UNIVERSIDADE FEDERAL DE SERGIPE GEOCIÊNCIAS E ANÁLISE DE ... · Sob a forma de sulfato, em minerais como gipsita e barita, ... caracterização de várias fontes de enxofre em ambiente

UNIVERSIDADE FEDERAL DE SERGIPE PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO

GEOCIÊNCIAS E ANÁLISE DE BACIAS

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

ANÁLISE ESTRATIGRÁFICA E GEOQUÍMICA ATRAVÉS DE ISÓTOPOS DE

ENXOFRE EM SEQUÊNCIAS PELÍTICAS E MISTAS NA FORMAÇÃO MORRO

DO CHAVES DA BACIA SERGIPE-ALAGOAS.

NAEDJA VASCONCELOS PONTES

SÃO CRISTÓVÃO, SERGIPE

2013

UNIVERSIDADE FEDERAL DE SERGIPE

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO GEOCIÊNCIAS E ANÁLISE DE BACIAS





Orientador: Prof. Dr.Antônio Jorge Vasconcellos Garcia Co-Orientador: Prof. Dr. Ramsés Capilla

Dissertação de Mestrado apresentada à Universidade Federal de Sergipe, como requisito para obtenção do Título de Mestre em Geociências e Análise de Bacias.

SÃO CRISTÓVÃO, SERGIPE 2013





Dissertação de Mestrado apresentada à Universidade Federal de Sergipe, como requisito para obtenção do Título de Mestre em Geociências e Análise de Bacias.

Aprovada em _26_/_03_/_2013_

BANCA EXAMINADORA

_______________________________________________________

Prof. Dr. Antônio Jorge Vasconcellos Garcia (Orientador) Universidade Federal de Sergipe - UFS

_______________________________________________________

Prof. Dr. José de Araújo Nogueira Neto (Membro) Universidade Federal do Ceará - UFC

_______________________________________________________

Profa. Dra. Edilma de Jesus Andrade (Membro) Universidade Federal de Sergipe - UFS

iii

DEDICATÓRIA

Dedico este trabalho as traças. Nome científico: Lepisma saccharina. Filo: Arthropoda. Classe: Insecta. Ordem: Thysanura. Família: Lepismatidae. Que no futuro se alimentarão destas folhas.

iv

AGRADECIMENTOS

Agradeço, primeiramente, ao bom Deus, pela saúde, fé, perseverança e ótimos

desafios que me possibilitaram chegar à conclusão de mais uma etapa de vida de muitas que

ainda virão.

À minha mãe, que me ensinou o caminho do bem, por ser a pessoa que mais me apoia

e acredita na minha capacidade.

À minha família (em especial Celina, Marta, Pompéia, Anderson e Allana), que

mesmo distante transformaram meus dias mais felizes com suas intermináveis ligações.

Ao Tio Manel (in memoriam)... Você sabe o que fez por mim! Muito obrigada.

Ao meu orientador Dr. Antônio Jorge Vasconcellos Garcia pela paciência, divisão de

conhecimentos e pela receptividade quando o procurei para a realização deste sonho.

À minha amiga especial Talita Fernanda, que participou firmemente de todas as

alegrias, tristezas, aborrecimentos e dívidas adquiridas na cidade de Aracaju (SE), sua

presença me tornou mais forte para encarar todos os desafios.

Às minhas amigas científicas da UFS Filipa, Alquizia, Flávia e Daniela. Meu muito

obrigado pelas orientações geológicas, confecção de mapas, presença e amizade de vocês!

Ao Cézar (Cz) meu designer gráfico predileto, pelas inúmeras disponibilidades de

tempo e atenção para tornar esse trabalho possível.

Aos meus amigos que sempre desejaram meu bem, em especial Francisco Kleison,

Silmara Muniz e Luciano Mata.

À Dona Iêda, ao Sr. Jonas e família por terem me acolhido ao me instalar em Aracajú.

Meu muito obrigada.

Aos Geólogos Luis Antônio Garcia Navarro, José Roberto Reis e Tony Allan por

apoiar a realização deste trabalho.

Ao laboratório de Geoquímica CENPES - PETROBRAS e todos que fazem parte

deste, em especial Prof. Dr. Ramsés Capilla.

Ao projeto CAMURES/PETROBRAS/UFS por todo apoio de campo.

E finalmente a CAPES pelo apoio financeiro deste trabalho.

v

“Enquanto eu tiver perguntas e não houver

respostas... Continuarei a escrever.”

(Clarice Lispector)

vi

RESUMO

O objetivo deste trabalho visa caracterizar a geoquímica de folhelhos do período Cretáceo da

Formação Morro do Chaves, Bacia Sergipe-Alagoas. Foram estudadas 16 amostras de

folhelhos submetidas a análise de carbono orgânico total (COT), enxofre Total (S), pirólise

Rock Eval e razão isotópica de enxofre δ34S com o objetivo de identificar a assinatura

isotópica e possíveis áreas fontes. Os resultados de COT e Rock Eval demonstrou alta

quantidade de matéria orgânica e determinou-se o querogênio característico como do tipo I,

essencialmente algálica. Os resultados da análise geoquímica de COT e S atingiram valores

de 9,22% e 1,67%, respectivamente, possibilitando a identificação de dois intervalos

anóxicos. Os resultados isotópicos identificaram duas prováveis fontes, sendo os altos valores

relacionados a redução bacteriana de sulfato provenientes de água marinha, os baixos valores

provenientes de fonte meteórica e os valores intermediários de ambas as fontes. As condições

paleoambientais foram caracterizadas como um ambiente lagunar que possivelmente ocorreu

invasões marinhas no sistema.

Palavras chaves: Bacia Sergipe-Alagoas, enxofre δ34S, paleoambiente.

vii

ABSTRACT

Morro do Chaves Formation are considered important potential hydrocarbons source rock of

the Sergipe-Alagoas basin. Cretaceous shales from Morro do Chaves Formation have been

investigated to identify their isotopic signature and source areas by stable sulphur δ34S

isotopes technique. In addition, this study shows the potential source rocks based on organic

geochemical parameters. The 16 samples of shales were collected and submitted to total

organic carbon (TOC), total sulphur (S), Rock-Eval pyrolysis and stable sulphur isotopes δ34S.

The TOC and Rock Eval results revealed high organic contents and the predominance of

kerogen classified as type I. The results of the geochemical analyses indicated TOC and S

contents reaching 9,22% and 1,67%, respectively and it was possible to observe two intervals

anoxic events. The results indicate sea water source from the bacterial sulfate reduction to

high values of the sulfur isotopic ratio and low values reflect the isotopic signature of

meteoric water. The paleoenvironment conditions were characterized like lagoon ambient

with possibility marine invasion.

Keywords: Sergipe-Alagoas basin, isotopes δ34S, paleoenviroment.

viii

ÍNDICE

Capítulo I – Introdução

1 INTRODUÇÃO......................................................................................................... 01

1.1 Contextualização dos folhelhos para estudos geológicos....................................... 03

1.2 Justificativa................................................................................................................ 03

1.3 Objetivos.................................................................................................................... 04

1.4 Localização da área de pesquisa.............................................................................. 05

Capítulo II – Fundamentação Teórica

2 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA........................................................................... 07

2.1 Enxofre: características gerais................................................................................. 08

2.1.1 Reservatório de Enxofre............................................................................................. 09

2.1.1.1 Litosfera..................................................................................................................... 09

2.1.1.2 Oceanos...................................................................................................................... 09

2.1.1.3 Sedimentos................................................................................................................. 10

2.1.1.4 Solos............................................................................................................................ 10

2.1.1.5 Lagos.......................................................................................................................... 11

2.1.1.6 Biota Marinha........................................................................................................... 11

2.1.1.7 Atmosfera.................................................................................................................. 11

2.2 Ciclo do enxofre........................................................................................................ 12

2.3 Propriedades isotópicas............................................................................................ 16

2.3.1 Utilização dos Isótopos Estáveis................................................................................ 16

2.3.1.1 Isótopo de Enxofre.................................................................................................... 19

Capítulo III – Contexto Geológico: Bacia Sergipe-Alagoas

3 CONTEXTO GEOLÓGICO: BACIA SERGIPE-ALAGOAS............................. 23

3.1 Evolução tectono-sedimentar da bacia Sergipe-Alagoas....................................... 24

3.2 Arcabouço estratigráfico da bacia Sergipe-Alagoas.............................................. 25

3.3 Formação Morro do Chaves..................................................................................... 30

ix

Capítulo IV – Metodologia de Pesquisa

4 METODOLOGIA DE PESQUISA......................................................................... 32

4.1 Etapa preliminar....................................................................................................... 33

4.2 Etapa de campo......................................................................................................... 33

4.3 Etapa de laboratório................................................................................................. 33

4.3.1 Preparação de Amostras............................................................................................ 33

4.3.2 Determinação dos teores de Carbono Orgânico (COT) e Enxofre Total (S)........... 34

4.3.3 Pirólise ROCK EVAL................................................................................................. 35

4.3.4 Determinação da Razão Isotópica de Enxofre (δ34S)............................................... 38

4.4 Etapa final.................................................................................................................. 39

Capítulo V – Resultados e Discussões

5 RESULTADOS E DISCUSSÕES............................................................................ 40

5.1 Análise estratigráfica................................................................................................ 41

5.2 Geoquímica orgânica e isotópica............................................................................. 43

5.2.1 Carbono orgânico total (COT) e enxofre total (S)................................................... 43

5.2.2 Pirólise Rock Eval..................................................................................................... 45

5.2.2.1 Tipologia de matéria orgânica................................................................................ 45

5.2.3 Unidades quimioestratigráficas................................................................................. 46

5.2.4 Análise isotópica de enxofre δ34S............................................................................. 48

5.3 Discussões paleoambientais...................................................................................... 50

Capítulo VI – Conclusões e Recomendações

6 CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES............................................................... 54

Capítulo VII – Referências Bibliográficas

7 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS.................................................................... 57

ANEXOS

ANEXO 1 – Tabela de resultados geoquímicos das amostras.

ANEXO 2 – Perfil estratigráfico Vertical da Mina Cimpor.

x

ÍNDICE DE FIGURAS

Figura 1 Vista panorâmica da Mina Cimpor.............................................................. 05

Figura 2 Mapa de localização e vias de acesso à área de pesquisa............................ 06

Figura 3 O alótropo mais comum do enxofre, formado por oito átomos de enxofre,

ligados na forma de anel, porém se diferenciam no arranjo ou arrumação

de suas moléculas no espaço........................................................................

09

Figura 4 Ciclo do enxofre........................................................................................... 12

Figura 5 O ciclo biológico do enxofre........................................................................ 14

Figura 6 Formação de pirita....................................................................................... 15

Figura 7 Fracionamento isotópico do enxofre (δ34S) em processos geoquímicos..... 20

Figura 8 Valor δ34S da amostra de gipsita com idade geológica desconhecida........ 21

Figura 9 Valor δ34S da amostra de gipsita correspondente ao período Cretáceo....... 22

Figura 10 Reconstrução tectônica das bacias sedimentares na configuração pré-

deriva continental.........................................................................................

24

Figura 11 Carta estratigráfica da Sub-bacia Sergipe.................................................... 27

Figura 12 Carta estratigráfica da Sub-bacia Alagoas .................................................. 28

Figura 13 Carta estratigráfica da sub-bacia de Alagoas. Em destaque vermelho

intervalo de estudo deste trabalho. Em destaque azul, 1 – plataforma

carbonática Morro do Chaves retorna seus status de formação e 2 –

discordância pré-Alagoas adotada como limite da Formação Coqueiro

Seco..............................................................................................................

31

Figura 14 Cadinhos porosos com amostras sendo lavados com água destilada

depois do processo de acidificação com HCl (ácido clorídrico), ambos

são realizados na capela............................................................................... 34

Figura 15 Aparelho LECO SC-144DR utilizado para determinação de Carbono

Orgânico Total (COT) e Enxofre Total (S)..................................................

35

Figura 16 Aparelho ROCK EVAL 6 e computador aonde são fornecidos os

resultados gráficos e valores........................................................................

36

Figura 17 Classificação e evolução térmica dos querogênios segundo diagrama tipo

“Van Krevelen”............................................................................................

37

Figura 18 (A) Espectromêtro de massa e (B) analisador elementar Flash EA 112

séries............................................................................................................. 38

Figura 19 (A) Rocha calcirrudito bioclástico e (B) representação de fósseis

xi

pelecípodes na rocha.................................................................................... 41

Figura 20 (A) Fácies bioclásticas com intercalação de folhelho com

aproximadamente 7 cm de espessura e (B) coleta de amostra de folhelho

na porção não alterada do afloramento........................................................ 42

Figura 21 Arenito híbrido carbonático constituído por mistura de grãos

siliciclásticos................................................................................................ 42

Figura 22 Comparação entre os teores de carbono orgânico (COT), enxofre total

(S) e resíduo insolúvel. Observação das características das 4 unidades

quimioestratigráficas.................................................................................... 47

Figura 23 Comparação entre os teores de carbono orgânico (COT), enxofre total

(S) e δ34S....................................................................................................... 49

Figura 24 Reconstrução paleoambiental da Formação Morro do Chaves .................. 52

Figura 25 Variação de composições isotópicas de sulfeto em sedimentos

hospedados em depósitos de ouro orogênicos através do tempo geológico

e curva de sulfato de água do mar. Em vermelho, área de ocorrência das

variações isotópicas dos folhelhos da Formação Morro do

Chaves.......................................................................................................... 53

xii

ÍNDICE DE QUADROS

Quadro 1 Abundância isotópica dos elementos C, H, O, N e S................................... 17

Quadro 2 Alguns padrões internacionalmente utilizados para determinações

isotópicas

19

Quadro 3 Massas utilizadas em ensaio para pirólise em função do teor de

COT..............................................................................................................

35

xiii

ÍNDICE DE GRÁFICOS

Gráfico 1 Teores de COT (%) e Enxofre Total (%) versus profundidade (m) das

amostras analisadas.....................................................................................

44

Gráfico 2 Teores de Enxofre Total (%) versus COT (%) das amostras analisadas

(modificado de Leventhal, 1995) ...............................................................

44

Gráfico 3 Valores do Índice de Hidrogênio (IH) e do Índice de Oxigênio (IO) de

cada uma das 2 amostras selecionadas do afloramento Mina Cimpor.

45

CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO

2

1. INTRODUÇÃO

Estima-se que o enxofre seja o nono elemento mais abundante no universo,

constituindo cerca de 0,03% da crosta terrestre. Geralmente pode ser encontrado como

sulfetos, sulfatos e mesmo como enxofre elementar. Como enxofre nativo ocorre

principalmente em depósitos vulcânicos e sedimentares. Sob a forma de compostos orgânicos

encontra-se nos carvões, petróleos e gás natural. Sob a forma de sulfato, em minerais como

gipsita e barita, e sulfetos como exemplo a pirita, galena, cinábrio e esfarelita. (PEIXOTO,

2002).

A utilização de métodos geoquímicos baseados na análise de isótopos estáveis tem

sido, nos últimos anos, de aplicação generalizada dentro de muitas áreas de investigação

(NORD et al. 2001). O recurso de isótopos de enxofre (S) parece ser uma ferramenta útil à

caracterização de várias fontes de enxofre em ambiente quer natural quer antropogênico

(VILELA, 2009).

A mais importante causa de variação no isotópo de composição de enxofre na natureza

é a redução de íons de sulfato por bactérias anaeróbicas tal como Desulfovibrio desulfuricans

que vivem nos sedimentos depositados nos oceanos e lagos. Essas bactérias separam o

oxigênio de íons de sulfato e excremetam H2S que é enriquecido em 32S relativo de sulfato.

No entanto, a composição isotópica de uma amostra particular de petróleo depende da fonte

do enxofre (S) e do fracionamento isotópico associado à sua incorporação ao petróleo

(FAURE, 1986).

Thode e Rees (1970) tiraram algumas conclusões sobre a composição isotópica de S

em amostras de petróleo onde: (1) amostras de poços de petróleo em uma mesma rocha

reservatório dentro de uma bacia sedimentar possuem valores δ34S similares; (2) amostras de

poços de petróleo em rochas reservatório de eras geológicas diferentes podem ter valores

significativamente diferentes de δ34S; (3) a composição isotópica de S no gás sulfídrico é

muito semelhante a do petróleo a partir do qual foi derivada, ou seja, isotópos de enxofre (S)

não são fracionadas durante o parcelamento de H2S, a partir do petróleo no decorrer da

maturação do mesmo.

Esta dissertação visa caracterizar a geoquímica de folhelhos de intervalos geradores e

não geradores através de isótopos de enxofre da bacia Sergipe-Alagoas, especificamente na

Formação Morro do Chaves, permitindo a obtenção de interpretações correspondentes à

origem do enxofre, melhorando o entendimento do sistema petrolífero da bacia e buscando à

diminuição do risco exploratório.

3

1.1. Contextualização dos folhelhos para estudos geológicos

Os folhelhos entre as rochas sedimentares são os mais comuns e abundantes, formam

cerca de 50% a 80% das seções estratigráficas conhecidas e medidas do mundo, porém são

muito mais escassamente expostas que os calcários e arenitos em razão da maior erodibilidade

das rochas lutáceas (SUGUIO, 1980).

O estudo através de seções delgadas é dificultada pela granulometria fina, muitas

vezes tendo que se recorrer as técnicas de difração de raios X ou análise térmica diferencial.

Devido a essas dificuldades, a descrição, a classificação e a interpretação das rochas argilosas

são mais incompletas que as de outros sedimentos detríticos (SUGUIO, 1980), mesmo com a

introdução de novas técnicas como a da microscopia eletrônica de varredura – MEV

(SUGUIO, 2003).

Durante a perfuração de poços de óleo e gás, os folhelhos representam mais de 75%

das formações perfuradas e sendo responsáveis por grande parte dos problemas de

instabilidade de poços de petróleo (RABE & DA FONTOURA 2002).

Os primeiros estudos sobre os folhelhos propunham modelos, em que, a partir de

classificações, se pudesse entender os problemas de interação mecânica (STEIGER E

LEUNG, 1992) e físico-química (BOL, 1986; RABE & DA FONTOURA, 2002) entre o

folhelho e o fluido de perfuração.

Entretanto, apesar da grande soma de recursos investidos nestes estudos, muitos dos

resultados são de difícil interpretação e comparações entre os mesmos são dificultadas pela

falta de um procedimento padrão aceito pela comunidade técnico-científica para descrever os

folhelhos (RABE & DA FONTOURA, 2002).

A descrição dos constituintes individuais dos folhelhos e suas relações com algumas

das características dos folhelhos têm sido objeto de estudos na última década, em particular

junto à indústria do petróleo (PEREZ, 1997; DA DONTOURA et al., 2002). Dentre as

características dos constituintes individuais podemos citar a distribuição granulométrica,

mineralogia e capacidade de troca catiônica dos argilominerais.

1.2. Justificativa

Os isótopos estáveis podem fornecer uma indicação das fontes de enxofre e as vias

percorridas pelo mesmo. A composição isotópica do enxofre pode ser então utilizada como

“assinatura” para identificar essas fontes (KLEMM & SIEDEL, 2002).

4

Com a descoberta de novas reservas de petróleo, cresce a demanda por novas

tecnologias quanto à pesquisa, ocasionando uma diminuição de custos na exploração. Por esta

razão o estudo dos isótopos de enxofre pode auxiliar no desenvolvimento das pesquisas

geoquímicas na área de petróleo, como uma ferramenta para obter informações a respeito de

sua origem e possíveis correlações paleoambientais e temporais, diminuindo o risco

exploratório (FERREIRA, 2010).

Os resultados isotópicos de enxofre obtidos contribuirão para estudos posteriores na

bacia Sergipe-Alagoas, e também para novas pesquisas utilizando análise isotópica.

1.3. Objetivos

O objetivo geral desta dissertação é estabelecer dados isotópicos de enxofre para

intervalos pelíticos e mistas na Formação Morro do Chaves da bacia Sergipe-Alagoas,

possibilitando reconstruir a evolução paleoambiental que prevaleceu durante a deposição do

elemento enxofre e a formação de piritas, além do controle exercido por estas condições sobre

as variações na matéria orgânica.

Para atingir o objetivo geral enumeraram-se etapas específicas visando melhor

organização do trabalho, como segue:

Construir perfis compostos estratigráficos a partir de amostragens pontuais, a fim de

correlacionar as ocorrências dispersas;

Caracterizar a geoquímica de amostras de folhelho através de isótopos de enxofre,

permitindo a obtenção de interpretações geológicas e geoquímicas correspondentes à

origem do enxofre.

De acordo com os objetivos aqui propostos almeja-se as seguintes metas:

Obter de interpretações geológicas e geoquímicas correspondentes a origem do

enxofre, melhorando o entendimento do sistema petrolífero da bacia e possibilitando a

caracterização referente aos contextos deposicionais da bacia;

Correlacionar o resultado das amostras analisadas com a curva geológica de variação

de enxofre;

Compor o cenário geoquímico em termos de enxofre de distribuição das litofacies;

Fornecer subsídios para futuros estudos;

5

1.4. Localização da área de pesquisa

As amostras de folhelhos na presente dissertação foram coletadas da Mina Cimpor

(antiga Mina Atol), que está sob responsabilidade da empresa Cimpor Cimentos do Brasil

Ltda, estando localizada no município de São Miguel dos Campos, no estado de Alagoas

apresentando as seguintes coordenadas UTM: 0812223E/8920024S Datum SAD 69,

Meridiano Central.

Figura 1 – Vista panorâmica da Mina Cimpor.

Fonte: Foto da autora.

O acesso à região de pesquisa, partindo da capital de Aracaju estado de Sergipe, em

um percurso de aproximadamente 222km, pode ser realizado através da rodovia federal BR-

349. A partir desse ponto, segue-se pela BR – 101 sentido estrada para o município de

Laranjeiras ao norte até chega-se à sede do município de São Miguel dos Campos, no estado

de Alagoas. Na rotatória para a Rua Coronel Francisco Cavalcante, segue-se ainda pela BR –

101 até a próxima estrada carroçável rumo oeste, onde está localizada a área alvo desta

pesquisa (Figura 2).

A Mina Cimpor está inserida no contexto geológico da Bacia Sergipe-Alagoas, sendo

constituída essencialmente pela Formação Morro dos Chaves, a qual corresponde a uma

sequência sedimentar do Eocretáceo representada pela deposição de pacotes de rochas

carbonáticas classificadas como “coquinas”, intercalados com folhelhos (Figura 2).

6

Figura 2 – Mapa de localização e vias de acesso à área de pesquisa.

Fonte: Mapa cedido pelo projeto Progeologia/PETROBRAS/UFS.

Mina Cimpor

Rio São Miguel

Rodovias Estaduais

Rodovias Federais

Municípios Alagoas

Sedimentos de Praias

Formação Barreiras

Formação Coqueiro Seco

Formação Morro do Chaves

Formação Rio Pitanga

Embasamento

Área de estudo

CAPÍTULO 2 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA

8

2. FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA

Este capítulo aborda a fundamentação teórica necessária para servir de suporte ao bom

entendimento do desenvolvimento do trabalho. Para alcançar o objetivo, foram descritas

características referente ao elemento enxofre, como também aspectos relevantes quanto ao

uso da razão isotópica.

2.1. Enxofre: características gerais

O enxofre é um elemento de grande versatilidade, cuja gama de usos vem

atravessando séculos. O homem pré-histórico fez uso dele como pigmento de pintura em

cavernas. Em eras remotas, já havia sido empregado como medicamento em tônicos especiais.

Os antigos egípcios (2000 a.C.) utilizavam para branquear linho, como pigmento para pinturas

e a queima do mesmo era parte dos rituais religiosos. Os chineses (500 a.C) empregavam o

enxofre como componente da pólvora; os gregos e, posteriormente, os romanos, além de usá-

lo em cerimônias religiosas de purificação, em lamparinas e em tratamento de pele,

ampliaram seu uso medicinal (ALBUQUERQUE et al. 2007; PEIXOTO, 2002).

O enxofre elemento químico é representado pela letra S, número atômico 16 e de

massa atômica 32 u. É um elemento químico não metálico, pertencente ao grupo dos

calcogênios da tabela periódica, juntamente com o oxigênio, o selênio, o telúrio e o polônio.

As variedades alotrópicas do enxofre surgem pelas diferentes formas de ligação entre os

átomos e também pela arrumação das moléculas poliatômicas de enxofre. Existem as

seguintes variedades alotrópicas do enxofre: S2, S4, S6 e S8. Porém, as mais importantes são

as duas variedades alotrópicas formadas ambas por oito átomos de enxofre (S8), que são:

Enxofre Rômbico ou ortorrômbico, também chamado de enxofre alfa e o Enxofre

Monoclínico também chamado de enxofre beta (PERUZZO, 2007; PEIXOTO 2002).

A forma ortorrômbica (conhecida como enxofre alfa) é estável à temperatura ambiente

e nela se inclui o enxofre comum e as flores de enxofre (forma finamente dividida que é

obtida por sublimação seguida por resfriamento). A forma monoclínica (conhecida como

enxofre beta) é obtida quando o enxofre líquido é esfriado lentamente, de onde se formam

cristais longos e finos semelhantes a agulhas. Nos dois casos, o enxofre forma moléculas de

S8. O enxofre “amorfo” ou “plástico” é obtido pelo rápido resfriamento do enxofre fundido

que se transforma numa forma mole, grudenta elástica e não cristalina (PEIXOTO, 2002).

9

Figura 3 – O alótropo mais comum do enxofre, formado por oito átomos de enxofre, ligados na forma de anel, porém se diferenciam no arranjo ou arrumação de suas

moléculas no espaço.

Fonte: PERUZZO, 2007.

2.1.1. Reservatório de enxofre

Estima-se que o enxofre seja o nono elemento mais abundante no universo. Constitui

cerca de 0,03% da crosta terrestre. Ocorrendo principalmente nas rochas, na forma de sulfatos

solúveis presentes na água, nos sedimentos e nos solos (PEIXOTO, 2002; SILVA, 2010).

2.1.1.1. Litosfera

A litosfera é o maior reservatório de enxofre, com um tempo de permanência da

ordem dos 1010 anos. Dentro das rochas sedimentares, os evaporitos incluem sulfatos como o

gipsita (CaSO4). Diversos tipos de rochas, de natureza sedimentar ou ígnea, incluem sulfetos

metálicos (pirita, blenda, galena, etc.). O enxofre encontra-se ainda, na forma ativa, junto a

fontes hidrotermais e em depósitos vulcânicos, à superfície ou no subsolo. Alguns depósitos

de elementos sulfurosos, incluindo sulfetos metálicos como a pirita, são de origem biogênica

(SILVA, 2010).

Entre os principais minérios contendo enxofre temos a pirita (um dissulfeto de ferro), a

galena (sulfeto de chumbo), o cinábrio (sulfeto de mercúrio), a esfarelita (sulfeto de zinco),

assim como, sob a forma de sulfato, a gipsita (sulfato de cálcio), a barita (sulfato de bário) etc.

(PEIXOTO, 2002).

2.1.1.2. Oceanos

O enxofre encontra-se na água dos oceanos sob a forma de íon sulfato, SO4--, o

segundo ânion mais abundante, e também como sulfeto de hidrogênio H2S dissolvido, enxofre

elementar e substâncias resultantes do metabolismo das plantas marinhas, de que releva o

sulfeto de dimetilo (CH2)2S (DMS), (SILVA, 2010).

10

O Dimetilsulfeto (CH3SCH3) é o principal composto biogênico do enxofre, sendo

emitido predominantemente por certas algas marinhas, por exemplo, a alga vermelha

Polysiphonia fastigiata. Parte do enxofre deste organismo está na forma de ácido

dimetilssulfopropiônico, que sofre decomposição produzindo o DMS (sulfeto de dimetila),

formando um grande reservatório desta espécie nos oceanos (MARTINS et al., 2003).

2.1.1.3. Sedimentos

Nos sedimentos oceânicos, o enxofre está presente na forma de sulfetos e sulfatos,

constituindo um reservatório de dimensão semelhantes à dos oceanos, com tempos de

permanência superiores a 106 anos. Parte do enxofre depositado resulta da precipitação, por

processos bióticos, dos sais dissolvidos (SILVA, 2010).

O gás sulfídrico é formado a partir da decomposição de compostos orgânicos

sulfurosos como alguns aminoácidos (como metionina, cistina, cisteína, homocistina), sendo

que nessa decomposição a maior concentração de gás está junto ao sedimento. Além disso, o

H2S também é formado a partir da redução biológica do sulfato em condições anaeróbicas.

Outros compostos sulfurosos inorgânicos, como o tiossulfato e sulfito também podem ser

reduzidos anaerobicamente. A densidade das bactérias envolvidas na redução é bastante

elevada em águas poluídas, variando entre 104 e 106 bactérias por mL de água, podendo

chegar 107 bactérias por mL na superfície do sedimento (MARTINS et al., 2003).

2.1.1.4. Solos

Os solos contêm minerais e matéria orgânica como o enxofre na sua composição, e

sulfatos e outros compostos na água do solo. A sua principal fonte no solo é a pirita

proveniente de rochas ígneas através da meteorização dessas rochas. Também através da

deposição dos compostos de enxofre presentes na atmosfera, que atingem o solo sob a forma

de sulfato, a decomposição de matéria orgânica e origens diretas como fertilizantes, pesticidas

e água de irrigação (SILVA, 2010; SANTOS, 2002).

As principais formas de enxofre inorgânico no solo são o sulfato (SO4--), em solução e

adsorvido à fração sólida, formas reduzidas como dióxido de enxofre (SO2-), sulfito (SO3

--),

enxofre elementar (S0) e sulfeto (S2--), (SILVA, 2010).

Em ambientes aeróbicos, o composto inorgânico de enxofre mais estável é o sulfato,

que é solúvel em água. Assim, em solos bem drenados, as formas reduzidas são facilmente

oxidadas a SO4--, sendo esta a forma inorgânica aí predominante e através da qual o enxofre é

absorvido pelas plantas via sistema radicular (SILVA, 2010).

11

As formas reduzidas, principalmente H2S e outros sulfetos, estão mais presentes em

solos alagados ou em condições anaeróbicas onde, devido à sua baixa solubilidade,

normalmente permanecem inertes (SILVA, 2010).

2.1.1.5. Lagos

A concentração de enxofre nos lagos tem aumentado consideravelmente nos últimos

anos. Este aumento tem sido observado não somente nos lagos localizados em regiões

industrializadas, mas também naqueles distantes de centros urbanos e industriais. O transporte

de gases e material particulado na atmosfera, contendo enxofre e, a sua posterior precipitação

com as chuvas, tem sido apontado como a principal causa para o aumento da concentração de

enxofre nos lagos (ESTEVES, 1988).

A água doce contém sulfatos em quantidades muito reduzidas, sob a forma de íons

sulfato, sulfeto de hidrogênio dissolvido e enxofre elementar. As principais origens do

enxofre para os ambientes aquáticos são principalmente: decomposição das rochas, as chuvas

ácidas e deposição de aerossóis presentes na atmosfera, e os fertilizantes (SILVA, 2010;

ESTEVES, 1988).

Nas transformações que os compostos de enxofre sofrem num ecossistema lacustre,

participam tanto processos químicos quanto biológicos. Nos processos biológicos, os

organismos, especialmente as bactérias, têm papel fundamental (ESTEVES, 1988).

2.1.1.6. Biota marinha

As algas marinhas produzem dimetil-sulfonico-propionato (DMSP), que se degrada

em sulfeto de dimetilo (DMS), em parte liberado para a atmosfera, num total estimado em

40x106 toneladas de enxofre por ano, e que majoritariamente regressa ao mar com a

precipitação (SILVA, 2010).

2.1.1.7. Atmosfera

A atmosfera contém partículas de sal marinho e poeira terrestre, contendo sulfatos, são

adicionados à atmosfera, mas a sua abundância restringe-se a altitudes inferiores a um

quilômetro. Estas partículas têm tempos de permanência de 1 a 7 dias apenas, o que evidencia

o seu controle pela precipitação. As erupções vulcânicas ejetam compostos de enxofre,

atingindo algumas a estratosfera, onde os tempos de permanência do enxofre são muito

superiores (SILVA, 2010).

12

2.2. Ciclo do enxofre

O ciclo global do enxofre compreende um conjunto de transformações entre as

espécies de enxofre presentes na litosfera, hidrosfera, biosfera e atmosfera. CARDOSO e

PITOMBO (1992) apud MARTINS e DE ANDRADE (2002) descrevem que as fontes

responsáveis pela emissão dos compostos de enxofre para a atmosfera podem ser naturais ou

antropogênicas. A principal fonte de emissão natural é a atividade vulcânica, enquanto a

antropogênica ocorre pela queima de combustíveis fósseis e a atividade industrial.

Figura 4 – Ciclo do enxofre.

Fonte: CARDOSO e PITOMBO (1992) apud MARTINS e DE ANDRADE (2002).

Inicialmente, por ocasião da formação da crosta terrestre, o enxofre concentrou-se em

rochas ígneas, principalmente como pirita (FeS2) de origem magmática. Posteriormente, em

razão da atividade vulcânica, grandes quantidades foram liberadas para a atmosfera primitiva,

na forma de gases, sobretudo SO2 (dióxido de enxofre) e H2S (sulfeto de hidrogênio). Com o

resfriamento da Terra, assim que a temperatura da atmosfera baixou dos 100C, massivas

quantidades de vapor de água condensaram-se formando os oceanos, há cerca de 3,8 bilhões

de anos. O enxofre presente na atmosfera oxidou-se e dissolveu-se rapidamente na água dos

mares, formando ácido sulfúrico (H2SO4). Em pouco tempo, praticamente todo o enxofre na

atmosfera dissolveu-se nos oceanos (MARTINS, 2010).

SO2 + ½ O2 + H2O ↔ H2SO4

O SO42- dissolvido na água dos oceanos passou a reagir com cátions disponíveis em

grandes quantidades, principalmente o Ca e o Mg, formando depósitos de gipsita e evaporitos.

13

Atualmente, esses sais representam o segundo maior reservatório de enxofre na superfície

terrestre (MARTINS, 2010).

Com o surgimento da vida, ainda em um ambiente anaeróbico e ácido, as grandes

quantidades de SO42- nos oceanos passaram a ser metabolizadas por algumas bactérias em

reações de redução do enxofre. O ácido sulfídrico (H2S) liberado, reagia, então, com o Fe2+ ,

encontrado em abundância no oceano primitivo, produzindo pirita. A pirita passou a ser

depositada no fundo dos oceanos gerando grandes depósitos sedimentares deste mineral

(MARTINS, 2010).

2 CH2O + 2 H+ + SO42- ↔ H2S + 2 CO2 + 2 H2O

2 H2S + Fe2+ ↔ FeS2 + 4 H+

Ao longo dos períodos geológicos vários processos químicos surgiram, organismos

evoluíram e grandes modificações ocorreram nos processos oxi-redutores dos oceanos e da

atmosfera, alterando também as transformações do enxofre (MARTINS, 2010).

Aproximadamente 90% do enxofre encontrado na crosta terrestre se apresentam na

forma de minerais no fundo dos oceanos e nas rochas sedimentares. O maior reservatório é

representado pelos depósitos sedimentares de sulfeto de ferro, a pirita ou “ouro de tolo”

(FeS2). Juntamente com o Fe, outras formas importantes de enxofre puderam ser precipitadas

junto aos depósitos de pirita, como as de Cu (cobre), Pb (chumbo) e Zn (zinco), os quais

constituem as maiores jazidas conhecidas destes elementos, que são de grande importância

econômica. Em segundo lugar, estão os depósitos de SO42-

, principalmente o gesso

(CaSO4.2H2O). Outro reservatório importante é representado pelos oceanos, os quais regulam

o fluxo de sedimentação. O enxofre é removido dos oceanos pela precipitação de minerais de

sulfato e sulfeto e retorna ao oceano através da erosão dos sedimentos (TRUDINGER, 1979;

MARTINS, 2010; SHARP, 2007).

Quanto ao ciclo biológico do enxofre (Figura 5), a maioria dos sulfatos são produzidos

como um subproduto da reação das bactérias redutoras de sulfato. Esta reação é chamada de

“redução assimilatória”, ocorrendo em organismos que assimilam o enxofre quando este

encontra-se incorporado nas proteínas, particularmente como S2- nos aminoácidos. A redução

assimilatória envolve uma mudança na valência de +6 para -2 (KAPLAN, 1983 apud

SHARP, 2007).

14

Figura 5 – Ciclo biológico do enxofre.

Fonte: Desenvolvida pela autora.

O primeiro passo na redução assimilatória do sulfato é a formação da adenosinafosfo-

sulfato (APS) mediante a ação da andenosina trifosfato (ATP) que tem sido encontrada no

cloroplasto, em bactérias, algas e fungos, sendo que a reação consiste na substituição de um

radical de ácido piro-fosfato (P) do ATP por sulfato. Em seguida sob a ação da enzima APS-

quinase, a APS reage com mais ATP-sulforilase, para produzir fosfoadenosina fosfossulfato

(PAPS) + difosfato de adenosina (ADP). Posteriormente ocorre redutase do sulfito, onde uma

heme proteína encontrada nas folhas, faz a transferência de 8 elétrons e finalmente ocorre a

incorporação do sulfeto em composto orgânico, principalmente através da reação da sulfidrase

da serina (MALAVOLTA, 1980).

A pirita presente em sedimentos é formada pela precipitação por ação de bactérias que

reduzem o sulfato a sulfeto (Figuras 5 e 6). Este reage com o ferro dissolvido ou com minerais

de ferro reativos para formar FeS amorfo. Esse sulfeto é instável e transforma-se em Fe2S.

Esta conversão requer um aceitador de elétrons e a alteração da proporção de Fe:S de 1:1 para

2:1, o que se processa por forma biótica através da adição de S ou da redução de Fe (SILVA,

2010).

A “redução dissimilatória” é referente às bactérias redutoras de sulfato que reduzem o

íon sulfato a sulfeto, sendo este mecanismo extremamente importante em relação à quantidade

de enxofre presente na Terra (GOLDHABER e KAPLAN, 1974 apud SHARP, 2007). A

formação de H2S pode ser proveniente de duas fontes, a redução do sulfato e a

15

dessulfurização de compostos orgânicos contendo enxofre na forma reduzida, estando

respectivamente representados pelas equações abaixo (LUPATINI, 2007):

SO42- +M.O. ↔ S2- +H2O + CO2

S2- + 2 H++ ↔ H2S

É possível observar glóbulos de enxofre elementar em bactérias de características

quimiolitotróficas como Achromatium sp. , estas bactérias usam o sulfito de hidrogênio (H2S)

em seu metabolismo, produzindo enxofre elementar que é armazenado dentro ou fora da

célula. O enxofre é produto a partir da oxidação do H2S que pode ser futuramente oxidado em

sulfato (SO42-). O sulfito (H2S) e o enxofre são oxidados para gerar energia para fixação de

CO2 ou geração de energia (RANGEL, 2011).

Figura 6 – Formação de pirita.

Fonte: BERNER (1972).

Como o enxofre na sua forma elementar não pode ser utilizado por organismos

superiores, para que sua assimilação se torne possível é necessário que os microrganismos

oxidem a sulfa elementar a sulfatos. Nesse processo podem participar bactérias

fotopigmentadas dos gêneros Chlorobium e Pelodictyon. As bactérias verdes sulfurosas

vivem em um ambiente aquático anóxico onde o H2S é abundante, e utilizam este como

doador de elétrons, oxidando primeiro S0 e depois para SO42- (íon de sulfato) (RANGEL,

2011).

16

O gás sulfídrico é formado a partir da ação de microrganismos sobre sulfatos e outros

compostos a base de enxofre, que são utilizados como agentes oxidantes (aceptores de

elétrons) durante a decomposição de compostos orgânicos em condições anaeróbicas. Esse

processo, conhecido como “redução dissimilatória de sulfato” é promovido por bactérias

pertencentes ao gênero Desulfovíbrio, chamadas de bactérias redutoras de sulfato (BRS)

segundo CORD-RUWISCH et al., 1987.

2.3. Propriedades isotópicas

Este item descreve os conceitos e fundamentos nos quais se baseiam os estudos

isotópicos, discutindo sua aplicabilidade e eventuais limitações quando empregados em

estudos de caracterização paleoambiental.

2.3.1. Utilização dos isótopos estáveis

O elemento químico que apresenta o mesmo número de prótons e diferentes números

de massa (do grego isos = igual; topos = lugar, na tabela dos elementos químicos) são

chamados de isótopos. Eles podem ser estáveis e instáveis ou radioativos. São conhecidos

cerca de 270 elementos químicos estáveis e mais de 1.700 instáveis (SANTOS et al., 2010).

Os isótopos estáveis são aqueles que não se transformam em outros por decaimento

radioativo. O emprego de isótopos ambientais, assim denominados por serem encontrados de

forma generalizada no meio ambiente em quantidades que permitem seu uso como traçadores

ou marcadores cronológicos, é muito difundido a nível mundial, onde geoquímicos

desenvolveram uma rigorosa base teórica e empírica para a integração dos isótopos aos

estudos dos ciclos globais dos elementos, podendo ser utilizado seja em ambientes aquáticos,

como também para elucidar vias fotossintéticas, processos fisiológicos nos vegetais,

condições climáticas no passado, os sistemas de expansão hidrotérmicos e a origem das

formações rochosas (SANTOS et al., 2010; LAJTHA & MICHENER, 1994).

O estudo da matéria orgânica pela caracterização isotópica tem mostrado crescente

aplicabilidade em diversos trabalhos de reconstrução paleoambiental (MIRANDA, 2010). Os

isótopos estáveis estão presentes nos ecossistemas e sua distribuição natural reflete, de forma

integrada, a história dos processos físicos e metabólicos do ambiente (PEREIRA &

BENEDITO, 2007). O tipo de informação fornecida pela análise da matéria orgânica inclui,

por exemplo, o registro da paleoprodutividade biológica, disponibilidade de nutrientes em

oceanos e lagos, e paleoconcentrações de dióxido de carbono na atmosfera (MEYERS, 1997).

17

Os elementos de interesse isotópico estável têm-se centrado na utilização de isótopos

de C (carbono), N (nitrogênio), S (enxofre), H (hidrogênio) e O (oxigênio) que possuem mais

de um isótopo (Quadro 1), e a composição isotópica natural dos materiais pode ser medida,

com elevada precisão, utilizando espectrômetro de massa (PETERSON & FRY, 1987;

DAWSON & BROOKS, 2001). Mais recentemente o 36Cl e o 3He têm sido bastante

utilizados. A distinção do uso de cada um desses isótopos é função dos objetivos de cada

trabalho e dos meios de que se dispõe (SANTOS et al., 2010).

Geralmente a abundância do isótopo na natureza é baixa, mas em alguns casos a ação

antrópica ao longo do tempo favoreceu o aumento desta (como no caso de 2H, 3H, 13C e 14C

com as bombas nucleares), (SANTOS et al., 2010).

Quadro 1 – Abundância isotópica dos elementos C, H, O, N e S (FAURE, 1986).

Elemento Isótopo Abundância (%)

Hidrogênio 1H 99.985 2H 0.015

Carbono 12C 98.89 13C 1.11

Nitrogênio 14N 99.63 15N 0.37

Oxigênio

16O 99.759 77O 0.037 18O 0.204

Enxofre

32S 94.99 33S 0.75 34S 4.25 36S 0.014

Fonte: FAURE, 1986.

A energia de uma molécula depende em parte da frequência de vibração de seus

átomos, que por sua vez é dependente de sua massa atômica. Assim, as moléculas de uma

mesma substância que são constituídas por isótopos mais leves terão maior energia de

vibração. Esta variação energética controla o fracionamento isotópico, ou seja, a partição

isotópica entre as substâncias (SANTOS et al., 1990). A separação dos isótopos entre duas

substâncias ou duas fases da mesma substância com diferentes razões isotópicas é chamada de

fracionamento isotópico (HOEFS, 2009).

18

Segundo HOEFS (1987) e FAURE (1986) os principais fenômenos responsáveis pelo

fracionamento isotópico são:

1. Reações de trocas isotópicas – redistribuição dos isótopos de um elemento entre

diferentes moléculas.

AX (gás) + BX*(líquido) → AX* (gás) + BX(líquido)

(12C16O16O)i + (1H218O)i → (12C16O18O)f + (1H2

16O)f

2. Processos cinéticos - a taxa de reação depende da composição isotópica dos

reagentes e produtos.

A1 → B1

CO2 → C - fixado

3. Processos físico-químicos – tais como evaporação e condensação, fusão e

cristalização, adsorção e dessorção, difusão de íons.

Tebulição → 2D2

16O > H216 O

H218O > H2

16O

Segundo FAURE (1986) o fracionamento isotópico que ocorre durante tais processos

é indicado pelo fator de fracionamento (α) que é definida como:

Onde é a razão do isótopo pesado sobre o mais leve ou fase A e é a razão do

isótopo pesado sobre o mais leve na fase B.

O fator fracionamento em qualquer sistema é dependente da temperatura, ou seja, o

fracionamento isotópico na natureza é interpretável em termos de temperaturas ambientais

(FAURE, 1986).

Segundo HOEFS (1987) a composição isotópica de uma substância é dada pela razão

entre os isótopos pesado e leve, comparados com um padrão de composição conhecida

(Quadro 2). A denominação usada é delta em partes por mil (‰):

[( ) ]

19

Quadro 2 – Alguns padrões internacionalmente utilizados para determinações isotópicas.

Elemento Padrão δ (‰)

Hidrogênio V-SMOW (Vienna Standard Mean Ocean Water) δD = 0,00‰

Oxigênio V-SMOW (Vienna Standard Mean Ocean Water)

V-PDB (Vienna Standard Peedee Belemnite Calcite)

δ18O = 0,00‰

δ18O = 30,91‰

Carbono PDB (Peedee Belemnite Calcite) δ13C = 0,00‰

Enxofre CDT (Canyon Diablo Troilite) δ34S = 0,00‰

Fonte: PEREIRA, 2007.

Sendo assim, δ positivo significa que a amostra é enriquecida no isótopo pesado em

relação ao padrão; δ negativo significa que a amostra é empobrecida no isótopo pesado em

relação ao padrão (DE ANDRADE, 2008).

2.3.1.1. Isótopo de enxofre

Segundo LIDE (2010) como característica relacionado às propriedades isotópicas, o

enxofre apresenta cerca de 21 isótopos. Dentre estes, apenas quatro são estáveis: 32S, 33S, 34S e 36S com abundâncias diferenciadas (Quadro 1). Para análise isotópica de enxofre, os isótopos

mais utilizados são os 34S e 32S, pois são os mais abundantes (SHARP, 2007). A sua

composição isotópica é expressa em termos de δ34S, sendo definido como:

[( ) ( ) ( ) ]

Então, valores positivos de δ34S indicam que a amostra é enriquecida em 34S em

relação a padrão, enquanto valores negativos implicam empobrecimento de 34S.

Segundo REES (1978) o padrão internacional de referência inicialmente adotado foi a

troilita (FeS) encontrada no meteorito Canyon Diablo, o chamado CDT (Canyon Diablo

Troilita). Em 1993 a International Atomic Energy Agency (IAEA), determinou uma nova

escala isotópica para o enxofre relativa a um padrão hipotético VCDT (Vienna – CDT),

através do uso como referência do padrão IAEA S-1 com valor δ34S = - 0,3‰ (ROBINSON,

1995).

A existência de diferenças na composição isotópica nos diversos materiais permite que

essa composição seja usada como um traçador da origem de substâncias (PETERSON & FRY

1987, PETERSON 1999 apud CARVALHO, 2008) (Figura 7)

20

Figura 7 – Fracionamento isotópico do enxofre (δ34S) em processos geoquímicos.

Fonte: AULT, W.U., 1959 apud BROWNLOW, 1979 adaptado por PONTES (2011).

21

Estudos realizados por THODE et al. (1960), VINOGRADOV et al. (1962), and

KAPLAN et al. (1963) apud FAURE (1986) confirma que minerais de sulfeto associados

com depósitos recentes de sedimentos marinhos são enriquecidos em 32S, enquanto o sulfato

marinho geralmente possui valores nagativo 34S.

Segundo NRIAGU et al. (1991) o δ34S do sulfato na água do mar é aproximadamente

21‰, no entanto no sulfito resultante da decomposição da matéria orgânica em ambiente

anaeróbico é -25‰.

Trabalhos utilizando isótopos de enxofre no Brasil, podemos citar o de FERREIRA

(2010), que utilizou uma amostra de folhelho carbonoso da Bacia do Amazonas idade

geológica mississipiana, obendo valores de δ34S = -9,9‰ revelando-se satisfatório, pois de

acordo com DAI et al. (2002), estudos indicaram que os valores isotópicos de enxofre

orgânico e pirítico (-12,3‰ a 5,8‰ e -18,7‰ a 1,1‰, respectivamente) são variáveis e

geralmente tendem a ser mais negativos em carvões com alto teor de enxofre do que carvões

com baixo teor de enxofre na região carbonífera de Wuda (China). Os autores relatam que os

valores negativos de δ34S indicam que uma grande parte do enxofre existente no carvão com

alto teor de enxofre é de origem bacteriana.

FERREIRA (2010) também realizou análise isotópica em amostra de gipsita

pertecente a Formação Santana da Bacia do Araripe com idade geológica desconhecida. Os

resultados do valor de δ34S da amostra mostrou total correlação com a figura 8 apresentada

por HOEFS (2009). Também verificou-se que a mesma trata de uma amostra de

característica de ambiente evaporítico, e de acordo com a figura 9 relacionou-se ao período

Cretáceo.

Figura 8 – Valor δ34S da amostra de gipsita com idade geológica desconhecida.

Fonte: Modificado de HOEFS (2009) adaptado por FERREIRA (2010).

22

Figura 9 – Valor δ34S da amostra de gipsita correspondente ao período Cretáceo.

Fonte: Modificado de KROUSE (1977) adaptado por FERREIRA (2010).

CAPÍTULO 3 – CONTEXTO GEOLÓGICO

24

3. CONTEXTO GEOLÓGICO: BACIA SERGIPE-ALAGOAS

A Bacia Sergipe-Alagoas situa-se na margem continental nordeste do Brasil, onde sua

porção terrestre abrange uma área de aproximadamente 13.000 km2 e sua porção submersa

uma área cerca de 40.000 km2, até a cota batimétrica de 2.000m. A bacia limita-se, a norte,

com a Bacia de Pernambuco/Paraíba, pelo Alto de Maragogi; a sul, o limite da porção emersa

é constituído pela Plataforma de Estância e, no mar, pela Bacia de Jacuípe, através do sistema

de falhas do Vaza-Barris (MOHRIAK, 2003).

3.1. Evolução tectono-sedimentar da Bacia Sergipe-Alagoas

A Bacia de Sergipe-Alagoas formou-se a partir do fraturamento do super-Continente

Gondwana, especificamente na ruptura das placas Africana e Sul-Americana no Mesozóico,

resultando em feições distensionais de riftes superpostos aos sedimentos anteriormente

depositados e também cobertas por derrames basálticos associados à abertura do Atlântico Sul

(MISUZAKI et al. 2002). A figura 10 apresenta uma reconstituição palinspástica com as

principais bacias sedimentares formadas com a separação das placas sul-americana e africana

(MOHRIAK et al. 1998).

Figura 10 – Reconstrução tectônica das bacias sedimentares na configuração pré-deriva continental.

Fonte: MOHRIAK, 2003.

25

O sistema de riftes da margem continental brasileira (principalmente no segmento

entre Sergipe–Alagoas e Santos) formou-se como conseqüência de processos distensionais

datados de Jurássico Superior ao Cretáceo Inferior (ASMUS e PORTO, 1980; ASMUS e

BAISCH, 1983; SZATMARI et al. 1985; CHANG et al. 1992).

Segundo FEIJÓ (1994) identifica-se as sequências pré-rift, rift, transicional e drift. As

seções pré-rift (Paleozóico e Mesozóico) caracterizado pelos registros paleozóicos de bacia

intracratônica posteriormente relacionados à Depressão Afro-Brasilera, rift pela ruptura do

Gondwana, transicional e drift estão associados com a evolução de uma margem passiva

sendo bastante representados na Bacia de Sergipe.

3.2. Arcabouço estratigráfico da Bacia Sergipe-Alagoas

Devido às peculiaridades quanto ao arcabouço tectono-estratigráfico e do diacronismo

dos eventos de erosão e sedimentação ocorridos durante a história evolutiva, a bacia costuma-

se subdividir em duas sub-bacias: a Sub-bacia de Sergipe (figura 11), ao sul, e a de Alagoas

(figura 12), ao norte do Rio São Francisco.

O embasamento cristalino também é distinto nestas sub-bacias: na Sub-bacia Sergipe,

o embasamento é constituído por metassedimentos da Formação Estância e dos grupos Miaba,

Vaza-Barris e Macururé, da Faixa Sergipana, e, na Sub-bacia Alagoas, por metassedimentos

de alto grau metamórfico, do Grupo Macururé, além de rochas cristalinas do Maciço

Pernambuco-Alagoas (CRUZ, 2008).

Megassequência Paleozóica – Grupo Igreja Nova (CPi) = Constituída de duas

formações: Formação Batinga de idade Neocarbonífera (AZAMBUJA FILHO et. al.

1998), depositada em um sistema glacial com influência de processos fluviais e marinhos

(VAN DER VEM et al. 1989). Formação Aracaré datada do Eopermiano por

SCHALLER (1969). Depositada dos litotipos ocorreu em um ambiente marinho raso a

litorâneo, associado a sistemas lacustres, eólicos e de sabkha (SCHALLER et al. 1980

apud VAN DER VEN et al.1989).

Megassequência Pré-rift, Grupo Perucaba (JKpa) = Este grupo engloba folhelhos e

argilitos, arcóseos e arenitos. É constituído pelas seguintes formações: Formação

Candeeiro de idade Neojurássica, constituído por arenitos e siltitos avermelhados que

ocorrem para o norte do rio Perucaba, até as proximidades da área de São Miguel dos

Campos, em Alagoas; Formação Bananeiras de Idade Neo-jurássica, constituído por

folhelhos vermelhos, facilmente intemperizáveis depositados em sistema lacustre

26

(SCHALLER, 1969); e Formação Serraria: Idade Eo-Cretáceo, constituído por arenitos

depositados em um sistema fluvial entrelaçado, comumente retrabalhados por sistemas

eólicos (PERRELA et al. 1963 apud SCHALLER 1969).

Megassequência Rift, Grupo Coruripe (K1cp) = Caracterizado pela rápida variação de

fácies, correspondentes às fases rift e transicional da Bacia Alagoas. Designa como

pacote sedimentar constituído por clastos grosseiros afins, com alguns bancos de

calcários não-marinhos intercalados (SCHALLER, 1969). Constituído pelas seguintes

formações no estágio rift: Formação Barra de Itiúba constituída por folhelhos lacustres e

de prodelta, e arenitos deltaicos, além de níveis subordinados de calcários bioclásticos

(PERRELLA et al. 1963 apud SCHALLER 1969); Formação Penedo de Idade Eo-

Cretácea, constituída por arenitos finos a grossos, formando corpos espessos com

geometria sigmoidal ou tabular que representam barras de frente deltaica, localmente

retrabalhadas por sistemas eólicos, e que se intercalam com depósitos fluviais de canais

tributários (KREIDLER & ANDERY 1949 apud SCHALLER 1969, FERREIRA 1990);

Formação Rio Pitanga (Sub-bacia Sergipe) e Formação Poção (Sub-bacia Alagoas): A

formação Rio Pitanga é constituída por conglomerados polimíticos e brechas, depositados

por sistemas de leques aluviais de borda de falha (SCHALLER, 1969). Na Sub-bacia

Alagoas, os sistemas de leques aluviais de borda de falha estão representados pela

Formação Poção (SOUZA-LIMA et al. 2002); Formação Coqueiro Seco: Formação

constituída pela alternância de arenitos finos a grossos, por vezes conglomeráticos,

representando uma sedimentação flúvio-deltáica, e folhelhos sílticos, que representam a

sedimentação lacustre. Formação Morro do Chaves, cuja espessura varia de 50 – 350 m,

sendo constituído pelas fácies de coquina e folhelhos lacustrinos, representando na bacia

o trato de sistema transgressivo de 3ª ordem com recobrimento de depósitos fluviais da

Formação Penedo (SCHALLER, 1969); Formação Ponta Verde: Segundo SCHALLER

(1969) de idade Mesoaptiana, caracterizado exclusivamente por folhelhos lacustres

pobres em fósseis.; Formação Macéio: Encerra o estágio rift. Constituído por rochas

siliciclásticas depositadas por leques aluviais e sistemas turbidíticos lacustres, que a partir

do Eoaptiano, sofreram a influência da sedimentação marinha, atestando a presença de

Evaporitos Paripueira, intercalados nesta formação, sendo definido como de origem

marinha por FLORÊNCIO & RIBEIRO FILHO (1998).

27

Fonte: CAMPOS NETO et al. 2007.

Figura 11 – Carta estratigráfica da Sub-bacia Sergipe.

28


Figura 12 – Carta estratigráfica da Sub-bacia de Alagoas.

29

Megassequência Transicional, Formação Muribeca (Grupo Coruripe – K1cp) = A

Formação Muribeca engloba os clásticos grossos, evaporitos e carbonatos de baixa

energia presentes no bloco alto da linha de charneira Alagoas da Bacia de Sergipe. É

composta pelos seguintes membros: Membro Carmópolis, caracterizado pelo predomínio

de conglomerados e litoarenitos de granulometria média a grossa originados de leques

aluviais. Estas rochas se depositaram sob condições climáticas de semi-aridez, na fase

transicional de evolução da margem continental brasileira; Membro Ibura, representado

por uma sequência evaporítica, associada a calcarenitos e calciruditos de origem

dominantemente algálica; Membro Oiteirinhos, caracterizado por calcilutito maciço a

laminado, folhelho e siltito castanho (KLEIN, 2007).

Megassequência Pós-rift, Grupo Sergipe e Piaçabuçu = Estágio engloba todas as

sequências depositadas em decorrência da subsidência termal e da sobrecarga sedimentar

ocorridas em uma bacia tectonicamente mais estável.

A) Grupo Sergipe - Do Albiano ao Santoniano, com o rompimento das barreiras de

restrição, ocorreu a instalação de condições de mar aberto e o desenvolvimento dos

sistemas de plataformas e taludes carbonáticos das formações Riachuelo e Cotinguiba

(ROSSI, 2007). Formação Riachuelo é composta pelos seguintes membros: Membro

Angico (Kra) constituído por arenitos conglomeráticos a finos, que gradam em direção ao

centro da bacia para clásticos mais finos, folhelhos e siltitos (FEIJÓ, 1994); Membro

Maruim (Krm) caracterizado por calcarenitos e calcirruditos, oncolíticos e oolíticos, e

recifes algáticos isolados, dolomitos com níveis de arenito, siltito e folhelho (CPRM,

1997); Membro Taquari (Krt) caracterizado por intercalações sucessivas de calcilutitos e

folhelhos cinzentos depositados em plataforma rasa a média de um ambiente marinho já

bem estabelecido (FEIJÓ, 1994). A Formação Continguiba é constituída pelos seguintes

membros: Membro Sapucari (Kcs) que compreende intercalações de rochas carbonáticas

e margas depositadas sob condições neríticas intermediárias a profundas e Membro

Aracaju (Kca) caracterizada por intercalações de mudstones, margas e folhelhos,

depositados em lâmina d’água mais profunda, em relação ao Membro Sapucari

(AZAMBUJA FILHO et. al. 1998).

B)Grupo Piaçabuçu - Neste grupo estão inclusas as rochas clásticas e carbonáticas

marinhas neocretáceas e terciárias das formações Calumbi, Mosqueiro e Marituba

(FEIJÓ, 1994). Formação Calumbi (Kcp): Caracterizado por argilito e folhelho, cinzentos

30

e esverdeados, com intercalações de arenitos finos a grossos (CPRM, 1997); Formação

Mosqueiro constituem-se de calcarenito bioclástico cinzento, com leitos subordinados de

arenito cinza-claro fino e folhelho, depositados em ambiente de plataforma continental

(SCHALLER, 1969; FEIJÓ, 1994); Formação Marituba constituída principalmente por

arenitos cinzentos médios a grossos e conglomeráticos, calcários e dolomitos depositados

em ambiente de leques costeiros, entre o Campaniano e o Holoceno (SCHALLER 1969;

FEIJÓ, 1994).

3.3. Formação Morro do Chaves

A Formação Morro do Chaves, objeto de estudo deste trabalho, constitui um espesso

pacote abrangendo o intervalo Eoaptiano, compreendendo uma sequência de calcário, margas

coquinóides e dolomitos, com intercalações clásticas, superposta à Formação Penedo e

subjacente aos sedimentos da Formação Coqueiro Seco. As coquinas refletem um aumento da

influência marinha no sistema lacustre (SCHALLER, 1969 e LARRÉ, 2009).

Esta unidade estava caracterizada como membro da Formação Coqueiro Seco (FEIJÓ,

1994) e na revisão estratigráfica realizada por CAMPOS NETO et al. (2007), foi retomada a

denominação de Formação Morro dos Chaves. A Formação Morro do Chaves ocorrem

interdigitados às rochas das Formações Pitanga, Poção e Coqueiro Seco (Figura 13).

Segundo AZAMBUJA et al. (1998) apud LARRÉ (2009), a Formação Morro dos

Chaves corresponde a uma sedimentação em um ambiente de lago que durante a fase rift

proto-Atlântica sofreu um forte controle tectônico e climático. Estes depósitos foram

submetidos, com frequência, a altas oscilações climáticas. O andar Jiquiá marcaria o último

registro da deposição tipicamente continental.

A fauna consiste principalmente de bivalves Anodontophora sp., Gonodon sp.,

Psammobia? Nucula sp., e Astarte sp., (BORGES, 1937; OLIVEIRA, 1937 apud SOUZA-

LIMA et. al., 2002) e de pequenos gastrópodes nas coquinas. Os calcilutitos são, localmente,

ricos em fragmentos de peixes muito bem preservados.

A ictiofauna presente é diversificada, abundante e bem preservada, com registros de

semionotídeos, elopomorfos, clupeomorfos, gonorhynchiformes, salmoniformes,

enchodontídeos e mawsoniídeos, associados à presença de biválvios, gastrópodes, ostracodes

e palinomorfos (in PETRA & GALLO, 2008).

31

Figura 13 – Carta estratigráfica da sub-bacia de Alagoas. Em destaque vermelho o intervalo de estudo deste trabalho. Em destaque azul, 1 – plataforma carbonática Morro do Chaves retoma seu status de formação e 2 – Discordância pré-Alagoas adotada como

limite superior da Formação Coqueiro Seco.


Apesar de o paleoambiente ser interpretado como lacustre, evidências geológicas

(pacotes de coquinas, formação de concreções carbonáticas) e paleontológicas (presença de

Enchodontidae) sugerem influência marinha nesta unidade (PETRA & GALLO, 2008).

Os fósseis foram depositados em sedimentos finos com presença de pirita, indicativa

de condições anóxicas/disóxicas próximas ao fundo, provocando mortandade em massa da

biota (PETRA & GALLO, 2008).

CAPÍTULO 4 – METODOLOGIA DE PESQUISA

33

4. METODOLOGIA DE PESQUISA

Para a realização desta dissertação foram estabelecidas uma série de procedimentos

rotineiros em trabalhos de cunho geológico. Estes procedimentos foram executados dentro de

um cronograma dividido em quatro seguimentos: A – Etapa Preliminar; B – Etapa de

Campo; C – Etapa de Laboratório e D – Etapa Final. Foram desenvolvidos dentro de cada

uma das etapas acima relacionadas vários trabalhos específicos, que serão citados a seguir.

4.1. Etapa preliminar

Foi realizada a compilação bibliográfica referente a trabalhos anteriores desenvolvidos

na região da área de pesquisa (monografias, dissertações, trabalhos técnicos e artigos

publicados), acerca da geologia da região estudada bem como a utilização de isótopos

estáveis.

4.2. Etapa de campo

Nessa etapa, foi realizado o levantamento de dados geológicos obtidos a partir de

mapeamento geológico pré-existente e complementado com a construção de perfil colunar das

litofácies, acompanhado de coleta sistemática de amostras de folhelho.

4.3. Etapa de laboratório

O trabalho experimental foi desenvolvido em bancada nos laboratórios de Carbono e

Pirólise (COT/PIR) e Isótopos da Gerência de Geoquímica (GEOQ) do Centro de Pesquisas

Leopoldo Américo Miguez de Mello (CENPES) da PETROBRAS sendo realizada a

preparação de amostras, em adição análises para determinação dos teores de carbono orgânico

total (COT) e enxofre total (S), pirólise Rock Eval e a determinação da razão isotópica de

enxofre (δ34S).

4.3.1. Preparação de amostras

As amostras de folhelhos foram pulverizadas em um almofariz de ágata e passadas em

uma peneira de 80 mesh, e a fração mais fina foi utilizada para as análises de pirólise e

isótopos de enxofre. Especificamente para análise de COT e Enxofre Total, a preparação de

amostras após passadas em uma peneira de 80 mesh continuou a partir de uma balança

analítica, onde as amostras foram pesadas em triplicatas (cerca de 250mg) em cadinhos de

cerâmica porosos e posteriormente levados à acidificação com HCl (ácido clorídrico) a 32%

juntamente com água destilada na proporção 1:1 durante um período de 12 horas para a

34

eliminação do carbonato. Após a acidificação, os cadinhos contendo as amostras são lavados

por cinco vezes com água destilada, sendo a primeira com água destilada quente (100°C) e as

demais a frio, assim eliminando-se os cloretos formados pelo HCl. Finalmente, as amostras

são secas sob banho de luz a 90° C durante 24 horas e pesadas novamente.

Figura 14 – Cadinhos porosos com amostras sendo lavados com água destilada depois do processo de acidificação com HCl (ácido clorídrico), ambos são realizados na capela.


4.3.2. Determinação dos teores de carbono orgânico total (COT) e enxofre total (S)

A análise de carbono orgânico tem como finalidade quantificar o teor de carbono

orgânico presente em uma grande variedade de materiais como, rochas sedimentares, carvão,

sedimento, vegetais, cimento dentre outros.

Após a preparação, as amostras são levadas ao aparelho LECO SC-144DR (figura 15),

instrumento não-dispersivo, projetado para medir carbono e enxofre a uma temperatura de

1350°C até sua combustão total, ou seja, a amostra passa por um processo de oxi-redução,

onde o carbono oxidado origina CO2, enquanto o enxofre origina SO2 em fluxo de oxigênio

(O2) isento de impurezas. O aparelho está calibrado de maneira que pelas quantidades de CO2

e SO2 detectadas forneça as porcentagens de Carbono Orgânico Total (COT) e Enxofre Total

(S), em função do peso inicial da amostra antes da acidificação.

35

Figura 15 – Aparelho LECO SC-144DR utilizado para determinação de Carbono Orgânico Total (COT) e Enxofre Total (S).


4.3.3. Pirólise Rock Eval

Este método consiste na simulação do processo natural de maturação da matéria

orgânica, usado para caracterizar os tipos de querogênio e também fornecer os seus

respectivos potenciais de geração.

O procedimento inicia ao pesar amostra (pulverizada) em cadinhos metálicos de

acordo com o teor de carbono orgânico (COT) seguindo a tabela abaixo:

Quadro 3 - Massas utilizadas em ensaio para pirólise em função do teor de COT.

Massas para Pirólise

% COT Peso (g)

<2.00 0,1500

>2.00 0,1000

>4.00 0,0500

>7.00 0,0300

>12.00 0,0100

Posteriormente, os cadinhos são colocados no aparelho Rock Eval 6 (Figura 16) onde

a amostra será aquecida numa atmosfera inerte (hélio) até 550°C, por aproximadamente 20

minutos, com uma taxa de aquecimento de 25°C/min.

36

Figura 16 – Aparelho ROCK EVAL 6 e computador aonde são fornecidos os resultados em gráficos e valores.


Os resultados são fornecidos sob a forma de gráficos e valores. Nas leituras feitas nos

gráficos o pico correspondente ao S1 detecta hidrocarbonetos livres presentes na amostra e

estão prontos para migrar, seu valor é expresso em mgHC/g rocha. O pico S2 representa a

quantidade de hidrocarbonetos gerados pelo craqueamento do querogênio durante o processo

de pirólise, sendo interpretado como o potencial gerador da rocha. O pico S3 representa a

quantidade de CO2 presente no querogênio, sendo expresso em mgCO2/g rocha. A

temperatura de máxima conversão de matéria orgânica (S2) em hidrocarbonetos é indicada

pelo pico (Tmax), que indica o grau de evolução térmica da matéria orgânica.

Outros parâmetros também são determinados como: o índice de hidrogênio (HI), que é

a razão entre os hidrocarbonetos liberados e a quantidade de carbono orgânico (S2/COT);

índice de oxigênio (OI), que é a razão entre o dióxido de carbono e a quantidade de carbono

orgânico (S3/COT); índice de produção (IP), razão entre os hidrocarbonetos gerados pela

rocha e o total de hidrocarbonetos produzidos durante a análise (S1/(S1+S2)). Quando o

resultado são valores elevados, é indicativa de hidrocarbonetos migrados.

Os dados obtidos pela análise de pirólise “Rock Eval” permitem a obtenção de

informações básicas sobre o tipo e a evolução térmica da matéria orgânica. Os dados de

pirólise com aqueles de carbono orgânico total (COT) permitem calcular os valores dos

37

índices de hidrogênio (IH = S2/COT x 100) e de oxigênio (IO = S3/COT x 100), que

correspondem, aproximadamente, às relações H/C e O/C da análise elementar do querogênio.

Colocando os dados no diagrama tipo „Van Krevelen”, considerando o caso de amostras

termicamente pouco evoluídas, é possível diferenciar quatro tipos básicos de querogênio: tipo

I, tipo II, tipo III e tipo IV.

Figura 17 – Classificação e evolução térmica dos querogênios segundo diagrama tipo “Van Krevelen”.

Fonte: ESPITALIÉ et.al 1985.

Segundo ESPITELIÉ et. al. (1985) os tipos de querogênios caracterizam-se como:

Querogênio tipo I – É rico em hidrogênio que se encontra presente na matéria rica em

lípidos, sendo sua origem, essencialmente, material de algas, quer marinhas quer

lacustres.

Querogênio tipo II – Composição intermédia e deriva de material de algas

(fitoplâncton e zooplâncton) como também de material de origem continental rico em

lípidos, como são os esporos e os pólens.

Querogênio tipo III – Apresenta valores de hidrogênio baixos e é rico em compostos

orgânicos aromáticos derivados de plantas superiores apresentando por isso, um maior

potencial para gerar gás do que petróleo em relação aos tipos anteriores.

38

Querogênio tipo IV – Apresenta um potencial muito baixo para hidrocarbonetos, é

formado essencialmente, por matéria orgânica remobilizada ou altamente oxidada

derivada de ambientes marinhos ou continentais.

4.3.4. Determinação da razão isotópica de enxofre (δ34S)

O material utilizado para as determinações isotópicas de enxofre (δ34S) são no total

dezesseis amostras de folhelho e seis amostras de piritas, que foram coletadas de forma

sistemática buscando amostrar a porção mais fresca da rocha.

Para as determinações isotópicas de enxofre (δ34S) foi usado um padrão hipotético

VCDT (Vienna – CDT), através do uso como referência do padrão IAEA S-1 cujo valor de

δ34S é -0,3‰. São empregados dois equipamentos para as mensurações isotópica de enxofre

(δ34S): um analisador elementar Flash EA 1112 séries e um espectrômetro de massas para

razão isotópica (EMRI), ambos acoplados através de uma interface denominada CONFLO III

(Figura 18).

Figura 18 – (A) Espectrômetro de massa e (B) analisador elementar Flash EA 112 séries.


O processo analítico tem início ao pesar 0,1mg de amostra (pulverizada) em uma

pequena cápsula de estanhos, onde posteriormente é adicionado 0,1mg de pentóxido de

vanádio (V2O5). Ao iniciar a análise, a cápsula com a amostra em questão é admitida no

reator de combustão do analisador elementar. Os resultados com valores isotópicos sinal

negativo significam que a amostra apresenta menos isótopo pesado que o padrão.

B A

39

4.4. Etapa final

Concluídas as análises geoquímicas, juntamente com a integração dos resultados

obtidos foi possível alcançar parcialmente os objetivos propostos e consequentemente o

processamento dos resultados analíticos e interpretação preliminar dos mesmos.

CAPÍTULO 5 – RESULTADOS E DISCUSSÕES

41

5. INTRODUÇÃO

5.1. Análise estratigráfica

Durante a etapa de campo, foi possível confeccionar o perfil estratigráfico vertical

mais significativo que ocorre na porção aflorante presente na Mina Cimpor (ANEXO II). Este

perfil está inserido dentro do contexto geológico da Formação Morro do Chaves da Bacia

Sergipe-Alagoas, sendo composto por fácies de sedimento bioclásticos (coquinas)

intercalados por folhelhos lacustrinos.

Na descrição macroscópica, a rocha foi caracterizada texturalmente de calcirrudito

bioclástico, com arcabouço suportado pelos grãos. A granulometria varia de grossa a muito

grossa em proporções maiores a 2mm. Coloração de cinza à branco, sendo constituída por

fósseis de pelecípodos (bivalves) com tamanhos centimétricos em sua maioria entre 2 e 5cm

(Figura 19).

Figura 19 – (A) Rocha calcirrudito bioclástico e (B) representação de fósseis pelecípodes

na rocha.


Os folhelhos, rocha alvo desse estudo, possuem coloração cinza-escuros a esverdeados

(Figura 20). Em algumas camadas são perceptíveis presenças de fósseis e concreções

piritosas, variando de 0,5cm a 4,0cm.

Os arenitos híbridos carbonáticos são constituídos por misturas de grãos siliciclásticos

de granulação média a grossa, aparecem na porção superior do perfil (Figura 21).

A B

42

Figura 20 – (A) Fácies bioclásticas com intercalação de folhelho de aproximadamente 7 cm de espessura e (B) coleta de amostra de folhelho na porção não alterada do

afloramento.


Figura 21 – Arenito híbrido carbonático constituído por mistura de grãos siliciclásticos.

Fonte: Foto da autora

A B

43

5.2. Geoquímica orgânica e isotópica

Os resultados de COT, Enxofre Total, Pirólise Rock Eval e Isótopo de enxofre δ34S,

estão representados em tabelas situadas no anexo II e nos diagramas descritos nos seguintes

sub-itens.

5.2.1. Carbono orgânico total (COT) e enxofre total (S)

Para a análise geoquímica COT e Enxofre Total foram utilizadas 16 amostras de

folhelhos pertencentes à Formação Morro dos Chaves. Essas amostras foram coletadas de

forma sistemática estando representada no perfil (ANEXO II) e tabela 1 (ANEXO I) buscando

a porção mais fresca de rocha.

A quantidade de hidrocarbonetos que pode ser gerada em uma bacia sedimentar é

diretamente proporcional ao teor de matéria orgânica disseminada nos sedimentos, desde que

ela apresente a mesma composição e evolução térmica. Dessa forma, o teor mínimo

necessário de Carbono Orgânico (COT) para dar origem a uma acumulação econômica de

óleo e gás é, historicamente no Brasil, maior do que 1.5% (LIMA, 2004). O percentual de

COT diminui com o aumento do grau de evolução térmica da rocha.

As amostras de COT possuem uma variância de valores de 0.02 a 9.22%, enquanto os

resultados de enxofre variam de 0.01 a 1.67%.

A determinação dos Teores de Enxofre Total nas rochas por si só não fornece

informações detalhadas, sendo geralmente avaliados em conjunto com os dados de COT,

fornecendo valiosos subsídios à interpretação dos tratos de sistemas e ambiente deposicional

em que a rocha foi formada.

No gráfico 1, estão representados os valores de COT (%) e Enxofre Total (%) versus

profundidades. Os intervalos das amostras ME-MC-M4 (10.2m) e ME-MC-06 (17.8m) para

COT (%) sugerem expressivas mudanças nas condições paleoambientais sendo favoráveis à

acumulação e preservação da matéria orgânica durante a deposição dos sedimentos, portanto

relacionados a eventos anóxicos. Estas amostras por possuírem o requisito de valores

superiores 1.5% de COT, foram selecionadas para análise de pirólise.

As amostras ME-MC-04 (10,2m) e ME-MC-06 (17,8m) obtiveram valores elevados de

teor de enxofre, respectivamente, 1.67% e 1.30% (gráfico 1), provavelmente por estarem

correlacionados a presença de concreções piritosas.

A relação entre os teores de carbono total e teores de enxofre pode ser interpretada em

termos da paleossalinidade do ambiente deposicional (gráfico 2). Segundo LEVENTHAL

44

(1983) e BERNER e RAISWELL (1983) apud REIS e CAPUTO (2007) a existência de uma

relação linear entre as quantidades de carbono orgânico e enxofre (na forma de sulfeto) em

sedimentos depositados em ambientes marinhos óxidados (normais) ocorre devido ao fato da

oxidação da matéria orgânica ocorrem em concomitância com a redução do sulfato (SO4) por

ação bacteriana. Isto induz a uma quantidade proporcional de sulfetos e de carbono residual.

Quando o COT é muito baixo isso pode indicar que pouquíssima ou nenhuma matéria

orgânica está sendo preservada e assim sendo as condições não são bastante anóxicas.

Gráfico 1 – Teores de COT(%) e Enxofre Total (%) versus profundidade (m) das amostras analisadas.

Fonte: Dados da pesquisa.

Gráfico 2 – Teores de Enxofre Total (%) versus COT (%) das amostras analisadas (modificado de LEVENTHAL, 1995).


45

No gráfico 2, foi possível notar que a amostra ME-MC-06 está relacionado com um

ambiente de água doce, a amostra ME-MC-04 possui linearidade com um ambiente salino e as

demais amostras analisadas podendo estar relacionado com ambientes tipicamente salino à

hipersalino.

5.2.2. Pirólise Rock Eval

5.2.2.1. Tipologia de matéria orgânica

A pirólise corresponde ao método físico-químico mais usado para caracterizar os tipos

de querogênio e também fornecer os seus respectivos potenciais de geração.

A partir dos valores de S2, S3 e de carbono orgânico (COT) são calculados os Índices

de Hidrogênio (IH = [S2/COT] x 100) e de Oxigênio (IO = [S3/COT] x 100). Estes resultados

são plotados no diagrama do tipo “Van Krevelen”, sendo possível diferenciar quatro tipos

básicos de querogênio: querogênio tipo I, querogênio tipo II, querogênio tipo III e querogênio

tipo IV (ESPITALIÉ et. al., 1985).

No gráfico 3 são apresentados no diagrama do tipo “Van Krevelen” com os valores de

Índices de Hidrogênio (IH) e de Oxigênio (IO) plotados das amostras ME-MC-04 e ME-MC-

06, podendo constatar que a matéria orgânica é classificada como tipo I (Gráfico 3)

essencialmente algálica. Ou seja, os folhelhos da Formação Morro do Chaves na porção

inferior do perfil estratigráfico são compostos por matéria orgânica de alta qualidade, sendo

rica em hidrogênio e pobre em oxigênio, sendo a melhor matéria orgânica para a geração de

hidrocarbonetos líquidos e gasosos.

Gráfico 3 - Valores do Índice de Hidrogênio (IH) e do Índice de Oxigênio (IO) de cada uma das 2 amostras selecionadas do afloramento Mina Cimpor.

Fonte: Dados da pesquisa plotados no diagrama do tipo “Van Krevelen”, ESPITALIÉ et. al., 1985.

46

5.2.3. Unidades quimioestratigráficas

Foram definidas quatro unidades quimioestratigráficas para o intervalo estudado a

partir dos dados geoquímicos (carbono orgânico total, enxofre total e resíduo insolúvel)

conforme mostrado na figura 22. As variações na concentração relativa dos parâmetros de

geoquímica orgânica refletem a susceptibilidade às mudanças ambientais que ocorreram a

partir de uma dinâmica de preenchimento sedimentar do sistema deposicional.

A Unidade Quimioestratigráfica A caracteriza-se por apresentar valores de carbono

orgânico total (COT), variando de 0.08 a 0.43%. Quanto aos valores de enxofre, apresentam

valores entre 0.36 e 0.97%. Nesta unidade o resíduo insolúvel (RI) se apresenta com picos de

superiores a 80%, valores referentes aos folhelhos. Esta unidade representa a base da

sucessão, composta por folhelhos de coloração esverdeada. No topo desta sucessão os

folhelhos possuem coloração acinzentada, e algumas concreções piritosas (por isso o

resultado de 0.97% de enxofre total). Apresenta espessura de aproximadamente 8 m.

A Unidade Quimioestratigráfica B representada por uma oscilação de alto e baixos

valores nos teores de COT com variação de 0.04 a 9.22%, os altos valores são possivelmente

resultantes de uma inundação, com consequente aumento da preservação. O decréscimo

desses valores é resultante de um possível rebaixamento no nível d’água do ambiente

deposicional. Apresenta ainda altos e baixos valores de enxofre variando de 0.75 a 1.67%,

correlacionando-se com as variações de COT. Os valores de RI são variáveis entre 63 a 86%,

indicando presença de carbonato em alguns pontos. Possui espessura média de 12 metros,

sendo constituído por coquinas intercaladas por folhelhos de coloração cinza escura em sua

maioria rica em concreções piritosas.

A Unidade Quimioestratigráfica C caracteriza-se por apresentar todos os valores de

COT variando entre 0.02 a 0.10 % e de enxofre total 0.37 a 1.39 %. Possui espessura média

de 20 metros. Os valores de RI são variáveis entre 67.33 a 94.33%, indicando presença de

carbonato em alguns pontos.

A Unidade Quimioestratigráfica D os valores de COT variam de 0.03 a 0.08% e

enxofre 0.01% a 0.65%. Os valores de RI são variáveis entre 43.67 a 89.00%, indicando

presença de carbonato em alguns pontos. Caracterizado no perfil por litologias do tipo arenito

híbrido, coquinas e folhelhos. Espessura aproximada de 17m.

47


Figura 22 – Comparação entre os teores de carbono orgânico (COT), enxofre total (S) e resíduo insolúvel plotados em um perfil simplificado. Observação das características das 4 unidades quimioestratigráficas.

A

B

C

D

48

5.2.4. Análise isotópica de enxofre δ34S

Os resultados referente a análise isotópica do enxofre pode ser encontrado no anexo II

e na figura 23. A hipótese de anoxia no ambiente deposicional é reforçada através dos valores

elevados de δ34S obtidas tanto nas amostras de rocha quanto nas de pirita.

A Unidade Quimioestratigráfica A, situado na porção basal do perfil observa-se que

a quantidade de COT variam de 0.08 a 0.48% e o enxofre total 0.36 a 0.97%, sendo o folhelho

caracterizado com formação em água salina. O resultado de δ34S mostraram-se valores leves

com progressivo aumento no limite com a Unidade Quimioestratigráfica B, exatamente no

início de condições anóxicas.

A Unidade Quimioestratigráfica B, é possível determinar dois eventos anóxicos

associados a mudanças ambientais em curtos períodos de tempo (ME-MC-04 e ME-MC-06),

sendo caracterizado também com uma mudança significativa isotópica. Os OAE’s (Oceanic

Anoxic Events) consistem em episódios globais de deposição e preservação do carbono

orgânico (ARTHUR et al., 1990) representados por variações nas condições oceânicas

(redução do nível de oxigenação, aumento do nível do mar, etc). Diversos modelos sugerem

origens episódicas para estes eventos como ambientes paleogeográficos restritos e em relação

aos oceanos, circulação estagnada, aumento do escoamento superficial continental, alta

produtividade de filoplânctons, atividade vulcânica intensa e difundida em água profundas

(KOUTSOUKOS et al., 1991). Neste intervalo também foi observado que o primeiro evento

anóxico que ocorreu em um ambiente de água doce e salgada (amostra ME-MC-04), e com a

diminuição da quantidade de COT e de enxofre, a tendência positiva do δ34S sugere sua

formação em um ambiente anóxico onde ainda pode ocorrer a redução bacteriana de sulfatos

da água do mar, porém há existência de valores intermediários que demonstram também a

presença de outra fonte como a meteórica. A matéria orgânica das amostras formadas durante

anoxia foi caracterizada com o querogênio tipo I, ou seja, derivado de restos de algas que

podem ser lacustres ou marinhas.

A Unidade Quimioestratigráfica C, houve uma estabilização dos baixos valores de

COT, porém continuou os valores de δ34S positivos, permanecendo ainda um ambiente

anóxico com a redução bacteriana de sulfatos da água do mar. No entanto, o baixo teor de

COT sugere incorporação de O2 dissolvido, o que implica em uma adição de sulfato

empobrecimento em δ34S à água do mar.

49


A

B

C

D

Figura 23 – Comparação entre os teores de carbono orgânico (COT), enxofre total (S) e δ34S plotados em um perfil simplificado.

50

A Unidade Quimioestratigráfica D, também houve uma estabilização dos baixos

valores de COT, porém os resultados isotópicos δ34S antes positivos, passaram a valores

negativos sugerindo fonte meteórica.

5.3. Discussões paleoambientais

Os dados obtidos nesse trabalho como indicativo de origem e proveniência do enxofre

determinado podem ser correlacionados com valores encontrados na literatura para diferentes

fontes possíveis de enxofre. Porém, os valores δ34S podem também ser resultado de duas ou

mais fontes de enxofre (KROUSE E GRINENKO, 1991) o que resulta em valores

intermediários. Ou seja, a tendência positiva do δ34S sugere a sua formação em um ambiente

anóxico onde pode ocorrer redução bacteriana de sulfatos da água do mar, porém valores

inferiores tendência de origem meteórica e valores intermediários de ambas as fontes.

As observações realizadas em campo conclui-se que a formação dos depósitos

descritos foram gerados a partir de um ambiente subaquoso, onde o aporte de sedimentos

siliciclásticos terrígenos (arenitos – Formação Coqueiro Seco) de forma cíclica e controlada

pelas condições tectônicas, promoviam um relativo raseamento do corpo d’água, favorecendo

assim a deposição de sedimentos carbonáticos (coquinas), da Formação Morro do Chaves.

Este material bioclástico foi retrabalhado, acumulando-se em lentes calcarenosas e

calcirudáceas, intercalando-se em litologias finas síltico-argilosas (e margosas) que se

acumulavam em posições relativamente mais profundas do corpo d’água.

Trabalhos de recuperações palinológicas realizadas por GARCIA (2012), observaram-

se exemplares de flora continental bem como constituintes possivelmente marinhos (algas).

Pesquisas na região, mostraram a existência da ocorrência de tartaruga Pleurodira (GALLO et

al., 2009b apud GARCIA, 2012) e fragmentos de peixes do gênero Enchodontidae (GALLO

et al., 2009c apud GARCIA, 2012) sugeridos ambientes marinhos.

Durante as primeiras fases de deposição situadas na Quimioestratigrafia A, os

resultados de δ34S inicialmente demonstravam uma fonte de água meteórica, posteriormente

os resultados migraram para fonte de água do mar. Sugere-se primeiramente um ambiente

lagunar próximo a uma região costeira, ambiente este segundo materiais coletados por

GARCIA (2012) enriquecido em materiais terrestres como esporos e grãos de pólen, ou seja,

a laguna estaria situada em uma planície costeira (plantas herbáceas) com regiões

montanhosas mais afastadas. Agentes de transporte como o ar e água seriam os responsáveis

51

pelo transporte desse material esporopolínico para dentro do lago/laguna, através da chuva

que provocavam um maior escoamento superficial desaguando dentro do lago/laguna.

Posteriormente na Quimioestratigrafia B, com a anóxia atuante, houve uma subida

relativa do nível do mar contribuindo com materiais marinhos no local antes definido como

laguna. Neste momento os resultados isotópicos demonstram valores transicionais, ou seja, a

fonte seria tanto de água meteórica e água marinha. Os resultados da relação COT versus

enxofre mostram tanto valores para caracterização de água doce e salgada. O querogênio

classificado como tipo 1 caracteriza-se como derivado de restos de algas que podem ser

lacustres ou marinhas.

As coquinas da Formação Morro dos Chaves tendem a ser mais grosseiras, com

conchas de bivalves variando de 0,5 a 5,0cm sendo classificado como Grainstone/Packstone,

formados em ambiente de inframaré. A própria formação dessas fácies carbonáticas

contextualizam condições de águas rasas para o desenvolvimento de organismos como os

bivalves que necessitam de luz para se desenvolverem (GARCIA, 2012). Os folhelhos

caracterizam um ambiente mais profundo e no geral redutor, devido à presença de pirita com

tamanhos variados ou até disseminados na rocha.

É importante salientar que ARAI (2009) considera que novos dados paleontológicos,

aliados a análise paleobiogeográficas, permitem atribuir às invasões marinhas provenientes de

norte (Tétis/Atlântico Central) a formação das primeiras bacias evaporíticas brasileiras no

Aptiano.

Na situação da Quimioestratigrafia C e D, os resultados de COT são relativamente

baixos e estáveis, porém os resultados isotópicos δ34S antes positivos passaram a valores

menos positivos sugerindo a entrada de água meteórica em um ambiente de água salina e

anóxico. Dentro destes intervalos quimioestratigráficos GARCIA (2012), encontrou em dois

níveis algas da classe Prasinophyceae sendo seu habitat predominantemente marinho, contudo

sua existência se dar tanto em ambientes de água doce ou salobra (TAPPAN, 1980).

Na figura 24 apresenta-se a reconstrução paleoambiental genérica para a Formação

Morro do Chaves, se utilizando com alguns elementos do trabalho de ANTONIOLI et al.

(2004,2009) apud GARCIA (2012), sugerindo possíveis novas descobertas palinológicas.

52

Fonte: ANTONIOLI et al. 2004, 2009.

Figura 24 – Reconstrução paleoambiental genérica da Formação Morro do Chaves.

53

Saliento que as amostras de folhelho contendo em sua maioria resultados entre +13 a

+17 de δ34S são correspondentes ao período geológico Cretáceo (Andar Jiquiá), onde

demonstraram uma correlação satisfatória com o período cronológico apresentada na curva de

sulfato na água do mar apresentada na figura 25 de CHANG et al. 2008.

Figura 25 – Variação de composições isotópicas de sulfeto em sedimentos hospedados em depósitos de ouro orogênicos através do tempo geológico e curva de sulfato de água do

mar. Em vermelho, área de ocorrência das variações isotópicas dos folhelhos da Formação Morro do Chaves.

Fonte: CHANG et al. 2008.

CAPÍTULO 6 – CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES

55

6. CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES

Com base nos resultados e discussões conclui-se:

1. As observações realizadas em campo permitem interpretar que a formação dos

depósitos descritos foram gerados a partir de um ambiente subaquoso, onde o aporte de

sedimentos siliciclásticos terrígenos (arenitos – Formação Coqueiro Seco) se deu de forma

cíclica e controlada pelas condições tectônicas, promovia um relativo raseamento do corpo

d’água, favorecendo assim a deposição de sedimentos carbonáticos (coquinhas), da Formação

Morro do Chaves.

2. Com base nos resultados de COT e Enxofre Total observaram-se dois intervalos

(Unidade Quimioestratigráfica B) interpretados como correlacionáveis aos eventos de maior

influência marinha e maior anoxia.

3. Os resultados plotados no gráfico de COT versus Enxofre Total de LEVENTHAL

(1995) caracterizou os intervalos em sua maioria como salino a hipersalino, apenas a amostra

ME-MC-06 situada na Unidade Quimioestratigráfica B demonstrou características de água

doce.

4. O gráfico Índice de Hidrogênio versus Índice de Oxigênio caracterizou a matéria

orgânica das amostras ME-MC-04 e ME-MC-06 situadas na Unidade Quimoestratigráfica B

como tipo 1 de querogênio, sendo derivado de restos de algas que podem ser lacustres ou

marinhas.

5. Os valores δ34S são resultados de diferentes fontes de enxofre, podendo resultar em

valores intermediários entre uma fonte e outra. Ou seja, a tendência positiva do δ34S sugere a

sua formação em um ambiente anóxico onde pode ocorrer redução bacteriana de sulfatos da

água do mar, porém valores inferiores tendência de origem meteórica e valores intermediários

de ambas as fontes.

6. A pirita reforça que o ambiente era bastante redutor.

7. Os parâmetros geoquímicos permitiram a identificação de variações nas condições

paleoambientais decorrentes de invasões marinhas no sistema lacustre, correlacionando-se

com os intervalos de palinofósseis mais significativos encontrados por GARCIA (2012),

como a existência de poros (Unidade Quimioestratigráfica A), pólens (Unidade

Quimioestratigráfica A) e algas marinhas (Unidade Quimioestratigráfica C e D).

8. Corrobora-se com a idéia de que análise de supostas invasões marinhas deve ser

revista.

56

Recomenda-se para futuros trabalhos que sejam realizadas análises de δ18O, δ13C e δ34S

enfatizando tantos os folhelhos como as coquinas presentes ao longo do perfil estudado no

presente estudo. Os resultados aqui representam os caminhos de orientação para estudos mais

amplos e específicos visando a caracterização do paleoambiente deposicional da Formação

Morro do Chaves na Bacia Sergipe-Alagoas.

CAPÍTULO 7 – REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

58

7. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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ANEXO - I

Amostras Profundidades (m) Enxofre Total COT δ34S - Pirita δ34S - Rocha Res Insolúvel S1 S2 S3 TMax Índice de Hidrogênio Índice de Oxigênio S1TOC S2S3 IP PC Área S2

ME-MC-16 63.5 0.01 0.08 - Insuficiente 82.33 - - - - - - - - - - -

ME-MC-15 57.5 0.65 0.07 - -0.50 89.00 - - - - - - - - - - -

ME-MC-14 52.7 0.21 0.03 - 10.63 61.67 - - - - - - - - - - -

ME-MC-13 42.2 0.28 0.03 - 12.00 43.67 - - - - - - - - - - -

ME-MC-12 38.8 0.37 0.05 - 10.17 79.67 - - - - - - - - - - -

ME-MC-11 34.7 1.39 0.11 - 13.50 88.33 - - - - - - - - - - -

ME-MC-10 32.6 0.72 0.05 16.6 16.87 67.33 - - - - - - - - - - -

ME-MC-09 27.1 0.65 0.02 13.0 15.07 94.33 - - - - - - - - - - -

ME-MC-08 23.4 0.78 0.08 - 15.40 87.33 - - - - - - - - - - -

ME-MC-07 20.2 1.21 0.10 - 9.20 83.33 - - - - - - - - - - -

ME-MC-06 17.8 1.30 9.22 12.9 3.90 63.67 2.48 80.61 0.59 433 861.2179 6.3034 0.26496 136.627 0.02985 6.89647 17078378

ME-MC-05 13.3 0.75 0.04 14.1 15.17 79.00 - - - - - - - - - - -

ME-MC-04 10.2 1.67 4.13 14.8 12.03 86.00 0.69 31.36 0.08 436 752.0384 1.9185 0.16547 392 0.02153 2.66015 10872103

ME-MC-03 7.1 0.97 0.43 13.9 11.10 91.00 - - - - - - - - - - -

ME-MC-02 5.6 0.36 0.18 - 6.30 80.67 - - - - - - - - - - -

ME-MC-01 5.3 0.91 0.08 - 7.23 89.67 - - - - - - - - - - -

RESULTADOS GEOQUÍMICOS

ANEXO - II

LEGENDA

Geometria externa

Geometria tabular

Geometria sigmoidal

Geometria lenticular

RAS

AFO

Raseamento

Afogamento

Intraclastos peliticos

Bioclastos

Elementos Constituintes

Oóide

Intraclastos carbonáticos

Quartzo

Alga vermelha

Bivalves

Gastrópodes

Restos vegetais

Qtz

Peixes

Pólen e esporo

Ostracode

Foraminífero

Estratificação Cruzadade Baixo Ângulo

Bioturbação

Estruturas Sedimentares

Laminação plano-paralela

Estratificaçãocruzada

Estratificação truncadapor onda

Oxidação

Figura de carga

Topo Ondulado

Talassinoides

Laminação ondulada Hummocky

Litologia

Calcarenito

Dolomito

Calcirudito Arenito

Folhelho

Marga

Calcilutito

Financiamento:

Wac

Mud

Mar

Arg S Amf Af Am Ag Amg Gr Sx M

Clu Cra Adaptado deFOLK (1959)

Cru

20 cm

Boun

Gra

Pac

RAS AFO

1 m

2 m

3 m

6 m

5 m

4 m

7 m

8 m

10 m

9 m

11 m

12 m

13 m

14 m

15 m

16 m

17 m

18 m

19 m

20 m

21 m

22 m

23 m

26 m

24 m

25 m

30 m

33 m

34 m

32 m

31 m

27 m

28 m

29 m

ME-MC-01

ME-MC-02

ME-MC-03Nível 1

Nível 3

Nível 2

ME-MC-04

ME-MC-05

ME-MC-06

ME-MC-07

ME-MC-08

ME-MC-09

ME-MC-10

LitofáciesClassificaçãoDunham (1962)

35 m

36 m

37 m

40 m

38 m

39 m

42 m

41 m

43 m

46 m

47 m

45 m

44 m

48 m

53 m

52 m

49 m

51 m

50 m

54 m

55 m

56 m

57 m

58 m

59 m

60 m

61 m

62 m

63 m

64 m

65 m

66 m

67 m

68 m

Nível de Lavra / metro

Nível 5

Nível 4

Nível 7

Nível 6

ME-MC-11

ME-MC-12

ME-MC-13

ME-MC-14

ME-MC-15

ME-MC-16

MINA CIMPORSÃO MIGUEL DOS CAMPOS - AL

Geom. externa DescriçãoAmostraTextura e EstruturasLitologia Enxofre Total δ S34

-20 21 10 20

AM

OST

RA

TOTA

L

PIRITA

LEGENDA

Geometria externa

Geometria tabular

Geometria sigmoidal


RAS

AFO

Raseamento

Afogamento


Bioclastos


Oóide


Quartzo

Alga vermelha

Bivalves

Gastrópodes

Restos vegetais

Qtz

Peixes

Pólen e esporo

Ostracode

Foraminífero


Bioturbação





Oxidação

Figura de carga

Topo Ondulado

Talassinoides


Litologia

Calcarenito

Dolomito

Calcirudito Arenito

Folhelho

Marga

Calcilutito

Financiamento:

Wac

Mud

Mar



Cru

20 cm

Boun

Gra

Pac

RAS AFO

1 m

2 m

3 m

6 m

5 m

4 m

7 m

8 m

10 m

9 m

11 m

12 m

13 m

14 m

15 m

16 m

17 m

18 m

19 m

20 m

21 m

22 m

23 m

26 m

24 m

25 m

30 m

33 m

34 m

32 m

31 m

27 m

28 m

29 m

ME-MC-01

ME-MC-02

ME-MC-03Nível 1

Nível 3

Nível 2

ME-MC-04

ME-MC-05

ME-MC-06

ME-MC-07

ME-MC-08

ME-MC-09

ME-MC-10


35 m

36 m

37 m

40 m

38 m

39 m

42 m

41 m

43 m

46 m

47 m

45 m

44 m

48 m

53 m

52 m

49 m

51 m

50 m

54 m

55 m

56 m

57 m

58 m

59 m

60 m

61 m

62 m

63 m

64 m

65 m

66 m

67 m

68 m


Nível 5

Nível 4

Nível 7

Nível 6

ME-MC-11

ME-MC-12

ME-MC-13

ME-MC-14

ME-MC-15

ME-MC-16



-20 21 10 20

AM

OST

RA

TOTA

L

PIRITA

LEGENDA

Geometria externa

Geometria tabular

Geometria sigmoidal


RAS

AFO

Raseamento

Afogamento


Bioclastos


Oóide


Quartzo

Alga vermelha

Bivalves

Gastrópodes

Restos vegetais

Qtz

Peixes

Pólen e esporo

Ostracode

Foraminífero


Bioturbação





Oxidação

Figura de carga

Topo Ondulado

Talassinoides


Litologia

Calcarenito

Dolomito

Calcirudito Arenito

Folhelho

Marga

Calcilutito

Financiamento:

Wac

Mud

Mar



Cru

20 cm

Boun

Gra

Pac

RAS AFO

Folhelho de coloração esverdeada. Presença de fragmentos de vegetais e peixes fósseis.

As coquinas (bivalves) deste perfil no geral apresentam granocrescência ascendente. A gra-nulometria varia de grossa a muito grossa, e a coloração de cinza à branca.


F o l h e l h o d e c o l o r a ç ã o c i n z a à esverdeado. Apresenta bastantes c o n c r e ç õ e s p i r i t o s a s d e aproximadamente 0,5 à 4,0cm.

Folhelho de coloração cinza escuro a preto. Apresenta concreções piritosas.

Folhelho de coloração cinza escuro. Presença de concreções piritosas.

Folhelho de coloração variando de cinza escuto a preto. Bastantes fósseis de peixes e ostracodes. Concreções piritosas em menor quantidade, quando comparado as camadas próximas a base.

F o l h e l h o d e c o l o r a ç ã o c i n z a à esverdeado, com porções alteradas .

As coquinas neste pacote tendem a ter granulometria grossa, com os bivalves de tamanhos entre 2cm a 5cm. Alternância de cor branca a cinza, e por vezes, intercalado por pelitos.

F o l h e l h o d e c o l o r a ç ã o c i n z a à esverdeado, com porções alteradas.

Folhelho de coloração esverdeada. Encontra-se um pouco alterado.

Folhelho de coloração esverdeada. Concreções piritosas presente.

1 m

2 m

3 m

6 m

5 m

4 m

7 m

8 m

10 m

9 m

11 m

12 m

13 m

14 m

15 m

16 m

17 m

18 m

19 m

20 m

21 m

22 m

23 m

26 m

24 m

25 m

30 m

33 m

34 m

32 m

31 m

27 m

28 m

29 m

ME-MC-01

ME-MC-02

ME-MC-03Nível 1

Nível 3

Nível 2

ME-MC-04

ME-MC-05

ME-MC-06

ME-MC-07

ME-MC-08

ME-MC-09

ME-MC-10


35 m

36 m

37 m

40 m

38 m

39 m

42 m

41 m

43 m

46 m

47 m

45 m

44 m

48 m

53 m

52 m

49 m

51 m

50 m

54 m

55 m

56 m

57 m

58 m

59 m

60 m

61 m

62 m

63 m

64 m

65 m

66 m

67 m

68 m

Arenito híbrido carbonático constituído por misturas de grãos siliciclásticos de granulação média a grossa e bivalves.

Folhelho alterado e com mistura de bivalves dispersas.

Folhelho alterado.

Folhelho de coloração esverdeado, com alteração superficial.

Folhelho de coloração cinza, encontra-se parcialmente alterado.

F o l h e l h o d e c o l o r a ç ã o c i n z a à amarelado. Apresenta-se extremamente alterado, devido encontrar-se na parte superficial do perfil.


Nível 5

Nível 4

Nível 7

Nível 6

ME-MC-11

ME-MC-12

ME-MC-13

ME-MC-14

ME-MC-15

ME-MC-16



Coloração esverdeada. Bastante fósseis de peixe. Intercalada uma fina camada cor preto, porém oxidado.

-20 21 10 20

AM

OST

RA

TOTA

L

PIRITA















Folhelho alterado.



















Folhelho alterado.





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UNIVERSIDADE FEDERAL DE SERGIPE GEOCIÊNCIAS E ANÁLISE DE ... · Sob a forma de sulfato, em minerais como gipsita e barita, ... caracterização de várias fontes de enxofre em ambiente