específicos

Este trabalho tem como objetivo principal o estudo das litofácies da Formação Salitre

que podem vir a ser potenciais reservatórios para hidrocarbonetos, analisando também os

22

diferentes tipos de bioconstruções microbiais que afloram na Bacia de Irecê, e suas relações

litofaciológicas com os depósitos carbonáticos, dando uma ênfase na Unidade Jussara, que

apresenta teoricamente um potencial reservatório, seja através de correlações com modelos de

outras bacias, bem como suposições teóricas com base nas características litológicas e

observações feitas na análise petrográfica dos seus diferentes tipos litológicos.

1.3 Trabalhos Anteriores

As primeiras referências de trabalhos relacionados à região investigada foram

relatadas por Hartt (1870, in: Bomfim et al. 1985). Este autor descreveu a planície calcária

que compõe a Bacia do São Francisco.

A denominação Calcário ou Formação Una, foi inicialmente utilizada por Derby

(1905), para designar os carbonatos constados nas bacias dos rios Salitre, Una e Jacaré.

Posteriormente esta designação passou a ser utilizada com a conotação de Grupo.

Branner (1911) analisou a estrutura da Bacia de Irecê desde o calcário da Formação

Salitre até a Formação Tombador, onde constatou a existência de uma discordância na base do

Grupo Una.

A Formação Salitre foi originalmente denominada Calcário Salitre por Branner

(1911). Porém, por longo tempo foi utilizada a designação Formação Sete Lagoas.

Pflug & Renger (1973) criaram o termo Supergrupo São Francisco. Estes autores

sugeriram que o termo Bambuí fosse utilizado para as sequências depositadas sobre o

substrato mais antigo da Bacia do São Francisco. Para as outras sequências temporalmente

correlacionadas com o Bambuí, englobando as rochas consideradas aproximadamente

simultâneas, deveria ser utilizado o termo Supergrupo São Francisco.

Em 1974 foi adotada a denominação de Supergrupo São Francisco durante a reunião

conjunta CPRM/DNPM/PROSPEC, que abordou este supergrupo abrangendo os Grupos

Bambuí, Rio Pardo, Miaba/Vaza-Barris, a Formação Macaúbas e o Grupo Una, que inclui as

Formações Bebedouro e Salitre. Nesta mesma reunião, a unidade Calcário Salitre (atual

Formação Salitre) foi elevada a nível de formação, o que vem sendo adotado desde então

pelos autores posteriores.

23

CAPÍTULO 2

2. GEOLOGIA REGIONAL

A bacia de Irecê, onde está inserida a sequência sedimentar em estudo, localiza-se no

Cráton do São Francisco, o qual, de acordo com Almeida (1967, 1977), faz parte de uma das

porções da Plataforma Sul-americana não envolvida na orogênese do Brasiliano

(Neoproterozóico).

Os seus limites, segundo dados geológicos e geofísicos (Ussami, 1993) são delineados

pelos seguintes cinturões dobrados durante a orogênese Brasiliana: (i) os Cinturões Riacho do

Pontal e Sergipano (Brito Neves et al, 2000) que limitam o Cráton a norte e a nordeste,

respectivamente; (ii) o Cinturão Araçuaí (Almeida 1977), uma possível extensão norte do

Cinturão Ribeira situado a sul; (iii) o Cinturão Brasília (Almeida, 1969) situado na margem

oeste, e (iv) o Cinturão Rio Preto (Inda &Barbosa 1978, Brito Neves et al, 2000), uma

pequena faixa de rochas dobradas localizada mais ao norte do Cráton (Figura 2.1).

Figura 2.1: Mapa geológico simplificado do Cráton do São Francisco, focando os cinturões e faixas que circundam esta

unidade tectônica do embasamento da plataforma sul-americana. Retirado de Cruz (2004) e modificado de Alkmim et al.

(1993, 1996).

24

O interior do cráton é preenchido por unidades do embasamento Arqueano-

Paleoproterozóico, coberturas cratônicas Proterozóicas e Fanerozóicas (Figura 2.2).

Figura 2.2: Mapa Geológico do Cráton do São Francisco, com indicação da área de estudo em vermelho. Modificado de

Pinto & Martins-Neto (2001).

25

2.1. Estratigrafia, Limites e Idades

Os conjuntos rochosos descritos anteriormente ocorrem de forma parcial na área de

estudo e foram organizados segundo o seu grau de complexidade e sua hierarquia

cronológica, em complexos, associações, grupos e formações. De acordo com Inda & Barbosa

(1978), na região investigada afloram o Complexo Xique-Xique e os Supergrupos Espinhaço

e São Francisco, respectivamente do Proterozóico Inferior, Médio e Superior. É também

importante ressaltar a presença de Coberturas Fanerozóicas (Figura 2.3).

Figura 2.3: Coluna estratigráfica geral proposta por Souza et al. (1993).

26

2.1.1. Complexo Xique-Xique

Este complexo rochoso, correlacionado ao Proterozóico Inferior, ocorre no extremo

noroeste da área estudada, a nordeste da cidade homônima. Possui um relevo acidentado e é

representado por uma pequena ocorrência de itabiritos e quartzitos com intercalações de sílex,

formando o embasamento do Supergrupo Espinhaço, segundo Inda & Barbosa (1978).

2.1.2. Supergrupo Espinhaço

Este compartimento, de idade Mesoproterozóica, está presente no entorno da Bacia de

Irecê, com exceção do norte desta. Na Bahia, este supergrupo é compartimentado em dois

grandes domínios fisiográficos: (i) domínio do Espinhaço Setentrional, a oeste, e (ii) domínio

fisiográfico da Chapada Diamantina, a leste, separados fisicamente pelo vale do Rio

Paramirim.

No domínio fisiográfico da Chapada Diamantina, onde está inserida a área de estudo,

o Supergrupo Espinhaço é subdividido, da base para o topo, nos grupos Rio dos Remédios,

Paraguaçu e Chapada Diamantina, sendo este último aflorante na área ivestigada. Assim este

surpegrupo engloba rochas pelíticas e psamíticas do Grupo Paraguaçu, litologias de sistemas

fluvio-eólicos da Formação Tombador, de sistemas marinho e de planície de maré da

Formação Caboclo, e de sistemas fluvial, litorâneo e deltaico da Formação Morro do Chapéu,

pertencentes ao Grupo Chapada Diamantina, anquimetamórfico, ou matamorfisado até a

fácies xisto-verde.

Segundo Pedreira, A. (1988) cada um destes grupos está correlacionado a uma

sequência deposicional, enquanto Dominguez (1993) reuniu os grupos Paraguaçu e Rio dos

Remédios em uma mega-seqüência deposicional denominada de mega-seqüência Paraguaçu -

Rio dos Remédios, e reconheceu duas seqüências deposicionais no Grupo Chapada

Diamantina, a seqüência deposicional Tombador-Caboclo e a seqüência deposicional Morro

do Chapéu.

2.1.3. Supergrupo São Francisco

Na Bahia, este supergrupo, de idade proterozóica superior, também ocorre em duas

regiões distintas: (i) região da Bacia do São Francisco, e (ii) região da Chapada Diamantina

27

Oriental. A primeira região está situada a oeste do estado e é representado, parcialmente,

pelos grupos Macaúbas, na base, e Bambuí, no topo.

O Grupo Macaúbas é uma associação de diamictitos, arenitos e pelitos. A

sedimentação foi iniciada em aproximadamente 930 Ma. Segundo Dominguez (1996), este

grupo é classificado como de ambiente Glacio-continental representado por sedimentos

reciclados e ressedimentados sob a influência parcial de ondas de tempestade.

O Grupo Bambuí é constituído por siliciclastos e calcários interestratificados das

Formações Sete Lagoas, Serra de Santa Helena, Lagoa do Jacaré e Serra da Saudade. Os

sedimentos pelítico-carbonáticos deste grupo foram interpretados como tendo sido

depositados em um mar interior raso, de águas agitadas, sendo classificado como de ambiente

marinho (Misi, 1976; Dardenne, 1978; Chang et al., 1988 apud Alkmim & Martins - Neto,

2001).

A outra área de afloramento das rochas do Supergrupo São Francisco ocorre na parte

central do Estado da Bahia, nas ―bacias‖ de Irecê, Salitre, Una-Utinga e Ituaçu, e é

representada pelo Grupo Una, que compreende as Formações Bebedouro, na base e Salitre, no

topo.

De acordo com Leão & Dominguez (1992) e Dominguez (1996), a Formação

Bebedouro é constituída por diamictitos, pelitos e arenitos, estratificados e maciços,

ordenados em camadas alternadas ou não, limitados por contatos bruscos, erosivos e

gradativos que ocupam a posição basal. Datações realizadas pelo método Rb-Sr em pelitos da

Formação Bebedouro indicam idade em torno de 932 + 30 Ma (episódio de glaciação).

Segundo Dominguez (1993), a Formação Salitre, objeto de estudo neste Trabalho

Final de Graduação, ocupa a maior parte da Bacia de Irecê e é constituída por várias litofácies

carbonáticas, tendo sido depositada em uma bacia formada no contexto de um mar

epicontinental (Figura 2.4) com frequente ação de ondas e marés. Segundo Martínez (2007),

estas são áreas cratônicas muito extensas (>100 Km de comprimento) e relativamente planas

que foram cobertas por um mar raso. Na margem da plataforma a inclinação pode ser muito

suave (tipo rampa) ou abrupta. Dentro da plataforma e, devido à sua grande extensão, podem-

se ocorrer áreas mais ou menos profundas contornadas por rampas homoclinais ou por

complexos de ilha barreira-laguna. Nelas domina a baixa energia e os sedimentos depositados

em contexto de supramaré/intermaré a submaré rasa.

28

Figura 2.4: Esquema de um mar epicontinental, onde, neste contexto, foi depositada a Formação Salitre. Retirado de Heckel

(1972).

Os sedimentos carbonáticos da Formação Salitre podem alcançar espessuras

superiores a 1.000m (Misi 1993), e foram datados por métodos radiométricos e bio-

estratigráficos (estudo de estromatólitos). A datação bioestratigráfica posiciona esses

sedimentos do Rifeano superior ao Vendiano (Srivastava 1982, 1986). Os estudos

radiométricos feitos na região de Lajes do Batata pelo método Rb/Sr, dão uma idade para

esses sedimentos carbonáticos de 774±20Ma (Macedo, 1982). Estudos isotópicos de 87

Sr/86

Sr

feitos por Misi & Veizer (1996), colocam os sedimentos carbonáticos da Formação Salitre no

Vendiano (700 - 560Ma). A sedimentação desta formação no tempo Vendiano mostra-se

coerente com os resultados obtidos por Chang et. al. (1993) para os carbonatos do Grupo

Bambuí, no Estado de Minas Gerais.

2.1.4. Coberturas Superficiais Fanerozóicas

As Coberturas Superficiais têm ampla distribuição nas áreas de ocorrência dos Grupos

Chapada Diamantina e Una, e podem ser separadas em dois subconjuntos principais de

sedimentos: (i) um subconjunto é representado por calcários (calcretes) beges, pertencentes à

Formação Caatinga, de idade quaternária, resultantes de processos de dissolução química e

29

reprecipitação in-situ (Branner 1911); e (ii) o outro subconjunto contempla os sedimentos

Tércio-quaternários detríticos, inconsolidados, correlacionados à evolução das superfícies de

pediplanação Sulamericana e Velhas de King (1956) e geralmente provêm de depósitos

fluviais, flúvio-lacustres e eólicos (Inda & Barbosa 1978).

2.2. Evolução Geotectônica

O Cráton do São Francisco (Almeida 1967, 1977) abrange principalmente os estados

da Bahia e de Minas Gerais e é a mais bem exposta e estudada unidade tectônica do

embasamento da plataforma sul-americana. Como dito anteriormente, possui seu contorno

definido por cinturões de dobramentos (Riacho do Pontal, Sergipano, Araçuaí, Ribeira,

Brasília e Rio Preto).

O cráton é truncado por um rift abortado, orientado segundo N-S, no qual se

depositaram os protólitos dos Supergrupos Espinhaço (Mesoproterozóico) e São Francisco

(Neoproterozóico) (Barbosa et al., 2003). A bacia na qual se acumularam as rochas

siliciclásticas do Supergrupo Espinhaço originou-se por volta de 1,7 Ga. Neste rift seis

seqüências deposicionais se acumularam, isto é, Paraguaçu-Rio dos Remédios, Tombador-

Caboclo e Morro do Chapéu (Província Chapada Diamantina), além das seqüências Borda

Leste, Espinhaço e Gentio (Província do Espinhaço Setentrional). O Bloco do Paramirim,

situado entre as duas províncias, provavelmente atuou como alto no interior da bacia

(Dominguez, 1993 apud. Barbosa et al., 2003).

A origem da Bacia Espinhaço-São Francisco foi proposta por Dominguez (1993)

durante uma fase de estiramento crustal, onde foram depositadas rochas pertencentes ao

Grupo Paraguaçu. O fim da deposição deste grupo deu-se a partir do soerguimento com

exposição subaérea, o que favoreceu a deposição da Formação Tombador e a implantação de

um importante sistema fluvial. Um novo episódio de subsidência de natureza térmico flexural

associado à evolução do aulacógeno do Espinhaço resultou na acumulação da Formação

Caboclo. Importante abaixamento do nível do mar resultou na exposição subaérea de quase

toda a Bacia do Espinhaço, e durante a subida possibilitou a deposição da sequência Morro do

Chapéu segundo Dominguez (op. cit.).

Em torno de 1.0 Ga, importante glaciação afetou a maior parte do Cráton. As geleiras

se movimentaram de W para E na borda sudoeste do paleo-continente São Francisco e, de NE

para SW na Província da Chapada Diamantina. Dominguez (op. cit.) denominou esta extensa

30

glaciação de Bebedouro-Macaúbas, e esta resultou na deposição de diamictitos e arenitos

glaciais.

Segundo Dominguez (op. cit.), a acumulação dos sedimentos carbonáticos, como a

Formação Salitre, sobre o Cráton do São Francisco, resultou do processo de deglaciação, o

qual promoveu uma inundação nas bordas ocidental e oriental do Cráton do São Francisco. A

associação desta inundação com o aumento da subsidência das margens do paleo-continente

São Franciscano para o seu interior, permitiu a implantação das Bacias São Francisco, Irecê e

Una-Utinga. Estas bacias estão representadas por uma extensa cobertura sedimentar, onde

estão depositadas as seqüências essencialmente carbonáticas do Supergrupo São Francisco, na

bacia homônima (Grupo Bambuí, Minas Gerais e Bahia), bem como nas Bacias de Irecê e

Una-Utinga (Grupo Una, Formações Bebedouro e Salitre, na Bahia), ambas posicionadas na

porção oriental da Chapada Diamantina.

O Grupo Una, onde está inserida a sequência sedimentar em estudo, ocorre em contato

discordante erosivo e angular com as unidades sotopostas dos Grupos Chapada Diamantina e

Espinhaço, do Mesoproterozóico, e sobre as rochas do embasamento Arqueano-

Paleoproterozóico (Guimarães, 1996).

No fim do Proterozóico, colisões nas margens do Cráton, as quais foram responsáveis

pela formação dos Cinturões dobrados Brasilianos referidos, causaram inversão da bacia do

Espinhaço-São Francisco. A intensidade da deformação foi maior ao longo do eixo do rift,

onde a litosfera havia sido afinada durante os episódios de subsidência anteriores. Os

sedimentos que se acumularam nas partes externas do rift, sobre os blocos continentais mais

espessos, foram relativamente poupados da deformação (Dominguez, 1993 apud. Barbosa et

al., 2003).

Durante a separação Brasil-África, no Cretáceo, teve origem a Bacia do Recôncavo

como rift abortado. Em continuação, extensa sedimentação plataformal tomou lugar durante o

Fanerozóico, segundo Barbosa et al. (2003).

Os estágios desta evolução proposta por Dominguez (1993) estão representados nas

Figuras 2.5 e 2.6 a seguir.

31

Figura 2.5: Estágios de evolução do Cráton do São Francisco propostos por Dominguez (1993): A) Implantação da Bacia do

Espinhaço-São Francisco, durante o episódio de rifteamento ocorrido por volta de 1,7 Ga. B) Soerguimento e exposição

subaérea do aulacógeno do Espinhaço. C) Novo episódio de subsidência associado à evolução do aulacógeno do Espinhaço

com acumulação das sequências deposicionais Tombador-Caboclo e Espinhaço. D) Importante abaixamento do nível do mar

resultou na exposição subaérea de quase toda a Bacia do Espinhaço, e durante a subida possibilitou a deposição da sequência

Morro do Chapéu.

32

Figura 2.6: Estágios de evolução do Cráton do São Francisco propostos por Dominguez (1993): E) A glaciação Beedeouro-

Macaúbas envolveu grande parte do cráton; F) Ao final da glaciação ocorreu subida do nível eustático do mar que inundou o

cráton, juntamente com uma expansão da subsidência das bordas para o interior do cráton, relacionada à evolução das

margens passivas, resultou na implantação de importantes plataformas carbonáticas; G) Colisões nas margens do cráton com

geração de cinturões de dobras e empurrões ao final do Proterozóico Superior, resultando na colocação de cargas sobre a

litosfera do cráton; H) No Fanerozóico (Cretáceo), o cráton sofreu mais uma fragmentação continental. Nesta época

ocorreram a implantação do rifte Recôncavo e a separação do Cráton do São Francisco do Cráton do Congo.

33

CAPÍTULO 3

3. A FORMAÇÃO SALITRE (Revisão do Conhecimento)

Algumas subdivisões litoestratigráficas acerca dos carbonatos da Formação Salitre

foram propostas por Misi & Souto (1975), modificadas por Misi (1976 e 1979), e mais

recentemente por Bomfim et al. (1985) e Souza et al. (1993).

Misi (1979) subdividiu a Formação Salitre em cinco unidades informais, chamando-as,

da base para o topo, de unidades C, B, B1, A e A1 (Figura 3.1).

Figura 3.1: Coluna estratigráfica proposta para a Formação Salitre. Modificado de Misi & Silva (1996).

Estas unidades propostas e caracterizadas por Misi (1979) estão listadas a seguir:

Unidade C: constituída por dolomitos e calcários dolomíticos vermelhos e argilosos,

que capeiam os diamictitos (seqüências glaciogênicas da Formação Bebedouro), tratando-se

da unidade dos ―cap carbonates‖. Esta unidade pode apresentar ou não estromatólitos

34

circulares na porção basal e gretas de ressecamento, que evidenciam uma exposição aérea do

carbonato durante sua formação.

Unidade B: composta por calcários cinza-claros, por vezes dolomíticos, finamente

laminados (ritmitos) e interestratificados com leitos argilosos, podendo ocorrer algumas vezes

intercalações de calcário preto oolítico. A sedimentação relativamente profunda com

tendência regressiva indica que esta unidade é uma seqüência marinha tipo shallowing

upward, de ambiente equivalente a submaré a intermaré.

Unidade B1: representada por dolarenitos (silicosos e oolíticos) e dololutitos cinza-

claros, com nódulos e lentes de sílica (quartzo tipo lutecita) e de calcita. Ocorrem estruturas

sedimentares como teepee e laminações estromatolíticas, que caracterizam exposição

subaérea em clima árido, além de brechas intraformacionais lamelares, possivelmente

formadas pela dissolução de sulfatos (Misi & Kyle, 1994). Estromatólitos colunares (ricos em

carbonato-fluorapatita) relacionam-se a zonas relativamente mais profundas, de alta energia.

Todas estas estruturas mencionadas anteriormente são indicativas de ambientes equivalentes

de inter-a supramaré (Misi & Kyle, 1994). Podem ocorrer também corpos lenticulares e de

espessuras métricas de calcários pretos, ricos em matéria orgânica, oolíticos, parcialmente

dolomitizados. Esta unidade contém as principais ocorrências de Pb-Zn e fosfato da Bacia

Irecê.

Unidade A: caracterizada pela presença de siltitos, argilitos calcíferos e margas, cinza-

escuros quando não alterados, cinza-claros ou avermelhados de maneira geral, expostos na

borda oeste da bacia. Agregados de cristais cúbicos de pirita podem também ocorrer. De uma

forma geral, a espessura desta unidade varia de 0 a 100 m. Sua deposição parece estar

associada a um ambiente marinho relativamente mais profundo.

Unidade A1: formada por calcilutitos pretos e calcários oolíticos e pisolíticos, ricos em

matéria orgânica. Condições rasas de sedimentação são características e estruturas indicativas

de ambiente agitado são comuns, tais como estratificações cruzadas ou com abundantes

intraclastos, e marcas de onda, dentre outros. Os calcilutitos desta unidade ocorrem

freqüentemente bastante dobrados e cavalgados, na região de Irecê, com dobras deitadas com

vergência para sul, indicando esforços compressivos de norte para sul. Segundo Misi e Silva

(1996), estes dobramentos e cavalgamentos estariam relacionados à tectônica Brasiliana, ou

seja, seriam reflexo da tectônica da faixa Rio Preto sobre a cobertura.

35

Bomfim et al. (1985) propuseram uma outra subdivisão, procurando nomear as

unidades e dividindo-as em quatro, representando fácies carbonáticas distintas e assim

representadas da base para o topo: Unidades Nova América, Gabriel, Jussara e Irecê (Figura

3.2).

Figura 3.2: Coluna estratigráfica da Formação Salitre proposta por Bomfim et. al (1985).

Esta mais recente subdivisão proposta por Bomfim et al. (1985) fez com que estas

unidades mapeadas fossem relacionadas pelo autor a ciclos de sedimentação, sendo dois

transgressivos (I e III) e um regressivo (II). Estas unidades estão caracterizadas a seguir:

36

Unidade Nova América: Bomfim et al. (1985) relacionaram esta unidade a um ciclo

regressivo (II). A principal característica desta sequência é a presença constante de estruturas

sedimentares típicas de ambiente de submaré a supramaré, tais como tapetes algais, estruturas

―tepees‖, intraclastos, laminação cruzada e estruturas de ―bird eyes‖. Em diversos pontos de

sua área de ocorrência, como nos arredores a sul de Lapão e no Povoado de Achado, os

litotipos da unidade Nova América são caracterizados como calcarenito róseo com forte

recristalização e indícios de dolomitização, que mostram comumente estratificação cruzada

acanalada. Nestes locais observam-se níveis incipientes de estromatólitos algais colunares de

pequeno porte, do gênero Jurusania Krylov, que apresentam alto interesse econômico por seu

conteúdo fosfico (Bomfim et al., 1985).

Unidade Gabriel: Para Bomfim et al. (1985), a unidade Gabriel, no campo, constitui em geral

pequenos e esparsos afloramentos de forma psamítica, que não permitem melhores

observações de suas estruturas. Litologicamente a unidade Gabriel é composta por estreitas

intercalações de calcissiltitos, calcilutito e calcarenito fino, caracterizados por uma coloração

rósea, creme e cinza, laminação plano-paralela e presença constante de cristais cúbicos de

pirita e/ou limonita. Em alguns locais seus litotipos ocorrem em camadas e bancos maciços,

cortados geralmente por veios e filmes de calcita. Pequenos corpos de rochas dolomitizadas,

de coloração cinza a creme, aspecto maciço, sempre com fraturamento superficial acentuado

ocorrem associados aos litotipos da unidade.

Unidade Jussara: Segundo Bomfim et al. (1985), esta unidade está relacionada a dois ciclos

trangrasseivos (I e III). No setor sul da área, a unidade está relacionada ao ciclo I e

corresponde litologicamente e ambientalmente à unidade Jussara Superior. Na porção mais

setentrional da área a unidade está relacionada ao ciclo III, sendo passível de divisão entre três

subunidades distintas litologicamente e ambientalmente, denominadas da base para o topo

como: (i) Jussara Inferior, (ii) Jussara Médio e (iii) Jussara Superior, e estão caracterizadas a

seguir:

(i) A subunidade Jussara Inferior é constituída por calcarenitos, calcilutitos e

calcissiltitos, além de termos terrígenos representados por arenitos arcosianos e metassiltitos.

O litotipo característico está representado por um calcarenito quartzoso de coloração cinza

escura a preta, grã média, cuja feição característica é a presença de grãos de quartzo visíveis

macroscopicamente.

(ii) Litologicamente, na subunidade Jussara Médio, predominam calcarenito finos

odorosos, calcissiltitos e calcilutitos de coloração cinza a preta. Caracteriza-se por se

37

apresentar em finas placas de que não ultrapassam 10 cm de espessura, separadas por filmes

de argila ou marga intemperizados, invariavelmente de cor avermelhada. Também são

característicos da subunidade, bancos com espessura máxima de um metro, por vezes maciços

internamente, por vezes laminados e/ou finamente estratificados.

(iii) A subunidade Jussara Superior, litologicamente apresenta como tipo característico

um calcarenito oncolítico intraclástico de coloração cinza escura a preta, interacamadado e

interlaminado com calcilutitos e calcissiltitos de mesma coloração. A estratificação plano-

paralela é uma constante por toda a área de ocorrência dos calcarenitos. Estes calcarenitos

também apresentam por toda sua área de ocorrência nódulos de sílex com forma esferoidal

acompanhando o aleitamento das camadas, de composição similar a da rocha encaixante.

Bomfim et al. (1985) constataram que a predominância de calcarenitos oncolíticos por

toda a unidade, e a presença de estratificação cruzada e plano-paralela, sugerem para esta

subunidade uma deposição em um ambiente de submaré.

Unidade Irecê: Segundo Bomfim et.al (1985), entre os litotipos desta unidade, que

constituem turbiditos distais e/ou proximais, predominam calcilutitos laminados com variação

para calcarenitos de textura fina a média, coloração cinza escura a negra, com intercalações de

margas, siltitos, arenitos imaturos e sílex. Os calcilutitos pretos mostram laminação plano

paralela, planos manchados por material avermelhado e passam gradativamente a calcarenitos

de granulação fina a muito fina, com mesma coloração.

Para Bomfim et al. (1985), a associação litológica desta sequência e a falta

generalizada de estruturas sedimentares indicativas de deposição em água rasa, indicam para a

mesma um ambiente deposicional de água profunda, abaixo do nível das ondas, ou seja, um

talude que pode ser subdividido em duas zonas, uma zona distal onde os sedimentos

apresentam maior maturidade e seleção, e uma zona mais proximal onde os sedimentos de

origem terrígena são mais imaturos e mostram estruturas indicativas de deslizamento de

pequena monta.

Misi & Silva (1996) procuraram fazer uma comparação entre as subdivisões realizadas

por Misi (1979) e Bomfim et. al (1985), gerando uma tabela que representa esta correlação

(Tabela 3.1).

38

Tabela 3.1: Comparação entre as subdivisões estratigráficas propostas por Misi (1979) e Bomfim et al. (1985).

39

CAPÍTULO 4

4. METODOLOGIA

A metodologia utilizada neste trabalho foi dividida em sete etapas, da seguinte

maneira:

4.1. Levantamento Bibliográfico

Esta etapa corresponde ao levantamento bibliográfico atualizado de trabalhos, artigos

e publicações relacionadas às rochas carbonáticas em geral.

4.2. Aulas Teóricas

Esta etapa está embasada em aulas ministradas pelo próprio orientador, com

discussões importantes sobre o estudo das rochas carbonáticas, bem como suas características

estruturais, litofaciológicas, deposicionais, composicionais e suas principais feições

diagenéticas.

4.3. Trabalho de Campo

O objetivo do estágio de campo foi voltado para o contato direto com a Formação

Salitre aflorante na área, separando seus domínios litofaciológicos e caracterizando-os de

acordo com os seus ambientes deposicionais.

A campanha de campo foi realizada entres os meses de julho e agosto de 2011, com

duração de cinco dias consecutivos na região da Bacia de Irecê, passando pelas cidades de

Várzea Nova, Morro do Chapéu, Irecê, além dos povoados de Ipanema e Achado, chegando

até as imediações do município de Jussara.

Esta etapa incluiu o reconhecimento regional, amostragem e georreferenciamento, o

que fez com que pudesse ser confeccionado um mapa de caminhamento e amostragem

40

(Anexo 01), bem como uma tebela com os pontos visitados e suas respectivas coordenadas

UTM (Tabela 4.1), além da revisão das litofácies carbonáticas aflorantes na área.

Tabela 4.1: Tabela de Pontos da Formação Salitre (PFS) visitados na campanha de campo, com suas respectivas coordenadas

e unidades associadas.

PONTOS COORD X COORD Y Unidades

PFS 1 240384 8731797 Irecê

PFS 2 237045 8733720 Nova América e Irecê

PFS 3 236727 8733420 Nova América

PFS 4 234130 8734390 Irecê






PFS 10 191005 8749720 Irecê

PFS 11 175015 8774805 Jussara

PFS 12 175170 8772868 Jussara

PFS 13 185711 8753971 Irecê

PFS 14 184781 8753527 Irecê e Jussara

PFS 15 278416 8772449 Fazenda Recife

4.4. Estudos Petrográficos

A Petrografia Sedimentar analisa as rochas por meio de seções delgadas observadas

em microscópio óptico convencional (MOC) ou microscópio eletrônico (ME). Entre os

resultados mais comuns obtidos com essa técnica, no caso das rochas sedimentares, estão a

classificação da rocha, a sua porosidade, empacotamento e a proveniência do litossoma

estudado.

Neste trabalho foram realizadas as descrições macroscópicas e microscópicas, através

das amostras coletadas em alguns pontos visitados na campanha de campo, visando a

caracterização litofaciológica, textural, mineralógica e modal destas, e com base neste

resultado, estabeleceu-se a nomenclatura das rochas de acordo com a classificação atualmente

em uso na Petrobras segundo Brankamp & Power (1958) e Folk (1959) para a macroscopia e

segundo Terra et al. (2010) para a microscopia. As fichas petrográficas compõem o Anexo 02.

41

4.5. Materiais

Para a realização das etapas desta Monografia, foi necessária a utilização de

equipamentos como: lupas binoculares, lâminas delgadas, microscópio petrográfico óptico

convencional OLYMPUS-BX41, câmeras fotográficas, microcomputadores, gráficos, figuras

e tabelas.

4.6. Tratamento de dados

Os dados obtidos nas etapas anteriores foram tratados e integrados para a elaboração

desta monografia. Para isto, foi necessária a utilização de alguns softwares como Excel,

Word, Paint e ArcGIS.

4.7. Confecção do Trabalho Final de Graduação

A integração de todas as etapas supracitadas permitiu a confecção deste Trabalho Final

de Graduação.

42

CAPÍTULO 5

5. PETROLOGIA DAS ROCHAS CARBONÁTICAS: Conceitos básicos

5.1. Principais Constituintes das Rochas Carbonáticas

Em linhas gerais as rochas carbonáticas possuem uma mineralogia pouco

diversificada, composta predominantemente por carbonato de cálcio na forma dos polimorfos

calcita e aragonita, além da dolomita. Seus principais constituintes deposicionais são os grãos,

a matriz carbonática e o cimento. A partir da diagênese é introduzido na rocha o cimento

carbonático nas suas variadas formas. O tipo de grão presente e a sua abundância relativa

associada com a matriz e o cimento possuem um significado importante para o estudo e a

interpretação paleoambiental (Rangel, 2002).

5.1.1. Grãos Aloquímicos (Arcabouço)

Os grãos formadores do arcabouço perfazem em geral seis principais tipos texturais,

denominados por Folk (1959) como aloquímicos. Grãos aloquímicos são gerados no interior

da bacia sedimentar, podendo ou não sofrer transporte. Os principais grãos aloquímicos são:

oolitos, oncolitos, pelóides e ―pellets‖ (pelóides fecais), esferulitos, intraclastos e bioclastos.

5.1.1.1. Oólitos

Segundo Terra et al. (2010), os oolitos são partículas envelopadas, esféricas a

subesféricas, originadas por acreção físico-química em torno de um núcleo. Os oolitos

possuem, em geral, tamanho areia, variando normalmente entre 0,2 mm e 1,0 mm, mas em

alguns casos raros podem ultrapassar os 2,0 mm.

Terra et al. (2010) determinaram que a estrutura interna dos oólitos é formada por

envelopes concêntricos contínuos em torno do núcleo, constituídos por cristais aciculares com

43

os seus eixos maiores dispostos tangencialmente (concêntrico tangencial) ou radialmente

(concêntrico radial) à superfície do grão (Figura 5.1).

Os oólitos antigos, presentes no estudo desta monografia, apresentam frequentemente

estrutura fibro-radiada, essencialmente diferente da estrutura tangencial dos oólitos

aragoníticos recentes, o que foi interpretado como resultado da recristalização da aragonita

para calcita (Terra et al., 2010).

Terra et al. (2010), constataram que os oolitos marinhos são bons indicadores

paleobatimétricos e da energia deposicional, pois se formam em águas rasas (menos de 5 m de

profundidade) e agitadas, onde são movimentados em ondas de areia, dunas e ondulações, por

ação de ondas, marés e correntes de tempestades.

Figura 5.1: Esquema de constituinte aloquímico do tipo Oólito. Modificado de Terra et al. (2010).

5.1.1.2. Oncolitos

Segundo Terra et al. (2010), os oncolitos são grãos formados pela acreção organo-

sedimentar de cianobactérias. Eles caracterizam-se por possuírem envelopes descontínuos,

geralmente pouco nítidos, frequentemente com sedimento interno preso entre os envelopes e

forma subesférica a subelíptica (Figura 5.2). A forma externa dos oncolitos, assim como nos

oólitos, é dependente da forma dos núcleos no início. Com o desenvolvimento da acreção, os

oólitos tendem a ser mais esféricos que os oncolitos, já que o processo de acreção inorgânica

exige uma energia ambiental muito mais elevada que a acreção orgânica.

Para Terra et al. (2010), além das características da estrutura interna, utilizam-se os

seguintes critérios indiretos para diferenciar os oncolitos dos oolitos:

44

(i) seleção granulométrica e arredondamento dos grãos: os oólitos, devido à maior

energia ambiental necessária para a sua formação, são mais bem selecionados e arredondados

que os oncolitos;

(ii) presença de matriz micrítica: a alta energia ambiental necessária para a formação

dos oólitos não permite que ocorra a deposição da matriz simultaneamente. Já nos oncolitos,

que podem ser formados em ambientes de baixa energia, é comum a presença de matriz

associada;

(iii) maior frequência de grãos aglomerados nas rochas oncolíticas e de grãos

policompostos nas rochas oolíticas.

Ainda assim, estes critérios supracitados são considerados insuficientes quando os

oncolitos apresentam-se excepcionalmente bem formados ou quando os oolitos encontram-se

com sua superfície micritizada, o que dificulta a distinção entre um e outro.

Oncolitos de laminação irregular e de grandes dimensões (maiores que 5,0 mm),

ocorrendo associados com pelóides e matriz micrítica, são representativos de deposição em

ambientes de baixa energia, em posições protegidas (Terra et al., 2010). Este tipo de oncolito

foi denominado por He Ziai (1982) apud. Terra et al. (2010) de oncolito estático. Condições

de águas rasas e alta energia ambiental podem formar oncolitos subesféricos a esféricos, entre

0,5 mm a 1,0 mm, usualmente com boa seleção e estratificação cruzada, formando barras

deposicionais paralelamente à margem da bacia. Os oncolitos de alta energia foram

denominados por He Ziai (1982) apud Terra at al. (2010) de oncolitos dinâmicos e sua

estrutura interna assemelha-se a dos oólitos, já que existe um forte componente físico-químico

para a sua formação.

Figura 5.2: Esquema de constituinte aloquímico do tipo oncolito. Modificado de Terra et al. (2010).

45

5.1.1.3. Pelóides e “Pellets” (PelóidesFecais)

Segundo Terra et al. (2010), os pelóides são definidos como grãos micríticos de forma

subesférica sem estrutura interna. Os pelóides podem ser grãos aloquímicos micritizados de

origem desconhecida, clastos de lama ou, então, fragmentos de bioclastos naturalmente

arredondados não reconhecíveis. As algas vermelhas coralináceas formam frequentemente

uma grande quantidade de pelóides pelo quebramento das extremidades arredondadas que,

posteriormente, pelo retrabalhamento, irão formar pelóides (Figura 5.3). Para os grãos

elipsóides de seção circular, com diâmetro em geral entre 0,1 mm e 0,5 mm de origem fecal,

utiliza-se o termo ―pelóide fecal‖, ou pellet quando denominado na literatura inglesa.

Figura 5.3: Esquema de constituintes aloquímicos dos tipos pelóide e pelóide fecal. Modificado de Terra et al. (2010).

5.1.1.4. Esferulitos

Os esferulitos são partículas de forma esférica ou subesférica de contornos lisos ou

lobados de tamanho geralmente menor que 2 mm. Observados ao microscópio, geralmente

apresentam na porção central formas esféricas ou subesféricas, como composição micrítica e

ricas em vacúolos. Não apresentam núcleos e sua estrutura interna é variada, desde estruturas

radiadas a vacuoladas (Figura 5.4). Os esferulitos são considerados partículas formadas in situ

e podem ocorrer de forma isolada ou amalgamada. Podem ser também retrabalhados e, por

este motivo, também foram incluídos como grãos aloquímicos segundo Terra et al. (2010).

46

Figura 5.4: Esquema de constituinte aloquímico do tipo esferulito. Modificado de Terra et al. (2010).

5.1.1.5. Intraclastos

Terra et al. (2010) estabeleceram que os intraclastos são fragmentos

penecontemporâneos de sedimentos carbonáticos, parcialmente litificados, que são erodidos e

redepositados como um novo sedimento. Os intraclastos podem ser de fragmentos de lama

parcialmente consolidada ou de areia carbonática parcialmente litificada (Figura 5.5). O

reconhecimento da composição dos intraclastos em uma rocha carbonática pode ser muito

importante para reconstituições paleoambientais. Correntes de turbidez podem depositar

grainstones compostos por grãos da plataforma rasa misturados com intraclastos do

talude/bacia que, sendo reconhecidos, serão fundamentais para a definição do ambiente

deposicional.

A ocorrência de rochas compostas por fragmentos de estromatolitos e trombolitos é

comum. Nestes casos, Terra et al. (2010) optaram pela designação ―fragmentos‖, pois não são

intraclastos, conforme a definição supracitada, e nem bioclastos, pois mesmo considerando

que todos os estromatólitos e trombolitos sejam de origem biogênica, a construção é

considerada um depósito organo-sedimentar.

Figura 5.5: Esquema de constituinte aloquímico do tipo intraclasto. Modificado de Terra et al. (2010).

47

5.1.1.6. Bioclatos

Terra et al. (2010) determinaram que os bioclastos são os principais constituintes das

rochas carbonáticas e englobam todos os fósseis de estruturas calcárias de organismos ou os

fragmentos destas estruturas (Figura 5.6).

A petrografia é o método mais utilizado para a identificação dos bioclastos. Para o

reconhecimento dos bioclastos em lâminas petrográficas, Terra et al. (2010) estabeleceram os

seguintes critérios:

(i) forma (s) do organismo;

(ii) microestrutura da concha;

(iii) mineralogia da concha;

(iv) associação dos organismos (contexto deposicional e temporal).

Entre os principais constituintes bioclásticos presentes nas rochas carbonáticas

destacam-se fragmentos de gastrópodes, bivalvos, espinhos e placas de equinóides e

crinóides, foraminíferos bentônicos e planctônicos, algas calcárias, briozoários, corais, entre

vários outros.

Figura 5 6: Esquema de constituinte aloquímico do tipo bioclasto. Modificado de Terra et al. (2010).

Nesta monografia, durante o estudo da Formação Salitre na área investigada,

observou-se a presença de alguns destes constituintes das rochas carbonáticas, sendo eles:

oolitos, oncolitos, pelóides e intraclastos. Estes estão distribuídos como componentes das

fácies carbonáticas encontradas e estudadas na campanha de campo.

5.1.2. Matriz Carbonática

Segundo Terra et al. (2010), a matriz microcristalina, também denominada lama

carbonática ou micrita, é um dos constituintes mais comuns e abundantes em rochas

48

carbonáticas. O termo micrita foi introduzido na literatura de carbonatos por Folk (1962)

apud. Terra et al. (2010), que definiu em inglês micrite como um abreviatura de

microcrystalline calcite. Uma das definições tradicionais de matriz considera todo material

carbonático constituído de cristais menores que 4 µm. Atualmente, todo material menor que

0,0625 mm, que corresponde ao tamanho silte, é interpretado como matriz.

A origem da matriz carbonática é um dos assuntos mais polêmicos na sedimentologia.

Na literatura, segundo Terra et al. (2010) são registrados ciclicamente mecanismos principais

para a origem da lama carbonática:

(i) abrasão mecânica de partículas carbonáticas maiores;

(ii) desintegração de organismos calcários frágeis;

(iii) bioacumulação de microorganismos;

(iv) intervenção de organismos na precipitação química

5.1.3. Cimento

O cimento é considerado um dos constituintes mais freqüentes nas rochas

carbonáticas. A cimentação ocorre quando os fluidos nos poros estão supersaturados com a

fase da cimentação; há fluxo destes fluidos e não ocorrem fatores cinéticos que inibam sua

precipitação. Os minerais carbonáticos mais importantes relacionados ao processo de

cimentação são a aragonita, a calcita magnesiana, a calcita de baixo teor de magnésio e a

dolomita. O cimento é sempre considerado o preenchimento de algum espaço poroso na rocha

(Terra at al., 2010).

5.2. Classificação das Rochas Carbonáticas

Das diversas classificações propostas, as principais são as de Brankamp & Power

(1958) e as clássicas de Folk (1959, 1962) e Dunham (1962), além das classificações de

Embry e Klovan (1971) e de Terra et al. (2010).

49

5.2.1. Classificação de Brankamp & Powers (1958) e Folk (1959)

Esta classificação (Figura 5.7), sempre utilizada na Petrobras, identifica as rochas

carbonáticas granulometricamente, levando em conta os constituintes aloquímicos, a

matriz/cimento e suas variações. Os carbonatos são divididos da seguinte forma: (i)

Calcirruditos: rochas constituídas de grãos com dimensões maiores que 2 mm; (ii)

Calcarenitos: rochas constituídas de grãos cujos tamanhos variam da ordem de 0,062 mm até

2 mm; (iii) Calcissiltitos: rochas cujos grãos possuem, segundo alguns autores, variação de

suas dimensões entre 0,04 mm e 0,062 mm; e (iv) Calcilutitos: rochas cujos grãos possuem

dimensões menores que 0,04 mm. As outras nomenclaturas referem-se a bioconstruções e

organismos depositados ―in situ‖, reconhecidos como Biolititos e Bioacumulados

respectivamente, além de rochas com textura original irreconhecível, denominados de

Espatitos-Microespatitos e Doloespatitos-Microdoloespatitos.

Figura 5.7: Classificação Granulométrica, sempre utilizada pela Petrobras. Adaptada de Brankamp & Power (1958) e Folk

(1959).

50

5.2.2. Classificação de Folk (1959; 1962)

Segundo Terra et al. (2010), esta classificação (Figura 5.8) é fundamentalmente

composicional, ou seja, é baseada nos grãos aloquímicos, na matriz e no cimento. Esta

classificação abrange quatro grupos básicos: (i) carbonatos onde os grãos aloquímicos estão

cimentados por calcita espática, (ii) carbonatos onde os grãos aloquímicos estão relacionados

à matriz micrítica, (iii) carbonatos formados por calcita microcristalina sem a presença de

aloquímicos, e (iv) carbonatos formados por estruturas orgânicas desenvolvidas in situ,

conhecidas como biolititos. Os dois primeiros grupos abrangem as rochas aloquímicas, o

terceiro compreende as rochas ortoquímicas e o quarto grupo está compreendido pelas rochas

recifais e construções autóctones.

Figura 5.8: Classificação de rochas carbonáticas. Retirado de Terra et al. (2010) adaptado de Folk, (1962).

51

5.2.3. Classificação de Dunham (1962)

Segundo Terra et al. (2010), esta classificação (Figura 5.9) é baseada na textura

deposicional, onde são definidos quatro grupos de rochas: (i) carbonatos com matriz (grão-

suportados ou não), (ii) carbonatos sem matriz (grão-suportado), (iii) carbonatos relacionados

a componentes originais ligados durante a deposição, e (iv) carbonatos essecialmente

formados por cristais que podem ser de calcita e/ou dolomita.

Mudstone – Rocha carbonática suportada pela matriz com menos de 10% de grãos tamanho

areia ou maior.

Wackestone – Rocha carbonática suportada pela matriz com mais de 10% de grãos tamanho

areia ou maior.

Packstone – Rocha suportada pelos grãos com matriz.

Grainstone – Rocha carbonática suportada pelos grãos, sem matriz (máximo de 5%).

Boundstone – Rocha carbonática formada in situ, cujos componentes da trama original foram

ligados durante a deposição.

Cristalline – Rocha carbonática totalmente recristalizada, não sendo possível identificar sua

textura deposicional original.

Figura 5.9: Classificação de rochas carbonáticas. Retirado de Terra et al. (2010) adaptado de Dunham (1962).

52

5.2.4. Classificação de Embry e Klovan (1971)

Segundo Terra at al. (2010), esta classificação (Figura 5.10) é uma ampliação de

Dunham para as rochas recifais. Os autores responsáveis por esta classificação utilizaram a

classificação de Dunham, eliminando a categoria Boundstone e incluindo mais cinco

categorias: Floatstone, Rudstone, Bafflestone, Bindstone e Framestone.

Figura 5 10: Classificação de rochas carbonáticas. Retirado de Terra et al. (2010) adaptado de Embry e Klovan (1971).

5.2.5. Classificação de Terra at al. (2010)

Segundo Terra et al. (2010), esta classificação (Figuras 5.11 e 5.12) faz uma sinergia

entre as diversas classificações clássicas existentes, adaptando ou modificando alguns termos,

além de introduzir novas denominações. As rochas carbonáticas foram divididas em quatro

grandes grupos de acordo com a textura deposicional: (i) elementos não ligados durante a

formação (mudstone, wackestone, packestone, grainstone, floatstone, rudstone,

bioacumulado, brecha); (ii) elementos ligados durante a formação in situ (boundstone,

estromatolito, estromatolito arborescente, estromatolito, arbustiforme, estromatolito

dendriforme, trombolito, dendrolito, leiolito, esferulito, travertino e tufa); (iii) elementos

ligados ou não durante a formação (laminito, laminito liso, laminito crenulado); e (iv) textura

deposicional irreconhecível (calcário cristalino, dolomito).

53

Figura 5.11: Classificação de rochas carbonáticas, atualmente em uso na Petrobrás, segundo Terra et al. (2010).

54

Figura 5.12: Classificação de rochas carbonáticas, atualmente em uso na Petrobras, segundo Terra et al. (2010).

55

5.3. Feições Diagenéticas das Rochas Carbonáticas

Segundo Martínez (2007), a diagênese é definida pelas transformações que se

produzem nas características e composição dos sedimentos desde o momento de sua

sedimentação até que esses materiais atinjam o campo do metamorfismo. Aproximadamente

até temperaturas de 200°C, pressões que variam entre 1 bar e 1 Kbar e profundidades de 10 a

15 Km. Em resumo, a diagênese tem lugar sob condições de pressão e temperatura

características da crosta externa da Terra e da sua superfície. Os processos pós-deposicionais

muito precoces como a bioturbação, perda de água, etc. são normalmente excluídos desta

definição.

A diagênese subdivide-se em três estágios:

1) Eogênese: inclui os processos ou mudanças diagenéticas, que tem lugar perto da superfície

de sedimentação, onde as soluções intersticiais estão ainda em contato com a massa de água

superficial (Martínez, 2007);

2) Mesogênese: inclui os processos ou mudanças que se produzem quando as soluções que

preenchem a porosidade, por soterramento, ficam isoladas da massa de água superficial. Em

estudos de matéria orgânica à mesogênese denomina-se catagênese (Martínez, 2007);

3) Telogênese: acontece sob a influência direta de soluções meteóricas, depois que as rochas

sedimentares passaram por processos de soerguimento e erosão (Martínez, 2007).

A diagênese de carbonatos opera em quatro ambientes principais: marinho, meteórico,

de soterramento e de mistura de águas.

A maior parte dos carbonatos é depositada em plataformas rasas e os processos

diagenéticos geralmentes são iniciados no ambiente freático marinho. Este ambiente é

caracterizado por processos como impulsão de água através dos sedimentos pelas ondas,

marés e correntes, preenchimentos dos poros com água do mar e ausência de dissolução nos

ambientes rasos. Estes processos geram produtos como agulhas de aragonita com distribuição

desordenada, aragonita fibrosa formando franjas em isópacas, aragonita botrioidal, contatos

poligonais entre as franjas fibrosas em isópacas, interdigitação entre cimento e sedimento,

perfuração no cimento e cimentação mais intensa nos recifes ou em zonas de arrebentação.

No ambiente meteórico, a água que preenche, parcial ou totalmente os poros, é a água

doce. Diferencia-se uma zona vadosa, na qual a porosidade está ocupada por água e ar, e a

zona freática, onde a porosidade é ocupada completamente por água. A diagênese meteórica

não fica restrita às áreas continentais, senão também a plataformas, atols, etc. que tem sido

expostos subaereamente (Martínez, 2007). Os processos mais importantes deste ambiente são:

56

1) dissolução e precipitação (controlados pela química da água);

2) neomorfismo (controlado pela mineralogia inicial).

Nos ambientes diagenéticos profundos, a pressão e a temperatura aumentam com o

aumento da lâmina d’água. Os fluidos intersticiais podem ser iguais ou similares aos que

ficaram presos entre os grãos no momento da sedimentação (águas conatas) o podem derivar

de outras fontes como salmouras associadas a hidrocarbonetos, águas diagenéticas a partir de

argilas saturadas em água, etc. Os processos mais importantes são a compactação mecânica e

química, cimentação e neomorfismo (Martínez, 2007).

Em zonas rasas sub-superficiais, onde as águas marinhas se misturam com as

continentais, ainda é definido um quarto ambiente diagenético que é conhecido como a zona

de mistura de águas. Esta zona é muito favorável aos processos de dolomitização.

Os principais processos diagenéticos são: cimentação, compactação, dissolução,

neomorfismo, substituição (dolomitização e silicificação).

5.3.1. Cimentação

Entende-se por cimentação a obliteração de cavidades pré-existentes no sedimento ou

rocha através da precipitação química de minerais. Os principais minerais que ocorrem como

cimento em rochas carbonáticas são aragonita e calcita, cada qual ocorrendo em ambiente

diagenético determinado e com forma cristalográfica específica. Para que os minerais

cimentantes precipitem nos poros de um sedimento ou rocha sedimentar é necessário que os

fluidos intersticiais que ocupam estes poros estejam supersaturados na espécie mineral

correspondente, assim como que existam condições cinéticas adequadas para que seja viável o

processo (Martínez, 2007).

O tamanho, hábito, forma, fábrica e textura são elementos básicos na descrição e

interpretação dos cimentos. O tamanho dos cristais pode ser muito variável, desde algumas

micras (cimento micrítico) até vários metros Tanto o hábito como a forma referem-se às

características de um cristal individual do cimento. Convencionalmente considera-se que a

forma de um cristal pode ser equidimensional (equant), colunar (bladed) ou fibrosa (Folk,

1965) apud. Martínez (2007).

O hábito, quando sua interferência com cristais contíguos permite seu

desenvolvimento, pode ser muito variado: romboédrico, escalenoédrico, prismático, trigonal.

A fábrica e a textura são termos equivalentes que se aplicam a um grupo de cristais. De

maneira geral os cimentos dividem-se, com base na sua textura, em duas grandes categorias:

57

A) aqueles que tendem a contornar a superfície dos poros (de maneira contínua ou

descontínua);

B) aqueles que tendem a preencher completamente os poros.

Os cimentos do tipo A tendem a ser relativamente precoces e incluem muitas

variedades texturais: cimentos em menisco (descontínuos, concentrados nos contatos entre os

grãos), micro-estalactiticos (descontínuos, também conhecidos como gravitacionais),

sintaxiais (em continuidade ótica com o seu suporte), fibrosos, em paliçada, etc. Quando estes

cimentos contornam poros intergranulares são denominados circumgranulares (Moore, 1989)

apud. Martínez (2007).

Os cimentos do tipo B geralmente são posteriores aos do tipo A e sua feição textural

característica é o mosaico, formado por cristais anedrais-subedrais, como conseqüência do seu

crescimento competitivo. Os mosaicos formados por cristais cujos tamanhos são similares

entre si denominam-se equidimensionais. Com freqüência, o tamanho dos cristais de um

mosaico vai aumentando progressivamente desde as paredes do poro até o centro da cavidade,

recebendo, então, o nome de cimento drusy (drusiforme) (Martínez, 2007).

5.3.2. Compactação

Os processos de compactação são frequentes em rochas carbonáticas e podem ser

subdivididos em duas categorias; mecânicos ou físicos e químicos (Bathurst, 1986).

A compactação mecânica começa a atuar logo após a deposição do sedimento,

enquanto a compactação química ocorre sob condições de soterramento profundo (deep

burial). A compactação mecânica produz, entre outros efeitos, empacotamento, fraturamento

e rotação de grãos, além de impor, às vezes, uma redução de espessura em sedimentos

lamosos, por perda de água, com redução de porosidade. A compactação química e a

dissolução por pressão ocorrem sob soterramento e as feições mais comuns são dissolution

seams, estilólitos e os contatos interpenetrativos de grãos (Bathurst, 1987).

Analogamente às areias quartzosas, as areias carbonáticas sofrem pouca ou nenhuma

compactação. As lamas carbonáticas, por exemplo, diferentemente das lamas terrígenas

sofrem pouca compactação, e este fato, segundo alguns pesquisadores (Zankl, 1969 apud.

Martínez, 2007), poderia ser atribuído à sua cimentação precoce.

58

5.3.3. Dissolução

Os sedimentos carbonáticos são bastante susceptíveis à dissolução, levando à remoção

de conchas e outros fragmentos esqueletais e ao aumento de porosidade. Naturalmente estes

vazios podem ser posteriormente preenchidos por cimentação. Outra feição de dissolução por

pressão muito comum em sedimentos carbonáticos, é a formação de estilólitos que podem

reduzir a espessura original em até 40% (Suguio, 2003 apud. Martínez, 2007).

Segundo Tucker (1991), além de mega-feições, a dissolução ocorre também na escala

microscópica, onde são observados dissolução parcial ou total de grãos, gerando poros

móldicos, e alargamento dos poros intergranulares previamente existentes.

5.3.4. Neomorfismo

É o termo usado para designar todos os espatos formados ―in situ‖, originados pela

substituição de um mosaico de cristalinidade mais fina. Este termo deve ser usado

substituindo a palavra recristalização que é muito usada para as rochas metamórficas.

5.3.5. Substituição

É o processo no qual um mineral é substituído por outro de composição química

diferente (Tucker, 1981 apud. Martínez, 2007). Geralmente o processo é denominado pelo

nome do mineral que substitui. O fenômeno de substituição mais freqüente é a dolomitização,

embora silicificação, fosfatização e outras substituições sejam também conhecidas.

5.3.5.1. Dolomitização

As condições de formação da dolomita, em laboratório, são difíceis de ser obtidas,

porém, teoricamente, a precipitação direta seria como mostra a reação abaixo:

Ca+2

(aq) + Mg+2

(aq) + 2CO3-2

(aq) = CaMg (CO3)2 (sólido)

Entretanto, a maior parte dos dolomitos são formados pela substituição parcial do íon

Ca+2

pelo íon Mg+2

e a equação da dolomitização seria:

2CaCO3 (sólido) + Mg+2 (aq) = CaMg (CO3)2 (sólido) + Ca+2(aq)

As principais teorias utilizadas para explicar as dolomitas no registro geológico

baseiam-se na analogia com os ambientes recentes. Dentre as principais teorias destacam-se o

59

modelo de fluxo hipersalino denso (seepage reflux), o hipersalino ou de sabkha, o modelo de

mistura de águas (modelo Dorag) e o modelo dos reservatórios carbonáticos dolomitizados

produzidos por fluxos hidrotermais de origem estrutural e tectônica.

A formação de salmouras pode estar associada também a lagos e baías com

evaporação acentuada. As águas desta forma ficariam altamente concentradas, promovendo

um aumento de sua densidade e concomitante formação de fluxos descendentes de grandes

volumes destas salmouras ricas em Mg. Estes fluxos promovem a dolomitização de

sedimentos subjacentes, inclusive em regiões de intermaré e inframaré. Este modelo é

denominado de ―fluxo hipersalino denso‖ ou seepage reflux (Adams & Rhodes, 1960).

A concentração de salmouras pode ocorrer por evaporação de águas capilares nos

sedimentos dos sabkhas. Sob estas condições, fluxos ascendentes de águas subterrâneas

saturadas são responsáveis pelo reabastecimento da água perdida por evaporação. Desta

forma, as dolomitas ocorrem onde o fluxo de recarga é baixo ou nulo. Este processo é

denominado ―bomba de evaporação‖ (Hsu & Scheneider, 1973; Mckenzie et alii, 1980). O

modelo de bomba de evaporação pode ser associado à fácies de inter e supramaré, sem

necessariamente haver evidências de evaporitos, uma vez que estes podem não ter sido

precipitados ou preservados (Marçal, 1993).

Um importante modelo é o de misturas de águas (―Dorag‖). O modelo foi proposto

por Hanshaw et alii (1971) a partir do estudo de frentes de dolomitização na interface de

aquíferos confinados com águas marinhas no Terciário da Flórida. Na mistura da água do mar

com a água doce, a razão Mg++/Ca++ é mantida. Entretanto, alguns obstáculos físico-

químicos são removidos, catalisando as reações, proporcionando a formação das dolomitas. A

dolomitização ocorre quando a solução encontra-se diluída a tal ponto que deixa de sofrer a

interferência de outros íons na reação.

Existem evidências que cada vez mais sugerem que muitos reservatórios carbonáticos

dolomitizados foram formados ou modificados, em termos de qualidade dos reservatórios, por

fluxos de fluidos hidrotermais controlados por eventos tectônicos, como falhas ativas.

A diagênese hidrotermal ocorre quando fluidos são introduzidos através de falhas ou

fraturas, nas rochas hospedeiras, em temperaturas que excedem a temperatura ambiente da

formação, de pelo menos 5ºC. Não existe uma faixa de temperatura definida para que ocorram

as alterações hidrotermais. Porém, os fluidos devem ser mais quentes do que a temperatura da

formação, no seu ambiente de soterramento.

Na maioria dos casos, os fluidos hidrotermais possuem pressão mais elevada do que os

fluidos existentes no sistema poroso da formação. De maneira geral, a dolomitização é

60

definida como aquela que ocorre sob condições de soterramento pouco profundo, por fluidos

caracteristicamente de alta salinidade.

5.3.5.2. Silicificação

A silicificação, como a dolomitização, pode ocorrer durante a diagênese precoce ou

tardia, na forma de substituição seletiva de fósseis ou através do desenvolvimento de nódulos

de chert e camadas silicosas. A sílica pode também ocorrer como cimento em alguns

calcários, cujos principais tipos de sílica diagenética são: cristais de quartzo euédricos,

microquartzos e calcedônia (Tucker, 1992 apud. Martínez, 2007).

5.4. Porosidade das Rochas Carbonáticas

Segundo Martínez (2007), a diagênese e a porosidade das rochas carbonáticas devem

ser consideradas como propriedades intimamente relacionadas. A porosidade em sedimentos e

rochas carbonáticas tem origem complexa já que pode ter-se produzido antes, durante ou

depois do processo de sedimentação.

Para Tucker & Wright (1990).os poros são tão relevantes quanto os grãos, a matriz e o

cimento, pois são eles que tornam os calcários tão importantes na exploração de

hidrocarbonetos. A porosidade de uma rocha é a relação do espaço poroso total ao volume

total da rocha, e esta é geralmente dada como uma porcentagem. A importância de um

reservatório carbonático realmente depende mais de sua permeabilidade, que controla a

possibilidade de reter hidrocarbonetos, do que sua porosidade simplesmente. Algumas rochas

são porosas, mas têm baixa permeabilidade e, portanto, é a porosidade efetiva que as torna

importantes, pois ela está relacionada ao volume de poros efetivamente conectados.

Os reservatórios normalmente apresentam variações horizontais e verticais de

porosidade. A quantidade, tamanho, geometria e grau de conectividade.dos poros controlam

diretamente a produtividade do reservatório. Medida direta ou indiretamente, a porosidade das

rochas podem ser classificadas como insignificante (0-5%), pobre (5-10%), regular (10-15%),

boa (15-20%), ou muito boa (>20%).

Dois tipos básicos carecterizam a porosidade, senda ela primária ou secundária. A

primária (ou deposicional), é formada durante a deposição dos sedimentos, podendo ser inter

ou intragranular. Esta porosidade tende a diminuir com o soterramento, pelo efeito da

61

compactação mecânica e da diagênese. Já a porosidade secundária, que ocorre com mais

frequência nas rochas carbonáticas, forma-se após a deposição, geralmente como processo da

dissolução.

Várias técnicas podem ser usadas para estimar a porosidade em calcários, mas uma

técnica comumente usada envolve a contagem de pontos. No entanto, a estimativa do volume

de poros por esta técnica está sujeita a erros (Tucker & Wright (1990).

A porosidade em calcários é bastante diferente daquela em arenitos. Está muito mais

sujeita a erros no tipo e distribuição dentro de um reservatório, e é geralmente muito menor do

que no reservatório de arenito (Choquete & Pray, 1970) apud. Tucker & Wright (1990). Os

reservatórios carbonáticos têm valores de porosidade tão baixos quanto 5-10%, enquanto a

maioria doa reservatórios de arenito têm valores de 15-30%. De um modo geral, a porosidade

em calcários é controlada pelas feições diagenéticas, tais como: dissolução, substituição e

cimentação.de origem diagenética, e, como um resultado, é mais difícil de predizer a

qualidade de um reservatório carbonático, que será controlado pelos tipos originais de fácies e

processos diagenéticos posteriores.

Existem vários tipos de classificações da porosidade para as rochas carbonáticas.

Entretanto, uma das mais utilizadas é a de Choquette & Pray (1970) que classificou a

porosidade em três grupos (Figura 5.13). Os tipos de porosidades definidos por Choquette e

Pray (1970) classificam-se em função da seletividade ou não da textura:

Figura 5 13: Classificação dos tipos de porosidade de acordo com Choquette & Pray (1970).

62

Estes tipos de porosidades são caracterizados da seguinte maneira:

Intergranular (interpartícula): Esta é a original e primária porosidade deposicional do

sedimento, e os tipos de empacotamentos da trama serão importantes para controlar os tipos

de espaços porosos encontrados.

Intragranular: Esta é a porosidade que ocorre dentro dos grãos, especialmente em materiais

esqueletais. Tal porosidade é comumente muito localizada e sua eficácia dependerá da

micropermeabilidade do grão, e da fábrica geral da rocha.

Intercristalina: Esta é a porosidade que se faz presente entre os cristais. Esta ocorre mais

comumente em dolomitos e representa uma porosidade secundária (Wardlaw, 1979) apud

Tucker & Wright (1990). Também ocorre em depósitos evaporíticos e em calcários

recristalizados.

Móldica: Alguns grãos sofrem dissolução tão intensa que não sobram elementos para que

possam ser identificados, restando apenas os limites externos marcados por resíduos opacos

ou pelos moldes em cristais do cimento.

Fenestral: Fenestras são pequenos poros que são comuns em carbonatos de ambiente de

intermaré e, normalmente, formam-se por causa da dessecação e da geração de gás.

“Shelter”: Poros do tipo Shelter, também conhecidos como ―poros guarda-chuva‖, são

cavidades formadas sob partículas maiores, tais como conchas com convexidade voltada para

cima.. Este é um tipo de porosidade menor, mas pode complementar outras porosidades.

Construções Orgânicas: Este tipo de porosidade é gerada por crescimento esqueletal de

bioconstruções tais como corais, estromatoporóides ou algas calcárias.

Fratura: Fraturas comumente resultam da deformação tectônica, escorregamentos e colapsos

associados à dissolução em evaporitos e calcários. Esta porosidade é muito comum e pode

aumentar consideravelmente a permeabilidade efetiva de um calcário.

Canal: Calcários são propensos à dissolução em águas subsaturadas, e um produto comum é a

porosidade de canal, comumente desenvolvida ao longo de fraturas. Por definição, um canal é

um poro alongado com um comprimento de dez vezes o seu diâmetro.

Vugular: Vugs são poros com um diâmetro superior ao tamanho médio dos constituintes da

rocha. O termo porosidade pin-point é às vezes usado para porosidade microvugular,

especialmente em dolomitos, que podem abranger formas de pososidade intercristalina.

63

Caverna: Poros cavernosos são poros de grande porte, em forma de canal ou vugs. Eles são

essencialmente solucionais na origem e estão associados aos processos paleocársticos.

Brecha: Esta é uma continuidade da porosidade de fratura, onde os fragmentos têm sua

própria porosidade interpartícula, e como a porosidade de fratura, eles podem ter uma origem

baseada no tectonismo ou na dissolução.

Perfurações: Esta porosidade resulta da atividade biológica.

Escavações: Esta, assim como a porosidade Borring, resulta da atividade biológica.

Encolhimento: Esta porosidade resulta dos processos da dissecação.

Estilolítica: Esta porosidade é um tipo adicional que não foi incluída por Choquette e Pray.

Enquanto em muitos calcários, estilolitos representam zonas de porosidade grau muito baixo

ou zero, eles podem agir tanto como porosidade e como canais importantes para a migração

de fluidos (Longman, 1982) apud. Tucker & Wright (1990).

64

CAPÍTULO 6

6. CARACTERIZAÇÃO LITOFACIOLÓGICA DA FORMAÇÃO

SALITRE

O conceito de fácies em estratigrafia e paleontologia foi introduzido pela primeira vez

formalmente por Gressly (1838) para denominar a soma dos aspectos litológicos e

paleontológicos de uma certa unidade estratigráfica.

As fácies, neste trabalho, são representadas por um conjunto de feições que

caracterizam uma unidade sedimentar carbonática, tais como cor, granulometria, estruturas

sedimentares, geometria deposicional, fósseis, constituintes carbonáticos ou paleocorrentes.

Nesta Monografia, as litofácies carbonáticas serão caracterizadas baseadas na

subdivisão feita por Bomfim et. al (1985). Porém, serão descritas e interpretadas

litofaciologicamente de acordo com três unidades informais observadas em campo: Nova

América, Jussara e Irecê. Há também mais uma unidade ainda não definida, encontrada na

Fazenda Recife. A associação destas litofácies é representada por um grupo de fácies

geneticamente relacionadas e que possui um significado ambiental. Esta subdivisão informal

de unidades, levando em conta a paleobatimetria deposicional e as variações litofaciológicas

dos carbonatos, encontra-se sumarizada na Figura 6.1.

65

Figura 6 1: Perfil esquemático de variação de litofácies carbonáticas da Formação Salitre segundo Pereira & Medeiros (2011), retirado de Pereira & Reis (2011)..

66

6.1. Unidade Nova América

6.1.1. Descrição Macroscópica

Esta unidade é macroscopicamente constituída por:

(i) Laminitos Microbiais encontrados nos povoados de Ipanema e Achado,

correspondendo aos pontos PFS-5, PFS-6 e PFS-7 do mapa de caminhamento. São

caracterizados por uma alternância de laminações e de colorações variando de cinza-claras a

cinza-escuras, possuindo dimensões milimétricas a centimétricas. São visíveis ao longo desta

litologia algumas feições de ressecamento na forma de ―tepees‖ embrionários com vértices

apontados para o topo, (Foto 6.1) tratando-se de estruturas geopetais, além de ter de níveis e

camadas de brechas sedimentares. Este ressecamento gera, por vezes, níveis quebradiços, com

presença de intraclastos centimétricos destacados nos laminitos (Foto 6.2).

Foto 6.1: Afloramento do tipo lajedo da Unidade Nova América mostrando feição de ressecamento do tipo ―tepee”

embrionário (setas vermelhas) com vértice apontando o topo para sul. Localizado no povoado de Ipanema. Coordenadas UTM:

216838/8741795.

67

Foto 6.2: Afloramento do tipo lajedo da Unidade Nova América mostrando nível de exposição e quebramento com

retrabalhamento e remobilização de intraclastos centimétricos. Localizado no Povoado de Ipanema. Coordenadas UTM:

216838/8741795.

Feições de dissolução por pressão do tipo estilolitos são comuns, e geram, por vezes,

falsos truncamentos que podem ser confundidos com estruturas como hummockys, além da

presença de pequenas falhas e fraturas (Foto 6.3).

Foto 6.3: Afloramento do tipo lajedo da Unidade Nova América, mostrando feição diagenética do tipo dissolução com visível

estilolitização na parte superior da foto (seta vermelha) e pequenas fraturas (setas pretas) no Laminito Microbial. Localizado

no Povoado de Ipanema. Coordenadas UTM: 216838/8741795.

68

É comum também a presença de nódulos de calcita que intercrescem nos ―tepees” (Foto

6.4), além de nódulos de sílex, representando a feição diagenética do tipo substituição (Foto

6.5).

Foto 6.4: Afloramento do tipo lajedo da Unidade Nova América mostrando nódulo de calcita intercrescido em ―tepee‖ maduro

por substituição. Localizado na Fazenda Catavento. Coordenadas UTM: 197583/8745650.

Foto 6.5: Afloramento da Unidade Nova América evidenciando feição diagenética do tipo substituição com visíveis nódulos de

sílex (setas vermelhas), localizado na Fazenda Catavento. Coordenadas UTM: 197583/8745650.

69

Também são encontrados laminitos microbiais cinzentos, com lâminas milimétricas a

centimétricas, onde é comum a abundância de feições de ressecamento do tipo ―tepees‖

maduros com o topo (vértice) apontando para o Norte. Entre estes níveis de ―tepees‖, ocorrem

camadas mais espessas de lama, da ordem de 5 cm, com uma coloração cinza-escura,

aparentemente maciças e mostrando certa ciclicidade (Foto 6.6).

Foto 6.6: Afloramento de Laminitos Microbiais em lajedo da Unidade Nova América, mostrando níveis de Tepees com

camadas de lama (setas amarelas) com textura maciça entre estes ―tepees‖, evidenciando uma ciclicidade. Localizado na

Fazenda Catavento. Coordenadas UTM: 197583/8745650.

(ii) Calcarenitos Intraclásticos Peloidais encontrados no povoado de Achado e na

Fazenda Canaã, correspondendo aos pontos PFS-8 e PFS-9 do mapa de caminhamento.

Possuem granulação fina e coloração bege, em níveis com espessuras decimétricas a métricas.

São caracterizados pela presença de estruturas sedimentares como estratificações cruzadas

(Foto 6.7) e ―wavy‖. Em Achado, é possível encontrar níveis de bioconstruções

estromatolíticas, com desenvolvimento incipiente, do gênero Jurussania Krylov (Foto 6.8). Esta

bioconstrução surge por entre as camadas do calcarenitos. Na fazenda Canaã esta litologia

aparece dobrada e deformada (Foto 6.9), possivelmente pelo tectonismo que atuou na bacia.

70

Foto 6.7: Afloramento do tipo lajedo de calcarenito peloidal da Unidade Nova América, mostrando estratificação cruzada.

Localizado no Povoado de Achado. Coordenadas UTM: 196630/8746185.

Foto 6.8: Afloramento da Unidade Nova América mostrando nível incipiente de estromatólitos do gênero Jurussania Krilov.

Localizado no Povoado de Achado. Coordenadas UTM: 196630/8746185.

71

Foto 6.9: Afloramento em bloco do calcarenito peloidal da Unidade Nova América, mostrando estratificação cruzada

deformada. Localizado na Fazenda Canaã. Coordenadas UTM: 194230/8784685.

(iii) Estromatólitos arborescentes do gênero Jurussania Krylov encontrados no povoado

de Achado e na Fazenda Canaã, correspondendo aos pontos PFS-8 e PFS-9 do mapa de

caminhamento. Estas bioconstruções colunares (Foto 6.10) estão caracterizadas pela presença

de algumas ramificações e ligações laterias. Possuem uma coloração cinza-clara, e têm uma

altura média de 10 cm e diâmetro variando entre 1,6 e 3,2 cm (Souza et al., 1993), sendo que o

diâmetro, por vezes, no topo, é aparentemente maior que na base destas bioconstruções.

Apresentam laminações entre as colunas, que são convexas para baixo e possuem feições de

silicificação promovidas pela diagênese. Estas colônias nascem em um substrato formado por

camadas de calcarenitos intraclásticos peloidais (Foto 6.11).

72

Foto 6.10: Afloramento da unidade Nova América, formado por estromatólito do gênero Jurusania Krylov. Localizado na

Fazenda Canaã. Coordenadas UTM: 194230/8784685.

Foto 6.11: Afloramento da Unidade Nova América tendo como substrato camadas de Calcarenito Intraclástico Pleoidal na

parte inferior. Localizado na Fazenda Canaã. Coordenadas UTM: 194230/8784685.

Nos afloramentos visitados, o empilhamento vertical máximo destes estromatólitos

chega a 2 m, enquanto que em outros locais, o empilhamento pode atingir uma espessura

máxima de 10 m. Muitas vezes é possível observar a presença de material cinza-escuro

73

acumulado nos espaços entre as colunas. Este material é caracterizado por apresentar um alto

teor de fosfato, em geral maior que 30% de P2O5 (Srivastava & Rocha, 2002).

6.1.2. Descrição Microscópica

Para esta unidade foram estudadas duas lâminas que correspondem às seguintes

litologias:

(i) Grainstone constituído por grãos aloquímicos não reconhecíveis, juntamente com

grãos peloidais, representando cerca de 35% da lâmina. Ocorre também a presença de calcita e

dolomita associadas (62%), raros minerais opacos disseminados (1%) e porosidade do tipo Vug

(2%) (Fotomicrografia 6.1). Os pelóides ocorrem de forma disseminada na lâmina e a rocha é

caracterizada por uma textura fina.

Ocorrem feições diagenéticas como o neomorfismo, que mascarou os aloquímicos,

fazendo com que estes grãos estejam praticamente imperceptíveis, com ocorrência de matriz

residual e fraturas preenchidas por calcita espática (Fotomicrografia 6.2), além de

dolomitização com cristais de dolomita microcristalina. Segundo a classificação de rochas

carbonáticas de Terra et al. (2010), a rocha tem uma textura ―mud supported‖, mas com a

avaliação da amostra de mão, podemos caracterizá-la como um Grainstone Peloidal

Neomorfisado Dolomitizado.

Fotomicrografia 6.1: Lâmina do Grainstone, com calcita neomórfica (Cal), e dolomitização (Dol) associados à calcita, além

pelóides (Pel), minerais opacos (Opc) e visível porosidade vugular (Vug) nas partes superior central e inferior esquerda das

imagens. Luz plana (A) e nicóis cruzados (B). Amostra 92-50-L.

74

Fotomicrografia 6.2: Fotomicrografia mostrando fratura preenchida por calcita (Cal), além de porosidade vugular (Vug),

pelóides (Pel) e minerais opacos (Opc). Nicóis cruzados. Amostra 92-50-L.

(ii) Bioconstruções estromatolíticas do gênero Jurussania Krylov, microscopicamente

constituem 60% da lâmina, ocorrendo também Limonita (5%). Associada à bioconstrução tem-

se uma porosidade do tipo edificações orgânicas segundo a classificação de Choquette & Pray

(1970). Esta porosidade está representada em 35% da lâmina (Fotomicrografia 6.3).

75

Fotomicrografia 6.3: Bioconstrução estromatolítica característica da Unidade Nova América, com manchas de limonita (Lim),

representadas pelas faixas mais escuras da lâmina, além da bioconstrução (Est) formada pela colônia de organismos (faixas

claras) (A); e porosidade do tipo edificações orgânicas (B), (segundo a classificação de Choquette & Pray, 1970), preenchidos

por resina de cor azul. Luz plana (A e B). Amostra 85-221.

6.1.3. Interpretação

Na Unidade Nova América, as litologias e estruturas sedimentares encontradas indicam

a dominância de um ambiente que varia de supra/intermaré a submaré raso. Esta unidade é

considerada por Bomfim et al. (1985) como representativa de um ciclo regressivo.

O ambiente de supra/intermaré é interpretado a partir da presença de feições de

ressecamento do tipo ―tepees‖, que indicam áreas de exposição que podem ser interpretadas

como. paleoaltos que ocorriam no mar epicontinental.

A presença de níveis brechados com intraclastos centimétricos pode estar associada a

tempestitos. São observados também tipos de truncamentos dos planos das camadas

evidenciados pela ocorrência de estilolitos, microfalhas e pequenas fraturas. Com relação aos

nódulos de calcita que estão relativamente associados aos ―tepees‖, são interpretados segundo

Souza et al. (1993) como pseudomorfos de gipsita, o que indicaria um clima hiperárido durante

a deposição.

As estruturas lenticulares e estratificações cruzadas dos calcarenitos peloidais finos,

evidenciam processo subaquoso de tração. Estes calcarenitos surgem sobre os laminitos

microbiais, caracterizando um afogamento, que pode ser evidenciado também pela presença de

níveis estromatolíticos com desenvolvimento incipiente entre os calcarenitos. Por este fato,

76

pode-se enfatizar que existe nesta unidade um predomínio de ambiente de alta energia, que

pode localmente ser substituído por ambientes de submaré rasa, que é evidenciado pela

ocorrência de belos afloramentos de estromatólitos do gênero Jurussania Krylov.

A ocorrência de calcarenitos, além de estromatólitos arborescentes, pode caracterizar

esta parte da unidade como correspondente proximal da Unidade Jussara.

6.2. Unidade Jussara


É macroscopicamente constituída por:

(i) Calcarenitos Oncolíticos Intraclásticos correspondendo aos pontos PFS-11 e PFS-14

do mapa de caminhamento. Possuem uma coloração cinzenta e amarelada, e espessuras

métricas. Apresentam-se com estratificações cruzadas tabulares (Foto 6.12), além de corpos

com geometria sigmoidal. Esta litologia está associada a afloramentos de lajedos extensos e

com estruturas de dissolução que se apresentam como lapiás ou pequenas cristas agudas.

Foto 6.12: Afloramento da unidade Jussara, evidenciando estratificação cruzada no calcário oncolítico intraclástico peloidal

neomorfisado e dolomitizado. Localizado na Fazenda do Sr. Oscar. Coordenadas UTM: 175015/8774805.

77

As paleocorrentes têm uma direção predominante para oeste, entretanto, com frequente

variação lateral da direção, formando em alguns locais pseudo estruturas do tipo espinha-de-

peixe. É comum encontrar algumas camadas silicificadas promovidas pelas feições

diagenéticas (Foto 6.13).

Foto 6.13: Afloramento do calcarenito oncolítico intraclástico neomorfisado da unidade Jussara, mostrando feição diagenética

de substituição, com nível silicificado e nódulos (setas vermelhas) de sílex, além de ocorrência de leve estratificação cruzada

vista sob a escala. Localizado na Fazenda do Sr. Oscar. Coordenadas UTM: 175015/8774805

(ii) Trombolitos são bioconstruções de textura coagulada (clotted) maciça e dômica,

interpretadas como de origem microbial (Terra et al., 2010), encontradas no ponto PFS-12 do

mapa de caminhamento. Possuem uma coloração cinza-escura com estruturas que se

assemelham a filamentos verticais em perfil e aparência grumosa em planta (Foto 6.14), onde

não são observadas laminações internas. Este calcário tem um odor de H2S (ácido sulfídrico)

característico, quando quebrada. Além deste aspecto grumoso, foi perceptível a presença de

formas de incrustações cianobacterianas bioconstruídas na superfície dos trombolitos.

78

Foto 6.14: Afloramento da Unidade Jussara, evidenciando a litologia dos Trombolitos com aparência grumosa. Localizado na

margem esquerda da estrada que liga Irecê à Jussara. Coordenadas UTM: 175170/8772868.

As incrustações possuem uma coloração cinzenta e são geralmente maciças e circulares

em planta, assemelhando-se muitas vezes, devido à presença de estruturas radiais, a abacaxis

cortados em rodelas (Foto 6.15). Os diâmetros destas incrustações variam de poucos

centímetros a 1 m.

Foto 6.15: Afloramento da unidade Jussara, evidenciando uma das incrustações bioconstruídas (seta vermelha) que se associam

à litologia dos trombolitos. Localizado na margem esquerda da estrada que liga Irecê à Jussara. Coordenadas UTM:

175170/8772868.

79

Análises geoquímicas do trombolito grumoso, mostraram teor de carbono orgânico de

0,21% com 0,058% de enxofre e resíduo insolúvel de 4%. (Pereira & Reis, 2011)


Microscopicamente foram descritas treze lâminas para esta unidade, e correspondem às

seguintes litologias:

(i) Grainstone/Rudstone constituídos por grãos aloquímicos classificados como

oncolitos, oólitos, intraclastos e pelóides, além de presença de calcita espática. Os aloquímicos

compõem 80% das lâminas, com as maiores ocorrências relacionadas aos oncolitos e

intraclastos, respectivamente. A textura é grossa, com contato entre os grãos dos tipos

flutuantes, pontuais e retos. Os oncolitos são, por vezes, policompostos com presença de

núcleos preenchidos por calcita (Fotomicrografia 6.4), possuindo um tamanho variando de 1,0

mm a 3,5 mm. Os intraclastos possuem tamanhos de 0,5 mm a 4,0 mm e alguns estão

preenchidos por calcita espática (Fotomicrografia 6.5), enquanto que os oólitos têm dimensões

em torno de 0,45 mm, e os pelóides variam de 0,03 mm a 0,25 mm. A porosidade não está

visível, fazendo com que a rocha adquira um aspecto fechado.

Fotomicrografia 6.4: Grãos aloquímicos do Grainstone/Rudstone com oncolitos (Onc) policompostos preenchidos por calcita

e calcita drusiforme (Cal e Cal-d)), além de Oólito (Oól) e pelóides (Pel). Luz plana. Amostra: 92-49 H.

Oól

80

Fotomicrografia 6.5: Grainstone/Rudstone Intraclástico (Int), constituído por pequenos oncolitos com feições de dissolução e

preenchimento de calcita espática (Cal). Luz plana. Amostra 92-42 L.

São comuns feições diagenéticas como cimentação, com até três gerações de cimento

com a calcita surgindo, por vezes, como franjas nos grãos oncolíticos e com forma drusiforme e

maclada entre estes constituintes (Fotomicrigrafia 6.6). Há ocorrência também de

dolomitização associada à calcita neomórfica, além de dissolução por pressão com abundante

estilolitização, sublinhada por nível de matéria orgânica e deformadora dos aloquímicos

(Fotomicrografia 6.7), além de silicificação ocorrendo como microquartzos, que por vezes,

preenchem núcleos de possíveis aloquímicos (Fotomicrografia 6.8).

81

Fotomicrografia 6.6: Grainstone/Rudstone, evidenciando três gerações de cimento, onde a 1ª(fonte amarela) e 2ª (fonte

branca) gerações estão representadas como franjas em volta dos oncolitos, e a 3ª geração (fonte preta) entre os grãos

aloquímicos, formando um mosaico granular. Visível estilolitização sublinhada por nível de matéria orgânica. Luz plana.

Amostra L-PE-04A.

Fotomicrografia 6.7: Grainstone/Rudstone oncolítico. Observar estilolitização ao longo do oncolito (Onc) e duas gerações de

cimento, mosaico granular (Cal) e franja prismática (Fr). Luz plana. Amostra L-PE-04A.

Fr

82

Fotomicrografia 6.8 Grainstone/Rudstone altamente neomorfisado, com ocorrência de calcita neomórfica (Cal) e evidente

silicificação (Sil) no centro do campo, substituindo um possível grão aloquímico. Nicóis cruzados. Amostra 93-759.

Segundo a Classificação de Terra et al. (2010), a rocha pode ser identificada como um

Grainstone/Rudstone Oncolítico Intraclástico Oolítico Peloidal Neomorfisado Dolomitizado

Silicificado.

(ii) Grainstone constituído por pelóides, que representam 10% da lâmina estudada, além

de ocorrerem cristais terrígenos, como quartzo, em 25% da lâmina. Tem-se também a presença

de calcita espática juntamente com dolomita, estando presentes em 65% da lâmina. A textura é

fina a média, com os pelóides possuindo um tamanho variando de 0,15 mm a 0,2 mm. Os grãos

terrígenos, caracterizados como cristais de quartzo, feldspato e microclina, são angulosos a sub-

angulosos e, por vezes, possuem contatos flutuantes, possuindo um tamanho que varia de 0,2

mm a 0,3mm. Nesta litologia a porosidade está ausente, sendo caracterizada com uma rocha

fechada. A matriz, apesar de não ser reconhecida, parece ocorrer de forma residual,

apresentando um aspecto encardido em algumas faixas da lâmina (Fotomicrografia 6.9).

Ocorrem feições diagenéticas como o neomorfismo, que é caracterizado pela ocorrência

de calcita neomórfica que substitui inclusive a matriz residual, além da dolomitização que foi

possivelmente responsável pela atual ocorrência de poucos pelóides, pois antes desta última

feição diagenética ocorrer, a rocha deveria ser caracterizada pela presença de mais pelóides

disseminados. Ocorre também dissolução por pressão com ocorrência de estilólitos preenchidos

por nível de matéria orgânica (Fotomicrografia 6.10).

83

Fotomicrografia 6.9: Grainstone Peloidal Impuro neomorfisado e dolomitizado (Cal+Dol), contendo grãos terrígenos como

quartzo (Qtz). Luz plana (A) e nicóis cruzados (B). Amostra 91-21 L.

Fotomicrografia 6.10: Grainstone Peloidal Impuro muito neomorfisado e dolomitizado (Cal+Dol), com níveis irregulares de

estilólitos (Estl). Luz plana (A) e nicóis cruzados (B). Amostra 91-21 L.

84

Utilizando a classificação de Terra et al. (2010) para as rochas carbonáticas, e

comparando a lâmina com a amostra de mão, constatou-se que a rocha pode ser classificada

como um Grainstone Peloidal Neomorfisado Dolomitizado Impuro.

(iii) Trombolitos são caracterizados microscopicamente por uma textura microgrumosa

e orientação dos grãos, sem porosidade visível. Vale salientar a presença de manchas escuras

devido a presença de matéria orgânica (Fotomicrografia 6.11).

Fotomicrografia 6.11: Tombolito (Tromb), evidenciado por sua textura microgrumosa com manchas escuras devido a

presença de matéria orgânica. Luz plana. Amostra 92-44 L.

Com relação às feições diagenéticas, ocorrem dolomitizações caracterizadas pela

presença de romboedros de dolomita, além da ocorrência também de cimento, este último

reconhecido pela presença de calcita espática na lâmina. Pode-se dizer que antes havia uma

porosidade vugular na litologia, mas que foi obliterada pela dolomitização e pela cimentação

(Fotomicrografia 6.12).

85

Fotomicrografia 6.12: Trombolito (Tromb) com sua textura microgrumosa e feições diagenéticas tais como neomorfismo,

dissolução e preenchimento por calcita espática (Cal) e dolomitização (Dol) Estas fases diagenéticas parecem ter obliterado o

sistema poroso da rocha. Luz plana (A e B). Amostra 92-44 L.


Bonfim et al. (1985) interpretaram esta unidade como representativa de ciclos

transgressivos.

A predominância de calcarenitos oncolíticos e a presença genereralizada de

estratificação cruzada sugerem para esta unidade um ambiente de submaré raso (lagunar) com

energia moderada/alta.

No caso dos Grainstones/Rudstones Oncolíticos Intraclásticos Oolíticos Peloidais

Neomorfisados Dolomitizados Silicificados, a presença de três gerações de cimento indica para

as duas primeiras um ambiente freático marinho, e para a terceira e última geração sugere-se

um ambiente freático doce.

Para o caso da ocorrência de Grainstone Peloidal Neomorfisado Dolomitizado Impuro,

sugere-se que, em algum momento ocorreu aporte de sedimentos originados do continente, fato

este, evidenciado pela abundância de grãos de quartzo.

Os trombolitos são determinados como possíveis bancos recifais de borda de talude.

86

6.3. Unidade Irecê


Esta unidade é constituída por:

(i) Calcilutitos e Margas Acamadados e Intercalados, correspondendo aos pontos PFS-1,

PFS-2, PFS-4, PFS10, PFS-13 e PFS-14 do mapa de caminhamento. Os calcilutitos apresentam

uma coloração cinza-escura, possuindo uma laminação plano-paralela e sendo mais resistentes

aos processos intempéricos. As margas apresentam uma coloração cinza-clara a bege e são

caracterizadas por uma alta susceptibilidade à ação do intemperismo. Por vezes, é possível

observar as camadas de calcilutitos mais espessas (Foto 6.16) e outras vezes elas surgem mais

finas e laminadas (Foto 6.17).

Foto 6.16: Afloramento da unidade Irecê, mostrando os calcilutitos (mais espessos e escuros) acamadados e intercalados com a

marga (camada menos espessa e clara). Localizado na margem esquerda da estrada de terra que leva ao povoado de Tareco.

Coordenadas UTM: 240384/8731797.

87

Foto 6.17: Afloramento da unidade Irecê, mostrando os Calcilutitos em camadas mais finas e escuras e as margas em camadas

mais espessas e claras. Localizado na margem esquerda da estrada de terra que leva ao povoado de Tareco. Coordenadas UTM:

240384/8731797.

Esta litologia em alguns locais surge dobrada e com quase nenhuma ocorrência de

margas, e com algumas camadas terrígenas entre os calcilutitos, e localmente a marga surge

mesmo com os dobramentos na unidade (Foto 6.18).

Foto 6.18: Afloramento da unidade Irecê, evidenciando a presença de dobramentos na unidade, com calcilutitos dobrados, e

ausência de camadas de marga (A), e localmente ocorrência de intercalações dos calcilutitos com a marga (B). Localizada na

margem direita da estrada que liga Irecê à Jussara. Coordenadas UTM: 185711/8753971.

88

Esta unidade aparece em contato com a Unidade Nova América, onde, na sua base

ocorrem os calcarenitos da Unidade Nova América (Foto 6.19). Existe também um contato com

os calcarenitos oncolíticos da Unidade Jussara sobreposta por sequência de calcilutitos e

margas (Foto 6.20).

Foto 6.19: Afloramento da Unidade Irecê, sobreposta aos calcarenitos da Unidade Nova América. Localizado na margem

direita da BA-052 que liga Morro do Chapéu à Irecê. Coordenadas UTM: 237045/8733720.

Foto 6.20: Afloramento dos calcilutitos (em detalhe) sobrepostos aos calcarenitos oncolíticos da Unidade Jussara. Localizado

na margem esquerda da BA-052 que liga Irecê a Xique-xique. Coordenadas UTM: 184781/8753527.

89

Análises geoquímicas das camadas de calcilutitos mostraram teor de carbono orgânico

de 0,16% com 0,016% de enxofre e resíduo insolúvel de 8%. (Pereira & Reis, 2011).


A sequência de calcilutitos lajotados interdigitados ou não, com níveis de margas, é

característica de ambientes de baixa energia, possivelmente em um talude ou bacia. Esta

interpretação é fortemente baseada nos exemplos análogos de sequências mais novas que

contém microfauna e microflora típicas deste tipo de ambiente.

Em alguns locais as camadas de marga aparecem mais espessas e as do calcilutito, mais

finas, o que caracteriza um clima mais úmido no continente, com maior aporte de material

responsável pela formação das camadas de marga. Também ocorre o inverso, pois tem-se locais

com camadas de calcilutitos mais espessas e as de marga mais finas, o que caracteriza um clima

mais árido no continente, sem chegada de material em suspensão. Em alguns afloramentos, as

camadas de marga parecem desaparecer quase por completo, e sempre que isto ocorre, a

unidade parece surgir bastante dobrada, o que faz com que se constate a pouca competência do

material margoso, sendo este também menos resistente aos processos intempéricos.

Esta sequência é interpretada como tendo sido depositada em vários ciclos, sempre

neste ambiente mais profundo, relacionando-se a todas as unidades definidas por Bomfim et al.

(1985), sendo que este autor define que este fato explica o posicionamento estratigráfico da

unidade, ora acima, ora abaixo das diversas unidades.

6.4. Fazenda Recife


Esta unidade é macroscopicamente constituída por:

(i) Estromatólitos colunares, correspondendo ao ponto PFS-15 do mapa de

caminhamento. Possuem um coloração cinza-clara a creme, e ótima exposição em planta de

cabeças estromatolíticas com espaços entre elas preenchidos por calcarenitos intraclásticos

(Foto 6.21).

90

Foto 6,21: Afloramento da unidade Formação Salitre, com exposição em planta de cabeças estromatolíticas com espaços

preenchidos por calcarenitos intraclásticos (setas vermelhas). Localizado na Fazenda Recife. Coordenadas UTM:

278416/8772449.

As cabeças, individualmente, (Foto 6.22) apresentam uma estrutura concêntrica, em

decorrência da laminação interna, e forma circular a elíptica, com eixo maior variando entre 5

cm a pouco mais de 20 cm.

Foto 6.22: Afloramento da Formação Salitre, com exposição em detalhe de cabeça estromatolítica em planta, evidenciando a

sua forma concêntrica com laminações internas e de forma elíptica. Localizado na Fazenda Recife. Coordenadas UTM:

278416/8772449.

91

As Colônias de estromatólitos são limitadas por canais intercolônias, preenchidos por

calcarenitos intraclásticos (Foto 6.23).

Foto 6.23: Vista em planta da Formação Salitre, mostrando as colônias separadas por canais preenchidos por calcarenito

intraclástico (seta preta) e as bordas de uma das colônias (setas vermelhas), onde os indivíduos da colônia se mostraram pouco

desenvolvidos. Localizado na Fazenda Recife. Coordenadas UTM: 278416/8772449.

Em perfil, estes estromatólitos colunares possuem uma altura média de 80 cm, podendo

chegar a 1 m, enquanto a largura de cada indivíduo pode atingir 15 cm ou mais (Foto 6.24).

Foto 6.24: Afloramento dos Estromatólitos diferenciados em perfil, mostrado seu crescimento colunar e laminado. Localizado

na Fazenda Recife. Coordenadas UTM: 278416/8772449.

92

(ii) Calcarenitos/Calcirruditos Intraclásticos de coloração cinza-escura e cinza-clara que

ocorrem entre as colônias estromatólíticas em planta e também como canais de larguras

métricas em planta e perfil, sendo caracterizados por uma estratificação ondulada com

truncamentos, preenchendo também os espaços entre os estromatólitos colunares (Foto 6.25).

Por vezes, em planta, é possível enxergar níveis dos calcarenitos com intraclastos

remobilizados por tempestades (Foto 6.26), além da ocorrência de estratificação cruzada de

baixo ângulo interpretadas como possíveis “hummockys” (Foto 6.27).

93

Foto 6.25: Afloramento em perfil da unidade Formação Salitre, mostrando o canal preenchido por calcarenitos/calcirruditos intraclásticos entre as linhas vermelhas (foto de detalhe da esquerda)

e seu contato com as colônias dos estromatólitos (foto de detalhe da direita). Localizado na Fazenda Recife. Coordenadas UTM: 278416/8772449.

94

Foto 6.26: Depósito de Calcirruditos em planta, constituído por intraclastos tabulares centimétricos caracterizando depósitos

de tempestitos. Localizado na Fazenda Recife. Coordenadas UTM: 278416/8772449.

Foto 6.27: Calcarenito Intraclástico da Formação Salitre, em perfil, exibindo estratificação truncada por ondas, semelhantes a

“Hummockys”. Localizado na Fazenda Recife. Coordenadas UTM: 278416/8772449.

95


Para esta unidade foi descrita apenas uma lâmina petrográfica que corresponde ao:

(i) Grainstone/Rudstone com presença de constituintes aloquímicos (65%) como

intraclastos (Fotomicrografia 6.13) com tamanhos que variam de 3,0 mm a 6,0 mm e pelóides

com dimensões em torno de 0,05 mm. Também ocorrem calcitas e dolomitas associadas

(31%) entre os grãos intraclásticos. Os contatos sãos flutuantes, e a porosidade está presente

em 4% da lâmina, e é caracterizada como vugular, sendo também possivelmente estilolítica

devido às suas constantes relações com os estilólitos (Fotomicrografia 6.14).

Fotomicrografia 6.13: Grainstone/Rudstone com intraclastos peloidais e porosidade vugular, além de calcita neomórfica

(Cal-n) ocorrendo com dolomita (Dol) entre os grãos intraclásticos. Luz plana (A) e nicóis cruzados (B). Amostra 92-43 L.

96

Fotomicrografia 6.14: Grainstone/Rudstone da Formação Salitre evidenciando a ocorrência de porosidade vugular

possivelmente associada a estilolitização, podendo ser caracterizada também como estilolítica. Ocorrência associada de

calcita neomórfica (Cal-n) e Dolomitização (Dol). Luz plana (A e C) e nicóis cruzados (B e D). Amostra 92-43 L.

Ocorrem feições diagenéticas como dissolução por pressão com faixas estilolitizadas

(Fotomicrografia 6.14) e também dolomitização com ocorrência de romboedros de dolomita

bem formados, além de neomorfismo caracterizado pela presença de calcita neomórfica

(Fotomicrografia 6.15).

97

Fotomicrografia 6.15: Grainstone/Rudstone com feições diagenéticas como ocorrência de calcita neomórfica (Cal-n) e

romboedros de dolomita (Dol) bem formados. Luz plana. Amostra 92-43 L.

Segundo a classificação de Terra et al. (2010), esta litologia é caracterizada como

Grainstone/Rudstone Intraclástico Peloidal Neomorfisado Dolomitizado.


As bioconstruções e estruturas sedimentares associadas a estas, sugerem um ambiente

de submaré rasa, com oscilações em profundidade sob influência de tempestades,

evidenciadas pela ocorrência de intraclastos remobilizados e estruturas de ―hummockys”.

98

CAPÍTULO 7

7. POTENCIAL RESERVATÓRIO DA FORMAÇÃO SALITRE

As variadas fácies deposicionais e o complexo meio poroso presente nas rochas

carbonáticas em geral, proporcionam a formação de grandes reservatórios de hidrocarbonetos.

Para que uma rocha seja de fato considerada um reservatório em potencial, é necessário que

esta tenha características de porosidade efetiva e permeabilidade que permitam a circulação e

acumulação de hidrocarbonetos.

Para as rochas carbonáticas, os reservatórios mais comuns são: (1) corpos

tabulares/lenticulares de calcarenitos (grainstones) situados em ambientes de média/alta

energia com porosidade primária preservada ou ainda o desenvolvimento de porosidade

devido a dissolução parcial do cimento precoce. Este tipo de depósito geralmente ocorre

formando sequências cíclicas nas plataformas carbonáticas; (2) bioconstruções recifais nas

margens das plataformas, com alta porosidade inicial preservada. Mesmo quando cimentada,

este tipo de rocha pode ter sua porosidade ampliada por dissolução/dolomitização; (3)

depósitos de talus de frente recifal ou borda de plataforma com porosidade primária

preservada entre os fragmentos quebrados das bioconstruções, comumente ampliada por

aspectos como dolomitização e fraturamento; (4) trapas estratigráficas que ocorrem

naturalmente associados a ―pinch out‖, representando mudanças faciológicas ―updid‖ em

ambientes de sabkha ou supramaré; (5) reservatórios condicionados a fraturamentos,

dissolução e dolomitização associados à discordâncias regionais; (6) espessas sequências de

calcilutitos do tipo ―chalk‖ em condições especiais de preservar a textura original contra

compactação/dissolução, de modo a manter a permeabilidade que pode ser ampliada por

tectonismo/fraturamento regionais na bacia.

Para a Formação Salitre, através da análise petrográfica, podemos afirmar que com

relação às suas unidades litofaciológicas poderem vir a ser consideradas como reservatórios

com potencialidade para armazenar hidrocarbonetos, podemos caracterizá-las da seguinte

maneira:

99

(i) Unidade Nova América

O Calcarenito Peloidal Intraclástico Neomorfisado Dolomitizado apesar de ser

caracterizado como uma rocha favorável a ser um reservatório de hidrocarbonetos (Figura

7.1), possui uma porosidade baixa, em torno de 2%, o que faz com que esta litologia não seja

considerada um reservatório em potencial.

O Estromatólito Colunar Arborescente pode ser considerado como um possível

reservatório (Figura 7.1), já que sua porosidade do tipo construções orgânicas parece estar

interconectada e representa 35% da lâmina petrográfica correspondente a esta bioconstrução.

(ii) Unidade Jussara

O Calcarenito Oncolítico Intraclástico Oolítico Espático, por suas características

litológicas, poderia ser considerado um reservatório em potencial (Figura 7.1), pois barras de

calcarenitos ocorrem como reservatórios, a exemplo da Bacia de Campos. Porém, os

calcarenitos oncolíticos estão completamente fechados em termos de porosidade.

Possivelmente isto se deva ao fato de que a rocha é muito antiga, de idade Neoproterozóica, e

sofreu com os efeitos da diagênese (cimentação, dolomitização e neomorfismo), que obliterou

completamente os poros desta litologia.

As bioconstruções trombolíticas também poderiam ser caracterizadas como tendo

favorabilidade de ocorrerem como reservatórios (Figura 7.1), mas neste caso, os trombolitos

parecem ter sofrido com os mesmos processos diagenéticos, causando atualmente a ausência

de poros.

(iii) Unidade Irecê

Os calcilutitos interdigitados com camadas de marga que caracterizam a unidade, por

sua característica litológica, não seriam potencialmente bons reservatórios em função de sua

textura muito fina.

(iv) Fazenda Recife

O conjunto, canais preenchidos por calcarenitos intraclásticos mais as colônias

estromatolíticas, seriam potencialmente bons reservatórios, não fossem as feições diagenéticas

presentes nestas fácies.

100

Figura 7 1: Esquema de tipos de reservatórios relacionados à Formação Salitre, representada da seguinte forma: Unidade

Nova América – calcarenitos (1) e bioconstruções estromatolíticas colunares (2); Unidade Jussara – calcarenitos (1) e

bioconstruções trombolíticas (2); Unidade Irecê – calcilutitos (6); Fazenda Recife – calcarenitos (1) e bioconstruções

estromatolíticas (2) segundo os tipos mais comuns de reservatórios carbonáticos.

7.1. Algumas Bacias Neoproterozóicas com Potencial Reservatório para

Hidrocarbonetos

O que impulsiona a continuidade desta pesquisa é a constatação da ocorrência de

acumulações economicamente viáveis de hidrocarbonetos em outras bacias do mundo em que

tanto o gerador quanto o reservatório, são de idade neoproterozóica e estão associados a

carbonatos.

Segundo Martins-Neto (2001), na Sibéria, o campo de Yurubchen-Tokhomo, situado

na parte sudoeste do cráton siberiano, é caracterizado pela ocorrência de dolomitos fraturados,

como reservatórios principais, apresentando também porosidade vugular em torno de 10%.

Um dos países que mais se destaca atualmente na pesquisa de acumulações de

hidrocarbonetos é a Austrália (Braun et al., 1990), com reservas pertencentes à Bacia de

Amadeus. Desde os anos sessenta, as atividades exploratórias nesta bacia culminaram no

desenvolvimento dos campos com potenciais para óleo e gás. Em Oman, no Oriente Médio,

existem reservatórios associados a carbonatos da Formação Buam que são portadores de gás.

No Brasil, especificamente na Bacia do São Francisco no norte de Minas Gerais, um

dos reservatórios principais está relacionado aos carbonatos da Formação Sete Lagoas do

Grupo Bambuí (Martins-Neto, 2001), composta por dolomitos, calcarenitos recristalizados e

calcilutitos. Esta sequência sedimentar pode ser correlacionada cronologicamente à Unidade

Nova América da Formação Salitre.

101

CAPÍTULO 8

8. CONCLUSÕES

Com relação à Formação Salitre, subdividida em três unidades litofaciológicas

informais, de acordo com as informações coletadas na campanha de campo em conjunto com

a interpretação dos dados petrográficos, chegou-se às seguintes conclusões:

1) A Unidade Nova América é possivelmente representativa de um ciclo regressivo, e

foi interpretada como depositada num ambiente de supra a intermaré com exposição subaérea

periódica. Tem como estruturas características tepees nos laminitos microbiais e níveis

brechados de intraclastos remobilizados, além de afloramentos de calcarenitos peloidais finos

e estromatólitos representando áreas mais profundas.

2) A Unidade Jussara caracterizada como representativa de uma transgressão, exibe,

em geral, estruturas que caracterizam um ambiente de submaré rasa, com predomínio de

calcarenitos oncolíticos intraclásticos com estratificação plano-paralela e cruzada. Nesta

unidade foram observadas bioconstruções trombolíticas interpretadas como possíveis recifes

de borda de talude.

3) A Unidade Irecê foi interpretada como constituída predominantemente por

intercalações de calcilutitos e margas. Parece ter sido originada devido a irregularidades do

substrato, sendo depositada em depressões do mar epicontinental, já que está litologicamente

relacionada tanto à Unidade Nova América quanto à Jussara.

4) Com relação à potencialidade destas unidades, em termos de reservatórios de

hidrocarbonetos, revelou-se que as bioconstruções estromatolíticas do gênero Jurussania

Krylov aflorantes na Unidade Nova América teriam grandes possibilidades de serem

potenciais reservatórios, já que possuem uma boa porosidade, em torno de 35%. Os

calcarenitos das unidades Jussara, Nova América e da Fazenda Recife, apesar de serem

caracterizados como tipos de reservatórios carbonáticos, não foram considerados como

possíveis reservatórios promissores para acumulação de hidrocarbonetos, já que os valores

das porosidades são muito baixos ou ausentes. Isto é válido também para as bioconstruções

trombolíticas da Unidade Jussara. Talvez esta ausência de porosidade se deva ao fato de que a

102

rocha, por ser muito antiga, de idade neoproterozóica, sofreu com os processos diagenéticos

que em muitos casos obliteraram os poros destas litologias, além dos efeitos de processos

tectônicos durante o ciclo Brasiliano, que afetaram a Formação Salitre.

5) A Bacia de Irecê, onde está inserida a Formação Salitre, encontra-se atualmente

num estágio incipiente de estudos sobre potencialidade para acúmulo de hidrocarbonetos.

Nesta bacia existem questões geológicas ainda não respondidas, evidenciando a carência de

dados com relação ao tema proposto.

6) As bacias proterozóicas em geral são consideradas de risco exploratório elevado

(Martins-Neto, 2001), porém, um dos fatores que podem encorajar o prosseguimento desta

pesquisa é a ocorrência de acumulações comerciais de hidrocarbonetos em outras bacias do

mundo e de mesma idade, o que faz com que a Formação Salitre possa ter um significativo

potencial para acumulações de hidrocarbonetos. Isto dependerá de mais estudos que

confirmem a avaliação definitiva da possibilidade desta sequência sedimentar ser

potencialmente considerada um reservatório.

103

CAPÍTULO 9

9. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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109

ANEXO 01

110

ANEXO 02

111

1. CONSTITUINTES

12. OBSERVAÇÕES

FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS

LÂMINA: 92-50 L LOCAL/POÇO: Faz. Canaã

PROF.: BACIA: Irecê FM: Salitre-N. América

Aloquímicos Calcita

36% Dolomita 62%

Opacos (1%) Porosidade (2%)

2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS

3. MATRIZ

Residual, não reconhecível

4. DIAGÊNESE

Neomorfismo

Dolomitização

5. TAMANHO DOS GRÃOS

6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS

skssksks

7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES

Não reconhecíveis

8. POROSIDADE

Vugular

9. NOME DA ROCHA

Grainstone Peloidal Neomorfisado Dolomitizado

10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL

Intermaré

11. IDADE APROXIMADA

Neoproterozóico

O neomorfismo mascarou os aloquímicos, fazendo com que estes grãos estejam praticamente

imperceptíveis. Isto faz com que em lâmina apresente uma textura “mud supported”, porém

com a análise da amostra de mão, podemos caracterizá-la como um Grainstone.

AUTOR: André Lyrio de Carvalho Figueiredo DATA: 26/10/2011

112

12. OBSERVAÇÕES


LÂMINA: 85-221 LOCAL/POÇO: Faz. Canaã

PROF.: BACIA: Irecê FM: Salitre-N. América

1. CONSTITUINTES

Bioconstrução arborescente – 60% Limonita- 5%

Porosidade – 35%


3. MATRIZ

Ausente

4. DIAGÊNESE



skssksks


Não reconhecíveis

8. POROSIDADE

Edificações Orgânicas

9. NOME DA ROCHA

Estromatólito Arborescente


Intermaré


Neoproterozóico

Limontização na bioconstrução.


113

12. OBSERVAÇÕES


LÂMINA: 91-69 L LOCAL/POÇO: Faz. Sr. Oscar

PROF.: BACIA: Irecê FM: Salitre-Jussara

1. CONSTITUINTES

Oncolitos Calcita

Intraclastos 80% Dolomita 20%

Pelóides Porosidade (0%)


Contatos flutuantes

3. MATRIZ

Não reconhecível

4. DIAGÊNESE

Neomorfismo

Dolomitização


Oncolitos: 1,0 mm a 2,3 mm Intraclastos: 0,5 mm

Pelóides: 0,2 mm


Dissolução (abundante estilolitização)

skssksks


Não reconhecíveis

8. POROSIDADE

Aparentemente fechada

9. NOME DA ROCHA

Grainstone/Rudstone Oncolítico Intraclástico Peloidal Neomorfisado Dolomitizado


Submaré rasa


Neoproterozóico


114

12. OBSERVAÇÕES


LÂMINA: 92-42-L LOCAL/POÇO: Faz. Sr. Oscar


1. CONSTITUINTES

Oncolitos Calcita

Oólitos 82% Porosidade (0%) 18%

Intraclastos

Pelóides


Contatos flutuantes

3. MATRIZ

Não reconhecível

4. DIAGÊNESE

Dissolução


Oncolitos: 1,0 mm a 2,1 mm Intraclastos: 2,5 mm a 4,0 mm

Pelóides: 0,1 mm


skssksks


Não reconhecíveis

8. POROSIDADE


9. NOME DA ROCHA

Grainstone/Rudstone Oncolítico Intraclástico Peloidal Estilolitizado


Submaré rasa


Neoproterozóico

Os oncolitos são, em alguns momentos, deformados pela dissolução e aparecem

policompostos.


115

12. OBSERVAÇÕES




1. CONSTITUINTES

Oncolitos Calcita

Oólitos 75% Dolomita 25%

Intraclastos Porosidade (0%)

Pelóides


Contatos flutuantes, pontuais e retos

3. MATRIZ

Não reconhecível

4. DIAGÊNESE

Dolomitização e Cimentação


Oncolitos: 0,3 mm a 2,2 mm Oólitos: 0,35 mm

Intraclastos: 1,2 mm Pelóides: 0,1 mm


Dissolução

skssksks


Não reconhecíveis

8. POROSIDADE


9. NOME DA ROCHA

Grainstone/Rudstone Oncolítico Intraclástico Oolítico Peloidal Dolomitizado


Submaré rasa


Neoproterozóico

Ocorrência de cimento de 1ª geração de ambiente freático marinho como franjas nos

oncolitos, e de 2ª geração representando o ambiente freático doce.

Os oncolitos estão, por vezes, preenchidos por calcita.


116

12. OBSERVAÇÕES


LÂMINA: 92-49 H LOCAL/POÇO: Faz. Sr. Oscar


1. CONSTITUINTES

Oncolitos Calcita


Pelóides


Contatos flutuantes

3. MATRIZ

Não reconhecível

4. DIAGÊNESE

Neomorfismo

Cimentação



Pelóides: 0,1 mm


Dissolução

skssksks


Não reconhecíveis

8. POROSIDADE


9. NOME DA ROCHA

Grainstone/Rudstone Oncolítico Oolítico Peloidal Neomorfisado


Submaré rasa


Neoproterozóico

Abundante estilolitização caracterizando a feição diagenética de dissolução.


117

12. OBSERVAÇÕES




1. CONSTITUINTES

Oncolitos Calcita

Oólitos 70% Porosidad (0%) 30%

Intraclastos Dolomita

Pelóides


3. MATRIZ

Não reconhecível

4. DIAGÊNESE

Neomorfismo

Dolomitização





Dissolução com estilolitização

skssksks


Não reconhecíveis

8. POROSIDADE


9. NOME DA ROCHA

Grainstone/Rudstone Oncolítico Intraclástico Oolítico Peloidal Neomorfisado Dolomitizado


Submaré rasa


Neoproterozóico

Os grãos aloquímicos constituem a rocha na forma de grãos fantasmas, pois esta apresenta-se

bastante neomorfisada.


118

12. OBSERVAÇÕES


LÂMINA: 93-759 A LOCAL/POÇO: Faz. Sr. Oscar


1. CONSTITUINTES

Oncolitos Calcita


Intraclastos

Pelóides



3. MATRIZ

Não reconhecível

4. DIAGÊNESE

Dolomitização

Cimentação





Silicificação e Dissolução

skssksks


Não reconhecíveis

8. POROSIDADE


9. NOME DA ROCHA

Grainstone/Rudstone Oncolítico Intraclástico Oolítico Peloidal Espático


Submaré rasa


Neoproterozóico

Devido à dissolução, os constituintes estão um pouco deformados. Estes também surgem

preenchidos por calcita.


119

12. OBSERVAÇÕES


LÂMINA: 93-759 LOCAL/POÇO: Faz. Sr. Oscar


1. CONSTITUINTES

Oncolitos Calcita


Intraclastos

Pelóides



3. MATRIZ

Não reconhecível

4. DIAGÊNESE

Dolomitização

Cimentação





Silicificação e Dissolução

skssksks


Não reconhecíveis

8. POROSIDADE


9. NOME DA ROCHA

Grainstone/Rudstone Oncolítico Intraclástico Oolítico Peloidal Espático


Submaré rasa


Neoproterozóico

Devido à dissolução, os constituintes estão um pouco deformados. Estes também surgem

preenchidos por calcita.


120

12. OBSERVAÇÕES


LÂMINA: 92-41 L LOCAL/POÇO: Marimbondos/BA-052


1. CONSTITUINTES

Intraclastos Calcita

Terrígenos (2%) 70 Porosidade (0%) 30%

Pelóides


3. MATRIZ

Não reconhecível

4. DIAGÊNESE

Dissolução


Intraclastos: 5,0 mm

Pelóides: 0,1 mm


skssksks


Estratificação sub-horizontal

8. POROSIDADE


9. NOME DA ROCHA

Grainstone/Rudstone Intraclástico Peloidal Estilolitizado


Submaré rasa


Neoproterozóico

Estratificação visível na lâmina.


121

1. CONSTITUINTES



LÂMINA: CP-09-30 LOCAL/POÇO: Faz. Sr. Oscar

PROF.: BACIA: IRECÊ-BA FM: Salitre-Jussara

Oncolitos Calcita

Intraclastos 75% Dolomita 25%

Oolitos Porosidade (0%)

Pelóides


__________

3. MATRIZ

Não reconhecida

4. DIAGÊNESE

Cimentação e Dolomitização



Dissolução


Não reconhecidas

8. POROSIDADE

Aparentemente sem porosidade

9. NOME DA ROCHA

Calcarenito Oncolítico Intraclástico Oolítico Peloidal Dolomitizado


Ambiente Marinho Freático em Submaré rasa

Neoproterozóico

12. OBSERVAÇÕES

A dissolução é evidente devido à abundante estilolitização. Esta estilolitização está

constantemente sublinhada por matéria orgânica residual.

Os oncolitos e os intraclastos estão, em sua maioria, preenchidos por calcita microcristalina e

dolomita. Alguns destes intraclastos também apresentam-se constituídos por pelóides. Outros

poucos ainda apresentam leve impressão de franja de cimento primário, o que caracteriza um

ambiente marinho freático.

AUTOR: André Lyrio do Carvalho Figueiredo DATA: 16 / 09 / 2011

122

12. OBSERVAÇÕES


LÂMINA: CP-JUS-2011 LOCAL/POÇO: Faz. Sr. Oscar


1. CONSTITUINTES

Oncolitos Calcita

Oólitos 85% Porosidade 15%

Intraclastos

Pelóides



3. MATRIZ

Não reconhecível

4. DIAGÊNESE

Neomorfismo

Dissolução





Silicificação

skssksks


Não reconhecíveis

8. POROSIDADE


9. NOME DA ROCHA

Grainstone/Rudstone Oncolítico Intraclástico Oolítico Peloidal Neomorfisado


Submaré rasa


Neoproterozóico

Os oncolitos são, por vezes, policompostos e existem oólitos que estão possivelmente

preenchidos por sílex como microquartzos.


123

12. OBSERVAÇÕES


LÂMINA: LPE-04-A LOCAL/POÇO: Faz. Sr. Oscar


1. CONSTITUINTES

Oncolitos Calcita


Intraclastos

Pelóides



3. MATRIZ

Não reconhecível

4. DIAGÊNESE

Cimentação


Oncolitos: 3,5 mm Intraclastos: 0,5 mm

Pelóides: 0,3 mm


Dissolução

skssksks


Não reconhecíveis

8. POROSIDADE


9. NOME DA ROCHA

Grainstone/Rudstone Oncolítico Intraclástico Peloidal Espático


Submaré rasa


Neoproterozóico

Os oncolitos foram deformados pela dissolução, ficando com um aspecto muito elipsoidal.

Cimento em até 3 gerações.


124

12. OBSERVAÇÕES




1. CONSTITUINTES

Pelóides Calcita

Terrígenos 35% Dolomita 65%

Opacos Porosidade (0%)


3. MATRIZ

Residual, não reconhecível

4. DIAGÊNESE

Neomorfismo

Dolomitização


Terrígenos: 0,2 mm

Pelóides: 0,1 mm


Dissolução

skssksks


Não reconhecíveis

8. POROSIDADE


9. NOME DA ROCHA

Grainstone Peloidal Neomorfisado Dolomitizado Impuro


Submaré rasa


Neoproterozóico

Em lâmina apresenta uma textura pulvurulenta, altamente neomorfisada, com textura ―mud

supported”, porém ao analisar-se a amostra de mão, fica evidente que a rocha se trata de um

calcarenito (Grainstone).

Os estilólitos estão preenchidos por um fino nível de matéria orgânica.


125

12. OBSERVAÇÕES


LÂMINA: 92-44 L LOCAL/POÇO: Estrada Irecê-Jussara


1. CONSTITUINTES

Bioconstrução coagulada – 95%

Dolomita e Calcita – 5%


Textura microgrumosa

3. MATRIZ

Não reconhecível

4. DIAGÊNESE

Dolomitização

Cimentação



skssksks


Não reconhecíveis

8. POROSIDADE


9. NOME DA ROCHA



Recife de borda de talude


Neoproterozóico

Grãos com leve orientação. Parece ter tido uma porosidade vugular, que foi posteriormente

preenchida por calcita e dolomita, por processos diagenéticos.

São visíveis alguns níveis de matéria orgânica entre os coágulos provenientes da

bioconstrução.


126

12. OBSERVAÇÕES


LÂMINA: 92-43 L LOCAL/POÇO: Faz. Recife

PROF.: BACIA: Irecê FM: Salitre

1. CONSTITUINTES

Intraclastos Calcita

65% Dolomita 35%

Pelóides Porosidade (4%)


Contatos flutuantes

3. MATRIZ

Não reconhecível

4. DIAGÊNESE

Neomorfismo

Dolomitização


Intraclastos: 3,0 mm a 6,0 mm

Pelóides: 0,05 mm


Dissolução (abundante estilolitização)

skssksks


Não reconhecíveis

8. POROSIDADE

Vugular (estilolítica)

9. NOME DA ROCHA



Intermaré a Submaré rasa


Neoproterozóico


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