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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
LUANA SILVA CASTRO
ESTUDO PETROGRÁFICO COMPARATIVO ENTRE A
FORMAÇÃO MORRO DO CHAVES DA BACIA (SE/AL) E
O GRUPO LAGOA FEIA DA BACIA DE CAMPOS E O
SEU POTENCIAL COMO RESERVATÓRIO DE
HIDROCARBONETOS.
Salvador
2011
i
LUANA SILVA CASTRO
ESTUDO PETROGRÁFICO COMPARATIVO ENTRE A
FORMAÇÃO MORRO DO CHAVES DA BACIA (SE/AL) E
O GRUPO LAGOA FEIA DA BACIA DE CAMPOS E O
SEU POTENCIAL COMO RESERVATÓRIO DE
HIDROCARBONETOS.
Monografia apresentada ao curso de Geologia,
do
Instituto
de
Geociências,
Universidade
Federal da Bahia, como requisito parcial para
obtenção do grau de Bacharel em Geologia.
Orientador: Prof. Cícero da Paixão Pereira
Salvador
2011
ii
TERMO DE APROVAÇÃO
LUANA SILVA CASTRO
ESTUDO PETROGRÁFICO COMPARATIVO ENTRE A
FORMAÇÃO MORRO DO CHAVES DA BACIA (SE/AL) E
O GRUPO LAGOA FEIA DA BACIA DE CAMPOS E O SEU
POTENCIAL COMO RESERVATÓRIO DE
HIDROCARBONETOS.
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel
em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
________________________________________________________________
1° Examinador - Prof. Cícero da Paixão Pereira
Instituto de Geociências, UFBA.
_________________________________________________________________
2° Examinador – Prof. Msc. Félix Ferreira Farias
Professor do Instituto de Geociências, UFBA.
_________________________________________________________________
3° Examinador – Prof. Msc. Roberto Rosa
Professor do Instituto de Geociências, UFBA/PETROBRAS.
Salvador, 18 de Novembro de 2011
iii
Dedico aos meus pais Jorge e
Luzinete, ao meu irmão Ramon
e à Alexandre.
iv
AGRADECIMENTOS
Aos meus pais, agradeço por me proporcionarem a vida, pelo apoio e ajudar sempre que
preciso e por me amar. A vocês, meu muito obrigada e meu amor incondicional.
Ao meu irmão pelas palavras de apoio, de motivação e pelo seu carinho.
Agradeço ao meu orientador Cícero, pelo seu ótimo humor, pela sua disponibilidade,
paciência, pelos “bate papos”, dedicação, por estar sempre disposto a ajudar e ouvir. Muito
obrigada, guardarei suas sabias palavras.
Agradeço a todos os meus familiares e amigos, pelo carinho e por compreenderem a minha
ausência, em diversos momentos.
Aos professores Flávio, Marcão, Amalvina, Angela, Carlson, Haroldo Sá, Félix, Olivia, Rosa
e Zoltan pelo aprendizado e por contribuírem para minha evolução acadêmica e interesse pela
“Geologia”.
Ao meu namorado, meu conselheiro e meu amigo, Alexandre, pelo seu companheirismo nos
momentos de alegria e nos momentos difíceis desta minha longa caminhada e que nunca me
deixou desistir dos meus sonhos. Agradeço de coração pela sua tolerância, compreensão e
paciência nos meus momentos difíceis. Serei eternamente grata.
Aos meus amigos geológicos da UFBA por me acompanharem e por dividirmos bons e
difíceis momentos nesta caminhada geológica, momentos estes, que ficaram guardados em
minha memória e serão lembrados com alegria: Iarinha, Aline, Laurinha, Alexandre, Rebeca,
André ”Deco”, Anderson Roque, Adson, Nelize, Dona Florinda, Milena, Mari, “Creula” Eula,
Acácio, Lucas Gontijo, Muriel, Fabiane,“Brutos” Jaime, Falcão, Gleide, Anderson Muniz,
Vera, “Seu Boneco” Luciano, Priscila Freitas e a todos que fizeram parte desta caminhada.
Aos funcionários da PETROBRAS Paulo Milhomem, Soninha, Edson Medeiros, Rodrigão,
Edson Cosme, Iguatemi, Itana ,Marilene, Ionar, Fafá, Cris e Dora.
Aos funcionários do IGEO Aldacir, Mércia, André, Alberto, Bossal, Caetano, Deraldo e Gil
pela constante boa vontade e auxílio.
À CPRM e a PETROBRAS pela confecção das lâminas.
Muito obrigada a todos que contribuíram de alguma forma para este momento.
v
RESUMO
A presente monografia tem como objetivo principal fazer um estudo petrográfico
comparativo entre as coquinas da Formação Morro do Chaves, pertencentes à Bacia de
Sergipe-Alagoas, e as coquinas do Grupo Lagoa Feia da Bacia de Campos. A importância
deste estudo petrográfico se fez devido à necessidade de se avaliar o potencial da Formação
Morro do Chaves como reservatório de hidrocarbonetos, por essa Formação apresentar o
mesmo tipo de constituinte bioclástico e intervalo de deposição que o Grupo Lagoa Feia (que
constitui um dos reservatórios carbonáticos da Bacia de Campos). Verificou-se que, a partir
dos estudos petrográficos, foi possível reconhecer diversos aspectos dessas rochas tais como:
os constituintes, o aspecto textural, os tipos de porosidade e seu percentual, as feições
diagenéticas presentes e o seu ambiente deposicional. Com o suporte das descrições
macroscópicas e da caracterização petrográfica comparativa, foi possível interpretar que as
coquinas da Formação Morro do Chaves, em termos de valores de porosidade, possuem um
potencial para reservatório carbonático, apesar desta não ocorrer como rocha reservatório na
Bacia de Sergipe-Alagoas.
Palavras-chave: Bacia de Sergipe-Alagoas; Formação Morro do Chaves; Grupo Lagoa Feia;
Reservatório Carbonático; Coquinas
vi
ABSTRACT
The monograph’s main objective is to make a comparative study between petrographic
Coquinas of Morro do Chaves Formation belonging to the Sergipe - Alagoas basin and the
coquinas of Lagoa Feia group of Campos basin. The importance of this petrographic study is
done because of the need to evaluate the potential formation of Morro do Chaves as a
reservoir of oil, because these carbonate rocks present the same kind of constituent bioclastic
interval deposition and the Lagoa Feia group which is one of carbonate reservoirs the Campos
basin. It was found that from petrographic studies it was possible to recognize different
aspects of these carbonate rocks such as constituents, the textural aspect the types of porosity
and percentage, the diagenetic features present and their depositional environment. With the
support of macroscopic descriptions and comparative petrographic characterization, it was
possible to interpret the coquinas of Morro do Chaves formation in terms of porosity have a
potential for carbonate reservoir, although this does not occur of as reservoir rock in Sergipe –
Alagoas basin.
Keywords: Segipe – Alagoas basin; Morro do Chaves formation; Lagoa Feia group;
carbonate reservoir; coquinas.
vii
SUMÁRIO
LISTA DE FIGURAS............................................................................................................. ix
LISTA DAS FOTOGRAFIAS................................................................................................xi
LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS..................................................................................xiii
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO....................................................................................... 15
1.2. LOCALIZAÇÃO E ACESSOS ........................................................................................... 16
1.3. OBJETIVOS ................................................................................................................. 17
1.3.1. Objetivo Geral ..................................................................................................... 17
1.3.2. Objetivos Específicos .......................................................................................... 17
1.4. METODOLOGIA ........................................................................................................... 18
CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL ...................................................................... 19
2.1. A BACIA DE SERGIPE-ALAGOAS .................................................................................. 19
2.1.1. Contexto Geológico............................................................................................. 20
2.2. ESTRATIGRAFIA E ARCABOUÇO ESTRUTURAL .............................................................. 20
2.3. FORMAÇÃO MORRO DO CHAVES ................................................................................. 29
CAPÍTULO 3 – PETROLOGIA DE ROCHAS CARBONÁTICAS: CONCEITOS
BÁSICOS ........................................................................................................................... 32
3.1 – CONSTITUINTES CARBONÁTICOS ............................................................................... 32
3.1.1 Grãos Aloquímicos............................................................................................... 32
3.1.2. Cimento .............................................................................................................. 38
3.1.3. Matriz ou Calcita microcristalina ......................................................................... 40
3.2 – CLASSIFICAÇÃO DE ROCHAS CARBONÁTICAS............................................................. 40
3.2.1 Classificação de Folk (1959; 1962)....................................................................... 41
3.2.2 Classificação de Dunham (1962) .......................................................................... 42
3.2.3 Embry & Klovan (1971) ....................................................................................... 44
3.2.4. Classificação de Rochas Carbonáticas Aplicável às bacias Sedimentares Brasileiras45
CAPÍTULO 4 – FEIÇÕES DIAGENÉTICAS DAS ROCHAS CARBONÁTICAS........ 48
4.1 – DISSOLUÇÃO............................................................................................................. 48
4.2 – CIMENTAÇÃO............................................................................................................ 48
4.3 – SUBSTITUIÇÃO .......................................................................................................... 49
viii
4.4 – COMPACTAÇÃO......................................................................................................... 49
4.5 – NEOMORFISMO ......................................................................................................... 49
4.6 – DOLOMITIZAÇÃO ...................................................................................................... 50
CAPÍTULO 5 – POROSIDADE ........................................................................................ 51
5.1 – TIPOS DE POROSIDADE .............................................................................................. 51
CAPÍTULO
6
–
DESCRIÇÃO
MACROSCÓPICA
E
CARACTERIZAÇÃO
PETROGRÁFICA ............................................................................................................. 54
6.1 – DESCRIÇÃO MACROSCÓPICA ..................................................................................... 54
6.2 – CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA ............................................................................ 60
6.2.1. Formação Morro do Chaves ................................................................................ 61
6.2.2. Grupo Lagoa Feia ................................................................................................ 70
6.3. AMBIENTE DEPOSICIONAL .......................................................................................... 72
7 – CONCLUSÃO .............................................................................................................. 74
8 – REFERÊNCIAS ........................................................................................................... 75
ANEXOS ............................................................................................................................ 78
ix
LISTA DE FIGURAS
Figura 1. 1: Mapa de localização dos afloramentos da Formação Morro do Chaves na Bacia
de Sergipe-Alagoas .............................................................................................................. 16
Figura 2. 1: Localização da Bacia de Sergipe-Alagoas (modificado de Souza-Lima et. al.,
2002). .................................................................................................................................. 19
Figura 2. 2: Mapa de localização da bacia de Sergipe-Alagoas em seu contexto geológico
regional e delimitações conforme propoto por Souza-Lima et. al., 2006 apud Larré 2009. ... 21
Figura 2. 3: Arcabouço estrutural da bacia Sergipe-Alagoas sensu-stricto. Modificado de
Falkenhein, 1986 (apud........................................................................................................ 22
Figura 2. 4: Carta estratigráfica da Sub - Bacia de Sergipe (Neto et. al., 2007). ................... 24
Figura 2. 5: Carta estratigráfica da Sub - Bacia de Alagoas (Neto et. al., 2007). .................. 25
Figura 2. 6: Mostrando a carta estratigráfica da sub-bacia de Alagoas (Campos Neto et. alii.,
2007 apud LARRÉ, 2009). Destacado em vermelho, as alterações feitas após a revisão
estratigráfica relativa ao intervalo em estudo; 1- Corresponde a plataforma carbonática Morro
do Chaves o objeto de estudo deste trabalho retoma seu status de formação. ........................ 30
Figura 3. 1: Principais tipos de microestuturas vistas em oolitos recentes e antigos (adaptado
a de Tucker & Wright, 1990). .............................................................................................. 34
Figura 3. 2: Principais constituintes das rochas carbonáticas (Modificada de Terra et. al.,
2010). .................................................................................................................................. 39
Figura 3. 3: Classificação de rochas carbonáticas (adaptado de Folk, 1959 apud TERRA et.
al., 2010). ............................................................................................................................. 42
Figura 3. 4: Classificação de rochas carbonáticas (adaptado de Dunham, 1962 apud TERRA
et. al., 2010). ........................................................................................................................ 43
Figura 3. 5: Classificação de rochas carbonáticas (adaptado Embry e Klovan, 1971apud
TERRA et. al., 2010). .......................................................................................................... 44
Figura 3. 6: Classificação de Rochas Carbonáticas Aplicável às bacias Sedimentares
Brasileiras (Terra et. al., 2010). ............................................................................................ 46
Figura 3. 7: Classificação de Rochas Carbonáticas Aplicável às bacias Sedimentares
Brasileiras (Terra et. al., 2010). ............................................................................................ 47
Figura 5. 1: Tipos básicos de porosidade (Choquette & Pray, 1970). ................................... 53
Figura 6. 1: Tipos de contatos entre os grãos do arcabouço (Silva, 2009). ........................... 62
x
Figura 6. 2: Modelo deposicional, da Formação Morro do Chaves. (Adaptado de Guardado,
Gamboa & Lucchesi, 1990). ................................................................................................. 73
xi
LISTA DE FOTOS
Foto 01: Foto do afloramento, sequência empilhada da base para o topo da Formção Morro
do Chaves, constituído por conglomerados com seixos de filitos e grãos de quartzo, passando
a calcirrudito bioclástico impuro. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco
no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM 812214/8920028. .... 54
Foto 02: Base da Formação Morro do Chaves, constituida por conglomerados com seixos de
filitos e grãos e seixos de quartzo leitoso. Coordenadas UTM 812214/8920028. .................. 55
Foto 03: Coquinas neomorfisadas próximas a base da Formação Morro do Chaves.
Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a
cidade de Própria. Coordenadas UTM 812214/8920028. ...................................................... 55
Foto 04: Detalhe da foto 03, coquinas neomorfisadas. Afloramento localizado nas margens do
Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM
812214/8920028. ................................................................................................................. 56
Foto 05: Bloco de calcirrudito impuro com seixos e grânulos de quartzo leitoso, com
gradação normal. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de
Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM 812214/8920028.......................... 56
Foto 06: Nível rico em grãos e seixos de quartzo intercalados nas coquinas da Formação
Morro do Chaves. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de
Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM 812214/8920028.......................... 57
Foto 07: Lobos de depósitos das coquinas, vistas em planta com paleocorrente para NE.
Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a
cidade de Própria. Coordenadas UTM 812214/8920028. ...................................................... 57
Foto 08: Lobos deposicionais progante das coquinas neomorfisadas, como na foto 07, os
lobos indicam paleocorrente para NE. Afloramento localizado nas margens do Rio São
Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM
812214/8920028. ................................................................................................................. 58
Foto 09: Detalhe da foto 01, mostrando a passagem do nível siliciclástico, formado por
fluxos de grãos e gradação normal, passando para depósitos carbonáticos de coquinas.
Afloramento localizado na margem direita do Rio São Francisco no estado de Sergipe
próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM 812214/8920028. ..................................... 58
xii
Foto 10: Nível bioturbado nas coquinas. Afloramento visto em planta, localizado nas margens
do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM
812214/8920028. ................................................................................................................. 59
Foto 11: Foto geral do afloramento da Formação Morro do Chaves na pedreira CIMPOR,
localizada na cidade de São Miguel dos Campos, no Estado de Alagoas. Coordenadas UTM
812214/8920028. (NOGUEIRA, 2003) ................................................................................ 59
Foto 12: Testemunho do Grupo Lagoa Feia da Bacia de Campos, mostra as coquinas que são
rochas reservatório nesta bacia. (NOGUEIRA, 2003.) .......................................................... 60
xiii
LISTA DAS FOTOMICROGRAFIAS
Fotomicrografia 01: Mostra os oólitos, sem analisador (TERRA et. al., 2010). .................. 33
Fotomicrografia 02: Mostra os oncólitos e pelóides. Luz polarizada (TERRA et. al., 2010).
............................................................................................................................................ 35
Fotomicrografia 03: Grainstone/Rudstone de conchas de pelecípodos que ainda preservam
parte de sua estrutura fibrosa, alguns tipos de contatos entre as conchas e sua porosidade tipo
interpartícula (em azul). Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 04 – 2011. ..................... 61
Fotomicrografia 04: Grainstone/Rudstone constituídos pelas conchas de pelecípodos
preenchidas com calcita (mostra suas duas direções de clivagem) e a porosidade do tipo
móldica (em azul). Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 04 – 2011. ............................. 62
Fotomicrografia 05: Grainstone/Rudstone constituídos pelas conchas de pelecípodos
preenchidas com calcita maclada e espática. Em luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 04
– 2011. ................................................................................................................................. 63
Fotomicrografia 06: Porosidade do tipo vulgular (em azul). Luz plana, objetiva (2,5X).
Amostra: LC- 04 – 2011....................................................................................................... 63
Fotomicrografia 07: Ostracode preenchido por calcita espática e concha preservando parte
da sua estrutura fibrosa original (aragonita?) que está sendo preenchida por calcita. Luz plana,
objetiva (2,5X). Amostra: LC- 03 – 2011. ............................................................................ 64
Fotomicrografia 08: Fragmentos de rochas (metaquartzito e filito) subordinados ao
Grainstone/Rudstone. Com analisador, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 14 – 2011. ............... 65
Fotomicrografia 09: Romboedros de dolomita dentro do espaço poroso (em azul). Luz plana,
objetiva (2,5X). Amostra: LC- 05 – 2011. ............................................................................ 65
Fotomicrografia 10: Processo de limonitização da pirita. Em luz plana, objetiva (5X).
Amostra: LC- 03 – 2011....................................................................................................... 66
Fotomicrografia 11: Porosidade móldica (em azul) e as conchas preservando parte da sua
estrutura fibrosa original (aragonita?). Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 02 – 2011. 66
Fotomicrografia 12: Tipos de porosidade (em azul): Intrapartícula, móldica e intercristalina.
Em luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 02 – 2011. ...................................................... 67
Fotomicrografia 13: Bioclastos de ostracode e de concha de pelecípodo (preenchidos com
calcita) e um fragmento de Biotita lixiviada. Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 10 –
2011. .................................................................................................................................... 67
xiv
Fotomicrografia 14: Contato suturado devido a processos de dissolução entre as conchas de
pelecípodo (preenchidas com calcita). Em luz plana, objetiva (10X). Amostra: LC- 10 – 2011.
............................................................................................................................................ 68
Fotomicrografia 15: Micas deformadas e lixiviadas parte da matriz desta rocha. Polarizador
em luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 12 – 2011........................................................ 69
Fotomicrografia 16: Mostra a matriz calcarenítica impura. Com analisador, objetiva (2,5X).
Amostra: LC- 10 – 2011....................................................................................................... 69
Fotomicrografia 17: Aspecto geral da lâmina, mostra os bioclastos neomorfisados. Luz
plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 06 – 2011. .................................................................. 70
Fotomicrografia 18: Feições diagenéticas de silicificação e cimentação nas conchas de
pelecípodos neomorfisadas. Com analisador, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 06 – 2011. ...... 71
Fotomicrografia 19: Feição diagenética do tipo silicificação, evidenciada pela presença de
megaquartzos que substituem parcialmente as conchas de pelecípodos. Com analisador,
objetiva (2,5X). Amostra: LC- 06 – 2011. ............................................................................ 71
Fotomicrografia 20: Evidencia a presença de porosidade do tipo intercristalina (em azul).
Polarizador em luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 06 – 2011. .................................... 72
15
CAPÍTULO 1 – Introdução
Os reservatórios de petróleo e gás natural, em rochas carbonáticas, são responsáveis
por cerca da metade das reservas de hidrocarbonetos mundialmente conhecidas. Até meados
da década de 70, a produção de hidrocarbonetos nas bacias sedimentares brasileiras era
restrita aos reservatórios formados por rochas siliciclásticas (dominantemente arenitos,
conglomerados e folhelhos fraturados).
A primeira descoberta comercial de petróleo na Bacia de Campos teve como
reservatório os calcarenitos de idade Albiana da Formação Macaé. Outro reservatório
carbonático nessa bacia é a antiga Formação Lagoa Feia que foi elevada à categoria de Grupo.
Seus depósitos carbonáticos constituídos por coquinas, agora denominados de Formação
Coqueiros do andar Jiquiá. Esses depósitos chegaram a formar espessas camadas porosas
(barras de coquinas), acima de 100 metros, com diferentes características em termos de
permo-porosidade.
A importância deste estudo petrográfico comparativo entre as coquinas da Formação
Morro do Chaves com as coquinas da Formação Coqueiros se deu porque ambas as formações
apresentam o mesmo tipo de sedimento bioclástico (coquinas) e foram depositadas no mesmo
intervalo de tempo (Aptiano) nas fase rifte das suas respectivas bacias. Além do fato de que as
coquinas constituem importantes intervalos produtores na Bacia de Campos.
O estudo dos afloramentos em superfície de rochas análogas da Formação Morro do
Chaves, dentro da Bacia Sergipe-Alagoas (BSA), pode auxiliar de maneira eficaz o
entendimento da história evolutiva da BSA e da Bacia de Campos, ajudar a esclarecer os
processos deposicionais destas bacias e a compreensão de suas diferentes características em
termos de reservatório.
No registro sedimentar das bacias costeiras brasileiras, sobretudo no Cretáceo,
ocorrem espessos pacotes carbonáticos que preservam informações essenciais para o
entendimento da evolução da abertura do Atlântico Sul (Schobbenhaus et al., 2003 apud
CAMACHO, 2009).
16
1.2. Localização e Acessos
Os afloramentos da Formação Morro do Chaves (Figura 1.1), objeto de estudo desta
monografia, encontram-se situados na pedreira CIMPOR (antiga Atol), que está localizada na
cidade de São Miguel dos Campos, a 5 km oeste da BR-101 no Estado de Alagoas, ligada
pela estrada secundária não pavimentada que leva a Fazenda São Sebastião, tendo
coordenadas UTM 812214/8920028 e nas proximidades da cidade de Propriá, no estado de
Sergipe, nas margens do rio São Francisco, tendo coordenadas UTM 738512/8869964.
Figura 1. 1: Mapa de localização dos afloramentos da Formação Morro do Chaves na Bacia de Sergipe-Alagoas
Figura 1.1. :.
17
1.3. Objetivos
1.3.1. Objetivo Geral
O presente trabalho tem como objetivo principal realizar um estudo petrográfico
comparativo entre os calcirruditos bioclásticos do Grupo Lagoa Feia da Bacia de Campos com
os depósitos equivalentes em termos de constituintes bioclásticos da Formação Morro do
Chaves, da Bacia de Sergipe/ Alagoas. Ambas as seqüências carbonáticas foram depositadas
nas suas respectivas fases rifte de suas bacias.
1.3.2. Objetivos Específicos
Como objetivos específicos, têm-se:
 Caracterizar e classificar petrograficamente as amostras coletadas nas diferentes áreas
visitadas em campo.
 Descrever petrograficamente os carbonatos, abordando a identificação detalhada dos
constituintes carbonáticos, assim como as suas relações texturais.
 Interpretar as feições diagenéticas das rochas carbonáticas e o seu ambiente deposicional.
 Discutir os diversos parâmetros que condicionaram a não ocorrência de reservatórios nas
coquinas da Formação Morro do Chaves, ao contrário do que ocorre nas coquinas do Grupo
Lagoa Feia.
18
1.4. Metodologia
Para a realização deste trabalho e execução dos objetivos propostos, o método de
trabalho empregado no desenvolvimento dessa monografia constou de três fases:
 Etapa 1 - Pré-Campo
Essa etapa teve como objetivo o levantamento bibliográfico e pesquisas bibliográficas
sobre a Bacia de Sergipe-Alagoas e os constituintes das rochas carbonáticas, aulas com o
próprio orientador a respeito de alguns conceitos básicos, treinamento em petrologia das
rochas carbonáticas.
 Etapa 2 - Campo
A fase campo consistiu em levantamento e visita de pontos, em rochas carbonáticas
albianas, já conhecidos na literatura. Foram visitados dois afloramentos da Formação Morro
do Chaves, sendo retirada as coordenadas UTM (Datum SAD 69) e feitas amostragens,
descrição e fotodocumentação dos afloramentos visitados.
 Etapa 3 - Pós-Campo
Esta etapa correspondeu ao tratamento, interpretação e integração dos dados obtidos.
Foram feitas atividades como a confecção de lâminas delgadas das amostras coletadas em
campo, descrição macroscópica das amostras coletadas, sua descrição microscópica das
lâminas delgadas petrográficas, interpretação das feições diagenéticas e do ambiente
deposicional.
As lâminas delgadas foram confeccionadas no Laboratório de Laminação da
Companhia de Pesquisa e Recursos Minerais (CPRM), sendo que algumas lâminas que
necessitaram de impregnação foram elaboradas no laboratório de Sedimentologia e
Estratigrafia da PETROBRAS. O estudo petrográfico foi realizado com o auxílio de
microscópios binoculares Olympus modelo BX41 do Laboratório de Mineralogia Óptica e
Petrográfica do Instituto de Geociências – UFBA.
Esses procedimentos irão concretizar os objetivos propostos, na elaboração e
apresentação da monografia de graduação.
19
CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL
2.1. A Bacia de Sergipe-Alagoas
A Bacia de estudo encontra-se situada nos estados de Sergipe e Alagoas, no litoral do
nordeste brasileiro, e compreende uma área de aproximadamente 35.000 Km² (Figura 2.1),
sendo um terço desta área emersa e dois terços submersa. Ocupa uma faixa alongada na costa
leste brasileira entre os paralelos 9º e 11º 30’ Sul e os meridianos 35º30’ a 37º oeste,
constituindo aproximadamente 350 km de comprimento, disposta segundo a direção N45º E.
A história evolutiva desta Bacia está intimamente relacionada à abertura do Atlântico
Sul, com a fragmentação do supercontinente Gondwana (Milani et al., 2007 apud Camacho
2009. A idade Albiana nas bacias marginais brasileiras é marcada pelo desenvolvimento de
plataformas carbonáticas.
Segundo Souza-Lima (2008), a porção emersa da Bacia ocupa uma estreita faixa da
porção costeira dos estados de Pernambuco, Alagoas e Sergipe, com uma porção submersa
distribuída além dos limites da estreita plataforma continental.
Trata-se de uma bacia de margem passiva, com registro de depósitos do final da fase
rifte e fase marinha, ambos relacionados à fragmentação do Gondwana e formação do
Atlântico Sul (ARAÚJO et. al., 2009).
Figura 2. 1: Localização da Bacia de Sergipe-Alagoas (modificado de Souza-Lima et. al., 2002).
20
2.1.1. Contexto Geológico
Segundo Szatmari et. al. (1974) apud Araújo et. al. (2009), o arcabouço tectônico da
Bacia de Sergipe – Alagoas foi moldado, principalmente durante a fase pré-rifte (pré-meso
Alagoas), gerando suas principais feições estruturais: Alto de Aracajú, Alto de Riachuelo e
Baixo da Divina Pastora-Siriri. Estas estruturas são delimitadas por falhas normais,
ocasionalmente escalonadas, com direção preferencial NE-SW e NW-SE.
De acordo com Rancan et. al. (2008), a Bacia de Sergipe-Alagoas está estabelecida em
um contexto regional que inclui terrenos geológicos de diferentes idades e ambiências
tectônicas. A Bacia de Sergipe-Alagoas foi implantada sobre o Cráton do São Francisco e a
Província de Borborema (Maciço Pernambuco-Alagoas e Faixa Sergipana) que são
caracterizados pela presença de diversas faixas móveis brasilianas.
As bacias rifte desenvolveram-se circundando um grande bloco crustal, a Microplaca
Sergipana (Lana e Milani, 1983; Szatmari et. al., 1984; Lana e Milani, 1986 apud LANA,
1990), cuja movimentação durante o Eocretáceo foi praticamente independente daquela dos
continentes africano e sul-americano. O rifteamento no nordeste do Brasil pode ser atribuído a
uma rotação anti-horária do continente africano em relação ao sul-americano, em torno de um
pólo situado sobre o Lineamento de Pernambuco (LANA 1990).
A distribuição dos depocentros e o padrão de falhas no início do rifteamento na bacia
de Sergipe-Alagoas são indicativos de que no limite da Microplaca Sergipana deveria ocorrer
um cisalhamento sinistral transtencional no sul, com um aumento da componente
compressional na norte (LANA 1990).
A partir do Eoalagoas, o regime de esforços responsável pela implantação da bacia é
modificado e a intensidade da componente distencional aumenta. A taxa de sedimentação
aumenta, coincidindo com a implantação da Linha de Charneira Alagoas (LANA 1990).
2.2. Estratigrafia e Arcabouço Estrutural
Segundo Souza-Lima et. al. (2002) apud Souza-Lima (2008), a bacia é representada
geologicamente por um meio gráben assimétrico, limitado a norte, através do lineamento de
Pernambuco-Paraíba (Figura 2.2) e, a sul, através da Falha de Itapuã, com a Bacia de
Camamu.
21
Figura 2. 2: Mapa de localização da bacia de Sergipe-Alagoas em seu contexto geológico regional e delimitações conforme
propoto por Souza-Lima et. al., 2006 apud Larré 2009.
A bacia subdivide-se em blocos ou compartimentos tectônicos, em geral, limitados por
grandes falhas, diferenciados com base na profundidade e na configuração da superfície do
embasamento, na natureza da cobertura sedimentar, intensidade do falhamento e padrão de
anomalias gravimétricas (LANA, M. C, 1990).
22
De acordo com Souza-Lima et. al.
(2002),
a
Bacia
de
Sergipe-Alagoas
encontra-se diferenciada internamente em
quatro sub-bacias, com evoluções tectonosedimentares ligeiramente distintas: Cabo,
Alagoas, Sergipe e Jacuípe, nesta ordem,
de
norte
para
sul,
destacando-se
a
ocorrência dos baixos de Mosqueiro e
Coruripe na sua plataforma continental
(Figura 2.3).
O preenchimento sedimentar da
Bacia de Sergipe-Alagoas varia de um
compartimento tectônico para outro, sendo
sua estratigrafia uma consequência direta
de sua evolução estrutural. A complexa
distribuição espacial das unidades crono e
litoestratigráficas, é resultado do modo
desigual como se processou a subsidência
ou eventual soerguimento ao longo do
tempo (LANA, M. C, 1990).
O pacote sedimentar da Bacia de
Sergipe-Alagoas pode ser dividido em
quatro megassequências (Falkenhein et.
al., 1985 apud LANA, M. C. 1990), que
geralmente encontram-se separadas por
discordâncias regionais, caracterizadas por
mudanças
no
sedimentação
estilo
(LANA,
tectônico
M.
C,
e
na
1990),
correlacionáveis aos estágios evolutivos
que ocorreram nas bacias da margem leste
brasileira e formação do Atlântico Sul.
Figura 2. 3: Arcabouço estrutural da bacia Sergipe-Alagoas sensu-stricto. Modificado de Falkenhein, 1986 (apud
Van Der Vem et. al.1989 apud Souza-Lima 2002)
23
A primeira sequência pré-rifte foi depositada em condições intracratônicas. A segunda
sequência rifte é caracterizada tectonicamente pelo evento que deu origem à separação das
placas continentais Sul-Americana e Africana. A terceira sequência é transicional e
constituída por sedimentos que marcam o surgimento do Atlântico Sul. A quarta sequência,
pós-rifte, foi desenvolvida sob condições de mar aberto (SANTOS, 2008).
Diversos trabalhos adotam a Bacia de Sergipe-Alagoas como uma única bacia, com
destaque para o trabalho de Lana (1985). Na última revisão das cartas estratigráficas (Figuras
2.4 e 2.5), Feijó (1994) estabeleceu que o Alto de Japoatã-Penedo seria o limite das bacias de
Sergipe e Alagoas.
De acordo com Neto et. al. (2007), o Alto de Japoatã-Penedo não se caracteriza como
um divisor das bacias de Sergipe e Alagoas, devido ao fato do mesmo está restrito apenas a
uma porção emersa e de águas rasas, não se prolongando até o bloco baixo da charneira
Eoalagoas. Outra justificativa é que não há nenhuma feição geológica que justifique um limite
das bacias na região de águas profundas. Entretanto, foram elaboradas duas cartas
estratigráficas (Figuras 2.4 e 2.5), pelo fato do preenchimento sedimentar e o estilo tectônico
na Bacia de Sergipe-Alagoas variar da porção sergipana para a alagoana.
Das bacias da margem continental brasileira, a Bacia de Sergipe-Alagoas é a que
apresenta a mais completa sucessão estratigráfica, parte dela aflorante, estando representados
desde depósitos relacionados às sinéclises paleozóicas até seqüências características da
evolução de bacias do tipo rifte e drifte em margens passivas (SOUZA-LIMA, 2008).
Neste trabalho serão mantidas as nomenclaturas litoestratigráficas de Schaller (1969),
Feijó (1994) e as novas definições de Campos Neto et al. (2007).
24
Figura 2. 4: Carta estratigráfica da Sub - Bacia de Sergipe (Neto et. al., 2007).
25
Figura 2. 5: Carta estratigráfica da Sub - Bacia de Alagoas (Neto et. al., 2007).
26
Sinéclise
O estágio de sinéclise ocorreu entre o neocarbonífero e o eopermiano. Sobre o
embasamento pré-cambriano, em condições intracratônicas, depositou-se, inicialmente, a
Seqüência Carbonífera, representada pela Formação Batinga, e, posteriormente, a Seqüência
Permiana, representada pela Formação Aracaré. Ambas as seqüências representam o registro
sedimentar de sinéclises paleozóicas que cobriam extensas áreas do continente Gondwana
(NETO et. al., 2007).
Supersequência Pré-Rifte
A Bacia de Sergipe-Alagoas constituía um dos segmentos da depressão afro-brasileira,
que foi deformada por um soerguimento crustal no Neojurássico (Ponte e Asmus, 1986 apud
NETO, 2007). Essas depressões foram preenchidas por sedimentos fluviais e lacustres,
representados na Bacia Sergipe-Alagoas pelas Formações Candeeiro, Bananeiras e Serraria.
De acordo com Souza-Lima et. al. (2002), a distribuição original destes sedimentos estendeuse além dos limites da bacia em áreas tão afastadas quanto à bacia do Araripe, nos estados do
Ceará e Pernambuco.
Supersequência Rifte
O início e o término do estágio rifte da bacia ainda é motivo de controvérsia. Alguns
autores posicionaram esse limite em idades diferentes. Segundo Neto et. al., (2007), o início
da fase rifte ocorreu no Andar Rio da Serra ao instalar-se o lago da Formação Feliz Deserto.
Esse lago indica que além das variações climáticas também ocorreu um aumento progressivo
da taxa de subsidência da bacia.
Com o aumento do tectonismo, um rift-valley subsidente foi instalado, provavelmente
a partir do final do eocretáceo (Falkenhein, 1986 apud SOUZA-LIMA, et. al., 2002). A partir
da integração de dados das bacias do nordeste brasileiro e do Gabão (África), chegou-se a
conclusão que esse processo teria sido iniciado algum tempo antes, posicionando a
sedimentação de unidades crono-equivalentes à Formação Serraria no estágio rifte (Bradley &
Fernadez 1992 apud SOUZA-LIMA et. al. 2002).
De idade Rio da Serra, a Formação Feliz Deserto foi depositada durante o estiramento
inicial do rifte, quando se instalou o sistema lacustre-deltaico (Neto et. al., 2007).
27
O rifte foi preenchido por um sistema alúvio-flúvio-deltaico representado pelas
Formações Rio Pitanga, Penedo, Morro do Chaves e Barra de Itiúba. A tectônica atuante
exibiu um forte controle sob a sedimentação, depositando espessos depósitos de
conglomerados ao longo das falhas de borda da bacia (Fernandes et. al., 1981; Falkenhein,
1986 apud SOUZA-LIMA et. al., 2002).
Na idade Neojiquiá a Eoalagoas, a intensidade do tectonismo aumentou, depositando
no início do segundo pulso do estágio rifte, o sistema alúvio-deltaico da Formação Coqueiro
Seco, que em virtude da elevada subsidência da bacia teve uma alta taxa de sedimentação
(NETO et. al., 2007).
Durante o Eoalagoas, a porção emersa sergipana e parte da porção terrestre alagoana
foram soerguidas, ficando a sedimentação restrita ao bloco baixo da Charneira e ao nordeste
de Alagoas (Neto et. al., 2007). Nessa mesma época ocorreu a deposição dos evaporitos
“Paripueira”, na sub-bacia alagoana, sendo este depósito uma evidência de que nessa época a
Bacia de Sergipe-Alagoas sofreu incursões marinhas, enquanto que nas outras bacias da
margem leste brasileira, predominava a sedimentação continental (Dias, 2005 apud NETO et.
al., 2007).
As Formações Rio Pitanga, Poção e Maceió, segundo Neto et. al. (2007), são
resultantes dos fluxos gravitacionais que ocorreram nos períodos de clima úmido e de grande
aporte sedimentar.
De acordo com Neto et. al., (2007), o término do estágio rifte ocorreu no Eoalagoas,
quando o tectonismo foi bastante intenso e delineou-se a linha de charneira. Posteriormente,
ocorreu uma discordância regional, denominada de pré-Neo-Alagoas, que afetou toda bacia
seguida pela deposição do Membro Carmópolis, da Formação Muribeca. O estágio
transicional teria sido iniciado a partir do Eoaptiano (Rabinowitz & LaBrecque, 1979 apud
SOUZA-LIMA et. al., 2002), quando depositou-se os evaporitos Paripueira, que
correspondem aos primeiros sedimentos marinhos. Segundo Souza-Lima et. al., (2002), uma
seqüência progadante, composta por clásticos alúvio-flúvio-deltaico, separa esta seqüência do
ciclo evaporítico seguinte (ciclo Ibura), relacionado a uma nova transgressão marinha no
Neoaptiano.
A cadeia Rio Grande-Walvis atuou como uma importante barreira topográfica,
separando intermitentemente o proto-Atlântico aberto já instalado ao sul, do extenso e raso
golfo, com incursões marinhas periódicas, instalado ao norte sendo a sedimentação marinha
fortemente
controlada
por
essa
barreira
(SOUZA-LIMA
et.
al.,
2002).
28
Supersequência Pós-Rifte
Na idade Neo-Alagoas, com o início da subsidência térmica, a bacia sofreu
basculamento para sudeste e ocorreu a primeira grande incursão marinha que proporcionou a
deposição da Formação Muribeca. Na porção emersa da Sub-bacia de Sergipe, a
sedimentação foi retomada, enquanto que na Sub-bacia de Alagoas, a deposição continuou
restrita à área nordeste e ao bloco baixo da Charneira (NETO et. al., 2007).
Os sedimentos evaporítico-lacustres e os folhelhos e carbonatos de baixa energia do
ciclo Ibura, inclusos na Formação Muribeca, ocorrem principalmente na porção sul da bacia
Sergipe (Souza-Lima et. al., 2002). Na porção norte da bacia de Alagoas foram depositados,
predominantemente, arenitos e folhelhos do sistema alúvio-deltaico da Formação Maceió
(Ojeda & Fugita, 1976 apud SOUZA-LIMA et. al., 2002).
Supersequência Drifte
Corresponde ao estágio de subsidência térmica da bacia, onde a deposição inicial
ocorreu em condições marinhas restritas e, posteriormente, em mar aberto.
Próximo ao término da idade Alagoas, as barreiras de restrição foram desfeitas e, em
conseqüência da subida do nível do mar, estabeleceu-se a sedimentação marinha franca da
Formação Riachuelo (Koutsoukos, 1989 apud NETO et. al., 2007).
Segundo Souza-Lima et. al. (2002), o estágio drifte começou no Eo- a Mesoalbiano;
onde a sedimentação marinha já havia sido estabelecida desde o Neoaptiano com a deposição
da Formação Riachuelo, em uma ampla e rasa plataforma carbonática.
No limite e nas partes rebaixadas da bacia depositaram-se as rochas siliciclásticas do
Membro Angico, através de um sistema de leques deltaicos. Entretanto, nas áreas de menor
aporte sedimentar desenvolveu-se uma rampa carbonática com bancos de oncólitos e oólitos
do Membro Maruim, que durante os rebaixamentos do nível do mar era parcialmente
dolomitizado. Nas lagunas e no talude ocorria a deposição dos calcilutitos e folhelhos do
Membro Taquari (NETO et. al., 2007).
Do Neocenomaniano ao Coniaciano ocorreu um grande evento transgressivo cujo
ápice foi no Eoturoniano (NETO et. al., 2007). Causando o afogamento do sistema
plataformal da Formação Riachuelo e o desenvolvimento da rampa carbonática da Formação
Cotinguiba. A deposição prosseguiu até o Mesoconiaciano, o depocentro da bacia foi
alcançado provavelmente no Santoniano (SOUZA-LIMA et. al., 2002).
29
No final do Coniaciano houve um rebaixamento do nível do mar que propiciou a
erosão das sequências subjacentes. Esse evento erosivo de caráter regional é denominado de
discordância Sub-formação Calumbi (NETO et. al., 2007).
Houve um novo evento transgressivo e a sedimentação que era predominantemente
carbonática passa a ser siliciclástica, com a deposição da Formação Calumbi, sobre os
carbonatos da Formação Contiguiba. Este evento é considerado um provável registro da
ruptura final entre a África e a América do Sul (Souza-Lima et. al. 2002). Este processo
causou o basculamento da bacia para sudeste (Perreira, 1994 apud SOUZA-LIMA et. al.,
2002) e o soerguimento das áreas marginais (SOUZA-LIMA et. al., 2002). Nas porções
proximais da bacia foram depositadas as areias costeiras e plataformais da Formação
Marituba, enquanto nas partes distais, depositavam-se os folhelhos da Formação Calumbi
com intercalações de arenitos (NETO et. al, 2007).
Na borda da plataforma siliciclástica da Formação Marituba, foram acumulados os
calcarenitos bioclásticos da Formação Mosqueiro (Feijó, 1995 apud NETO et. al, 2007).
No Plioceno, ocorreu um evento regressivo que propiciou a deposição dos sedimentos
siliciclásticos costeiros do Grupo Barreiras (NETO et. al, 2007).
2.3. Formação Morro do Chaves
A Formação Morro do Chaves, que é o objeto de estudo deste trabalho, constitui um
espesso pacote, abrangendo o intervalo Eoaptiano, que corresponde ao andar local Jiquiá,
sendo está Formação depositada durante o primeiro pulso tectônico do estágio rifte da bacia.
Feijó (1994) havia rebaixado essa unidade para membro da Formação Coqueiro Seco,
mas na revisão estratigráfica realizada por Neto et. al. (2007), foi retomada a denominação de
Formação Morro do Chaves (Figura 2.6), atribuída por Schaller (1969), aos carbonatos
coquinados e folhelhos que ocorrem interdigitados às rochas das Formações Rio Pitanga,
Poção e Coqueiro Seco.
30
Figura 2. 6:: Mostrando a carta estratigráfica da sub-bacia de Alagoas (Campos Neto et. alii., 2007 apud LARRÉ, 2009).
Destacado em vermelho, as alterações feitas após a revisão estratigráfica relativa ao intervalo em estudo; 1- Corresponde a
plataforma carbonática Morro do Chaves o objeto de estudo deste trabalho retoma seu status de formação.
De acordo com Schaller (1969), a Formação Morro do Chaves compreende uma
sequência de calcário, margas coquinóides e dolomitos, com intercalações clásticas,
superposta à Formação Penedo e subjacente aos sedimentos da Formação Coqueiro Seco.
O contato superior da Formação Morro do Chaves, em Sergipe, é erosivo com a
Formação Coqueiro Seco. Em Alagoas, o aparecimento de calcário gredoso marca o contato
gradacional. Já o contato inferior é do tipo concordante com a Formação Penedo, e o
aparecimento de arenitos grosseiros marca os estratos subjacentes. Em direção às margens da
bacia, a unidade grada lateralmente para conglomerados da Formação Rio Pitanga
(SCHALLER, 1969).
As coquinas refletem, antes de tudo, um aumento da influência marinha no sistema
lacustre (LARRÉ, 2009).
Segundo Azambuja et. alii. (1998) apud Larré (2009), a Formação Morro do Chaves
corresponde a uma sedimentação em um ambiente de lago que durante a fase rifte protoAtlântica 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 da Formação Morro do Chaves consiste principalmente de bivalves
Anodontophora sp., Gonodon sp., Psammobia? Nucula sp. E Astarte sp., (Borges, 1937;
31
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. Os
ostracodes são também, localmente, muito comuns (SOUZA-LIMA et. al., 2002).
32
CAPÍTULO 3 – PETROLOGIA DE ROCHAS CARBONÁTICAS:
CONCEITOS BÁSICOS
3.1 – Constituintes Carbonáticos
Para analisar e classificar os diversos tipos de rochas carbonáticas é indispensável a
identificação de seus principais constituintes que são: os grãos aloquímicos, matriz e cimento.
3.1.1 Grãos Aloquímicos
Os grãos aloquímicos são gerados no interior da bacia sedimentar que podem ou não
sofrer transporte na própria bacia. Esses grãos são de origem orgânica ou inorgânica. Incluem
oólitos, oncóides, bioclastos, “pellets” fecais, peloides, esferulitos e intraclastos.
Oólitos
Os oólitos são grãos carbonáticos que possuem uma morfologia tipicamente esférica
ou elipsoidal (Fotomicrografia 01), compostos por envoltórios concêntricos e contínuos, que
circundam um núcleo que pode ser de natureza diversa, podendo ser material terrígeno (grãos
de quartzo, feldspatos ou outros), bioclastos, ou material micrítico, como pelóides ou “pellets”
(Figura 3.2).
Segundo Tucker e Wright (1990), os oólitos podem ser classificados de acordo com
sua micro-textura e mineralogia. A diagênese pode obliterar muitas feições características,
especialmente nos casos em que os oólitos eram constituídos originalmente por aragonita e
foram substituídos por calcita.
Os oólitos possuem geralmente uma faixa de tamanho areia, que varia normalmente
entre 0,2mm e 1,0mm. Porém, em alguns raros casos, podem ultrapassar os 2,0mm (TERRA
et. al., 2010).
Quimicamente os oolitos são formados quase que totalmente por CaCO 3, com
pequenas quantidades de Mg e Sr, outros elementos traços e quantidades variáveis de matéria
orgânica (RANGEL, 2002).
33
Fotomicrografia 0 1: Mostra os oólitos, sem analisador (TERRA et. al., 2010).
A origem dos oólitos esta relacionada aos processos de precipitação química em torno
de um núcleo. Os grãos mais comuns são os oólitos revestidos encontrados em calcários
marinhos antigos, análogos aos que são abundantes nas águas rasas tropicais. Um conjunto de
três processos tem sido invocados para a formação de oólitos: Mecânico, químico e biogênico
(TUCKER & WRIGHT,1990)
Os envoltórios concêntricos que ficam em torno do núcleo são constituídos por cristais
de calcita aciculares, onde os seus eixos maiores são dispostos tangencialmente (concêntrico
tangencial), radialmente (concêntrico radial) à superfície do grão ou aleatoriamente (Figura
3.1). A microestrutura interna dos oólitos marinhos recentes é formada por cristais de
aragonita acicular com 2μm de comprimento e encontra-se orientada tangencialmente à
superfície do envoltório (Tucker, 1991 apud TERRA et. al., 2010). Essa constatação, fez com
que por muito tempo se acreditasse que os oólitos de rochas antigas tinham uma composição
originalmente aragonítica.
Os oólitos antigos apresentam frequentemente uma estrutura fibro-radiada, diferente
da estrutura tangencial que os oólitos aragoníticos recentes apresentam, sendo interpretado
como resultado da recristalização da aragonita para calcita. Diversos autores mostraram em
seus trabalhos, que a mineralogia dos oólitos no tempo geológico se alternou entre aragonítica
e calcítica. Durante o Fanerozóico, os oólitos calcíticos foram dominantes do Ordoviciano ao
Mississippiano e no Juro-Cretáceo, enquanto nos demais períodos, incluindo o presente,
ocorrem predominância de oólitos aragoníticos (TERRA et. al., 2010).
34
Figura 3. 1: Principais tipos de microestuturas vistas em oolitos recentes e antigos (adaptado a de Tucker & Wright, 1990).
Os principais fatores que estão relacionados à formação de oólitos são: (1) presença de
águas mornas e agitadas com existência de núcleos diversos disponíveis; (2) ocorrência de
correntes multidirecionais para que os núcleos sejam mantidos em movimento constante. A
agitação e a temperatura das águas resultam em uma supersaturação do ambiente em CaCO 3,
a partir da perda de CO2, proporcionando a precipitação dos cristais e a formação das lamelas
ao redor dos núcleos (RANGEL, 2002).
Alguns autores preferem utilizar o termo “ooide” para denominar a partícula e o termo
“oólito” para denominar a rocha (Scholle, 2003 apud TERRA et. al., 2010). Entretanto no
Brasil, usa-se o termo “oólito” para denominar a partícula.
Oncólitos
Os oncólitos, também denominados de oncoides, são grãos formados pela acresção
organo-sedimentar, envolvendo cianobactérias. Esses grãos são revestidos por envelopes
35
descontínuos de calcário e poucos nítidos em torno de um núcleo (Figura 3.2) frequentemente
com fragmentos sedimentares presos entre os envelopes, sua forma pode variar de subesférica
a subelíptica (Fotomicrografia 02), em alguns oncólitos falta um núcleo claro. Ao contrário
dos oóides, os oncolitos são formados em ambientes de baixa energia. As construções de
cianobactérias se formam a partir do aprisionamento de material disponível no ambiente
durante o movimento promovido pelas correntes (in Flügel, 2004 apud CAMACHO, 2009).
Fotomicrografia 0 2: Mostra os oncólitos e pelóides. Luz polarizada (TERRA et. al., 2010).
O núcleo geralmente é formado por fragmentos de conchas, litoclastos, grãos
terrígenos, oólitos ou outros oncolitos. As camadas formadas ao redor do núcleo constituemse principalmente de micrita, podendo conter grãos tamanho areia aprisionados (RANGEL,
2002). Segundo Tucker e Wright (1990), os tipos mais comuns de oncólitos, no registro
geológico, são os grãos revestidos biogenicamente. Estes podem ser formados revestindo uma
variedade de organismos incrutantes tais como brizoários, corais, foraminíferos, algas
(especialmente as coralinas incrustantes) e cianobactérias.
Além das características da estrutura interna, são utilizados outros critérios indiretos
para diferenciar os oncólitos dos oólitos: seleção granulométrica e arredondamento dos grãos
(os oólitos são de um ambiente de maior energia, logo são mais bem arredondados e
selecionados que os oncólitos), presença de matriz micrítica (deposição simultânea de
oncólitos e matriz micrítica) e uma maior frequência de grãos aglomerados nas rochas
oncolíticas (TERRA et. al., 2010).
36
Os oncólitos podem ocorrer em ambientes de águas doces a hipersalinas, devido as
cianobactérias suportarem altas variações de salinidade, temperatura e oxigenação. Entretanto,
os oncólitos recentes encontram-se associados em ambientes de inframaré raso a intermaré,
bordejando as barras e bancos carbonáticos rasos ou ao longo das margens de grandes canais
de maré (Wilson, 1975 apud RANGEL, 2002).
Peloides
De acordo com Tucker e Wright (1990), peloides são grãos aloquímicos micritizados
de origem múltipla, geralmente variando entre 100 - 500μm, composto por carbonato
microcristalino. Eles são geralmente arredondados ou subarredondados, esféricos, elipsoidais
de forma irregular e não possuem estrutura interna (Figura 3.2).
Os peloides resultam pela fragmentação de bioclastos micritizados, intraclastos e de
oncólitos intensamente fragmentados.
“Pellets”Fecais
Os “pellets” são de origem fecal, sendo formados por calcita microcristalina. São bem
arredondados e selecionados, gerados por uma variedade de organismos que ingerem lama
carbonática e expele esse material sob a forma de “pellets fecais” (Folk, 1974 apud
RANGEL, 2002).
Um critério prático para diferenciar os peloides e os “pellets” fecais é que, em termos
de tamanho e forma, os peloides são bastante uniformes, o que não acontece com os “pellets”
fecais que são bastante heterogêneos (PEREIRA 2007).
Esferulitos
São partículas que apresentam forma esférica ou subesférica com seus contornos
lobados ou lisos, geralmente de tamanho menor que 2mm (Figura 3.2). Sem núcleo e com
uma estrutura interna que varia desde radial à vacuolada. Quando observados ao microscópio,
apresentam uma porção central com forma esférica ou subesférica, de composição micrítica e
rica em vacúolos. Devido à possibilidade dos esferulitos serem retrabalhados, estes foram
incluídos na categoria de grãos aloquímicos. Os esferulitos são considerados como partículas
37
in situ podendo ocorrer de forma isolada ou amalgamada (TERRA et. al., 2010). Todavia, sua
origem ainda é muito discutida e incerta.
Intraclastos
Intraclastos
são
fragmentos
de
rochas
carbonáticas
retrabalhadas
e
penecontemporâneos de rochas carbonáticas, com fração granulométrica entre areia fina e
matacão, que foram erodidos e incorporados a um novo sedimento carbonático, no interior da
bacia de deposição (FOLK, 1959).
Os intraclastos podem ser compostos por fragmentos de lama parcialmente
consolidada ou de areia carbonática parcialmente litificada (Figura 3.2). O reconhecimento
dos intraclastos em uma rocha carbonática pode ser muito útil para ajudar a reconstituir as
condições paleoambientais. A ocorrência de rochas compostas por fragmentos de trombolitos
e estromatólitos é bastante comum. Por isso, sugere-se que seja utilizada a designação de
“fragmentos”, pois não são intraclastos, conforme a definição acima e, tampouco, bioclastos,
pois mesmo considerando que todos os estromatolitos e trombolitos sejam de origem
biogênica, a construção é considerada um depósito organo-sedimentar (TERRA et. al., 2010).
Bioclastos
São os principais constituintes das rochas carbonáticas, englobando todos os fósseis de
estruturas calcárias de organismos ou fragmentos desses organismos. Para identificar esses
constituintes, utiliza-se os estudos petrográficos com o reconhecimento em lâminas delgadas.
Entre os principais organismos que formam os bioclastos estão às algas calcárias
(verdes e vermelhas), os foraminíferos, equinodermos, moluscos, ostracodes e corais
(Horowitz & Potter, 1971 apud CAMACHO, 2009).
Os principais organismos que compõem os bioclastos das rochas carbonáticas que
foram objeto deste estudo são as conchas de pelecípodos que pertencem ao filo molusco com
a ocorrência de alguns raros ostracodes. Os ostracodes, por sua vez, pertencem ao filo
artrópodes.
O filo molusco constitui o segundo maior filo e é um dos mais diversificados.
Compreende as seguintes classes:
1 – Anfineura
2 – Pelecípoda (Bivalva)
38
3 – Gastrópoda
4 – Cefalópoda
5 – Scafópoda
Os organismos pertencentes ao filo molusco possuem conchas geralmente de
composição calcárea, às vezes constituídas por várias camadas. O mineral mais comum é a
calcita, podendo ocorrer também a aragonita em camadas alternadas com a calcita. Nas
espécies recentes as camadas de calcita e aragonita aparecem sempre alternadas. Existem
moluscos recentes constituídos inteiramente por aragonita (Pereira, 2007).
A Classe Pelecípoda ou Bivalva, inclui todos os moluscos de vida sedentária ou
móvel, que vive tanto em ambientes marinhos, água doce ou salobra.
Os pelecípodos perfuradores vivem em águas rasas e substrato firme. Os escavadores
vivem em águas calmas, em ambiente de sub-maré. Essa classe possui uma amplitude
geológica do Ordoviciano – Recente.
Os ostracodes são minúsculos crustáceos bivalves pertencentes ao grande filo dos
artrópodes. Possuem carapaça calcítica ou quitinosa. Ocorrem tanto em ambiente lacustre e
fluvial como em ambiente marinho (NEALE & BRASIER, 1981 apud CAMACHO 2009).
São encontrados no registro geológico desde o Cambriano Superior (raros) até os dias de hoje.
3.1.2. Cimento
É um dos constituintes mais freqüentes nas rochas carbonáticas, normalmente ocorre
em profundidades relativamente rasas. A cimentação ocorre quando os fluídos nos poros estão
supersaturados com a fase cimentante; há fluxo desses fluídos e não ocorrem fatores cinéticos
que inibam a sua precipitação (TERRA et. al., 2010).
O cimento é o material cristalino que precipita quimicamente e preenche os espaços
porosos existentes na rocha, sendo composto por calcita espática e apresenta granulação maior
que 10μm. É um material indicativo de ambientes de energia moderada a alta.
Os minerais carbonáticos mais importantes que cimentam são a aragonita, a calcita
magnesiana, a calcita de baixo teor de magnésio e a dolomita (TERRA et. al., 2010).
De acordo com Pereira (2007), as condições necessárias para a cimentação ocorrer
são:
– Estabilidade dos sedimentos;
– Manutenção do estado de supersaturação nos poros das rochas;
– Renovação no suprimento do material em solução.
39
Figura 3. 2: Principais constituintes das rochas carbonáticas (Modificada de Terra et. al., 2010).
40
3.1.3. Matriz ou Calcita microcristalina
A matriz microcristalina, denominada micrita, também é um dos constituintes mais
comuns e abundantes nas rochas carbonáticas (TERRA et. al., 2010). Constitui a fração fina
(tamanho silte e argila) de calcita depositada juntamente com outros grãos. Micrita é a
denominação da partícula calcária, quando ela é microcristalina (Folk, 1959 apud Tucker,
1991 apud CAMACHO, 2009).
A maioria dos calcários é geralmente constituída por uma densa matriz composta por
cristais de calcita finamente granulados, normalmente referidos como micrita (Flügel, 1982
apud TUCKER & WRIGHT, 1990). Diversos limites granulométricos já foram utilizados
para estabelecer o tamanho máximo dos constituintes da matriz (TERRA et. al., 2010), porém
alguns autores definiram que o tamanho do cristal é geralmente menor que 4μm, mas uma
variedade de termos têm sido usados para descrever os diferentes tamanhos das populações de
cristais que ocorrem (Flügel, 1982 apud TUCKER & WRIGHT, 1990).
Nas rochas carbonáticas, a formação de matriz, simultaneamente com os componentes
aloquímicos, é bastante comum (TERRA et. al., 2010).
A origem da matriz carbonática possui origem diversa e é um dos assuntos mais
polêmicos na sedimentologia dos carbonatos. Encontram-se registrados na literatura,
mecanismos cíclicos que propõem explicar a origem da lama orgânica e inorgânica. São
citados como mecanismos principais para a origem da lama carbonática: abrasão mecânica e
biológica; desintegração de organismos calcários frágeis; bioacumulação de microrganismos;
e intervenção de organismos na precipitação bioquímica (TERRA et. al., 2010).
A lama carbonática pode se acumular em diversos tipos de ambientes recentes que vão
da planície de maré até as regiões abissais. É altamente susceptível às alterações diagenéticas,
podendo ser transformada, através do neomorfismo, em um mosaíco espático grosso
(RANGEL 2002).
3.2 – Classificação de Rochas Carbonáticas
Classificar e denominar as rochas carbonáticas sempre foi um grande desafio da
sedimentologia dos carbonatos. A complexidade e a variabilidade dessas rochas, além da forte
ação da diagênese, sempre dificultaram a criação de uma classificação que abrangesse todo o
espectro de rochas carbonáticas existente. Na grande maioria das vezes, as soluções foram
41
customizadas para atender demandas regionais ou problemas específicos (TERRA et. al.,
2010).
As classificações mais utilizadas são as de Folk (1962), Dunham (1962) e Embry &
Klovan (1971) e, mais recentemente, a de Terra et. al. (2010).
A classificação de Folk é fundamentalmente composicional (Figura 3.3), e a de
Dunham é baseada na textura deposicional (Figura 3.4). As classificações que foram
publicadas após as de Folk e Dunham, utilizaram ambas como base fundamental. A
classificação de Embry e Klovan (1971) é largamente utilizada em áreas que ocorrem
calcários bioconstruídos (TERRA et. al., 2010).
3.2.1 Classificação de Folk (1959; 1962)
Folk (1959, 1962) reconheceu os três principais constituintes das rochas carbonáticas:
os grãos aloquímicos, matriz (micrita) e calcita espática (cimento). Ele reconheceu também
quatro categorias de grãos aloquímicos: peloides, oólitos, bioclastos e intraclastos. Ele
identificou quatro grupos básicos de rochas carbonáticas (Figura 3.3): os carbonatos onde os
grãos aloquímicos estão cimentados por calcita espática; carbonatos microcristalinos com os
grãos aloquímicos em matriz micrítica, carbonatos microcristalinos sem aloquímicos ou
mostrando pequenas manchas de calcita espática, que representam na verdade a
recristalização parcial ou fenestral de micrita; e o grupo de carbonatos sem aloquímicos que
mostram estruturas orgânicas desenvolvidas in situ denominadas biolititos.
Rochas Aloquímicas - constituídas predominantemente de grãos, onde o teor de matriz e
cimento é levado em consideração.
Rochas Ortoquímicas – não possuem grãos e são exclusivamente químicas, sendo formadas
somente por micrita (micrito), ou alguns cristais de calcita espática, no entanto com o
predomínio de micrita (dismicrito).
Rochas Recifais Autóctones – carbonatos bioconstruídos (biolititos), isto é, constituídos por
esqueletos de organismos coloniais, tais como recifes de corais, espongiários, algas vermelhas
e/ou cianobactérias.
42
Figura 3. 3: Classificação de rochas carbonáticas (adaptado de Folk, 1959 apud TERRA et. al., 2010).
3.2.2 Classificação de Dunham (1962)
É a classificação mais simples e a mais utilizada. Ela baseia-se nas feições texturais
deposicionais dos sedimentos carbonáticos, bem como a presença de qualquer ligação
biogênica (Figura 11) (TUCKER & WRIGHT, 1990).
Dunham (1962) definiu os seguintes grupos de carbonatos:
1. Carbonatos com lama (sustentados ou não por grãos)
2. Rochas carbonáticas sustentadas por grãos sem lama
3. Carbonatos formados por estruturas orgânicas
43
4. Rochas carbonáticas formadas exclusivamente por cristais de calcita e/ou
dolomita.
Esta classificação permite o reconhecimento de 5 classes:
Mudstone – essa denominação é utilizada para as rochas carbonáticas suportadas pela matriz
e com menos de 10% de grãos aloquímicos tamanho areia ou maior.
Wackestone – rocha carbonática que possui mais de 10% de grãos tamanho areia ou maior e
é suportada por uma matriz.
Packstone – termo proposto para denominar um tipo textural com lama carbonática, porém
suportado por um arcabouço de aloquímicos.
Grainstone – rocha carbonática suportada pelos grãos sem matriz ou no máximo 5% de
cimento espático.
Boundstone – rocha carbonática formada in situ, cujos componentes da trama original
(fabrica original) foram ligados durante a deposição. Esse termo equivale ao Biolitito de Folk.
Representam rochas bioconstruídas ou edificadas por organismos, sem sofrer qualquer tipo de
transporte.
Cristalina – a textura original da rocha foi totalmente metamorfizada, recristalizada ou
dolomitizada.
Figura 3. 4: Classificação de rochas carbonáticas (adaptado de Dunham, 1962 apud TERRA et. al., 2010).
44
A presença de grãos nas rochas carbonáticas permite que as denominações descritas
anteriormente sejam complementadas, com a inclusão da preposição com, mais um termo
composicional: oólitos, oncólitos, peloides, “pelletes” fecais, intraclastos, bioclastos,
esferulitos.
3.2.3 Embry & Klovan (1971)
De acordo com Terra et. al. (2010), esta classificação (Figura 3.5) é uma ampliação
dos termos de Dunham (1962) para rochas recifais, em razão da grande diversidade de
bioconstruções de recifes e da necessidade de um melhor detalhamento das feições
observadas nesses recifes (CAMACHO, 2009).
Embry & Klovan (1971) ampliaram a classificação de Dunham. Para tanto,
eliminaram a categoria de Boundstone e criaram cinco novas categorias: Floatstone, rudstone,
bafflestone, bindstone e framestone.
Figura 3. 5: Classificação de rochas carbonáticas (adaptado Embry e Klovan, 1971apud TERRA et. al., 2010).
45
3.2.4. Classificação de Rochas Carbonáticas Aplicável às bacias
Sedimentares Brasileiras
Refere-se à classificação de Terra et. al. (2010) que, a partir das classificações
existentes, criou uma classificação que se adapta aos tipos litológicos encontrados nas bacias
sedimentares brasileiras. Nesta classificação, por muitas vezes, a terminologia na definição
dos termos foi mantida na língua inglesa, tendo em vista, o seu uso consagrado na literatura e
nos países que utilizam outras línguas (Figuras 3.6 e 3.7).
46
Figura 3. 6: Classificação de Rochas Carbonáticas Aplicável às bacias Sedimentares Brasileiras (Terra et. al., 2010).
47
Figura 3. 7: Classificação de Rochas Carbonáticas Aplicável às bacias Sedimentares Brasileiras (Terra et. al., 2010).
48
CAPÍTULO
4
–
FEIÇÕES
DIAGENÉTICAS
DAS
ROCHAS
CARBONÁTICAS
A susceptibilidade aos processos diagenéticos é uma das características mais comuns
nas rochas carbonáticas. Elas são, de modo geral, extremamente sensíveis às mudanças de
natureza físico-química e biogênica que ocorrem em seu ambiente deposicional (PEREIRA,
2007). Os mecanismos diagenéticos podem ser: mecânicos, biológicos, químicos ou uma
combinação desses três (WAYNE, 2008).
As feições diagenéticas mais comuns nas rochas carbonáticas são: Dissolução,
cimentação, substituição, compactação e o neomorfismo.
4.1 – Dissolução
É o processo responsável pela formação de espaços vazios, dentro das rochas, pela
remoção, em solução, de minerais carbonáticos (PEREIRA, 2007).
Segundo Wayne (2008), a dissolução ocorre quando o sistema rocha-água está fora de
equilíbrio, neste caso, a água está com baixa saturação em CaCO3. Por exemplo, a água
meteórica dissolve CaCO3 até que o equilíbrio de saturação entre a água e a rocha seja
atingido. Geralmente, a dissolução continua enquanto houver suprimento de água com pouca
saturação em CaCO3 para reagir com a rocha. Uma extensa dissolução pode criar canais,
cavernas, grutas e porosidade vulgular e móldica.
A solubilidade dos minerais aumenta especialmente quando eles possuem uma
mineralogia metaestável e um alto teor de Mg, sendo assim, a ordem de solubilidade dos
minerais carbonáticos, em relação às águas naturais, é: calcita com alto teor de Mg, aragonita
e calcita com baixo teor de Mg (TUCKER & WRIGHT, 1990).
A dissolução pode ser seletiva e não seletiva. Seletiva é quando apenas alguns
minerais são dissolvidos e não seletiva quando se dissolve de forma indistinta todos os
minerais carbonáticos (PEREIRA, 2007).
4.2 – Cimentação
É a formação de novos minerais (geralmente cristalinos) nos espaços vazios,
independente da origem desses espaços vazios (PEREIRA, 2007).
A precipitação de cimentos em sedimentos carbonáticos é o maior processo
diagenético e ocorre quando os poros e os fluídos estão supersaturados com a respectiva fase
49
de cimento e existem fatores cinéticos que inibem a precipitação. Estudos petrográficos e
geoquímicos desses cimentos permitem fazer deduções sob o ambiente e das condições de
cimentação. As influências geoquímicas orgânicas são importantes em alguns casos.
Aragonita, calcita de alto teor em Mg, calcita de baixo teor em Mg e dolomita são os cimentos
carbonáticos mais comuns nos calcários e compreendem uma variedade de morfologias. A
identificação de cimento torna-se mais simples, quando é precipitado dentro de muitos tipos
de cavidades e entre os grãos. Muitos cristais de cimento mostram uma textura particular
indicativa de preenchimento de vazio. A mineralogia atual e a textura dependem
principalmente da composição dos fluídos nos poros (especialmente da relação Mg/Ca e da
origem dos fluídos), das taxas de fornecimento de carbonato e da precipitação (TUCKER &
WRIGHT, 1990).
4.3 – Substituição
É a combinação simultânea dos processos diagenéticos de dissolução e cimentação,
onde o mineral existente é dissolvido e um novo mineral é precipitado nos espaços que foram
deixados pelo mineral levado em solução, ou ainda, quando há crescimento do mineral
secundário como cimento nos poros existentes. O fenômeno de substituição mais freqüente é
a dolomitização, embora silicificação, fosfatização e outras substituições sejam também
conhecidas (Tucker, 1991apud Camacho 2009).
4.4 – Compactação
É a redução do volume das rochas carbonáticas pelo seu soterramento. Nos carbonatos
de textura fina, tais como os calcilutitos, a compactação é geralmente acompanhada pela
expulsão dos fluídos intersticiais, redução da espessura das camadas e um aumento da
densidade da rocha (WAYNE, 2008).
4.5 – Neomorfismo
É um termo utilizado para designar todos os espatos formados “in situ”, originados
pela substituição de um mosaíco de cristalinidade mais fina. O termo neomorfismo deve ser
usado em substituição aos termos recristalizado ou recristalização que são muito utilizados
para as rochas metamórficas.
50
4.6 – Dolomitização
A dolomitização é um processo de substituição que ocorre comumente nas rochas
carbonáticas, onde ocorre uma substituição total ou parcial do cálcio pelo magnésio, como
pode ser visto na reação:
Mg++ +2CaCO3  CaMg(CO2) + Ca++
As dolomitas do registro geológico constituem espessos pacotes formados por cristais
de granulometria grossa (20 m), altamente ordenados, formados através da recristalização ou
substituição estequiométrica de íons cálcio por magnésio em calcários precursores (RANGEL,
2002).
O mineral dolomita possui uma estrutura cristalina complexa. Deveria ser precipitado
naturalmente nas águas do mar, mas isso não acontece (PEREIRA, 2007).
51
CAPÍTULO 5 – POROSIDADE
São os espaços vazios existentes e que são de fundamental importância nas pesquisas
de hidrocarbonetos. A porosidade é tão importante quanto os grãos aloquímicos, a matriz e o
cimento.
5.1 – Tipos de Porosidade
Existem várias classificações descritivas de porosidade disponíveis, mas a que será
utilizada neste trabalho será a proposta por Choquette & Pray (1970). Está classificação é
composta, basicamente, por quatro elementos: (a) tipo de porosidade propriamente dita; e três
conjuntos termos modificadores que se subdividem em: (i) tempo e origem da porosidade; (ii)
tamanho e a forma do poro; (iii) abundância.
Choquette & Pray (1970) dividiram a porosidade em três grupos (Figura 5.1): Textura
seletiva, textura não seletiva e um grupo onde a textura pode ser seletiva ou não.
O termo textura pode ser definido como: o tamanho, a forma e o arranjo dos elementos
que compõem uma rocha sedimentar.
A porosidade é classificada como textura seletiva quando é possível estabelecer uma
relação de dependência entre a porosidade e os elementos que constituem a textura da rocha.
A porosidade é dita de textura não seletiva quando não é possível estabelecer uma relação de
dependência entre a porosidade existente e os elementos que constituem a textura da rocha.
(CHOQUETTE & PRAY, 1970 apud TUCKER & WRIGHT, 1990),
De acordo com Pereira (2007), a textura seletiva pode se dividida em dois tipos:
Textura deposicional – reflete feições relacionadas aos elementos deposicionais
originais.
Textura diagenética – reflete as feições diagenéticas sofridas pela rocha.
Os espaços porosos podem ser criados, modificados ou destruídos em qualquer época
da história dos depósitos carbonáticos. De acordo com a variação do tempo, são usados os
termos:
Porosidade Primária – é formada imediatamente após a deposição do sedimento.
Porosidade Secundária – é formada posteriormente à deposição do sedimento.
Para que seja feita uma caracterização mais detalhada do significado da porosidade em
relação ao tempo, se faz necessário o uso de três estágios mais amplos e que podem ser
identificados em relação aos eventos reconhecíveis na evolução da porosidade.
52
Os três estágios são: O estágio pré-deposicional, estágio deposicional e o estágio pósdeposicional.
Estágio pré-deposicional – tem início quando o material sedimentar é formado e
termina com a deposição e o soterramento dos constituintes das rochas.
Estágio deposicional – é o período de tempo envolvido na deposição do material
sedimentar, no sítio deposicional.
Estágio pós-deposicional – abrange todo o tempo após a deposição final do
sedimento. A porosidade secundária é gerada neste estágio deposicional. As porosidades
criadas em cada desses estágios recebem, respectivamente, os nomes de porosidade prédeposicional, porosidade deposicional e porosidade pós-deposicional.
Tipos descritivos de porosidade, segundo a classificação de Choquette & Pray (1970)
(Figura 5.1):
Intergranular (interpartícula) – é de origem primária, forma-se durante a deposição do
sedimento. O tipo de empacotamento pode ser importante para controlar o espaço entre os
poros.
Intrapartícula – essa porosidade ocorre dentro do grão, especialmente em material
esqueletal. Tal porosidade é comumente muito localizada e sua efetividade irá depender da
micropermeabilidade do grão e da textura total da rocha.
Intercristalina – é a porosidade que ocorre entre os cristais da rocha. Predomina nos
carbonatos dolomitizados.
Móldica – ocorre em grãos que possuem uma composição susceptível a dissolução
(aragonita e calcita de alto teor em Mg) em águas subsaturadas, resultando uma textura
seletiva altamente porosa.
Fenestral – são pequenos poros que ocorrem comumente alinhados em carbonatos de
ambiente de inter-maré e supra-maré.
“Shelter” – pode ser chamador de poros de abrigo. São cavidades formadas abaixo de
fósseis ou outras partículas. É um tipo raro de porosidade, mas pode complementar outros
tipos de porosidades.
Fratura – tipo canal vulgular e porosidade de caverna, Sua textura não é seletiva e
corta elementos da textura da rocha. Resultam, normalmente, de deformações tectônicas ou
colapso devido à dissolução.
Canal – é normalmente desenvolvida pela percolação de águas subsaturadas em
CaCO3. Desenvolve-se, mais comumente, ao longo das fraturas.
Caverna – é originada por dissolução e está associada a processos cársticos.
53
Brecha – é a continuação da porosidade do tipo fratura, onde os fragmentos possuem
uma porosidade interpartícula. Resulta, geralmente, de quebramento devido ao tectonismo.
Figura 5. 1: Tipos básicos de porosidade (Choquette & Pray, 1970).
54
CAPÍTULO
6
–
DESCRIÇÃO
MACROSCÓPICA
E
CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA
Neste capítulo serão apresentados os trabalhos desenvolvidos em campo e no
laboratório. Foi feita a descrição macroscópica e o estudo petrográfico comparativo da
Formação Morro do Chaves da Bacia de SE-AL e do Grupo Lagoa Feia da Bacia de Campos.
6.1 – Descrição Macroscópica
No afloramento 01 da Formação Morro do Chaves, que está localizado no estado de
Sergipe, nas margens do Rio São Francisco (Foto 01 e 02), segundo a classificação de Folk
(1959), é caracterizado texturalmente como um calcirrudito bioclástico recristalizado com
fragmentos de rochas e grãos de quartzo leitoso. Neste afloramento constatou-se que há uma
alternância entre as coquinas e um material de origem siliciclástica. As rochas apresentam
uma cor cinza acastanhada e um mal selecionamento.
A Formação Morro do Chaves nesse local é composta predominantemente por
“coquinas” de moluscos bivalvos, filitos e arenitos com granulometria fina a média. As
conchas apresentam um tamanho centimétrico a subcentimétrico.
Foto 01: Foto do afloramento, sequência empilhada da base para o topo da Formção Morro do Chaves, constituído por
conglomerados com seixos de filitos e grãos de quartzo, passando a calcirrudito bioclástico impuro. Afloramento localizado
nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM 812214/8920028.
55
Foto 02: Base da Formação Morro do Chaves, constituida por conglomerados com seixos de filitos e grãos e seixos de
quartzo leitoso. Coordenadas UTM 812214/8920028.
A base da Formação Morro do Chaves é constituída por um calcirrudito recristalizado
(coquinas neomorfizadas) (Fotos 03 e 04).
N
Foto 03: Coquinas neomorfisadas próximas a base da Formação Morro do Chaves. Afloramento localizado nas margens do
Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM 812214/8920028.
56
N
Foto 04: Detalhe da foto 03, coquinas neomorfisadas. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado
de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM 812214/8920028.
Verificou-se, também, que associadas às coquinas, tinham folhelhos, que não são os
geradores, e intercalações de siliciclásticos finos com seixos (Foto 05 e 06). Uma provável
explicação para esta associação litológica seria a existência de um sistema rifte com lagos
associados.
Foto 05: Bloco de calcirrudito impuro com seixos e grânulos de quartzo leitoso, com gradação normal. Afloramento
localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM
812214/8920028.
57
N
Foto 06: Nível rico em grãos e seixos de quartzo intercalados nas coquinas da Formação Morro do Chaves. Afloramento
localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM
812214/8920028.
Neste aflorameno da Formação Morro do Chaves, foram encontradas feições que
indicam a paleocorrente das coquinas neomorfizadas. São lobos deposicionais progradante
que indicam paleocorrentes para NE (Fotos 07 e 08).
N
Foto 07: Lobos de depósitos das coquinas, vistas em planta com paleocorrente para NE. Afloramento localizado nas margens
do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM 812214/8920028.
58
N
Foto 08: Lobos deposicionais progante das coquinas neomorfisadas, como na foto 07, os lobos indicam paleocorrente para
NE. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria.
Coordenadas UTM 812214/8920028.
Também ocorrem fluxos de grãos detríticos constituído de conglomerados de filitos e
quartzo leitoso, provenientes do embasamento, que se intercalam com os arenitos (Foto 09) e
feições de bioturbação no carbonato (Foto 10).
N
Foto 09: Detalhe da foto 01, mostrando a passagem do nível siliciclástico, formado por fluxos de grãos e gradação normal,
passando para depósitos carbonáticos de coquinas. Afloramento localizado na margem direita do Rio São Francisco no estado
de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM 812214/8920028.
59
N
Foto 10: Nível bioturbado nas coquinas. Afloramento visto em planta, localizado nas margens do Rio São Francisco no
estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM 812214/8920028.
A partir da descrição macroscópica de amostras de mão, que foram coletadas no
afloramento 02, da Formação Morro do Chaves que está localizada na pedreira CIMPOR
(antiga Atol) (Foto 11), no estado de Alagoas. A rocha foi caracterizada, texturalmente,
segundo a classificação de Folk (1959), como um calcirrudito bioclástico.
Foto 11: Foto geral do afloramento da Formação Morro do Chaves na pedreira CIMPOR, localizada na cidade de São
Miguel dos Campos, no Estado de Alagoas. Coordenadas UTM 812214/8920028. (NOGUEIRA, 2003)
Este calcirrudito bioclástico apresenta uma cor cinza acastanhada, granulometria
variando de grossa a muito grossa e selecionamento bom a regular. É constituída por conchas
de pelecípodos, com tamanho que varia de subcentimétrico a centimétrico. Possui estruturas
sedimentares do tipo subparalela e paralela. A porosidade da rocha varia de 15 – 20%.
60
A partir da descrição macroscópica de uma amosta de testemunho do Grupo Lagoa
Feia da Bacia de Campos (Foto 12), foi possível classificar essa rocha carbonática Folk
(1959), como um calcirrudito bioclástico.
Esse calcirrudito bioclástico apresenta uma cor acastanhada, bom selecionamento e
granulometria muito grossa. Esta rocha é composta por coquinas de moluscos bivalvos, com
um tamanho que varia de subcentimétrico a centimétrico, com baixa porosidade.
Foto 12: Testemunho do Grupo Lagoa Feia da Bacia de Campos, mostra as coquinas que são rochas reservatório nesta bacia.
(NOGUEIRA, 2003.)
6.2 – Caracterização Petrográfica
Estudos petrográficos da Formação Morro do Chaves e do Grupo Lagoa Feia,
descritos macroscopicamente, tem como objetivo reconhecer seus constituintes, as suas
relações texturais, o contato entre seus grãos (Figura 6.1) e as transformações diagenéticas
que ocorreram nessas rochas carbonáticas e a determinação de sua porosidade.
Para se fazer estas considerações, foram estudadas e descritas 17 lâminas
petrográficas, sendo que 02 destas lâminas estavam sem as lamínulas protetoras sobre a rocha,
para que fosse possível se fazer o teste de dolomitização utilizando solução de alizarina
61
(vermelha). A partir destas descrições, foi possível encontrar quatro litologias que serão
descritas a seguir.
6.2.1. Formação Morro do Chaves
Foram descritas 16 lâminas petrográficas da Formação Morro do Chaves, sendo que,
dessas 16, 04 foram impregnadas com resina colorida e 02 descobertas para testes de
dolomita. Essas lâminas foram confeccionas a partir das amostras retiradas nos afloramentos
descritos anteriormente e correspondem às seguintes litologias:
(i) Grainstone/ Rudstone constituído por bioclastos de pelecípodos, algumas dessas
conchas ainda preservam sua estrutura fibrosa (aragonita?) (Fotomicrografia 03) e outras
estão preenchidas por calcita espática (Fotomicrografia 04).
Fotomicrografia 03: Grainstone/Rudstone de conchas de pelecípodos que ainda preservam parte de sua estrutura fibrosa,
alguns tipos de contatos entre as conchas e sua porosidade tipo interpartícula (em azul). Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra:
LC- 04 – 2011.
Esses bioclastos compõem 81% da lâmina. Sua textura é grossa a muito grossa e a
relação de contato entre seus grãos pode ser classificada como reto, côncavo-convexo e
flutuante (Figura 6.1). As conchas possuem dimensões que variam entre 1,0 mm a 6,0 mm.
62
Figura 6. 1: Tipos de contatos entre os grãos do arcabouço (Silva, 2009).
Os processos diagenéticos comumentes encontrados nesta litologia são: dissolução;
evidenciada pela presença das porosidades móldica (Fotomicrografia 04) e vulgular que são
características deste processo, substituição e cimentação onde parte das conchas está
preenchida por calcita bem formada, calcita espática e calcita maclada (Fotomicrografia 05).
Fotomicrografia 04: Grainstone/Rudstone constituídos pelas conchas de pelecípodos preenchidas com calcita (mostra suas
duas direções de clivagem) e a porosidade do tipo móldica (em azul). Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 04 – 2011.
63
Fotomicrografia 05: Grainstone/Rudstone constituídos pelas conchas de pelecípodos preenchidas com calcita maclada e
espática. Em luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 04 – 2011.
Foram observados os seguintes tipos de porosidade: interpartícula, intrapartícula,
intercristalina, vulgular (Fotomicrografia 06) e móldica. A porosidade compreende 19% da
lâmina.
Fotomicrografia 06: Porosidade do tipo vulgular (em azul). Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 04 – 2011.
64
De acordo com a classificação de Terra et. al. (2010), a rocha é classificada como um
Grainstone/Rudstone Bioclástico de Pelecípodos.
(ii) Grainstone/Rudstone constituído por bioclastos, além de presença de calcita, grãos
de quartzo, grãos de biotita e fragmentos de rochas (filitos e metaquartzitos). Os bioclastos
compõem 64% das lâminas, com as maiores ocorrências relacionadas a conchas de
pelecípodos e alguns raros ostracodes (Fotomicrografia 07).
Fotomicrografia 07: Ostracode preenchido por calcita espática e concha preservando parte da sua estrutura fibrosa original
(aragonita?) que está sendo preenchida por calcita. Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 03 – 2011.
A textura é grossa a muito grossa, com contatos flutuantes, retos e côncavo-convexos.
As conchas de pelecípodos são, por vezes, fibrosas (constituídas por aragonita) e preenchidas
por calcita, possuindo um tamanho variando de 0,3 mm a 8,0 mm. Os ostracodes possuem
tamanhos de 0,5 mm a 2,0 mm e estão preenchidos por calcita.
Os grãos de quartzo compõem, em média, 13% das lâminas com dimensões que
variam em torno de 0,02 mm a 0,4 mm. Os grãos de biotita compõem, em média, 5,4% das
lâminas com dimensões que variam entre de 0,03 mm a 0,6 mm. Os fragmentos de rochas
(Fotomicrografia 08) constituem, em média, 5% das lâminas com dimensões que variam de
0,1 mm a 7,0 mm e os grãos de pirita ocorrem como traços.
65
Fotomicrografia 08: Fragmentos de rochas (metaquartzito e filito) subordinados ao Grainstone/Rudstone. Com analisador,
objetiva (2,5X). Amostra: LC- 14 – 2011.
São comuns feições diagenéticas de cimentação, com duas gerações de cimento,
formados por franja prismática e mosaíco granular nos grãos bioclásticos. Há ocorrência
também de feições de dissolução evidenciadas pela presença da porosidade móldica e
intrapartícula. Ocorrem alguns romboedros de dolomita preenchendo os poros e os grãos
aloquímicos (Fotomicrografia 09). Foi observado o processo de limonitização dos grãos de
pirita (Fotomicrografia 10).
Fotomicrografia 09: Romboedros de dolomita dentro do espaço poroso (em azul). Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC05 – 2011.
66
Fotomicrografia 10: Processo de limonitização da pirita. Em luz plana, objetiva (5X). Amostra: LC- 03 – 2011.
Os tipos de porosidades encontradas nas lâminas foram: Móldica (Fotomicrografia
11), vulgular, intercristalina, interpartícula e intrapartícula (Fotomicrografia 12). A porosidade
encontrada foi, em média, de 12,6%.
Fotomicrografia 11: Porosidade móldica (em azul) e as conchas preservando parte da sua estrutura fibrosa original
(aragonita?). Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 02 – 2011.
67
Fotomicrografia 12: Tipos de porosidade (em azul): Intrapartícula, móldica e intercristalina. Em luz plana, objetiva (2,5X).
Amostra: LC- 02 – 2011.
Segundo a classificação de Terra et. al. (2010), a rocha pode ser classificada como um
Grainstone/Rudstone Bioclástico de Pelecípodos Impuro
(iii) Packstone constituído por bioclastos, além da presença de calcita, grãos de
quartzo, grãos de biotita, fragmentos de rochas (filitos e metaquartzitos). Os bioclastos
constituem, uma média, de 64% com predominância das conchas de pelecípodos e alguns
raros ostracodes (Fotomicrografia 13).
Fotomicrografia 13: Bioclastos de ostracode e de concha de pelecípodo (preenchidos com calcita) e um fragmento de
Biotita lixiviada. Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 10 – 2011.
68
A textura é grossa a muito grossa, com contato entre os grãos classificado como
flutuante, reto, côncavo-convexo, suturado e pontual (Fotomicrografia 14). Algumas conchas
de pelecípodos são, por vezes, fibrosas e outras preenchidas por calcita. Possuem um tamanho
que varia de 1,0 mm a 9,0 mm. Os ostracodes têm dimensões em torno de 0,5 mm a 2,0 mm e
encontram-se preenchidos por calcita (Fotomicrografia 13).
Os grãos de quartzo constituem, em média, 11,5% das lâminas com tamanho variando
entre 0,01 mm a 0,3 mm. Os fragmentos de rochas constituem, em média, 3% das lâminas e
seu tamanho varia entre 0,1 mm a 2,0 mm. Os grãos de biotita compõem 5,0% das lâminas, na
média, com dimensões que variam entre de 0,01 mm a 0,4 mm.
Fotomicrografia 144: Contato suturado devido a processos de dissolução entre as conchas de pelecípodo (preenchidas com
calcita). Em luz plana, objetiva (10X). Amostra: LC- 10 – 2011.
Este tipo litológico apresenta uma matriz,
compreende 20% da lâmina,
(Fotomicrografia 15 e 16) composta por um calcarenito impuro, micas deformadas e
lixiviadas e alguns fragmentos de filitos deformados (Fotomicrografia 15 e 16).
69
Fotomicrografia 155: Micas deformadas e lixiviadas parte da matriz desta rocha. Polarizador em luz plana, objetiva (2,5X).
Amostra: LC- 12 – 2011.
Fotomicrografia 16: Mostra a matriz calcarenítica impura. Com analisador, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 10 – 2011.
São comuns feições diagenéticas de cimentação. O cimento de calcita, por vezes,
preenche os grãos aloquímicos com calcita drusiforme de baixo teor em Mg, calcita espática e
maclada.
70
O tipo de porosidade encontrada nas lâminas foi o intercristalina. Não foi possível
fazer uma estimativa da porosidade devido à espessura das lâminas.
Segundo a classificação de Terra et. al. (2010), a rocha pode ser classificada como um
Packstone Bioclástico Impuro.
6.2.2. Grupo Lagoa Feia
Foi descrita 01 lâmina petrográfica impregnada com resina do Grupo Lagoa Feia, para
que fosse possível determinar a porosidade.
(iv) Grainstone/ Rudstone constituído boclástico, esses bioclastos são de conchas de
pelecípodos, com dimensões variando entre 1,5 mm a 5,0 mm. Os seus contatos são do tipo
reto, côncavo-convexo e flutuante (Figura 6.1).
As
conchas
de
pelecípodos
encontram-se
completamente
neomorfisadas
(Fotomicrografia 17). Essas conchas, que eram originalmente compostas por aragonita, foram
dissolvidas e substituídas por calcita espática de baixo teor em Mg.
Fotomicrografia 17: Aspecto geral da lâmina, mostra os bioclastos neomorfisados. Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra:
LC- 06 – 2011.
71
As feições diagenéticas, comumente encontradas, são silicificação (Fotomicrografia 18
e 19) e a cimentação do tipo calcita espática e calcita maclada que preenchem os bioclastos.
Fotomicrografia 18: Feições diagenéticas de silicificação e cimentação nas conchas de pelecípodos neomorfisadas. Com
analisador, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 06 – 2011.
Fotomicrografia 19: Feição diagenética do tipo silicificação, evidenciada pela presença de megaquartzos que substituem
parcialmente as conchas de pelecípodos. Com analisador, objetiva (2,5X). Amostra: LC- 06 – 2011.
72
O tipo de porosidade encontrada nesta litologia foi intercristalina (Fotomicrografia 20)
que corresponde aproximadamente a 3% da lâmina. A baixa porosidade é em decorrência das
feições diagenéticas presentes que preencheram os poros.
Fotomicrografia 20: Evidencia a presença de porosidade do tipo intercristalina (em azul). Polarizador em luz plana, objetiva
(2,5X). Amostra: LC- 06 – 2011.
Segundo a classificação de Terra et. al. (2010), a rocha pode ser classificada como um
Grainstone/Rudstone Bioclástico de Pelecípodos Espático Parcialmenete Silicificado.
6.3. Ambiente Deposicional
A Formação Morro do Chaves foi depositada ainda na fase rifte da Bacia de SE/AL,
em um ambiente lacustrino não muito profundo. Nas fases de lago alto e, durante os períodos
de baixo aporte de sedimentos siliciclásticos, ocorreu a formação das coquinas de pelecípodos
tão características da Formação Morro do Chaves e que eram produzidas abaixo da ação das
ondas normais do lago e que, durante épocas de tempestades que ocorreram nesse lago, foram
remobilizadas e depositadas provavelmente nas partes mais rasas desse lago, onde,
temporariamente, ficavam expostas durante o rebaixamento do nível do lago.
A geometria sigmoidal das barras dessas coquinas, aliada a estratificação cruzada
tabular e acanalada indicam transporte por tração em ambiente sub aquoso. A associação e
73
interdigitação com sedimentos siliciclásticos grossos (Fotos 05 e 06) próximos às margens da
bacia, sugerem um aumento periódico do tectonismo que atuava principalmente na borda
oeste da bacia, contribuindo para a formação de leques deltaícos constituídos por fragmentos
de filito, quartzo leitoso e alguns metaquartzito, que ora predominavam, ora se interdigitavam
com as camadas de coquinas.
Figura 6. 2: Modelo deposicional, da Formação Morro do Chaves. (Adaptado de Guardado, Gamboa & Lucchesi, 1990).
74
7 – CONCLUSÃO
A partir da análise petrográfica comparativa entre a Formação Morro Chaves e o
Grupo Lagoa Feia, foi possível reconhecer diversos aspectos dessas rochas carbonáticas tais
como: os constituintes, o aspecto textural, a porosidade, as feições diagenéticas e seu
ambiente deposicional.
Com o suporte das descrições macroscópicas e da caracterização petrográfica
comparativa, foi possível interpretar que as coquinas da Formação Morro do Chaves, em
termos de valores de porosidade, possuem um bom potencial para reservatório carbonático,
apesar desta não ocorrer como rocha reservatório na Bacia de Sergipe-Alagoas.
Os principais constituintes dessas rochas são os moluscos bivalvos, que ainda
preservam em parte de sua estrutura original (aragonita?), porém a maior parte destas conchas
já foi substituída e preenchida por calcita.
A composição mineralógica dos bioclastos, principalmente dos pelecípodos que
possivelmente foram, em parte, formados por aragonita, favorece sua dissolução e,
consequentemente, a criação de espaços porosos nesses depósitos.
Os estudos petrológicos constataram vários tipos de feições diagenéticas tais como:
cimentação, substituição, dissolução, silicificação e dolomitização, sendo que, as feições
diagenéticas de substituição e dissolução contribuíram para a criação de uma porosidade
secundária.
As porosidades dominantes, nestas rochas carbonáticas, são do tipo textura seletiva
(intrapartícula, interpartícula, intercristalina e móldica) e textura não seletiva (vulgular). Há
predominância da porosidade secundária, que foi originada a partir dos processos diagenéticos
que atuaram nesses depósitos posteriormente à sua deposição.
75
8 – REFERÊNCIAS
Ahr, Wayne M. Geology of Carbonate Reservoirs: The Identification, Description, and
Characterization of Hydrocarbon Reservoirs in Carbonate Rocks. New Jersey: Wiley, 2008.
277 p.
ARAÚJO, C. C.; JÚNIOR, P. A. M.; MADRUCCI, V.; CARRAMAL, N.G.; TOCZECK, A.,
ALMEIDA, A. B. Carbonatos aptianos do Campo Carmópolis, Bacia de Sergipe-Alagoas:
Estratigrafia e modelo deposicional. Boletim de Geociências da Petrobras, Rio de Janeiro,
v.17, n.2, p. 311-330, maio/Nov.2009.
CAMACHO, D. G. F. Aspectos dos Carbonatos da Formação Riachuelo – Albiano, Bacia
de Sergipe. 2009. Trabalho Final de Graduação em Geologia. Universidade Estadual Paulista.
Rio Claro – SP. 139 f.
CHOQUETTE, P.W. & PRAY, L.C. 1970. Geologic Nomenclature and Classification of
Porosity in Sedimentary Carbonates. AAPG; v.54. n.2, p. 207-244.
DUNHAM, R. J. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In: Ham,
W.E. (Ed.).Classification of carbonate rocks. Tulsa. American Association of Petroleum
Geologists, Memoir 1,p. 108-122, 1962.
FEIJÓ, F. J. Bacias de Sergipe e Alagoas. Boletim de Geociências da Petrobrás, Rio de
Janeiro, v.8, n.1, p. 149 – 161, jan./mar.1994.
FOLK, R. L. Spectral subdivision of limestones types. In Ham, W.E. (Ed.) Classification of
carbonate rocks: Tulsa. American Association of Petroleum Geologists, Memoir 1, p. 6285, 1962.
GUARDADO, L. R.; GAMBOA, L. A. P; LUCCHESI, C. F; Petroleum Geology of the
Campos Basin, Brazil, a Model for a Producing Atlantic Type Basin. In: EDWARDS, J.
D; SANTOGROSSI, P. A. (ed). 1990. Divergent/Passive Margin Basins: AAPG MEMMOIR
48, p.3-79.
76
LANA, M. C. 1990. Bacia de Sergipe-Alagoas: Uma hipótese de evolução tectonosedimentar. In: RAJA GABAGLIA, G. P., MILANI, E. J. (Coords.). Origem e Evolução das
Bacias Sedimentares. 2. Ed. Rio de Janeiro: Gávea, 1991. p.311-332.
LARRÉ, L. J. C. Análise Sismoestratigráfica dos Depósitos Sinrifte da Formação
Coqueiro Seco (Aptiano Inferior a Médio), Bacia de Sergipe-Alagoas. 2009.116f.
Dissertação (Mestrado em Geociências) – Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Porto
Alegre.
NETO, O. P. A. C.; SOUZA-LIMA, W, CRUZ, F. E. G. Bacia de Sergipe-Alagoas. Boletim
de Geociências da Petrobras, Rio de Janeiro, v.15, n.2, p. 404-415, maio/nov.2007.
NOGUEIRA, M.S; LEMOS, V.B; TERRA, G. J. S. 2003. As “Coquinas” do Membro
Morro do Chaves, Cretáceo Inferior da Bacia de Alagoas, e seu Potencial Para
Reservatório de Petróleo. 2° Congresso Brasileiro de P&D em Petróleo e Gás. Rio de
Janeiro.
PEREIRA, Cícero da Paixão. Petrologia das Rochas Carbonáticas. Rio de Janeiro, p. 80,
2007.
RANCAN, C. C.; LIRA, F. S., NISHIMURA, E. M., ARAÚJO, A. L. N. O soerguimento do
domínio Macururé e sua influência na sedimentação turbidítica no Cretáceo Superior da Subbacia de Sergipe, Bacia de Sergipe-Alagoas. Boletim de Geociências da Petrobras, Rio de
Janeiro, v.17, n. 21, p. 45-67, nov.2008/maio 2009.
RANGEL, C. V. G. T. Estudo Paleoambiental dos Carbonatos do Albiano Superior na
Bacia de Sergipe – Uma Abordagem Microfafiológica. 2002. 133 f. Dissertação (Mestrado)
- Curso de Geologia, Universidade do Estado do Rio de Janeiro, Rio de Janeiro, 2002.
SANTOS, P. R. S. Palinoestratigrafia do Turoniano na área de Laranjeiras, Bacia de SergipeAlagoas: inferências paleoambientais e paleoclimáticas. Boletim de Geociências da
Petrobras, Rio de Janeiro, v.16, n.1, p.121-138, nov.2007/maio 2008.
77
SILVA, L. S. 2009. Análise Sedimentológica e Petrológica da Formação Sergi Próximo
da Falha de Maragogipe em São Roque do Paraguaçu, Bacia do Recôncavo – Ba.
Trabalho Final de Graduação em Geologia. Salvador. UFBA/IGEO.100p.
SCHALLER, H. Revisão Estratigráfica da Bacia de Sergipe/Alagoas. Boletim Técnico da
Petrobras, Rio de Janeiro, v.12, n.1, p. 21-86, jan./mar. 1969.
SOUZA-LIMA, W.; ANDRADE, E. J.; BENGTSON, P.; GALM, P. C. A Bacia de SergipeAlagoas: Evolução geológica, estratigráfica e conteúdo fóssil. Aracaju: Fundação
Paleontológica Phoenix, 2002. 34 p. Edição especial 1.
SOUZA-LIMA, W. Seqüências evaporíticas da Bacia de Sergipe-Alagoas. In: MOHRIAK,
W.; SZATMARI, P.; ANJOS, S. M .C. (Org.). SAL: Geologia e Tectônica. 2. ed. São Paulo:
Beca, 2008. p. 233-251.
TERRA, Gerson José Salamoni et al. Classificação de rochas carbonáticas aplicável ás bacias
sedimentares brasileiras. Boletim de Geociências Petrobras, Rio de Janeiro, v. 18, n. 1, p.929, nov.2009/maio 2010.
TUCKER, Maurice E.; WRIGHT, V. Paul. Carbonate Sedimentology. 2. ed. Blackwell
Science, 1990. 420 p.
78
ANEXOS
79
FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS
LÂMINA: LC- 02- 2011
PROF.:
LOCAL/POÇO: Pedreira Atol
BACIA: Sergipe-Alagoas
FM: Morro do Chaves
1. CONSTITUINTES
- Conchas de pelecípodos, algumas conchas ainda preservam sua estrutura fibrosa (aragonita),
constituindo  90% da lâmina.
- Grãos de quartzo constituindo  10% da lâmina.
2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS
- Reto, côncavo-convexo e flutuante entre as conchas.
- Flutuante entre os grãos de quartzo.
3. MATRIZ
- Ausente
4. DIAGÊNESE
- Dissolução; Calcita maclada; Mosaíco de calcita espática drusiforme com baixo teor em Mg.
5. TAMANHO DOS GRÃOS
- Conchas: 1,0 - 5,0 mm.
- Grãos de quartzo : 0,03 – 0,2 mm.
6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS
- Não foram observados
7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES
- Não foram observadas
8. POROSIDADE
- Móldica, interpartícula e vulgular.
- A porosidade corresponde  20% de porosidade
9. NOME DA ROCHA
- Calcirrudito Bioclástico de Pelecípodos
- Grainstone/ Rudstone Bioclástico Impuro
10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL
-- Lacustre
11. IDADE APROXIMADA
- Jiquiá
12. OBSERVAÇÕES
AUTOR: Luana Silva Castro
DATA: 17/10/11
80
FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS
LÂMINA: LC- 03- 2011
PROF.:
LOCAL/POÇO: Pedreira Atol
BACIA: Sergipe-Alagoas
FM: Morro do Chaves
1. CONSTITUINTES
- Conchas de pelecípodos, algumas conchas ainda preservam sua estrutura fibrosa (aragonita),
e algumas conchas encontram-se preenchidas por calcita espática drusiforme de baixo teor em
Mg, constituem  90% da lâmina.
- Grãos de quartzo constituindo  10% da lâmina.
2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS
- Reto, côncavo-convexo e flutuante entre as conchas.
- Flutuante e pontual entre s grãs de quartzo.
3. MATRIZ
- Ausente
4. DIAGÊNESE
- Dissolução
- Apresenta duas gerações de cimento (1ª franja prismática de calcita ao longo dos grãos de
bioclasto e a 2ª geração corresponde a um mosaíco de calcita de baixo teor em Mg).
5. TAMANHO DOS GRÃOS
- Conchas: 1,0 -5,0 mm; Grão de quartzo 0,04 – 0,3mm.
6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS
- Limonitização
7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES
- Estratificação subparalela (observada em amostra de mão).
8. POROSIDADE
- Móldica, intrapartícula, intercristalina e vulgular; A porosidade corresponde  18 %.
9. NOME DA ROCHA
- Calcirrudito Bioclástico de Pelecípodos
- Grainstone/ Rudstone Bioclástico Impuro
10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL
-- Lacustre
11. IDADE APROXIMADA
- Jiquiá
12. OBSERVAÇÕES
AUTOR: Luana Silva Castro
DATA: 19/10/11
81
FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS
LÂMINA: LC- 04- 2011
PROF.:
LOCAL/POÇO: Pedreira Atol
BACIA: Sergipe-Alagoas
FM: Morro do Chaves
1. CONSTITUINTES
- Conchas de pelecípodos, algumas conchas ainda preservam sua estrutura fibrosa (aragonita
fibrosa) e algumas preenchidas por calcita, constituem  81% da lâmina.
2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS
-Reto,côncavo-convexo e flutuante.
3. MATRIZ
- Ausente
4. DIAGÊNESE
- Dissolução, calcita espática e calcita maclada.
5. TAMANHO DOS GRÃOS
- Conchas 1,0 – 6,0 mm.
6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS
- Não foram observados
7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES
- Não foram observadas
8. POROSIDADE
- Móldica, intergranular, intrapartícula e vulgular.
A porosidade corresponde  19 %.
9. NOME DA ROCHA
- Calcirrudito Bioclástico de Pelecípodos
- Grainstone/ Rudstone Bioclástico
10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL
-- Lacustre
11. IDADE APROXIMADA
- Jiquiá
12. OBSERVAÇÕES
AUTOR: Luana Silva Castro
DATA: 19/10/11
82
FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS
LÂMINA: LC- 05- 2011
LOCAL/POÇO: Pedreira Atol
PROF.:
BACIA: Sergipe-Alagoas
FM: Morro do Chaves
1. CONSTITUINTES
- Conchas de pelecípodos, algumas conchas ainda preservam sua estrutura fibrosa (aragonita
fibrosa), constituem aproximadamente 93% da lâmina.
- Grãos de quartzo constituindo  7% da lâmina.
2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS
- Reto, côncavo-convexo e flutuante entre as conchas.
- Pontual e flutuante ente os grãos de quartzo.
3. MATRIZ
- Ausente
4. DIAGÊNESE
- Dissolução, romboedros de dolomita, calcita espática e calcita maclada.
5. TAMANHO DOS GRÃOS
- Conchas 0,8 – 6,0 mm; Grãos de quartzo 0,01 – 0,4 mm.
6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS
- Não foram observados
7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES
- Não foram observadas
8. POROSIDADE
- Móldica, intergranular,vulgular e intrapartícula.
- A porosidade corresponde  19 %.
9. NOME DA ROCHA
- Calcirrudito Bioclástico de Pelecípodos
- Grainstone/ Rudstone Bioclástico Impuro
10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL
- Lacustre
11. IDADE APROXIMADA
- Jiquiá
12. OBSERVAÇÕES
AUTOR: Luana Silva Castro
DATA: 20/10/11
FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS
LÂMINA: LC- 06- 2011(c/resina) LOCAL/POÇO: Pedreira Atol
PROF.:
BACIA: Campos
FM: Grupo Lagoa Feia
1. CONSTITUINTES
- Conchas de pelecípodos totalmente neomorfisadas.
2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS
- Reto e côncavo-convexo entre as conchas.
3. MATRIZ
- Ausente
4. DIAGÊNESE
- Silicificação, calcita espática e calcita maclada.
5. TAMANHO DOS GRÃOS
- Conchas 2,0 – 5, 0 mm.
6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS
- Não foram observados
7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES
- Não foram observadas
8. POROSIDADE
- Intercristalina
A porosidade corresponde  3 %
9. NOME DA ROCHA
- Calcirrudito Bioclástico de Pelecípodos
- Grainstone/ Rudstone Bioclástico de Pelecípodos Espático Silicificado
10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL
- Lacustre
11. IDADE APROXIMADA
- Jiquiá
12. OBSERVAÇÕES
AUTOR: Luana Silva Castro
DATA: 20/10/11
83
FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS
LÂMINA: LC- 06- 2011(s/resina) LOCAL/POÇO: Pedreira Atol
PROF.:
BACIA: Campos
FM: Grupo Lagoa Feia
1. CONSTITUINTES
- Conchas de pelecípodos totalmente neomorfisadas.
2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS
- Reto e côncavo-convexo entre as conchas.
3. MATRIZ
- Ausente
4. DIAGÊNESE
- Silicificação, calcita espática e calcita maclada.
5. TAMANHO DOS GRÃOS
- Conchas 1,5 – 5, 0 mm.
6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS
- Não foram observados
7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES
- Não foram observadas
8. POROSIDADE
- Intercristalina
- Não foi possível estimar, devido à espessura da lâmina.
9. NOME DA ROCHA
- Calcirrudito Bioclástico de Pelecípodos
- Grainstone/ Rudstone Bioclástico de Pelecípodos Espático Silicificado
10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL
- Lacustre
11. IDADE APROXIMADA
- Jiquiá
12. OBSERVAÇÕES
AUTOR: Luana Silva Castro
DATA: 21/10/11
84
85
FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS
LÂMINA: LC- 08- 2011
LOCAL/POÇO: Pedreira Atol
PROF.:
BACIA: Sergipe-Alagoas
FM: Morro do Chaves
1. CONSTITUINTES
- Conchas de pelecípodos, algumas conchas ainda preservam sua estrutura fibrosa (aragonita
fibrosa), constituem aproximadamente 91% da lâmina.
- Grãos de quartzo constituem 5% da lâmina.
- Pirita constituindo  1% da lâmina
2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS
- Reto, côncavo-convexo e flutuante entre as conchas.
3. MATRIZ
- Ausente
4. DIAGÊNESE
- Calcita espática e maclada; Romboedros de dolomita.
5. TAMANHO DOS GRÃOS
- Conchas 2,0 – 6,0 mm; Grãos de quartzo 0,04 – 0,1 mm; Pirita 0,03 - 0,08 mm.
6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS
- Não foram observados
7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES
- Não foram observadas
8. POROSIDADE
- Intercristalina (3%)
9. NOME DA ROCHA
- Calcirrudito Bioclástico de Pelecípodos
- Grainstone/ Rudstone Bioclástico Impuro
10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL
-- Lacustre
11. IDADE APROXIMADA
- Jiquiá
12. OBSERVAÇÕES
AUTOR: Luana Silva Castro
DATA: 21/10/11
86
FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS
LÂMINA: LC- 10- 2011
PROF.:
LOCAL/POÇO: Pedreira Atol
BACIA: Sergipe-Alagoas
FM: Morro do Chaves
1. CONSTITUINTES
- Conchas de pelecípodos, as conchas encontram-se preenchidas por aragonita prismática,
aragonita fibrosa e calcita drusiforme com baixo teor de Mg, constituem  88% da lâmina.
- Grãos de quartzo constituindo  7% da lâmina.
- Mica (Biotita) constituem  5% da lâmina.
- Ostracode
2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS
- Reto,côncavo-convexo entre as conchas; Flutuante e pontual entre os grãos de quartzo;
Flutuante e reto entre os grãos de biotita.
3. MATRIZ
- Calcarenítica impura  20%
4. DIAGÊNESE
- Calcita espática e maclada; Dolomitização
5. TAMANHO DOS GRÃOS
- Conchas 1,5 – 9,0 mm; grãos de quartzo 0,01 – 0,3 mm; grãos de biotita 0,01 – 0,2 mm;
Ostracode 0,5 – 2,0 mm
6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS
- Não foram observados
7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES
- Não foram observadas
8. POROSIDADE
- Não foi possível estimar, devido à espessura da lâmina.
9. NOME DA ROCHA
- Calcirrudito Bioclástico de Pelecípodos
- Packstone Bioclástico Impuro
10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL
-- Lacustre
11. IDADE APROXIMADA
- Jiquiá
12. OBSERVAÇÕES
AUTOR: Luana Silva Castro
DATA: 26/10/11
87
FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS
LÂMINA: LC- 11- 2011
LOCAL/POÇO: Pedreira Atol
PROF.:
BACIA: Sergipe-Alagoas
FM: Morro do Chaves
1. CONSTITUINTES
- Conchas de pelecípodos constituem  68% da lâmina.
- Grãos de quartzo constituindo 15% da lâmina.
- Micas (Biotita) constituem 10% da lâmina.
- Fragmentos de rocha (metaquartzito) constituem  7% da lâmina
2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS
- Reto, côncavo-convexo e flutuante entre as conchas; Flutuante e pontual entre os demais
constituintes.
3. MATRIZ
- Ausente
4. DIAGÊNESE
- Calcita espática e maclada
5. TAMANHO DOS GRÃOS
- Conchas 1,0 - 5,0 mm; Grãos de quartzo e biotita 0,04 – 0,2mm; Fragmentos de rocha 0,8 –
2,0 mm.
6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS
- Não foram observados
7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES
- Não foram observadas
8. POROSIDADE
- Intrescristalina. Não foi possível estimar, devido à espessura da lâmina.
9. NOME DA ROCHA
- Calcirrudito Bioclástico de Pelecípodos
- Grainstone/ Rudstone Bioclástico Impuro
10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL
- Lacustre
11. IDADE APROXIMADA
- Jiquiá
12. OBSERVAÇÕES
AUTOR: Luana Silva Castro
DATA: 26/10/11
88
FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS
LÂMINA: LC- 12- 2011
LOCAL/POÇO: Pedreira Atol
PROF.:
BACIA: Sergipe-Alagoas
FM: Morro do Chaves
1. CONSTITUINTES
- Conchas de pelecípodos, algumas conchas ainda preservam sua estrutura fibrosa (aragonita
fibrosa), constituem  80% da lâmina.
- Grãos de quartzo constituindo 16% da lâmina.
- Fragmentos de rocha constituem  3% da lâmina.
- Ostracode
2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS
- Reto, côncavo-convexo e flutuante entre as conchas; Flutuante e pontual entre os demais
constituintes.
3. MATRIZ
- Micas (bastante deformadas e lixiviadas) e alguns fragmentos de filitos deformados pela
compactação. Constitui  20% da lâmina.
4. DIAGÊNESE
- Calcita espática e clacita maclada.
5. TAMANHO DOS GRÃOS
- Conchas 1,0 - 5,0 mm; Grãos de quartzo 0,01 – 0,3mm; Fragmentos de rocha 0,1 – 2,0 mm.
6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS
Não foram observadas
7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES
- Não foram observadas
8. POROSIDADE
- Não foi possível estimar, devido à espessura da lâmina.
9. NOME DA ROCHA
- Calcirrudito Bioclástico de Pelecípodos
- Packstone Bioclástico Impuro
10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL
- Lacustre
11. IDADE APROXIMADA
- Jiquiá
12. OBSERVAÇÕES
AUTOR: Luana Silva Castro
DATA: 27/10/11
89
FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS
LÂMINA: LC- 13 - 2011
LOCAL/POÇO: Pedreira Atol
PROF.:
BACIA: Sergipe-Alagoas
FM: Morro do Chaves
1. CONSTITUINTES
- Conchas de pelecípodos, algumas conchas ainda preservam sua estrutura fibrosa (aragonita
fibrosa), constituem  76% da lâmina.
Ostracode < 1%
- Grãos de quartzo constituindo 15% da lâmina.
-Micas (Biotita) lixiviadas constituem  5% da lâmina.
- Fragmentos de rocha constituem  3% da lâmina.
2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS
- Reto, flutuante e côncavo-convexo entre as conchas; Flutuante e pontual entre os outros
constituintes.
3. MATRIZ
- Ausente
4. DIAGÊNESE
- Calcita espática e maclada.
5. TAMANHO DOS GRÃOS
- Conchas 0,4 – 4, 5 mm; Grãos de quartzo,e biotita 0,04 – 1,0mm; Fragmentos de rochas 0,1
– 2,0 mm.
6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS
- Não foram observados
7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES
- Não foram observadas
8. POROSIDADE
- Não foi possível estimar, devido à espessura da lâmina.
9. NOME DA ROCHA
- Calcirrudito Bioclástico de Pelecípodos
- Grainstone/ Rudstone Bioclástico Impuro
10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL
- Lacustre
11. IDADE APROXIMADA
- Jiquiá
12. OBSERVAÇÕES
AUTOR: Luana Silva Castro
DATA: 27/10/11
90
FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS
LÂMINA: LC- 14- 2011
PROF.:
LOCAL/POÇO: Pedreira Atol
BACIA: Sergipe-Alagoas
FM: Morro do Chaves
1. CONSTITUINTES
- Conchas de pelecípodos constituindo 68% da lâmina.
- Grãos de quartzo constituindo 20% da lâmina.
-Micas (Biotita) lixiviadas constituem  7% da lâmina.
- Fragmentos de rocha constituem  5% da lâmina.
2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS
- Reto, flutuante e côncavo-convexo entre as conchas; Flutuante e pontual entre os outros
constituintes.
3. MATRIZ
- Ausente
4. DIAGÊNESE
- Calcita espática e maclada.
5. TAMANHO DOS GRÃOS
- Conchas 1,0- 5,8 mm; Grãos de quartzo e biotita 0,03 – 1,0mm; Frag. de rochas 0,1 –
2,0mm.
6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS
- Não foram observados.
7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES
- Não foram observadas
8. POROSIDADE
- Não foi possível estimar, devido à espessura da lâmina.
9. NOME DA ROCHA
- Calcirrudito Bioclástico de Pelecípodos
- Grainstone/ Rudstone Bioclástico Impuro
10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL
-- Lacustre
11. IDADE APROXIMADA
- Jiquiá
12. OBSERVAÇÕES
AUTOR: Luana Silva Castro
DATA: 27/10/11
91
FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS
LÂMINA: LC- 15- 2011
PROF.:
LOCAL/POÇO: Pedreira Atol
BACIA: Sergipe-Alagoas
FM: Morro do Chaves
1. CONSTITUINTES
- Conchas de pelecípodos constituindo 77% da lâmina.
- Grãos de quartzo constituindo 15% da lâmina.
- Fragmentos de rocha constituem  7% da lâmina.
- Micas (Biotita) lixiviadas constituem  3% da lâmina.
2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS
- Reto, flutuante e côncavo-convexo entre as conchas; Flutuante e pontual entre os outros
constituintes.
3. MATRIZ
- Ausente
4. DIAGÊNESE
- Calcita espática e maclada.
5. TAMANHO DOS GRÃOS
- Conchas 0,3 – 2,0mm; Grãos de quartzo e biotita 0,02 – 0,08 mm; Frag. de rochas 0,1 –
2,0mm.
6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS
- Não foram observados.
7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES
- Não foram observadas
8. POROSIDADE
- Não foi possível estimar, devido à espessura da lâmina.
9. NOME DA ROCHA
- Calcirrudito Bioclástico de Pelecípodos
- Grainstone/ Rudstone Bioclástico Impuro
10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL
- Lacustre
11. IDADE APROXIMADA
- Jiquiá
12. OBSERVAÇÕES
AUTOR: Luana Silva Castro
DATA: 28/10/11
92
FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS
LÂMINA: CP – SE – 04
PROF.:
LOCAL/POÇO: Pedreira Atol
BACIA: Sergipe-Alagoas
FM: Morro do Chaves
1. CONSTITUINTES
- Conchas de pelecípodos constituem  98% da lâmina.
- Grãos de quartzo constituindo 2% da lâmina.
2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS
- Reto, flutuante e côncavo-convexo entre as conchas. Flutuante entre os grãos de quartzo.
3. MATRIZ
- Ausente
4. DIAGÊNESE
- Calcita espática e maclada.
5. TAMANHO DOS GRÃOS
- Conchas 2,0 – 7,0 mm; Grãos de quartzo 0,04 – 0,7 mm.
6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS
- Não foram observados.
7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES
- Não foram observadas.
8. POROSIDADE
- Não foi possível estimar, devido à espessura da lâmina.
9. NOME DA ROCHA
- Calcirrudito Bioclástico de Pelecípodos
- Grainstone/ Rudstone Bioclástico Impuro
10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL
- Lacustre
11. IDADE APROXIMADA
- Jiquiá
12. OBSERVAÇÕES
AUTOR: Luana Silva Castro
DATA: 24/10/11
93
FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS
LÂMINA: CP- SE- 07
PROF.: Cícero
LOCAL/POÇO: Pedreira Atol
BACIA: Sergipe-Alagoas
FM: Morro do Chaves
1. CONSTITUINTES
- Conchas de pelecípodos constituindo  80% da lâmina.
- Grãos de quartzo constituindo 10% da lâmina.
- Fragmentos de rocha constituem  5% da lâmina.
2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS
- Reto, flutuante e côncavo-convexo entre as conchas; Flutuante e pontual, grãos de quartzo e
frag. de rochas
3. MATRIZ
- Ausente
4. DIAGÊNESE
- Calcita espática e maclada.
5. TAMANHO DOS GRÃOS
- Conchas 0,5 – 4,0 mm; Grãos de quartzo 0,02 – 1,0 mm; Frag. de rochas 2,4 – 7,0mm.
6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS
- Não foram observados.
7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES
- Não foram observadas
8. POROSIDADE
- Intercristalina  5% da lâmina.
9. NOME DA ROCHA
- Calcirrudito Bioclástico de Pelecípodos
- Grainstone/ Rudstone Bioclástico Impuro
10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL
- Lacustre
11. IDADE APROXIMADA
- Jiquiá
12. OBSERVAÇÕES
AUTOR: Luana Silva Castro
DATA: 26/10/11
94
FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS
LÂMINA: CP- SE- 09
PROF.: Cícero
LOCAL/POÇO: Pedreira Atol
BACIA: Sergipe-Alagoas
FM: Morro do Chaves
1. CONSTITUINTES
- Conchas de pelecípodos constituindo 65% da lâmina.
- Grãos de quartzo constituindo 35% da lâmina.
2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS
- Reto, flutuante e côncavo-convexo entre as conchas; Flutuante e pontual entre os grãos de
quartzo.
3. MATRIZ
- Ausente
4. DIAGÊNESE
- Calcita espática e maclada.
5. TAMANHO DOS GRÃOS
- Conchas 0,5 – 4,0 mm; Grãos de quartzo 0,02 –0,8 mm.
6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS
- Não foram observados.
7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES
- Não foram observadas
8. POROSIDADE
- Não foi possível estimar, devido à espessura da lâmina.
9. NOME DA ROCHA
- Calcirrudito Bioclástico de Pelecípodos
- Grainstone/ Rudstone Bioclástico Impuro
10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL
- Lacustre
11. IDADE APROXIMADA
- Jiquiá
12. OBSERVAÇÕES
AUTOR: Luana Silva Castro
DATA: 26/10/11
95
FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS
LÂMINA: LC- 10- 2011- 1
LOCAL/POÇO: Pedreira Atol
PROF.:
BACIA: Sergipe-Alagoas
FM: Morro do Chaves
1. CONSTITUINTES
- Conchas de pelecípodos, as conchas encontram-se preenchidas por aragonita prismática,
aragonita fibrosa e calcita drusiforme com baixo teor de Mg, constituem  86% da lâmina.
- Grãos de quartzo constituindo  8% da lâmina.
- Mica (Biotita) constituem  6% da lâmina.
- Ostracode
2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS
- Reto,côncavo-convexo entre as conchas; Flutuante e pontual entre os grãos de quartzo;
Flutuante e reto entre os grãos de biotita.
3. MATRIZ
- Calcarenítica impura  20%
4. DIAGÊNESE
- Calcita espática e maclada; Dolomitização
5. TAMANHO DOS GRÃOS
- Conchas 1,5 – 9,0 mm; grãos de quartzo 0,01 – 0,4 mm; grãos de biotita 0,01 – 0,2 mm;
Ostracode 0,5 – 2,0 mm
6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS
- Não foram observados
7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES
- Não foram observadas
8. POROSIDADE
- Não foi possível estimar, devido à espessura da lâmina.
9. NOME DA ROCHA
- Calcirrudito Bioclástico de Pelecípodos
- Packstone Bioclástico Impuro
10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL
-- Lacustre
11. IDADE APROXIMADA
- Jiquiá
12. OBSERVAÇÕES
- Lâmina descoberta
AUTOR: Luana Silva Castro
DATA: 28/10/11
96
FOLHA DE DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA DE CARBONATOS
LÂMINA: LC- 13 – 2011-3
PROF.:
LOCAL/POÇO: Pedreira Atol
BACIA: Sergipe-Alagoas
FM: Morro do Chaves
1. CONSTITUINTES
- Conchas de pelecípodos, algumas conchas ainda preservam sua estrutura fibrosa (aragonita
fibrosa), constituem  74% da lâmina.
Ostracode < 1%
- Grãos de quartzo constituindo 17% da lâmina.
-Micas (Biotita) lixiviadas constituem  5% da lâmina.
- Fragmentos de rocha constituem  3% da lâmina.
2. RELAÇÕES TEXTURAIS/CONTATO ENTRE OS GRÃOS
- Reto, flutuante e côncavo-convexo entre as conchas; Flutuante e pontual entre os outros
constituintes.
3. MATRIZ
- Ausente
4. DIAGÊNESE
- Calcita espática e maclada.
5. TAMANHO DOS GRÃOS
- Conchas 0,4 – 4, 5 mm; Grãos de quartzo,e biotita 0,04 – 1,0mm; Fragmentos de rochas 0,1
– 2,0 mm.
6. OUTROS FENÔMENOS DIAGENÉTICOS
- Não foram observados
7. ESTRUTURAS SEDIMENTARES
- Não foram observadas
8. POROSIDADE
- Não foi possível estimar, devido à espessura da lâmina.
9. NOME DA ROCHA
- Calcirrudito Bioclástico de Pelecípodos
- Grainstone/ Rudstone Bioclástico Impuro
10. INTERPRETAÇÃO AMBIENTAL
- Lacustre
11. IDADE APROXIMADA
- Jiquiá
12. OBSERVAÇÕES
- Lâmina descoberta
AUTOR: Luana Silva Castro
DATA: 28/10/11