universidade do estado do rio de janeiro

UNIVERSIDADE DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO - UERJ
FACULDADE DE GEOLOGIA - FGEL
PROGRAMA DE RECURSOS HUMANOS DA ANP PARA O SETOR
PETRÓLEO E GÁS
CONVÊNIO ANP/ MCT/ UERJ/ FGEL
PRH-17
PETROGRAFIA DAS ROCHAS SILICICLÁSTICAS DA
FORMAÇÃO URUCUTUCA, BACIA DE ALMADA / PORÇÃO
EMERSA - BA
CANDIDA MENEZES DE JESUS
ORIENTADOR:
Prof. PEDRO DE CESERO
ii
PETROGRAFIA DAS ROCHAS SILICICLÁSTICAS DA FORMAÇÃO
URUCUTUCA, BACIA DE ALMADA / PORÇÃO EMERSA – BA
CANDIDA MENEZES DE JESUS
DISSERTAÇÃO SUBMETIDA AO CORPO DOCENTE DO PROGRAMA DE PÓSGRADUAÇÃO EM ANÁLISE DE BACIAS E FAIXAS MÓVEIS DA UNIVERSIDADE
DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO COMO REQUISITO PARCIAL À OBTENÇÃO
DO GRAU DE MESTRE EM CIÊNCIAS.
ÁREA DE CONCENTRAÇÃO: ANÁLISE DE BACIAS
ORIENTADOR: Prof. Pedro De Cesero
APROVADA POR:
Prof. Luiz Carlos Bertolino
Dr. Rogério Schiffer de Souza
Prof. Dr. Sérgio Bergamaschi
RIO DE JANEIRO - RJ - BRASIL
AGOSTO - 2004
iii
FICHA CATOLOGRÁFICA
JESUS, CANDIDA MENEZES
Petrografia das Rochas Siliciclásticas da Formação Urucutuca, Bacia de Almada
/ Porção Emersa - BA [Rio de Janeiro] 2004.
XV, 134 p. 29,7 cm (Faculdade de Geologia - UERJ, Programa de PósGraduação em Análise de Bacias e Faixas Móveis, 2004).
Dissertação de Mestrado - Universidade do Estado do Rio de Janeiro,
realizada na Faculdade de Geologia.
1. Petrografia, Proveniência e Diagênese.
I- FGEL/UERJ
II - Título (série)
iv
AGRADECIMENTOS
A autora agradece especialmente ao seu orientador, professor Pedro de Cesero por sua
ajuda durante o desenvolvimento deste trabalho. Agradece também à Agência Nacional do
Petróleo – ANP e à Financiadora de Estudos e Projetos – FINEP – por meio do Programa de
Recursos Humanos da ANP para o Setor Petróleo e Gás – PRH-ANP/MCT, por proverem os
recursos necessários ao desenvolvimento desta pesquisa.
DEDICATÓRIA
Dedico esta dissertação de mestrado a Fábio Nunes Ferreira,
por seu apoio e incentivo nos momentos mais difíceis.
“Diversity of opinion about a work of art shows that
the work is new, complex and vital.
When critics disagree, the artist is in accord with himself.
We can forgive a man for making a useful thing as
long as he does not admire it.
The only excuse for making a useless thing is that one
admires it intensely.
All art is quite useless.”
Oscar Wilde – The Picture of Dorian Gray
v
RESUMO
Este trabalho compreende o estudo petrográfico de proveniência e diagênese dos arenitos e
conglomerados cretácicos da Formação Urucutuca, que ocorrem na porção emersa da Bacia
de Almada. Estas rochas representam sedimentos de maré e fluxos turbidíticos depositados
em um ambiente de estuário, no Cretáceo Superior. As amostras foram separadas em três
classes granulométricas: conglomerados e arenitos grossos; arenitos médios; e arenitos
finos a muito finos, e foram caracterizadas quanto a sua composição detrítica e evolução
diagenética. Composicionalmente estas rochas são arcósicas, sendo os K-feldspatos,
quartzo monocristalino, fragmentos de rochas plutônicas e gnáissicas os seus principais
constituintes. A proveniência destas rochas corresponde ao ambiente de embasamento
soerguido, na classificação de Dickinson (1985). Neste ambiente, uma das principais fontes
de material sedimentar para as rochas da Formação Urucutuca foi a Suíte Intrusiva Itabuna,
composta por rochas graníticas alcalinas, sem metamorfismo nem deformação. As demais
áreas contribuíram principalmente com fragmentos de quartzo monocristalino e de rochas
gnáissicas. A área-fonte provavelmente apresentava um relevo bastante elevado nas
proximidades da bacia de deposição, o que possibilitou a preservação de alguns fragmentos
bastante instáveis sob condições intempéricas. Os processos diagenéticos de substituição e
dissolução modificaram a composição original das rochas da Formação Urucutuca. Os
feldspatos, fragmentos líticos finos, minerais acessórios e bioclastos foram os mais afetados
por estes processos. Entretanto, as modificações diagenéticas não foram suficientemente
fortes para alterar significativamente a razão quartzo/feldspato e, conseqüentemente, a
composição original arcósica. O principal evento de cimentação destas rochas ocorreu na
eodiagênese, sendo que a partir da precipitação inicial de anidrita, dolomita ou calcita, os
arenitos desenvolveram sete paragêneses distintas. A variação na composição das
paragêneses foi controlada pela oscilação da maré dentro de um ambiente de estuário. A
mesodiagênese está representada pela ocorrência restrita de feldspatos albitizados e pela
compactação mecânica por soterramento. Posteriormente, houve um soerguimento da
porção proximal da bacia, que expôs estas rochas a processos de telodiagênese continental,
que geraram a dissolução parcial de alguns constituintes do arcabouço e a precipitação de
caulinita nos poros. A cimentação precoce, aliada a um arcabouço de composição muito
resistente, ajudou a evitar a perda total de porosidade por compactação durante o
soterramento. A cimentação não fechou por completo os poros das rochas, e foi seguida por
um evento importante de geração de porosidade secundária. Estes fatores combinados
conferem aos depósitos siliciclásticos da Formação Urucutuca um bom potencial para
reservatórios de petróleo.
vi
ABSTRACT
This work involves a petrographic study with emphasis on provenance and diagenesis of the
Cretaceous siliciclastic rocks of the Urucutuca Formation, which occur within the onshore
potion of the Almada Basin. These rocks represent tidal sediments and turbiditic flows
deposited on an estuarine environment during Late Cretaceous. The samples were divided in
to three grain size classes: coarse grained sandstones and conglomerates; medium grained
sandstones; and fine/very fine grained sandstones. They were characterized according to
their detrital composition and diagenetic evolution. Sandstones and conglomerates are
classified as arkoses, and K-feldspar, monocrystalline quartz and plutonic/gneissic rock
fragments are their most important constituents. The provenance of these rocks is correlated
with a uplifted basement environment according to Dickinson’s classification (1985). One of
the major sources for the Urucutuca siliciclastic rocks were alkaline granitic rocks, of the
Suite Intrusiva Itabuna. The other areas provided mainly monocrystalline quartz and gneissic
rock fragments. This source areas probably presented a very high relief near to the
deposition basin, what permitted the preservation of some fragments that are unstable under
weathering conditions. Framework grain replacement and dissolution during diagenesis
slightly changed the original composition of the Urucutuca siliciclastic rocks. Feldspars, finecrystalline lithic fragments, accessory minerals and carbonate bioclasts were the most
affected constituents. However, the diagenetic processes were not strong enough to change
substantially the quartz/feldspar rate and, consequentially, the original arkosic framework
composition. The rock’s major cementation event occurred early, forming anhydrite, dolomite
or calcite. After the initial precipitation, eodiagenesis controlled the following pathways,
divided into seven distinct paragenesis. Variation in the paragenesis composition was mainly
controlled by the tide oscillation in an estuarine environment. Mesodiagenesis is represented
by local feldspar albitization and mechanical compaction during late burial. Afterwards, the
proximal portion of Almada Basin was uplifted and its rocks were exposed to continental
telodiagenetic processes that caused partial framework grain dissolution, and kaolinite
precipitation in the pore space. Not only the early cementation but also the framework brittle
composition helped to prevent total porosity loss during burial. Where the cementation
processes was incomplete secondary porosity generation was an important diagenetic
process. All these factors together played crucial control on the quality of the Urucutuca
rocks as potential petroleum reservoirs.
vii
ÍNDICE
Agradecimentos e Dedicatória
iv
Resumo
v
Abstract
vi
Índice
vii
Lista de tabelas
viii
Lista de Figuras
ix
1. Introdução
01
2. Métodos
04
2.1 Petrologia Sedimentar
05
2.1.1. Componentes Detríticos
05
2.1.2. Composição, Proveniência e Ambientes Tectônicos dos Arenitos
13
2.1.3. Diagênese dos Arenitos
16
3. Contexto Geológico Regional
32
3.1. Geologia do Embasamento da Bacia de Almada
32
3.2. A Bacia de Almada e sua Evolução Tectono-Sedimentar
34
3.3. Estratigrafia da Bacia de Almada
39
4. Fácies Sedimentares e Ambientes Deposicionais
45
5. Aspectos Petrográficos dos Arenitos e Conglomerados
54
5. 1. Composição Detrítica
5. 1.1. Classificação dos Arenitos
5. 2. Minerais Diagenéticos
54
71
78
5. 2. 1. Sulfatos
79
5. 2. 2. Carbonatos
85
5. 2. 3. Outros Constituintes Diagenéticos
98
viii
5. 3. Macroporosidade
108
6. Discussão dos Resultados
115
7. Conclusões
128
8. Bibliografia
131
9. Anexos
134
LISTA DE TABELAS
Tabela 1. Classificação dos tipos de grãos de areia. (Dickinson, 1985)
14
Tabela 2. Fatores que favorecem (1) a preservação versus (2) a destruição da porosidade
primária e (3) a formação de porosidade secundária (adaptado de Tucker, 1991).
30
Tabela 3: Valores percentuais médios e máximos do conjunto das amostras.
76
Tabela 4: Principais constituintes diagenéticos e seus percentuais médios e máximos.
77
Tabela 5: Percentuais médios e máximos dos diferentes tipos de macroporosidade.
108
Tabela 6: Valores percentuais estimados a partir das contagens modais para as
substituições, porosidade secundária e volume intergranular primário.
108
LISTA DE FIGURAS
Figura 1: Localização geográfica da Bacia de Almada
01
Figura 2: Seção geológica esquemática da Bacia de Almada, a seta indica a Formação
Urucutuca.
02
Figura3: principais minerais formadores de rocha em ordem crescente de estabilidade no
ambiente sedimentar (Tucker, 1991).
05
Figura 4: Diagramas Qt x F x L e Qm x F x Lt, aplicados neste trabalho (modificado de
Dickinson, 1985).
15
Figura 5: Distribuição dos estágios diagenéticos (modificado de Choquette & Pray, 1970 in
Scholle & Schluger, 1979).
17
ix
Figura 6: Mapa geológico de Itabuna, Facuri, 2003.
33
Figura 7: Mapa geológico da porção emersa da Bacia de Almada (Bruhn & Moraes, 1989).
34
Figura 8: Coluna estratigráfica da Bacia de Almada (Netto et al., 1994).
40
Figura 9: Localização dos poços estudados, adaptado de Bruhn & Moraes, 1989.
45
Figura 10: Esquerda: arenitos com mud coupplets e ripples. Direita: Arenito com lentes de
lama gerando a estrutura flaser.
47
Figura 11: Esquerda: concentrações de opacos na porção anterior de ripple (4X- LN),
Direita: concentração de intraclastos na porção frontal das ripples (4X- LN).
48
Figura 12: Esquerda: Arenito com lentes de lama gerando a estrutura wavy, e com mud
coupplets no topo. Direita: arenito com estrutura wavy e bioturbação associada.
48
Figura 13: Esquerda: Detalhe de bioturbação do tipo ophiomorpha. Direita: Arenito com
estrutura sedimentar destruída pela sobreposição da bioturbação.
49
Figura 14: Esquerda: Lamito com fissilidade e lentes de areia gerando estrutura do tipo
linsen. Direita: lamito maciço.
50
Figura 15: Esquerda: arenito com estratificação plano-paralela. Direita: Arenito maciço.
51
Figura 16: Esquerda: conglomerado com baixo teor de matriz arenosa, com poros
secundários gerados pela dissolução de alguns componentes (indicados por setas).
52
Figura 17:Esquerda: Lamito deformado, provavelmente devido a um processo de slump.
Direita: Diamictito provavelmente resultante do deslizamento de depósitos de grãos de areia
e lama dentro da bacia.
53
Figura 18: Esquerda: grãos de quartzo monocristalino (4X- LP), Direita: grãos de quartzo
monocristalino e policristalino(4X- LP).
55
Figura 19: Esquerda: grão de quartzo policristalino (10X – LP), Direita: grão de quartzo
plutônico(4X – LP).
55
Figura 20: Esquerda: grãos de ortoclásio (10X – LP), Direita: grão de pertita com
sobrecrescimento (40 X – LP).
Figura 21: Esquerda: grão de microclínio (10X – LP), Direita: grão de plagioclásio (20X –
LP).
56
56
Figura 22: Esquerda: grão de feldspato plutônico (4X – LP), Direita: grão plutônico com
pertita e quartzo (10X – LP).
57
Figura 23: Esquerda: fragmento de rocha gnáissica (4X – LP). Direita: fragmento de rocha
metamórfica quartzo-micácea foliada (10X – LP).
57
Figura 24: Esquerda: fragmento metamórfico não foliado com clorita (20X – LP), Direita:
grão metamórfico micáceo foliado (20X – LP).
57
Figura 25: Esquerda: grão vulcânico (?) com piroxênio e plagioclásio (10X – LP), Direita:
fragmento de rocha vulcânica básica ( 10X – LP).
58
x
Figura 26: A: grão de granada e mineral opaco (10X – LN), B: grão de anfibólio (10X – LP).
C: grão de zircão (10X – LP), D: grão de epidoto (20X – LP).
58
Figura 27: Esquerda: Intraclasto lamoso (10X – LN), Direita: bioclasto carbonático (alga?)
(10X – LN).
59
Figura 28: Esquerda: Arenito fino intercalado à fácies Arll (20X-LN). Direita: Fácies Csmi
(4X- LP).
59
Figura 29: Esquerda: Grãos de ortoclásio monocristalino (20X – LP). Direita: grão de
plagioclásio (10X- LP).
60
Figura 30: Esquerda: grão de microclínio (20X – LP). Direita: grão de pertita (20X – LP).
60
Figura 31: Esquerda: Grãos de quartzo monocristalino (amarelo) e feldspato (cinza) (10X –
LP). Direita: Fragmento quartzo (e feldspato) em rocha gnáissica (4X – LP).
61
Figura 32: Esquerda: Fragmento de rocha plutônica com quartzo e K-feldspato (10X – LP).
Direita: Fragmento de rocha plutônica com quartzo e K-feldspato (20X – LP).
62
Figura 33: Esquerda: Fragmento de rocha metamórfica quartzo-micácea foliada (20X – LP).
Direita: Fragmento de rocha metamórfica micácea foliada (40X – LP).
62
Figura 34: Esquerda: Fragmento de rocha metamórfica micácea foliada (20X – LP). Direita:
Fragmento de rocha vulcânica básica-intermediária (10X – LP).
62
Figura 35: Esquerda: Granada, opacos e anfibólio (10X – LN). Direita: Grãos de granadas e
minerais opacos (20X – LN).
63
Figura 36: Esquerda: Grão de muscovita (10X – LP). Direita: grão de biotita (10X – LP).
63
Figura 37: Esquerda: Intraclasto lamoso piritizado (20X – LN). Direita: Intraclasto
carbonático (10X – LN).
64
Figura 38: Esquerda: Grãos de glauconita com dolomita (20X – LN). Direita: bioclasto
carbonático (20X – LP).
64
Figura 39: Esquerda: Bioclastos carbonáticos (20X – LP). Direita: Bioclasto fosfático (20X –
64
LN).
Figura 40: Esquerda: grão de ortoclásio (40X – LP). Direita: grão de plagioclásio (20X – LP).
65
Figura 41: Esquerda: grão de pertita (20X – LP). Direita: grão de microclínio (20X – LP).
65
Figura 42: Esquerda: grão de quartzo monocristalino (10X – LP). Direita: quartzo em
fragmento de rocha gnáissica (20X – LP).
66
Figura 43: Esquerda: fragmentos de rocha plutônica (10X – LP). Direita: fragmento de rocha
metamórfica micácea, substituído por dolomita (20X – LP).
66
Figura 44: Esquerda: fragmento de rocha metamórfica micácea foliada (20X – LN). Direita:
fragmento de rocha metamórfica quartzo-micácea foliada (40X – LP).
67
xi
Figura 45: A: grão de pirita detrítica (40X – LR) B: mineral opaco não identificado (40X –
LR). C e D: grão de epidoto em LN e LP (20X).
67
Figura 46: A: grão de granada (20X – LN) B: grão de anfibólio (20X – LP) C e D: grão de
turmalina LN e LP (20X).
68
Figura 47: A: intraclasto lamoso (10X – LN). B: fragmentos de matéria orgânica (40X – LP).
C: intraclasto carbonático (20X - LP). D: bioclasto (espinho de equinóide?) (20X - LN).
69
Figura 48: A: bioclasto carbonático (foraminífero – Quinqueloculina?) (20X – LN). B:
bioclasto carbonático (foraminífero – Globigerina) (20X – LP). C: grão de glauconita com
pirita framboidal (10X - LN). D: bioclasto fosfático (10X – LN).
70
Figura 49: Gráfico de classificação composicional dos arenitos e conglomerados.
71
Figura 50. Resultados totais de petrografia quantitativa plotados no diagrama Qt x F x L de
Dickinson (1985).
72
Figura 51. Composição atual x composição original do conjunto das amostras plotados no
diagrama de Folk (1980).
73
Figura 52. Composição original x composição atual dos arenitos grossos plotados no
diagrama de Folk (1980).
73
Figura 53. Composição original x composição atual dos arenitos médios plotados no
diagrama de Folk (1980).
74
Figura 54. Composição original x composição atual dos arenitos finos plotados no diagrama
de Folk (1980).
75
Figura 55: Esquerda: mosaico de anidrita intergranular (20x – LP). Direita: mosaico de
anidrita intergranular de microcristalina (20x – LP).
80
Figura 56: Esquerda: grão de K – feldspato parcialmente substituído por anidrita (20x – LP).
Direita: grão de microclínio parcialmente substituído por anidrita (10x – LP).
80
Figura 57: Esquerda: grão de K – feldspato parcialmente substituído por anidrita (20x – LP).
Direita: detalhe da substituído do feldspato por anidrita (20x – LP).
81
Figura 58: Esquerda: anidrita substituindo feldspatos por corrosão (20x – LP). Direita:
anidrita substituindo fragmento metamórfico micáceo - clorita (20x – LP).
81
Figura 59: Esquerda: anidrita substituindo feldspato por corrosão das bordas (40x – LP).
Direita: anidrita substituindo feldspato por corrosão das bordas (20x – LP).
81
Figura 60: Esquerda: cristais de anidrita em contato com feldspato (40x – LP). Direita:
porosidade da rocha com cimento de dolomita (40x – LN).
82
Figura 61: Esquerda: mosaico de anidrita intergranular (20x – LP). Direita: cristais de
anidrita com núcleo dissolvido (20x – LP).
83
Figura 62: Esquerda: cristais de anidrita com núcleo dissolvido, associados a cristais de
barita (20x – LP). Direita: 20x – LN.
83
xii
Figura 63: Esquerda: cristais de anidrita parcialmente dissolvidos (20x – LN). Direita:
relação da anidrita com a dissolução dos feldspatos, obedecendo ao contorno dissolvido do
grão. (40x – LP).
84
Figura 64: Esquerda: cristais de anidrita substituindo a matriz (10x – LP). Direita: mosaico
de anidrita dentro de uma cavidade (10x – LP).
84
Figura 65: Esquerda: cristal de barita com núcleo dissolvido (20x – LP). Direita: cristais de
barita associados a cristais de anidrita (20x – LP).
85
Figura 66: Esquerda: cristais de dolomita euédricos associados a pirita (20x – LP). Direita:
cristais de dolomita zonados (20x – LP).
86
Figura 67: Esquerda: cristais de dolomita euédricos formados em torno de uma camada
argilosa – icnofóssil (20x – LP). Direita: dolomita preenchendo os poros e fraturas dos grãos
do arcabouço (10x – LP).
86
Figura 68: Esquerda: plagioclásio parcialmente substituído por dolomita – observar
resquício de anidrita no lado inferior direito da foto (20x – LP). Direita: feldspatos quase
completamente substituídos por dolomita (40x – LP).
87
Figura 69: Esquerda: grão de feldspato com bordas substituídas por dolomita (20x – LP).
Direita: grão de pertita parcialmente substituído por dolomita (20x – LP).
Figura 70: Esquerda: grão de quartzo policristalino com bordas corroídas por dolomita (10x
– LP). Direita: grão de feldspato parcialmente dissolvido e substituído por dolomita (20x –
LP).
Figura 71: Esquerda: dolomita substituindo fragmento metamórfico micáceo (10x – LP).
Direita: dolomita substituindo intraclasto lamoso (10x – LN).
87
87
88
Figura 72: Esquerda: (em cima) dolomita substituindo grão metamórfico, e (em baixo)
resquícios de anidrita englobados por dolomita (40x – LP). Direita: pequenos cristais de
anidrita englobados por dolomita (40x – LP).
88
Figura 73: Esquerda: resquícios de anidrita dissolvida e parcialmente substituída por
dolomita (20x – LP). Direita: cristais de anidrita parcialmente substituídos por dolomita (40x
– LP).
89
Figura 74: Esquerda: cristais de anidrita substituídos por dolomita (20x – LP). Direita:
resquícios de anidrita entre os cristais de dolomita (20x – LP).
89
Figura 75: Esquerda: cristal de dolomita zonado com dissolução parcial. (20x – LP). Direita:
cristal de dolomita dissolução parcial, concentrada no núcleo (20x – LP).
90
Figura 76: Esquerda: relação da dolomita com a dissolução do feldspato, obedecendo ao
contorno dissolvido do grão (20x – LP). Direita: relação da dolomita com a dissolução do
grão de feldspato (20x – LP).
Figura 77: Esquerda: pirita framboidal preenchendo os interstícios dos cristais de dolomita
(40x – LN). Direita: pirita framboidal englobada por dolomita (20x – LP).
Figura 78: Esquerda: crescimento de feldspato limitado pela borda do cristal de dolomita
(40x – LP). Direita: pseudomorfose de dolomita sobre cristal de anidrita (indicado pelas
setas brancas) e a relação da dolomita com o crescimento de feldspato (indicada pelas
setas amarelas) (40x – LP).
90
91
91
xiii
Figura 79: Esquerda: calcita poiquilotópica (10x – LP). Direita: calcita euédrica com franjas
(10x – LP).
92
Figura 80: Esquerda: detalhe de cristal de calcita (20x – LP). Direita: distribuição
heterogênea dos cristais de calcita (40x – LN).
92
Figura 81: Esquerda: calcita substituindo feldspato (20x – LN). Direita: calcita precipitada
dentro de uma fratura de um grão de plagioclásio (20x – LP). (20x – LP).
93
Figura 82: Esquerda: grão de quartzo com bordas corroídas por calcita poiquilotópica – a
seta indica restos de anidrita (10x – LP). Direita: calcita substituindo anidrita e preenchendo
fraturas de grão do arcabouço – as setas indicam restos de anidrita (20x – LP).
Figura 83: Esquerda: calcita substituindo grão de biotita (10x – LP). Direita: fragmento de
rocha vulcânica parcialmente substituído por calcita (10x – LP).
Figura 84: Esquerda: mineral pesado totalmente substituído por calcita (possivelmente
anfibólio) (10x – LP). Direita: turmalina detrítica parcialmente substituída por calcita (20x –
LP).
94
94
95
Figura 85: Esquerda: restos de cristais de anidrita substituídos por calcita (20x – LP).
Direita: calcita substituindo anidrita (20x – LP).
95
Figura 86: Esquerda: cimento de calcita englobando cristais de dolomita (10x – LP). Direita:
detalhe de dolomita envolvida por calcita (20x – LN).
96
Figura 87: Esquerda: calcita preenchendo poro após a precipitação de dolomita (40x – LP).
Direita: calcita substituindo feldspato (20x – LP).
96
Figura 88: Esquerda: calcita preenchendo poro intragranular em felsdspato (20x – LP).
Direita: calcita preenchendo poro intragranular em feldspato (20x – LP).
97
Figura 89: Esquerda: grão de feldspato parcialmente dissolvido e parcialmente substituído
por calcita (20x – LP). Direita: detalhe da substituição por calcita (40x – LP).
97
Figura 90: Esquerda: molde de grão de feldspato dissolvido e parcialmente substituído por
calcita (10x – LP). Direita: detalhe do cimento de calcita e do crescimento de feldspato (20x
– LP).
97
Figura 91: Esquerda: cristal de pirita euédrica intergranular (10x – LN). Direita: pirita
framboidal em luz refletida ao lado de um grão opaco (40x – LR).
99
Figura 92: Esquerda: pirita framboidal associada a glauconita (40x – LN). Direita: pirita
associada a glauconita e a fragmento metamórfico micáceo dolomitizado (10x – LN).
99
Figura 93: Esquerda: pirita framboidal gerada na alteração de intraclasto lamoso: (20x –
LN). Direita: zonas de concentração de pirita framboidal (20x – LP).
Figura 94: Esquerda: pirita framboidal gerada na alteração de fragmento micáceo: (20x –
LP). Direita: pirita framboidal (seta vermelha) associada a calcita (seta amarela) e
glauconitização (20x – LN).
100
100
xiv
Figura 95: Esquerda: pirita framboidal (à direita, em cima) em luz refletida e alterando
mineral opaco(à esquerda) (40x – LR). Direita: pirita depositada em torno dos grãos
detríticos (20x – LN).
101
Figura 96: Esquerda: pirita framboidal intragranular em k-feldspato (40x – LP). Direita: pirita
framboidal intragranular em pertita (20x – LN).
101
Figura 97: Esquerda: crescimento de feldspato sintaxial, note a borda do grão arredondada
(20x – LP). Direita: crescimento de feldspato antitaxial (20x – LP).
102
Figura 98: Esquerda: crescimento de feldspato antitaxial em grão de pertita (20x – LP).
Direita: plagioclásio albitizado (20x – LP).
102
Figura 99: Esquerda: feldspato albitizado (10x – LP). Direita: feldspato albitizado (20x – LP).
103
Figura 100: Esquerda: feldspato vacuolizado (10x – LN). Direita: feldspato sericitizado ao
longo das clivagens (20x – LP).
104
Figura 101: Esquerda: feldspato sericitizado ao longo das clivagens (10x – LP). Direita:
detalhe de inclusões de sericita em grão de feldspato (40x – LP).
104
Figura 102: Esquerda: caulinita preenchendo poro (40x – LP). Direita: (40x – LN).
105
Figura 103: Esquerda: caulinita pseudomórfica em feldspato (10x – LP). Direita: (10x – LN).
105
Figura 104: Esquerda: caulinita preenchendo poro e substituindo feldspato (20x – LP).
Direita: (20x – LN).
106
Figura 105: Esquerda: caulinita substituindo feldspato (40x – LP). Direita: restos da
estrutura do feldspato substituído por caulinita (40x – LN).
106
Figura 106: Esquerda: cimento de quartzo – observe os delicados limites do grão e do
sobrecrescimento (20x – LP). Direita: Óxidos de TiO2 intergranulares (seta
vermelha) envoltos por dolomita (seta amarela) (20x – LN).
107
Figura 107: Esquerda: (4x – LN). Direita: (4x – LN). Exemplos de amostras com alta
porosidade – primária + secundária - (em azul) dos arenitos. Pode-se observar muitos
poros primários preservados, apesar da cimentação, bem como poros secundários (setas).
109
Figura 108: Critérios petrográficos para o reconhecimento da porosidade secundária
(Schmidt & McDonald; apud: Schole & Schluger, 1979).
Figura 109: Esquerda: resquícios de grão de feldspato dissolvido e caminho de dissolução
em amostra de arenito com matriz argilosa (10x – LN). Direita: grão de feldspato
parcialmente dissolvido ligado a um caminho de dissolução (20x – LN).
111
112
Figura 110: Esquerda: dissolução intragranular em pertita (10x – LN). Direita: dissolução
intragranular em plagioclásio (20x – LP). Ambos após a cimentação por calcita.
112
Figura 111: Esquerda: resquícios de grão de feldspato dissolvido (10x – LP). Direita:
resquícios de grão de feldspato dissolvido (20x – LN).
113
Figura 112: Esquerda: porosidade intragranular em k-feldspato plutônico (10x – LN). Direita:
porosidade intragranular em fragmento de gnaisse (10x – LN).
113
xv
Figura 113: Esquerda: porosidade intragranular em mica (40x – LN). Direita: fragmento
metamórfico parcialmente dissolvido e parcialmente substituído por dolomita e pirita (40x –
LN).
113
Figura 114: Esquerda: resquícios de um grão dissolvido (possivelmente um mineral pesado)
(10x – LN). Direita: resquícios de mineral pesado dissolvido (seta vermelha) e substituído
por pirita (seta amarela) (20x – LN).
114
Figura 115: Esquerda: poros móldicos e grãos parcialmente dissolvidos (10x – LN). Direita:
exemplo de porosidade móldica (20x – LN).
Figura 116: Bloco diagrama mostrando a distribuição espacial da alteração eogenética nos
sedimentos de uma plataforma progradante dominada por ondas e tempestades, e sua
influência na evolução mesogenética destes sedimentos (adaptado de Morad et al., 2000).
114
119
Figura 117: Esquema ilustrativo dos processos que deram origem à formação das
paragêneses A e B.
120
Figura 118: Esquema ilustrativo dos processos que deram origem à formação das
paragêneses C e D
121
Figura 119: Esquema ilustrativo dos processos que deram origem à formação das
paragêneses E, F e G.
122
Figura 120: Diagrama total mostrando a relação das paragêneses com os estágios
diagenéticos.
125
Figura 121: Bloco diagrama ilustrando a situação da área-fonte e o provável ambiente
deposicional dos arenitos da Formação Urucutuca.
130
1
1. INTRODUÇÃO
Este trabalho tem por objetivo estudar a proveniência sedimentar e a evolução
diagenética dos arenitos e conglomerados da Formação Urucutuca (Cretáceo Superior),
amostrados em furos de sondagem na porção emersa da Bacia de Almada, BA (Fig. 1). Este
tema está inserido no projeto “Estudo Geológico de Afloramentos Análogos aos
Reservatórios Turbidíticos da Bacia de Campos” (desenvolvido em associação pela UENF,
PETROBRAS e UERJ), e é de grande importância para futuros trabalhos de pesquisa e
exploração de petróleo na Bacia de Almada.
Figura 1: Localização geográfica da Bacia de Almada
2
A Bacia de Almada localiza-se na margem continental, ao sul do Estado da Bahia
(Fig. 1). A bacia possui uma pequena porção emersa, com extensão aproximada de 300 km2
e espessura máxima de 1800 metros de sedimentos. Na plataforma continental, entretanto,
sua área atinge maior expressão com cerca de 13.000 km2 até a cota batimétrica de 200 m,
possuindo uma coluna sedimentar com espessuras superiores a 6.000 m (Fig. 2).
A Bacia é delimitada a norte pelo Alto de Itacaré, que a separa da Bacia de Camamu;
e a sul pelo Alto de Olivença, que a separa da Bacia do Jequitinhonha (Fig. 1). Estas bacias,
em conjunto, são freqüentemente denominadas de “Bacia Bahia Sul”, e se estendem por
estreitas e descontínuas faixas de terra no continente, e pela plataforma continental
adjacente (Bruhn & Moraes, 1989).
Figura 2: Seção geológica esquemática da Bacia de Almada. A seta indica a Formação Urucutuca.
Os sedimentos aflorantes da Formação Urucutuca, estudados neste trabalho, são
considerados como uma porção exumada de preenchimento do Cânion de Almada. Este
Cânion foi identificado por Ferradaes & Souza (1972) ao mapearem a superfície de
discordância pré – Urucutuca na porção marítima da Bacia de Almada e representa uma
grande feição erosiva, pós–cenomaniana, preenchida por uma coluna de sedimentos
campaniano-maastrichtianos e terciários da Formação Urucutuca, com espessura de até
600m.
3
A extensão estratigráfica do sistema petrolífero da Bacia de Almada está restrita às
seqüências pré-rifte e rifte nas porções oeste e sul da bacia. O petróleo da bacia provém dos
folhelhos lacustres da Formação Morro do Barro (Cretáceo Inferior – fase rifte), sendo que a
maior parte das acumulações de petróleo encontradas estão restritas aos reservatórios
associados à esta mesma Formação. A segunda ocorrência mais importante está
relacionada aos reservatórios da Formação Sergi (pré-rifte) e da Formação Rio das Contas
(rifte) (Gonçalves et al., 2000). Entretanto, as características do sistema petrolífero em águas
profundas ainda são desconhecidas, o que torna de extrema importância as pesquisas que
venham a caracterizar reservatórios também na seção pós-rifte, como os da Formação
Urucutuca.
Portanto, cabe a este projeto identificar a proveniência sedimentar dos arenitos e
conglomerados da Formação Urucutuca, buscando a definição das relações entre as áreasfonte dos sedimentos e a Bacia de Almada na época da deposição destes sedimentos, bem
como a caracterizar a evolução diagenética destas rochas e avaliar sua qualidade como
reservatórios, através de análise petrográfica.
4
2. MÉTODOS
Os estudos de petrografia das rochas siliciclásticas, da seção marinha cretácica do
Cânion de Almada, foram efetuados em várias etapas de trabalho. A etapa inicial envolveu a
revisão de trabalhos científicos publicados a fim de estabelecer uma base de conhecimentos
geológicos acerca da Bacia de Almada e das rochas da Formação Urucutuca.
A segunda etapa envolveu a descrição geológica dos testemunhos de sondagem dos
poços F1, F2 e F3 a fim de estabelecer uma base para correlação litológica e, se possível,
estratigráfica dos reservatórios. Nesta etapa foram também coletadas 38 amostras dos
arenitos e conglomerados para a confecção de lâminas delgadas impregnadas por resinas
coloridas, método desenvolvido por Cesero et al., 1989. As descrições sintéticas dos
testemunhos dos poços F1, F2 e F3, bem como a localização das amostras coletadas e os
seus principais constituintes diagenéticos, encontram-se apresentadas nos anexos I, II e II.
A terceira etapa do trabalho compreendeu a análise petrográfica quantitativa das
lâminas delgadas das rochas amostradas através de contagens modais dos constituintes
detríticos, segundo o método Gazzi-Dickinson (Zuffa, 1985), com caracterização das
modificações diagenéticas sobre a composição detrítica e suas implicações. Estas análises
de composição modal detalhada têm por objetivo caracterizar a proveniência dos
componentes detríticos dos sedimentos siliciclásticos, bem como identificar os processos
diagenéticos ocorridos durante a história de soterramento destas rochas e seu potencial
como reservatórios de petróleo. A seleção granulométrica dos arenitos e conglomerados
(matriz arenosa) foi estimada através da utilização de tabelas de comparação (Beard & Weil,
1973).
Os resultados da quantificação petrográfica foram analisados estatisticamente,
visando o reconhecimento de tendências, correlações e padrões de distribuição dos dados
5
descritivos dos perfis com os dados petrográficos dos arenitos e conglomerados.
2.1 PETROLOGIA SEDIMENTAR
2.1.1. COMPONENTES DETRÍTICOS
A composição mineralógica dos sedimentos siliciclásticos depende diretamente da
composição das rochas da área fonte da bacia de deposição. Praticamente, qualquer
espécie mineral ou fragmento de rocha presente na área fonte pode ser depositado como
grão em um sedimento siliciclástico. Entretanto, algumas espécies minerais e alguns tipos de
fragmentos de rochas são muito mais estáveis do que outros no ambiente sedimentar, razão
pela qual o número de tipos de grãos mais freqüentes nos arenitos é relativamente pequeno.
Olivina
Plagioclásio (rico em Ca)
Tempertatura
de Formação
Piroxênio (augita)
Biotita (mica)
Anfibólio (hornblenda)
Plagioclásio (rico em Na)
Ortoclásio
Microclínio
Muscovita (mica)
Chert
Quartzo
Zircão
Turmalina
Estabilidade
Sedimentar
Figura 3: Principais minerais formadores de rocha em ordem crescente de estabilidade no ambiente
sedimentar (Tucker, 1991).
6
Assim, não é apenas a disponibilidade do mineral na área – fonte que determina a
sua presença em uma rocha sedimentar, mas também a sua estabilidade química e
mecânica. Pode-se dizer que, em geral, a estabilidade física e química de um mineral é
inversamente proporcional às condições em que ele foi gerado. Segundo Tucker (1991), os
minerais formadores de rochas podem ser classificados, quanto à estabilidade química, em
uma série desde o mais estável ao menos estável, conforme a figura 3.
O processo de dissolução dos minerais começa na área fonte, e o clima
predominante na região é um fator determinante, visto que a dissolução é mais efetiva em
regiões de clima quente e úmido do que em regiões quentes e semi-áridas ou regiões
polares. Além do clima, o relevo da área fonte é também muito importante, porque ele define
o gradiente de erosão e, logo, a velocidade de transporte e deposição:
-Quanto maior o relevo, maior a velocidade de erosão e deposição e menor o tempo de
exposição do grão aos agentes intempéricos.
-Quanto menor o relevo, menor a velocidade de erosão e deposição e maior o tempo de
exposição do grão aos agentes intempéricos.
Assim, com baixo relevo e intemperismo em clima quente e úmido, os processos de
erosão e transporte destroem a maioria dos minerais mecânica e quimicamente instáveis,
tendo como produto depósitos de areias principalmente quartzosas. Se o intemperismo for
muito intenso, até mesmo o quartzo é destruído e formam-se depósitos residuais de bauxita
e laterita. Entretanto, em regiões de alto relevo, alguns grãos mais instáveis serão sempre
liberados para erosão e deposição, mesmo que o intemperismo seja intenso, pois o tempo
de exposição aos agentes intempéricos é curto e a velocidade de soterramento é alta.
A estabilidade mecânica de um mineral depende da presença de clivagem e da
dureza do mineral. O quartzo, sendo relativamente duro e sem clivagens, é mecanicamente
muito estável e pode resistir a considerável atrito durante o transporte. Por outro lado, os
feldspatos, com sua forte clivagem, e os fragmentos de rocha, com suas fracas ligações
intercristalinas ou intergranulares, são mais facilmente quebrados durante o transporte.
7
Segundo Tucker (1991), os componentes detríticos de rochas siliciclásticas podem
ser divididos em seis categorias: (a) quartzo, (b) feldspatos, (c) micas e argila, (d) minerais
pesados, (e) fragmentos de rochas e (f) outros. Com base nos componentes minerais, os
sedimentos podem ser classificados em termos de sua maturidade composicional.
A) Quartzo
É o mineral mais comum em arenitos, o mais estável de todos os minerais sob
condições sedimentares. A maioria dos grãos de quartzo são derivados de rochas plutônicas
graníticas, gnaisses e xistos. Dois tipos principais de grãos de quartzo podem ser distintos:
monocristalinos (Qm), compostos de um único cristal, e policristalinos (Qp), compostos de
dois ou mais cristais. No cálculo percentual do arcabouço, Qp é usualmente incluído nos
fragmentos líticos (L). Maiores subdivisões de quartzo monocristalino podem ser feitas em
função do número de cristais, da extinção e das inclusões. Os cristais de quartzo em
fragmentos de rochas de textura grossa são também separados na contagem e classificados
de acordo com o tipo de rocha: plutônica ou gnáissica.
B) Feldspatos
O teor médio de feldpatos em arenitos está entre 10 e 15%, mas nos arcósicos
comumente alcança 50%. A estabilidade mecânica do feldspato é menor que o quartzo, visto
que os feldspatos são menos duros e têm clivagens, o que favorece a desintegração dos
cristais durante o transporte. Assim, sedimentos fluviais contém mais feldspatos do que
sedimentos de praia, marinhos e eólicos (Tucker 1991). A estabilidade química dos
feldspatos é também menor por causa da facilidade com que eles são hidrolisados. A
alteração química tipicamente envolve substituições por argilominerais como a sericita
(variedade de muscovita), caulinita e ilita. A alteração incipiente dá aos feldspatos uma
aparência suja (vacuolização) e a substituição completa produz pseudomorfos de
argilominerais.
8
A alteração dos feldspatos começa no local de intemperismo, se este for
dominantemente químico, e continua durante a diagênese, tanto no soterramento quanto no
soerguimento subseqüente. A substituição diagenética de feldspato por carbonato, por
exemplo, é muito comum. Os feldspatos estão também sujeitos à dissolução, que pode ser
parcial e até total durante a diagênese. Arenitos próximos à superfície ou a discordâncias
podem ter poros móldicos, onde o feldspato é dissolvido pelo contato com água meteórica.
Dos diferentes tipos de feldspatos, os potássicos (K-f), ortoclásio e microclínio, são
mais comuns em arenitos do que os plagioclásios (P). Existem duas razões para isso. Os Kfeldspatos possuem maior estabilidade química que os plagioclásios, assim, este último
sofre maior alteração na área fonte. Adicionalmente, os K-feldspatos são mais comuns em
rochas do embasamento continental (granitos e gnaisses ácidos), que são as áreas mais
comuns de proveniência. O plagioclásio é mais comum em arenitos derivados de terrenos
oceânicos e arcos de ilha soerguidos, que são áreas-fonte incomuns.
O microclínio é facilmente identificado em lâmina por sua macla xadrez, mas já o
ortoclásio é mais difícil de reconhecer. Os cristais geralmente quebram ao longo dos planos
de geminação, e assim a macla de Carlsbad é raramente vista nos grãos de ortoclásio. Fora
os testes ópticos, o ortoclásio pode ser usualmente reconhecido por sua aparência suja e
parcialmente alterada (para caulinita ou sericita), especialmente em relação aos grãos
límpidos de quartzo, e pela clivagem que é visível no feldspato. Mesmo assim, o teor de
ortoclásio é normalmente subestimado em análises modais de arenitos, pois podem ser
confundidos com quartzo em análises de microscopia óptica devido a sua birrefringência de
primeira ordem. O plagioclásio pode ser identificado pela macla polissindética.
Os grãos de feldspato são derivados das mesmas rochas que o quartzo. As texturas
dos grãos de feldspato podem identificar sua origem. Zoneamentos são mais comuns em
feldspatos de origem vulcânica. Grãos de origem piroclástica tendem a ser anédricos e
freqüentemente são quebrados. As pertitas são o resultado da exsolução durante o lento
resfriamento no magma granítico, logo, são típicas de rochas plutônicas.
9
Além das rochas-fonte disponíveis, o teor de feldspato de um sedimento é
largamente controlado pela taxa de erosão e pelo clima. Um clima úmido na área fonte
promove a destruição do feldspato devido ao intemperismo químico predominante, enquanto
que em regiões áridas, os feldspatos resistem ao intemperismo físico predominante.
Entretanto, uma erosão rápida, conforme ocorre em áreas de relevo elevado, devido ao
tectonismo ativo, poderá produzir grãos de feldspato, apesar de um clima úmido.
C) Micas e argilominerais
Os filossilicatos são particularmente comuns na matriz dos arenitos e conglomerados
e são os principais componentes dos lamitos. Biotita e muscovita ocorrem como lâminas, as
quais podem estar concentradas ao longo de lentes e planos de acamamento. Devido a sua
natureza laminar, as micas são facilmente retiradas de sedimentos grossos e tendem a
acumular em arenitos e siltitos finos; elas são também facilmente removidas de sedimentos
eólicos. Muscovita e biotita são derivadas de várias rochas ígneas, mas provém
principalmente de rochas metamórficas como filitos e xistos. Embora a biotita seja mais
comum na área fonte do que a muscovita, esta última é mais estável quimicamente e, logo,
mais comum.
Biotita e muscovita são facilmente identificáveis por sua natureza laminar e extinção
paralela. A biotita tem pleocroísmo marrom-esverdeado, o qual mascara as cores de
interferência, e a muscovita é incolor em LN (luz natural) e possui cores de segunda ordem
em LP (luz polarizada).
Os argilominerais raramente são identificáveis ao microscópio petrográfico, sendo
necessárias técnicas analíticas mais avançadas para a correta identificação. As argilas
podem ser tanto detríticas quanto autigênicas nos arenitos. Todos os principais grupos
minerais estão presentes: caulinita, illita, clorita, esmectita e argilominerais de camadas
mistas. Argilominerais detríticos refletem a geologia da área fonte, clima e processos de
intemperismo. Durante a diagênese, os argilominerais podem ser alterados para outras
argilas, ou elas podem se formar às custas de outros grãos, especialmente dos feldspatos.
10
Em alguns arenitos, a maior parte da matriz argilosa é formada pela compactação e
alteração de grãos instáveis. Este tipo de matriz é chamada pseudomatriz, pois pode ser
confundida com a matriz deposicional.
D) Minerais pesados
Os minerais pesados são principalmente silicatos e óxidos, muitos dos quais são
bastante resistentes ao intemperismo químico e à abrasão. Os minerais pesados, não
opacos, mais comuns são a apatita, o epidoto, a granada, o rutilo, a estaurolita, a turmalina e
o zircão. Ilmenita e magnetita detríticos são os minerais opacos mais comuns. A densidade
dos minerais pesados, maior que 2,9, é maior que a do quartzo e do feldspato (2,6), o que os
torna mais “difíceis” de serem transportados pela água e favorece a concentração em
camadas e lâminas pelo processo de seleção hidráulica.
O estudo dos minerais pesados pode fornecer indicações de proveniência e de
eventos geológicos na área fonte. Certos minerais pesados, como a granada, epidoto e
estaurolita são derivados de terrenos metamórficos, enquanto outros, rutilo, apatita e
turmalina, indicam fontes ígneas.
Os minerais pesados são afetados pelo intemperismo da mesma forma que outros
minerais. Muitos podem ser dissolvidos devido ao intemperismo intenso, mas enquanto o
relevo for elevado, com uma taxa suficiente de erosão, alguns grãos menos estáveis acabam
entrando na bacia sedimentar. Além disto, a maioria dos minerais pesados são
mecanicamente fortes o suficiente para resistir às perdas por abrasão durante o transporte.
Os minerais pesados podem ser dissolvidos também durante a diagênese por
dissolução intraestratal. A ordem geral crescente de resistência à dissolução é dada a
seguir, mas esta depende do pH da água de formação, Eh e outros fatores: olivina→
silimanita→ piroxênio→ esfeno→ andalusita→ anfibólio→ epidoto→ cianita→ estaurolita→
apatita→ granada→ zircão→ turmalina→ rutilo.
11
E) Fragmentos de Rocha (FR):
Os fragmentos de rocha predominam em conglomerados e brechas e nos arenitos
tendem a ser partículas mais grossas que as demais. Ao passo que os fragmentos sofrem
abrasão eles tendem a quebrar em partículas monominerálicas. A composição dos
fragmentos de rocha depende basicamente da geologia da área fonte e da durabilidade das
partículas durante o transporte. Em arenitos os fragmentos mais comuns são:
(a) rochas sedimentares de tamanho de grão fino (Ls), e metassedimentares (Lm) como
lamitos, siltitos e folhelhos e ardósia, pelito e micaxisto, respectivamente;
(b) rochas sedimentares silicosas como o chert (qz policristalino) (Qp);
(c) rochas ígneas vulcânicas (Lv).
Os fragmentos plutônicos tendem a ser mais grossos e a se fragmentar em grãos
monominerálicos, portanto são mais raros que os demais. Os fragmentos vulcânicos podem
ser reconhecidos pela presença de feldspatos euédricos em uma massa microlítica de
texturas microgranular ou vítrea. Rochas vulcânicas ácidas podem ser difíceis de distinguir
de fragmentos de chert (rocha silicosa precipitada em ambiente sedimentar), exceto pela
presença de fenocristais de feldspato, que indica a origem vulcânica.
Fragmentos de rocha podem ser muito úteis no estudo de proveniência, mas
fragmentos líticos intrabaciais, comumente grãos de lama e carbonato, são usualmente
excluídos quando é calculado o percentual de grãos.
Em estudos de proveniência, é muito importante estudar arenitos de tamanho de grão
similar. O percentual de FR aumenta com o aumento do tamanho de grão, e pode se
cometer erros se este fator não for considerado. No método Gazzy-Dickinson, cristais e
grãos de tamanho areia dentro de um FR maior são contados na categoria de cristal ou grão,
em vez de na classe de fragmento de rocha. Este método é melhor para relacionar a
composição com o ambiente tectônico, bem como amenizar o problema do tamanho de
grão.
12
A compactação e a alteração diagenética podem tornar fragmentos de folhelho,
ardósia e rochas ígneas difíceis de distinguir de uma matriz lamosa, e os fragmentos de
rocha ígneas podem ser substituídos por clorita e zeolita.
Em conglomerados e brechas ocorrem dois tipos de clastos: os extraformacionais
(extraclastos) e intraformacionais (intraclastos). Clastos intraformacionais são principalmente
pedaços de lama, derivados de retrabalhamento erosivo de lamas previamente depositadas.
Clastos extraformacionais são derivados de quase todos os tipos de rochas, até as
variedades mais instáveis, caso o percurso de transporte seja curto. Conglomerados e
brechas que contém uma grande variedade de clastos são chamados polimíticos e ocorrem
principalmente quando a distância de transporte é grande. Conglomerados contendo um
único tipo de clasto são chamados monomíticos e implicam uma fonte muito próxima.
Os fragmentos de rocha em arenitos dão informações muito específicas sobre a
proveniência de um depósito se eles puderem ser relacionadas a uma formação-fonte.
Fragmentos de rocha são geralmente derivados de rochas supracrustais que sofreram
rápido soerguimento e erosão. Os cinturões montanhosos e áreas vulcânicas fornecem
grande quantidade em comparação com áreas continentais graníticas. Assim, os tipos de
fragmentos líticos relacionam-se ao ambiente tectônico da área fonte e da bacia adjacente.
F) Outros componentes detríticos:
Outros componentes comuns de arenitos e conglomerados são as partículas
carbonáticas, que dividem-se em fragmentos de fósseis e não fósseis, como oóides,
pelóides e intraclastos. Grãos detríticos de calcários e dolomitos são componentes de
ocorrência restrita, a menos que essas rochas ocorram em abundância na área fonte. A
importância de um fóssil em um arenito ou conglomerado está na informação estratigráfica e
ambiental que ele pode fornecer. Outros grãos minerais em sedimentos siliciclásticos são
esqueletos fosfáticos (fragmentos de ossos), glauconita, chamosita e fragmentos carbonosos
de plantas.
13
G) Maturidade Composicional:
Um arenito composicionalmente imaturo contém muitos fragmentos líticos finos, i.e.,
minerais e fragmentos de rocha instáveis, e altos teores de feldspato. Quando os fragmentos
de rocha são de uma variedade mais estável e há algum feldspato e maior quantidade de
quartzo, então o sedimento é chamado maturo. Para um arenito composto quase
inteiramente por quartzo, aplica-se o termo supermaturo.
A maturidade composicional reflete basicamente os processos de intemperismo na
área fonte e o grau e extensão de retrabalhamento e transporte. Tipicamente, sedimentos
composicionalmente imaturos estão localizados perto da sua área fonte. Entretanto,
sedimentos imaturos podem também ser produto de um transporte rápido a partir de uma
área-fonte com intemperismo químico e físico limitado, e de uma deposição com pouco
retrabalhamento. Exemplos deste caso são sedimentos fluviais próximos da fonte, depósitos
glaciais e flúvio-glaciais.
No outro extremo, sedimentos supermaturos são o produto final de intenso
intemperismo, ou de abrasão intensa e retrabalhamento.
2.1.2. COMPOSIÇÃO, PROVENIÊNCIA E AMBIENTE TECTÔNICO DOS ARENITOS
A classificação quanto à composição de um arenito é baseada em estudos
microscópicos e requer que sejam conhecidos os percentuais de cada um dos tipos de grãos
presentes na rocha. Centenas de grãos (recomenda-se 400) são identificados por contagem
de pontos em lâmina, e quando são comparados diferentes arenitos, deve-se usar amostras
com o mesmo tamanho de grão.
Existem muitos esquemas de classificação disponíveis, mas a maioria usa um
diagrama triangular com quartzo (Q), feldspato (F) e fragmentos de rocha (L) nos extremos.
O triângulo é dividido em vários campos onde as rochas analisadas podem ser plotadas e
classificadas. Recentemente, o estudo de proveniência de arenitos tem evoluído bastante,
assim, a composição de um arenito pode ser relacionada mais precisamente a sua área
fonte e seu ambiente tectônico. Isto envolve a contagem de todos os diferentes tipos de
14
quartzo, feldspato e grãos líticos e a plotagem dos resultados de diferentes maneiras ou em
vários diagramas triangulares.
No trabalho de Dickinson (1985), com arenitos, foram distintos 4 terrenos principais
de proveniência: Cráton Estável, Embasamento Soerguido, Arco Magmático e Reciclagem
Orogênica. Crátons estáveis e Embasamentos soerguidos formam os blocos continentais,
que são regiões tectonicamente consolidadas formadas por agrupamentos de antigos
cinturões orogênicos que foram erodidos a grandes profundidades. Arcos magmáticos
incluem arcos continentais e de ilhas associados a zonas de subducção, são áreas onde
ocorrem rochas vulcânicas, plutônicas e metasedimentos. Zonas de reciclagem orogênica
são formadas por rochas supracrustais soerguidas e deformadas, as quais formam cadeias
de montanhas, que consistem principalmente de sedimentos quartzo-líticos com alguns
fragmentos de rochas vulcânicas e metasedimentares. Detritos provenientes destes terrenos
geralmente possuem uma composição específica e estes materiais são depositados na
bacia sedimentar associada, que ocorre em um número limitado de ambientes tectônicos.
Tabela 1. Classificação dos tipos de grãos de areia. (Dickinson, 1985)
A: Grãos de Quartzo (Qt = Qm + Qp)
Qt = total dos grãos de quartzo
Qm = quartzo monocristalino
Qp = quartzo policristalino
B: Grãos de Feldspato ( F = P + K)
F = total de grãos de feldspato
P = grãos de plagioclásio
K = grãos de feldspato potássico
C: Fragmentos Líticos Instáveis ( L = Lv + Ls)
L = total de fragmentos líticos instáveis
Lv = fragmentos líticos vulcânicos e meta-vulcânicos
Ls = fragmentos líticos sedimentares e meta-sedimentares
D: Total de fragmentos Líticos ( Lt = L + Qp)
15
A partir de uma análise modal de um arenito, os percentuais das várias combinações
de grãos são plotados em diagramas triangulares, que são usados para diferenciar os
diferentes terrenos de proveniência. As categorias de grãos determinadas (Qt, Qm, Qp; F,
Fp, Fk; L, Lv, Ls, Lt) estão definidas na tabela acima. Um diagrama triangular de Qt x F x L
agrupa todos os tipos de grãos de quartzo (Qm + Qp) e, logo, enfatiza a maturidade do
sedimento. Já o gráfico Qm x F x Lt inclui Qp nos grãos líticos e, logo, enfatiza a rocha fonte
(Fig. 4). Qp x Lv x Ls apenas consideram os fragmentos de rocha e Qm x Fp x Fk apenas
envolve os grãos monominerálicos. O uso destes diagramas permite a discriminação dos
arenitos em um dos quatro principais terrenos de proveniência.
Figura 4: Diagramas Qt x F x L e Qm x F x Lt, aplicados neste trabalho
(modificado de Dickinson, 1985).
Crátons estáveis de baixo relevo geralmente produzem areias quartzosas, a partir do
embasamento granítico-gnáissico e da reciclagem dos estratos inferiores, que são
depositadas sobre os crátons ou transportadas para as bacias de margem passiva. Regiões
de soerguimento de embasamento são áreas de alto relevo, ao longo de riftes e zonas de
transcorrência, e as areias dominantemente quartzo-feldspáticas, pobres em fragmentos
líticos são depositadas em bacias extensionais e de pull-apart.
16
Arcos magmáticos produzem areias com alto conteúdo de fragmentos de rochas
vulcânicas, e ao passo que eles são dissecados até suas raízes plutônicas, depósitos
quartzo-feldspáticos são produzidos. Assim, resultam em um trend vulcano-plutônico. As
areias são depositas em bacias de forearc e intra-arco. Os grãos vulcânicos possuem
composição andesítica e são geralmente microlíticos.
Os fragmentos derivados de reciclagem orogênica são muito variados em
composição, refletindo os diferentes tipos de orógenos (colisão continente-continente ou
continente oceano). Sedimentos de reciclagem orogênica podem preencher bacias de
foreland adjacentes ou bacias oceânicas remanescentes, ou ainda ser capturados por
sistemas fluviais e ser transportados para bacias mais distantes, em ambientes tectônicos
diferentes. Os fragmentos líticos predominam nestes sedimentos, entretanto, nos arenitos
derivados de cadeias de montanhas de colisão continental, o quartzo e os fragmentos de
rochas sedimentares são os principais constituintes, e são seguidos de seus equivalentes
metamórficos, ao passo que avança a dissecação do orógeno. Estas areias tendem então a
ser mais quartzo-líticas, com pouco feldspato e grãos vulcânicos. Já os sedimentos gerados
pela dissecação de complexos de subducção continente-oceano, possuem um conteúdo
elevado de fragmentos de rochas ígneas e sedimentares de tamanho de grão fina (chert), e
abundância de feldspatos.
Estudos de petrofácies de arenitos dentro de uma bacia podem ser usados para
delinear a evolução geológica da área fonte.
2.1.3. DIAGÊNESE DOS ARENITOS
Segundo Tucker (1991), os processos diagenéticos que afetam as rochas estão
divididos em dois estágios principais: a diagênese precoce, que envolve os processos que
ocorrem desde a deposição até o soterramento raso, e a diagênese tardia, que envolve os
processos que afetam os sedimentos a grandes profundidades e no soerguimento. Os
termos eodiagênese, mesodiagênese e telodiagênese têm sido usados para a diagênese
precoce, a diagênese profunda e a diagênese no soerguimento, respectivamente (Fig. 5).
17
Os processos diagenéticos químicos incluem a precipitação de minerais, que leva à
cimentação dos sedimentos, a dissolução de grãos instáveis, e a substituição de grãos por
outros minerais. Estes processos químicos ocorrem em meio aquoso, portanto, a salinidade,
o pH (concentração do íon hidrogênio), o Eh (potencial de oxidação) e a mobilidade da água
através do sedimento (dependente da porosidade e permeabilidade) têm fundamental
importância na diagênese.
Figura 5: Distribuição dos estágios diagenéticos (modificado de Choquette & Pray, 1970 in Scholle &
Schluger, 1979).
Nos primeiros estágios de diagênese, que duram desde 1000 até 1 milhão de anos e
afetam sedimentos em profundidades desde 1 até 100 metros. A composição das águas de
formação está relacionada ao ambiente deposicional: água do mar, no ambiente marinho e
água meteórica na maioria dos ambientes sedimentares continentais. Ela também pode ser
de origem mista em ambientes costeiros. Em muitos casos essas águas de formação são
rapidamente modificadas pela quebra da matéria orgânica e pela atividade bacteriana. Em
muitos sedimentos marinhos, por exemplo, os estágios iniciais de diagênese começam em
águas de formação oxidantes, as quais com o aumento da profundidade abaixo da interface
18
sedimento-água começam a sofrer redução, ao passo que o oxigênio é consumido pelas
bactérias.
Durante o soterramento profundo, as águas de formação são modificadas por
reações com argilominerais, pela dissolução de grãos instáveis, pela precipitação de
minerais autigênicos e pela mistura com águas de outras origens. A mesodiagênese ocorre
quando os sedimentos são soterrados a profundidades que os isolem da livre circulação dos
fluidos a partir da superfície. O limite com os processos de metamorfismo é gradacional, e é
caracterizado
por
mudanças
na
composição
e
na
textura
do
sedimento
(Anquimetamorfismo). Em geral, as águas de formação de sedimentos soterrados
profundamente são salinas, neutras e alcalinas. Em comparação com a água do mar, estas
águas de formação têm menos Na+, Mg+, SO42- e K+, mas possuem mais Ca2+, Sr2+ e sílica
(Hanor, 1987; apud: Tucker, 1991).
Os processos que afetam as rochas sedimentares durante o soerguimento envolvem
tipicamente águas meteóricas, com baixo Eh e pH ácido. A extensão dos processos
telogenéticos depende muito da porosidade e permeabilidade, que podem ter sido altamente
obstruídos durante a mesodiagênese.
Existem muitos fatores que afetam a diagênese dos arenitos. De acordo com Tucker
(1991), o ambiente deposicional, o clima, a composição e a textura do sedimento são os
controles iniciais, e em segundo plano estão a migração da água de formação, a história de
soterramento e outros fatores afetam o curso da diagênese. Alguns dos processos
diagenéticos mais comuns citados por Tucker (1991) são a compactação e a dissolução por
pressão, a cimentação por sílica e carbonatos e a autigênese de feldspatos e argilominerais.
Compactação e dissolução por pressão:
Nos estágios iniciais, a compactação envolve o fechamento da fábrica dos grãos.
Logo que são depositados, sedimentos bem selecionados e arredondados, podem ter um
empacotamento com mais de 50% de porosidade. A compactação rapidamente diminui a
porosidade consideravelmente. A compactação posterior devida à pressão de soterramento
resulta em fraturamento e dobramento dos grãos mais fracos. Grãos moles, como
19
fragmentos líticos finos, podem ser esmagados e deformados nesta fase. O volume dos
grãos pode ser medido para se obter um indicativo da extensão da compactação. Próximo
da superfície, ele é da ordem de 50 – 60%, mas aumenta para 90% ou mais em arenitos
soterrados.
Durante o soterramento a dissolução por pressão dos grãos produz contatos
suturados entre os grãos de solubilidade e dureza similares, e contatos côncavo – convexos
quando um grão dissolve preferencialmente. A dissolução por pressão nos contatos dos
grãos é mínima quando o sedimento é cimentado precocemente, antes do soterramento
profundo, ou quando há muita matriz. A dissolução por pressão pode ocorrer mesmo em
uma rocha completamente cimentada, produzindo planos irregulares ou suturados,
chamados estilolitos. A importância da dissolução por pressão é que ela pode ser o processo
pelo qual são disponibilizados materiais para cimentação de outras porções de um mesmo
sedimento.
Cimentação por sílica:
Um dos tipos mais comuns de cimentação por sílica é o crescimento de quartzo. O
cimento silicoso comumente é precipitado em volta do grão de quartzo em continuidade
óptica, ou sintaxial. Em muitos casos a forma do grão original é delineada por uma camada
de óxidos de ferro ou argilas. Entretanto, uma camada grossa de argila impede a
precipitação do sobrecrescimento. Em alguns casos o limite do grão e do sobrecrescimento
não pode ser visualizado no microscópio e a rocha assume a aparência de um quartzito
podendo apenas ser observado pela técnica de catodoluminescência.
A origem da sílica para essa cimentação tem sido atribuída freqüentemente à
dissolução por pressão. A água de formação torna-se enriquecida em sílica, a qual é então
reprecipitada como sobrecrescimento quando é alcançada a supersaturação. Crescimentos
de quartzo em rochas sem dissolução por pressão podem refletir migração de água de
formação de fontes profundas enriquecidas em sílica por dissolução por pressão, ou indicam
outra fonte. As dissoluções de outros silicatos, de pó de sílica ou de sílica biogênicas podem
20
ser fontes para a cimentação. O pó de sílica pode ser derivado de abrasão dos grãos,
especialmente se o sedimento for eólico. A dissolução de anfibólios e piroxênios, a
transformação de montmorilonita em ilita e de feldspato em caulinita podem também prover
sílica.
Em
sedimentos
marinhos,
a
água
de
formação
freqüentemente
contém
concentrações significativas de sílica derivada da dissolução das diatomáceas, radiolários e
espinhos de esponjas. Estes esqueletos silicosos são compostos por opalina amorfa,
metaestável, que tem solubilidade maior que o quartzo. Devido a essa diferença de
solubilidade e da crescente solubilidade da opalina com o aumento da profundidade de
soterramento, a sílica biogênica pode ser uma fonte importante para cimentação.
A água subterrânea é freqüentemente supersaturada com respeito a quartzo, e se
essa água entrar em contato com areias quartzosas em volume suficiente, pode gerar
cimentação por sobrecrescimento de quartzo.
Além dos sobrecrescimentos de quartzo, a sílica ocorre como cimento na forma de
microquartzo, megaquartzo, calcedônea e opala. Em alguns casos a presença de opala é
relacionada a decomposição de partículas vulcânicas. A sílica pode também formar
concreções chamadas silcretes, em solos com elevadas taxas de evaporação, sob climas
áridos.
A cimentação precoce de quartzo em arenitos torna as rochas mais capazes para
suportar os efeitos da compactação e da dissolução por pressão durante o soterramento.
Neste caso, uma porosidade moderada pode ser preservada e pode ser preenchida
posteriormente por óleo ou gás.
Cimentação carbonática:
A calcita é um dos cimentos mais comuns em arenitos, mas outros cimentos
carbonáticos de importância local são a dolomita e a siderita. O cimento pode estar bem
distribuído na rocha ou apresentar zonas de concentração local ou concreções. Os dois tipos
principais de cimento de calcita são os cristais poiquilotópicos e as drusas. Cristais
21
poiquilotópicos são grandes cristais, que envolvem vários grãos de areia. Já os mosaicos de
calcita tipo drusa consistem em cristais equidimensionais que preenchem os poros entre os
grãos, e tipicamente apresentam um aumento no tamanho dos cristais a partir do centro da
cavidade original.
Associado à precipitação de calcita ocorre freqüentemente um deslocamento dos
grãos, que aparentam flutuar no cimento. Este deslocamento acontece como resultado da
pressão de cristalização que os cristais de calcita exercem sobre o arcabouço durante sua
formação. A calcita pode precipitar também em fraturas intragranulares ou clivagens dos
grãos e forçá-las a se abrir devido também à pressão de cristalização. Isto é comum com
micas, mas também ocorre com outros grãos. Além de preencher poros, a calcita e os outros
carbonatos podem também substituir grãos. Grãos de quartzo cimentados por calcita são
comumente corroídos nas bordas. É comum os feldspatos serem substituídos por corrosão
insipiente ao longo dos planos de clivagens e maclas.
A calcita é comumente o primeiro cimento a se formar. A precipitação precoce de
calcita pode inibir a formação de crescimentos de quartzo e a alteração dos feldspatos para
argila, e também pode resultar em perda total de porosidade e permeabilidade no sedimento.
A precipitação de CaCO3, inicia quando é excedido o ponto de saturação, o que
freqüentemente ocorre através de um aumento na atividade do íon carbonato.
Em
profundidades rasas isto pode ocorrer através de evaporação na zona vadosa ou do lençol
freático.
Em profundidade, a precipitação de carbonato é movida por um aumento no pH e/ou
na temperatura. A fonte de CaCO3 pode ser a própria água de formação, mas em arenitos
marinhos, a maior parte é provavelmente derivada da dissolução de esqueletos
carbonáticos.
A precipitação direta de dolomita é muito rara, sendo esta formada, na grande
maioria dos casos, pela substituição do Ca2+ pelo Mg2+, chamada de dolomitização. Esta
substituição se processa de forma ordenada, ou seja, camadas só de Mg intercaladas
22
regularmente com camadas de Ca. Este processo ocorre em todos os estágios da
diagênese, principalmente nos estágios mais precoces (eodiagênese).
Na eodiagênese marinha a dolomita pode ser gerada na zona de fermentação, onde
as bactérias alteram a matéria orgânica, liberando CO2+, e favorecendo a precipitação de
carbonatos ferrosos, como a Fe-dolomita, a Fe-calcita, a ankerita e a siderita. Esses
carbonatos geralmente precipitam como nódulos, concreções e cimentos grossos (mosaico
ou poiquilotópico), e são comumente zonados.
A cimentação precoce de dolomita pode estar também relacionada à evaporação
próxima da superfície, onde ocorrem grandes variações na salinidade e forte zonação. A
percolação de água meteórica também favorece a formação de dolomita zonada. A dolomita
também ocorre associada a evaporitos no ambiente continental.
Normalmente, a dolomita se apresenta como romboedros euédricos, critério
comumente usado para a diferenciá-la da calcita. Entretanto, a calcita pode aparecer, da
mesma forma, como romboedros euédricos. Também, freqüentemente, ela ocorre como
mosaicos e mesmo como espatos poiquilotópicos englobando dois ou mais grãos do
arcabouço. Porém, esses dois carbonatos podem ser distintos facilmente quando aplicamos
o método de coloração com Alizarina, um líquido que reage com o carbonato de cálcio
produzindo um resíduo vermelho que tinge os cristais de calcita.
A dolomita pode ser encontrada como produto de substituição de intraclastos
carbonáticos. Nos cimentos calcíticos de certos arenitos, por vezes é possível se observar
romboedros dolomitizados em espatos calcíticos.
A dolomita ferrosa e a anquerita formam-se durante o soterramento e podem
representar a cimentação carbonática dominante nas camadas profundas de algumas
bacias. Também já foram encontradas dolomitas ferrosas dissolvidas devido a mudanças da
composição das águas durante o soterramento. Na precipitação tardia de dolomita o
magnésio pode ser derivado de argilas ou da dissolução de silicatos ricos em magnésio.
Autigênese de sulfatos:
23
Gipsita, anidrita e barita são os três tipos mais comuns de sulfatos encontrados como
cimento em arenitos. Em geral, em sedimentos antigos, a anidrita ocorre em profundidade,
enquanto a gipsita ocorre em afloramentos e profundidades rasas (Murray, 1964).
Temperatura, salinidade e pressão elevadas favorecem a precipitação de anidrita, a
qual é de longe mais comum que a gipsita. A anidrita se forma, em ambientes de sabkha
modernos, precipitando em sedimentos siliciclásticos situados sob regiões de supramaré,
onde águas marinhas misturam-se às águas continentais e são evaporadas (Morad et al.,
2000). Existem também casos de precipitação de anidrita a partir de fluidos que percolam
através de falhas (Glennie et al. 1978). A anidrita ocorre comumente como cristais
poiquilotópicos, ou como mosaicos (Mankiewicz & Steidtmann, 1979).
A barita é também muito comum, mas geralmente ocorre subordinada a outros
cimentos. Ela ocorre como grandes cristais de hábito euédrico, ou agregados radiais em
evaporitos e como mosaicos na cimentação de arenitos. O Bário, necessário à geração de
barita geralmente é proveniente dos feldspatos do arcabouço dos arenitos.
Autigênese de feldspato:
Embora, em muitos arenitos, os feldspatos sejam alterados para argilas ou
substituídos
por
calcita,
em
alguns
casos
os
grãos
detríticos
desenvolvem
sobrecrescimentos de feldspato autigênico. Eles são mais comuns em feldspatos potássicos,
mas também ocorrem em grãos detríticos de albita. Para formação de feldspato autigênico, é
necessário que as águas de formação sejam alcalinas, ricas em Na+ ou K+, Al3+ e Si4+. Estes
elementos são principalmente derivados da hidrólise e dissolução de grãos menos estáveis
do sedimento.
Crescimentos de feldspato desenvolvem-se comumente em ambiente eodiagenético
continental. Em ambientes de soterramento profundo, ocorre albitização do plagioclásio e
dos K-feldspatos detríticos, sendo que o Na+ necessário geralmente provém da
transformação de esmectita em ilita (Boles, 1982; Saigal et al.., 1988 ; Milliken, 1989; apud:
Tucker, 1991).
24
Autigênese de argilominerais:
A precipitação de argilominerais em arenitos é muito importante, tendo em vista seu
grande efeito na permeabilidade e porosidade, e isto pode diminuir significativamente o
potencial do reservatório.
IIita e caulinita são os argilominerais autigênicos mais comuns em arenitos, mas a
montmorilonita, as argilas com camadas mistas de ilita – montmorilonita e montmorilonita –
clorita também aparecem na diagênese dos arenitos. As argilas autigênicas ocorrem
preenchendo poros e sob a forma de cutículas formadas em volta dos grãos. A atenuação ou
ausência das cutículas nas proximidades e nos contatos dos grãos indica sua origem
diagenética. A precipitação de cutículas de argila é comum na diagênese precoce,
freqüentemente anterior a crescimentos de quartzo e cimentação por carbonato. Estas
cutículas ficam impregnadas por hematita ou são alteradas por outras argilas durante a
diagênese.
Dentro dos poros, entre os grãos, a caulinita autigênica forma livros de lâminas
paralelas pseudo-hexagonais. Em profundidade, fluidos alcalinos e altas temperaturas
resultam na substituição de caulinita por ilita e a textura da caulinita pode ser preservada
pela ilita. Para a formação de ilita são necessárias águas de formação alcalinas, com
suficiente K+, Si4+ e Al3+. A caulinita requer águas mais ácidas e baixo K+. Estas podem ser
produzidas por percolação de água meteórica no arenito, tanto durante os estágios iniciais
de soterramento se os sedimentos são continentais, ou se marinhos, durante o
soerguimento, após a fase de soterramento. A precipitação de caulinita em sedimentos
marinhos podem também resultar da decomposição da matéria orgânica que libera ácidos
orgânicos. Os íons para a precipitação de caulinita e ilita são derivados da alteração de
grãos detríticos, em particular, dos feldspáticos.
A caulinita preenchendo poros reduz a porosidade do arenito, mas tem baixa
influência na permeabilidade, enquanto que a ilita afeta pouco a porosidade e, por outro
lado, entope as saídas dos poros, diminuindo a permeabilidade.
25
Ambientes diagenéticos e seqüências
Dentro de uma formação arenosa, a seqüência dos eventos diagenéticos pode ser
simples, envolvendo apenas uma fase mineral, ou altamente complexa, envolvendo muitos
estágios de precipitação, substituição e dissolução. Os fatores que controlam a evolução
diagenética são, primeiro o ambiente deposicional, a composição e a textura, e em segundo
plano, a química da água de formação, a profundidade de soterramento e o soerguimento.
Os estágios da diagênese foram definidos em termos de ambientes, relativos a sua
profundidade de soterramento no ambiente sedimentar (Scholle & Shluger, 1979). A
Eodiagênese é o estágio que se segue logo após a deposição, normalmente à pequena
profundidade. Sua evolução é influenciada pelo ambiente deposicional e/ou pela circulação
de água vinda da superfície, pelas baixas pressões e baixas temperaturas. A
Mesodiagênese ocorre após o soterramento efetivo, ou seja, o efetivo isolamento da
superfície. Este ambiente é caracterizado por pressões e temperaturas crescentes. Os
fluidos diagenéticos sofrem modificações composicionais devido às reações com os minerais
do arcabouço. Este estágio pode evoluir para o anquimetamorfismo e para o metamorfismo
através do soterramento crescente, ou para a telodiagênese. A Telodiagênese é a
reexposição de rochas, que já estiveram soterradas, às condições superficiais. Este
processo é causado pelo soerguimento e erosão de parte da seção sedimentar ou pela
infiltração profunda de águas meteóricas.
Existem três categorias principais de ambiente eodiagenético, cada um com
diferentes condições químicas de água de formação e processos associados (Tucker, 1991):
o ambiente marinho, o não marinho quente e úmido e o não marinho semi-árido / árido.
No ambiente marinho, a maioria dos grãos de areia são estáveis, assim, as reações
diagenéticas começam quando as águas de formação marinhas sofrem modificações e
materiais menos estáveis começam a reagir. Quando existe matéria orgânica disponível a
oxidação bacteriana libera o íon bicarbonato que pode levar a dissolução de grãos finos.
Quando acaba o oxigênio, a ação das bactérias redutoras de sulfato produz mais íons
bicarbonato e provocam a redução do pH pela liberação de H2S. Sob estas circunstâncias
26
pode precipitar pirita se houver Fe2+ disponível (nos fragmentos argilosos), e calcita e
dolomita podem precipitar nos poros.
A dissolução de silicatos metaestáveis pode levar à precipitação de argilominerais, e
crescimentos de quartzo e feldspato a partir da água do mar modificada. Em muitos arenitos
marinhos, a ordem típica dos eventos na eodiagênese é autigênese de argilominerais
associada com crescimentos de quartzo e feldspato, seguidos pelo cimento carbonático.
Ocorrem também os filossilicatos glauconita e bertierina (chamosita).
No ambiente eodiagenético não marinho quente e úmido, perto da superfície, as
águas de formação se tornam ácidas devido à quebra da matéria orgânica pelas bactérias.
Entretanto, como existe pouco K+, Mg2+ e SO42- na água meteórica, a diagênese precoce
gera, em areias quartzosas, crescimentos de quartzo, precipitação de caulinita e dissolução
de feldspatos. O quartzo é pouco solúvel em pHs baixos, assim ocorre a formação de
silcrete, precipitação de sílica, próximo à superfície. Em areias com grãos máficos, a
dissolução libera Fe2+ e Mg2+, e se a água de poro for anóxica, precipita siderita e clorita. Se
a areia contém fragmentos vulcânicos, então K+, Ca2+ e Mg2+ podem ser disponibilizados
para a autigênese de esmectita e zeolita.
No ambiente eodiagenético não marinho quente e seco, perto da superfície, as águas
de formação são geralmente oxidantes e a lixiviação química é menos extrema. Os dois
principais processos que operam em sedimentos sob estas condições são a formação de red
beds e o desenvolvimento de calcretes. Red beds são típicas de regiões semi-áridas e
formam-se através da liberação de ferro dos minerais máficos, durante o soterramento
inicial, e sua precipitação em torno dos grãos como um óxido de ferro hidratado que se
transforma em hematita. Calcretes são solos calcáreos que geram algumas feições
diagnósticas. Outros processos são a dissolução de feldspatos e a precipitação como
crescimentos, cimento de gipsita e alteração de grãos vulcânicos para zeolitas, como a
clinoptilolita.
No ambiente mesodiagenético, os arenitos estão sujeitos a soterramento e pressão
progressiva e as águas de formação tornam-se mais salinas.
Muitos grãos tornam-se
27
instáveis e começam a dissolver. Com o soterramento progressivo, ocorrem mudanças na
mineralogia das argilas, sendo as esmectitas alteradas para ilita através de argilas de
camadas mistas. Essa reação é importante para a cimentação dos arenitos visto que libera
SiO2, Ca2+, Na2+, Fe2+ e Mg2+.
cimentação
e
autigênese,
A dissolução por pressão também fornece íons para a
embora
a
eodiagênese
possa
impossibilitar
isso.
Sobrecrescimentos de quartzo, dolomita, ankerita e clorita podem precipitar e pode ocorrer
albitização de plagioclásio. Grãos vulcânicos são alterados para zeolitas, especialmente
laumontita. A geração de hidrocarbonetos também ocorre durante o soterramento profundo,
e isso pode levar à de geração de águas formação ácidas, que dissolvem os grãos e os
cimentos carbonáticos, produzindo porosidade secundária.
Outro fator atuante em subsuperfície é o desenvolvimento de altas pressões de
fluidos. Se existem sedimentos de baixa permeabilidade em uma seqüência (como lamitos),
a pressão do fluido dos poros nos arenitos adjacentes pode ser substancialmente maior que
a pressão hidrostática para aquela profundidade. O limite possível é a pressão litostática,
quando o fluido do poro tem pressão igual ao peso das rochas acima. Quando os arenitos
estão com pressão maior, as reações diagenéticas são retardadas e o stress grão-grão é
reduzido, e assim, a porosidade primária pode ser preservada.
Quando os arenitos são soerguidos para o ambiente telogenético, o clima torna-se
novamente importante. Se for semi-árido, a oxidação dos sulfetos e dos carbonatos ferrosos
levará à formação de óxidos de ferro hidratados (goethita – limonita), que podem
transformar-se em hematita. Quando o clima é úmido, próximo da superfície, ocorre
lixiviação dos feldspatos, carbonatos e minerais pesados e isso pode aumentar
significativamente a porosidade.
O momento de ocorrência dos processos diagenéticos nos arenitos é importante para
a entrada de hidrocarbonetos. Se a porosidade do arenito for fechada por cimentação
precoce, então ele não poderá tornar-se um reservatório de óleo. Os processos diagenéticos
ocorrem em meio aquoso, e assim, o afluxo de óleo finaliza a diagênese, impedindo que
ocorram novas reações.
28
Estudando a diagênese dos arenitos tenta-se reconstruir o padrão de movimento das
águas de formação através do sedimento em escala de bacia. Existem dois processos
principais: (a) a recarga de regiões continentais que permite a penetração de água meteórica
a grandes profundidades em uma seqüência sedimentar; e (b) a expulsão da água para fora
de lamitos compactados pode levar a movimentos laterais e verticais da água de formação.
A diagênese precoce pode algumas vezes estar relacionada ao desenvolvimento de limites
de seqüência, produzidos por mudanças do nível do mar de segunda ou terceira ordem, e a
diagênese como um todo, de um arenito em uma bacia sedimentar, pode ser relacionada ao
ambiente tectônico.
Porosidade e Permeabilidade
A porosidade e a permeabilidade são dois aspectos muito importantes das rochas
sedimentares. A porosidade é a medida do espaço poroso e são definidos dois tipos:
Porosidade absoluta = (volume total – volume sólido) x 100
Volume total
Porosidade efetiva = (volume de poros interconectados) x 100
Volume total
A porosidade absoluta representa o total de espaços vazios, mas já que alguns
destes espaços podem ser intragranulares, a porosidade efetiva é mais importante, pois é
ela que determina a capacidade de uma rocha reservatório, juntamente com a
permeabilidade, a habilidade de um sedimento transmitir fluidos. A porosidade é uma
característica básica de um sedimento ou rocha, enquanto a permeabilidade depende da
porosidade efetiva, da forma, tamanho e interconexões dos poros, e das propriedades do
próprio fluido, i.e., da capilaridade, viscosidade e gradiente de pressão. Na maioria dos
arenitos, a permeabilidade aumenta enquanto a porosidade aumenta.
Os dois principais tipos de porosidade são a primária e a secundária. A porosidade
primária se desenvolve na deposição do sedimento e inclui os poros inter e intrapartículas. A
29
porosidade secundária se desenvolve durante a diagênese pela dissolução e pelo
fraturamento da rocha, causado pelo tectonismo.
A porosidade primária é representada nos arenitos principalmente pelos poros
interpartículas, ela depende primeiramente da maturidade textural do sedimento, que é
controlada primeiramente pelo processo e o ambiente deposicional, e, em segundo lugar,
pela maturidade composicional. Em geral, a porosidade primária aumenta ao passo que o
tamanho de grão aumenta, que a seleção é melhor e o empacotamento é menor, que os
grãos são mais arredondados e que diminui o teor de argilas. As areias limpas, bem
selecionadas, com empacotamento frouxo de sedimentos de dunas e de praias podem ter
porosidades maiores que 48% e podem ter alta permeabilidade também. Em contraste com
os arenitos, sedimentos finos, como os siltitos, tem alta porosidade efetiva, mas baixa
permeabilidade.
Após a deposição a maioria dos arenitos apresenta uma redução gradual da
porosidade e permeabilidade com o aumento da profundidade. Entretanto, a composição do
arenito é o fator dominante na evolução da porosidade. Arcabouços de diferentes
composições evoluem de forma muito diferente durante a diagênese, e desenvolvem
diferentes taxas de redução de porosidade com o soterramento.
Os dois principais processos diagenéticos atuantes na redução da porosidade são a
compactação e a cimentação. A compactação resulta em um empacotamento dos grãos
mais apertado, e diminuindo os espaços entre os grãos.
Grãos líticos são especialmente suscetíveis a deformação pelo soterramento. A
cimentação, entretanto, é o principal processo de perda de porosidade nos arenitos. A sílica,
a calcita e a argila podem ser precipitadas preenchendo os poros e diminuindo tanto a
porosidade quanto a permeabilidade. A maioria dos reservatórios de petróleo não
carbonáticos ocorrem em arenitos que foram apenas parcialmente cimentados e retém ainda
muito de sua porosidade original.
Os arenitos composicionalmente imaturos apresentam muita perda de porosidade devido à
substituição dos grãos líticos por argila e zeolita. A formação destes minerais geralmente
30
envolve reações de hidratação de vidro e feldspato, resultando em novos minerais que
ocupam mais espaço que os grãos originais, e logo, preenchem os poros também.
Tabela 2. Fatores que favorecem (1) a preservação versus (2) a destruição da porosidade primária e
(3) a formação de porosidade secundária (adaptado de Tucker, 1991).
(1) Fatores que favorecem a
(2) Fatores que contribuem na
(3) Fatores que favorecem a
preservação da porosidade
redução da porosidade
formação de porosidade
Alta coesão primária dos grãos.
Alto percentual de grãos dúcteis, i.e.,
Percolação precoce de água
fragmentos de rochas vulcânicas e
meteórica causando a lixiviação
ígneas básicas.
dos feldspatos e carbonatos.
Alto conteúdo de grãos solúveis, i.e.
Alto conteúdo de querogênio
Precipitação precoce e limitada de
vidro vulcânico, sílica biogênica e
húmico em folhelhos adjacentes
cimentos, fazendo a sustentação do
minerais solúveis.
(livres de carbonato) produzindo
secundária
Baixo teor de minerais de sílica
amorfa altamente solúvel.
grandes quantidades de CO2.
arranjo dos grãos.
Baixa pressão de poros (hidrostática)
Precipitação precoce de cutículas,
aumentando o efeito da pressão
Transformação de caulinita,
impedindo o desenvolvimento de
litostática, a compactação mecânica e a
esmectita e argilas de camadas
crescimentos de quartzo.
dissolução por pressão.
mistas em ilita, o que pode causar
também a lixiviação do feldspato.
Em profundidade, alta pressão
hidrostática, reduzindo o stress grão-
Uma alta pressão de poro pode
grão.
gerar porosidade secundária por
fraturamento hidráulico.
Introdução precoce de
hidrocarbonetos, reduzindo a
precipitação a partir da água da
formação.
Segundo Schmidt & McDonald (in Schole & Schluger, 1979) a porosidade pode ser
criada durante o soterramento pela dissolução dos grãos e cimentos. Águas de formação
ácidas o suficiente para fazer isso podem ser produzidas pela descarboxilação da matéria
orgânica dos lamitos adjacentes aos arenitos, e em alguns casos, esse processo está
relacionado à geração e migração de hidrocarbonetos. Na telodiagênese também pode
ocorrer geração de porosidade secundária pela infiltração de água meteórica através de
falhas ou discordâncias. Tal processo favorece a dissolução incongruente dos feldspatos e a
precipitação de caulinita. A dissolução de carbonatos é limitada devido à rápida
neutralização do pH da água meteórica.
31
A porosidade secundária pode ser reconhecida por: (a) grãos parcialmente
dissolvidos, (b) cutículas de argilas não dissolvidas em formato de grãos e, (c) poros
agigantados: i. e. poros grandes no tamanho e forma de grãos. Para melhor observar estas
feições, as amostras devem ser impregnadas com uma resina colorida antes da laminação.
Os grãos que comumente sofrem dissolução são os feldspatos, minerais máficos,
vulcânicos, bioclastos, e cimentos de carbonato, zeolita, argilas e sulfatos. Os fatores que
favorecem a preservação e a destruição da porosidade estão resumidos na tabela2.
Segundo Tucker (1991), a porosidade média observada em bons reservatórios de petróleo
está entre 20 – 35%.
32
3. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
3.1. GEOLOGIA DO EMBASAMENTO DA BACIA DE ALMADA
O embasamento da Bacia de Almada é formado pelas rochas do Cinturão Móvel
Costeiro Atlântico, que é composto na região pela Associação Pré Espinhaço do Cráton São
Francisco (Facuri, 2003). Este Cinturão compreende principalmente o Complexo Ibicaraí –
Buerarema, o Complexo São José, o Complexo Ilhéus, os Granitóides São Geraldo e Suítes
intrusivas Rio Paraíso e Água Sumida, e ainda a Suíte Itabuna. As direções de foliação
principais deste embasamento são N-S sub-verticais, com sistemas de falhas de direções
NE-SW e NNE-SSW (Fig. 6).
As rochas do Cinturão Móvel Costeiro Atlântico foram geradas por um processo de
subducção de leste para oeste, resultando na formação de arcos-de-ilhas e bacias pós-arco
(Barbosa, 1989 in Facuri, 2003). Posteriormente, em torno de 2400 Ma, estas rochas teriam
sido submetidas a processos colisionais com um proto-continente.
O Complexo Ibicaraí-Buerarema possui idade de 2650 Ma (Rb/Sr), é formado por
rochas gnáissicas granulitizadas, essencialmente plutônicas de composição metagabronorítica, metanorítica, metamonzonítica e metatonalítica, sendo esta última a mais freqüente
entre os litotipos (Arcanjo, 1997 in Facuri, 2003).
A unidade Rio Japú compreende uma faixa onde os ortognaisses estão
metamorfisados em fácies anfibolito, gradando para os granulitos do Complexo IbicaraíBuerarema. As rochas desta unidade são biotita-gnaisses, honblenda gnaisses, granitos
gnáissicos e corpos de granodioritos gnáissicos. Estas rochas provavelmente correspondem
a um ambiente crustal mais raso que as do Complexo Ibicaraí-Buerarema, tendo resultado
em um metamorfismo menos intenso.
33
Figura 6: Mapa geológico de Itabuna, Facuri, 2003.
O Complexo São José representa um conjunto de rochas essencialmente ígneas e
granulitizadas, que se apresentam fortemente bandadas e possuem composições
calcialcalinas com baixo-K e normal. O complexo é constituído predominantemente por
metatonalitos com porções de metagabro-noritos, metadioritos e metatrondjemitos,
ocorrendo subordinadamente corpos individualizados de metagabro-noritos, metadioritos,
metanoritos, metabasaltos e gnaisses quartzo-feldspáticos.
Os Granitóides São Geraldo e as Suítes intrusivas Rio Paraíso e Água Sumida
constituem um conjunto de rochas plutônicas sub-alcalinas, que intrudiram o Complexo
Ibicaraí-Buerarema
no
Paleoproterozóico.
São
constituídos
por
ortognaissses
de
composição granítica, monzonítica e sienítica, metamorfisados em fácies anfibolito superior
a granulito. Estas rochas possuem idade geocronológica (Rb/Sr – rocha total da Suíte
Intrusiva Rio Paraíso) de 2325 M.A.
34
O Complexo Ilhéus aflora no extremo sul e é composto por rochas granulíticas
fortemente bandadas de natureza vulcanogênica de composição dacítica a basáltica
(Arcanjo, 1997).
A Suíte Intrusiva Itabuna compreende os numerosos corpos de rochas alcalinas que
não apresentam metamorfismo nem deformação, ocorrendo no sul da Bahia e encaixados
principalmente nos terrenos granulíticos do Cinturão Móvel Costeiro Atlântico. São
constituídos principalmente por sienitos, piroxênio sienitos, nefelina sienitos, dioritos, gabros
e basaltos, cuja origem pode ser associada a um magmatismo alcalino pós-cinemático.
3.1. A BACIA DE ALMADA E SUA EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR
A Bacia de Almada possui dois sistemas principais de falhas com direções NNE e NE
(Bruhn & Moraes, 1989), que geram um padrão romboédrico na sua geometria (Fig. 7). Ela
possui também um sistema secundário de falhas com direção NNW. Tais falhas afetam a
Formação Urucutuca apenas no limite sul da Bacia, estando esta unidade suavemente
basculada para leste.
Figura 7: Mapa geológico da porção emersa da Bacia de Almada (Bruhn & Moraes, 1989).
35
A Bacia é delimitada pelas falhas NE-SW e NNE – SSW, a Falha Serra Pilheira ao
norte (seta vermelha) e a Falha Marrom ao sul (seta azul) (Fig. 7). Estas falhas colocam o
embasamento em bloco alto e a seção sedimentar em bloco baixo (Facuri, 2003).
Estudos recentes, efetuados por Valeriano et al. (2003), com traços de fissão em
rochas do embasamento cristalino, identificaram dois intervalos de tempo de forte atividade
tectônica na Bacia de Almada, um situado no Cretáceo Inferior (entre 132 e 109 Ma),
relacionado ao soerguimento flexural da litosfera na fase pré-rifte, e outro, no CampanianoMaastrichtiano (71 Ma), que coincide com a idade de deposição dos sedimentos da
Formação Urucutuca. Assim, Valeriano et al. (2003), propõem que a sedimentação dos
sedimentos da Formação Urucutuca esteve associada a um regime tectônico transtensivo
sinistral, que reativou as falhas NE-SW em modo transcorrente sinistral.
Segundo Chang et al. (1990), a história tectono-sedimentar da Bacia de Almada se
inicia no Cretáceo (Neocomiano) com a separação dos continentes sul-americano e africano,
caracterizando a fase rifte, sendo constituída por um espesso pacote de sedimentos
continentais; passa por fase transicional Aptiana, quando se verificaram as primeiras
ingressões marinhas; e se completa com a fase marinha franca, que se estende desde o
Albiano até o presente, devido ao continuado espalhamento do fundo oceânico.
A cada uma destas três fases tectônicas estão relacionadas as três respectivas
megasseqüências de preenchimento sedimentar das bacias marginais do leste do Brasil,
definidas por Ponte et al. (1978; in: Chang et al., 1990): continental (fase rifte), evaporítica
transicional (proto-oceano) e marinha (subsidência termal). Esta última é ainda subdividida
em plataforma carbonática rasa, transgressiva e regressiva.
A Megasseqüência Continental – Fase Rifte:
A fase extensional, relacionada à origem das bacias, ocorre com a ruptura do
continente Gondwana, em resposta à atuação de esforços distensivos do Neocomiano ao
início do Aptiano. Uma característica marcante desta fase é o desenvolvimento de um
intrincado sistema de rift valleys alongado na direção SO-NE, onde se desenvolveram
36
horsts,
grabens
e
meio-grabens,
limitados
por
falhas
sintéticas
e
antitéticas,
preferencialmente orientados na mesma direção. Pacotes sedimentares sobrepostos,
principalmente nas posições mais proximais, foram afetados pela atividade e reativações
destas falhas.
O tectonismo ativo associado ao ambiente deposicional fluvial e fluvio-lacustre
propiciou a sedimentação de um amplo espectro de fácies, desde conglomerados junto às
falhas até os pelitos mais distais. O limite superior da Seqüência é marcado por uma
discordância de caráter regional (discordância pré-Alagoas) que teria peneplanizado o antigo
relevo rifte. A base da Megasseqüência é composta pelas formações Sergi (Neojurássico),
Itaipé (Berriasiano) e Morro do Barro (Berriasiano / Valanginiano), e a seção superior, pela
Formação Rio de Contas (do Hauteriviano ao início do Aptiano).
A Megasseqüência Transicional:
Depositada durante o Aptiano (Andar Alagoas), em um período de relativa
quiescência tectônica, sobre a discordância regional, esta Seqüência é composta, em sua
base, por sedimentos predominantemente siliciclásticos grosseiros, provenientes de altos
continentais adjacentes. Trata-se de uma cunha clástica relativamente delgada, constituída
de conglomerados e arenitos, que, gradativamente, foi afogada por água salgada
proveniente do oceano localizado ao sul, propiciando a sedimentação de material mais fino
(clásticos finos e folhelhos ricos em matéria orgânica).
Com a estreita passagem do mar formada ao longo das margens leste brasileira e
oeste africana, quando se verifica grande restrição de circulação de água associada a uma
maior aridez climática, depositou-se uma completa suíte de evaporitos, cuja espessura
estimada é de cerca de dois mil metros junto ao depocentro do golfo salino (Chang et al.,
1990). A flexurização crustal e o conseqüente basculamento das bacias para leste, somado
à sobrecarga de sedimentos sobrepostos, causou o escorregamento de sais mais solúveis e
de maior plasticidade (principalmente halita).
37
Como conseqüência do fluxo de sais em direção ao centro da Bacia houve formação
de domos e muralhas de sal nas porções mais distais, formação de vazios (janelas de sal)
na retaguarda e desestabilização da cobertura carbonática albiana sobreposta, com
deslocamento de blocos bacia adentro e o desenvolvimento de falhas lístricas que afetaram
todo o pacote marinho sobreposto, seja formando extensos domos estruturais (roll-overs),
seja determinando nova distribuição faciológica de sedimentos terrígenos e carbonáticos.
Esta Seqüência é reconhecida em Almada como Formação Taipus-Mirim, sendo
dividida em membros Serinhaém (clásticos) e Igrapiúna (evaporitos). A não observância de
pacotes evaporíticos junto à área estudada se deve provavelmente à não deposição ou
erosão destes, quando do soerguimento das áreas mais proximais e continentais.
A Megasseqüência Marinha Carbonática Rasa:
A partir do Albiano, a gradual abertura da estreita faixa marinha do proto-oceano
Atlântico Sul devido ao continuado espalhamento do fundo oceânico, em uma fase
caracteristicamente de subsidência térmica flexural, propiciou a deposição de espesso
pacote de sedimentos marinhos.
Em um primeiro estágio, implantou-se ampla plataforma carbonática marinha rasa
(definida também como uma megasseqüência, de acordo com Ponte et al., (1978 in Chang
et al., 1990), em ambiente nerítico (< 50 metros), constituída predominantemente de
calcários de alta energia, sucedendo aos evaporitos aptianos. Ao longo da antiga linha de
costa albiana, sistemas de leques deltaicos (fan-deltas) costeiros se desenvolveram e se
intercalaram aos carbonatos. Para o centro das bacias passam a dominar as fácies mais
finas, de lutitos a folhelhos e margas, estando de acordo com o modelo deposicional típico
de rampa carbonática (Chang et al., 1990).
Por outro lado, a halocinese teria condicionado, além da deformação estrutural desta
rampa, a distribuição faciológica das fácies carbonáticas e a relação siliciclásticos /
carbonatos. Baixos estruturais associados a roll-overs das falhas lístricas teriam propiciado o
desenvolvimento de fácies carbonáticas de menor energia, enquanto as de maior energia
38
distribuir-se-iam preferencialmente sobre a projeção vertical das feições positivas originais
da fase rifte. Ainda dentro do processo adiastrófico, arenitos turbidíticos se encaixariam junto
a estes baixos estruturais (Chang et al., 1990).
Em Almada esta seção é relativamente pouco espessa e responde por Formação
Algodões. Os membros Germânia e Quiepe designam calcarenito / calcirruditos oolíticos e
calcilutitos, respectivamente. Nas porções mais proximais, entre as quais a área do cânion,
esta seção não está presente. Provavelmente não teria sido depositada ou teria sido erodida
pela proeminente e importante discordância regional pré-Urucutuca (pré-Cenomaniana?).
A Megasseqüência Marinha Transgressiva:
Ao final do Albiano, estabeleceu-se o aumento de volume das águas oceânicas e,
conseqüentemente, a plataforma carbonática foi afogada. Espessos pacotes de sedimentos
caracteristicamente de ambiente marinho mais profundo, de nerítico profundo a batial raso,
se depositaram. É durante o Cenomaniano – Turoniano que se observa um importante
evento anóxico, de máximo afogamento, quando a profundidade teria alcançado cerca de
250 metros (Chang et al., 1990). Sismoestratigraficamente, o caráter transgressivo do pacote
é determinado pelo padrão predominantemente de onlap sobre os sedimentos sotopostos.
Intercalados aos pelitos encontram-se turbiditos arenosos ao longo de toda a
margem, grande parte deles associadas a rebaixamentos do nível do mar. Todo o pacote de
folhelhos e arenitos turbidíticos da seqüência transgressiva da Bacia de Almada são
designados de Formação Urucutuca.
A Megasseqüência Marinha Regressiva:
A passagem da fase transgressiva para a regressiva varia em idade ao longo da
margem continental, começando mais cedo nas bacias mais meridionais. Admite-se que o
início desta fase na Bacia de Almada tenha ocorrido a partir do Eoceno Médio.
Compõe a seqüência regressiva um conjunto de sistemas deposicionais sincrônicos
onde estão presentes clásticos de fan-deltas, fluvio-deltaicos e de plataforma terrígena
39
(Formação Rio Doce), plataforma carbonática (Formação Caravelas) e sedimentos de bacia
e talude (folhelhos e turbiditos arenosos da Formação Urucutuca). As designações das
unidades litoestratigráficas são as mesmas para ambas as bacias.
Na Bacia do Espírito Santo, a maior intensidade do vulcanismo de Abrolhos encontrase associada ao início da formação desta Megasseqüência.
3.2. ESTRATIGRAFIA DA BACIA DE ALMADA
A Bacia de Almada tem muito em comum com a Bacia do Recôncavo, entretanto, a
partir do início do Cretáceo, o preenchimento desta bacia difere do preenchimento do rifte do
Recôncavo, justificando a definição de uma estratigrafia própria (Fig. 8) (Netto et al., 1994).
A seção mais nova, neocretácea e terciária, assemelha-se à da Bacia do Espírito Santo, de
onde foi adotada a litoestratigrafia formal da carta estratigráfica (Netto et al., 1994).
Grupo Brotas – Fm Sergi:
A Formação Sergi é composta essencialmente por arenitos médios, moderadamente
selecionados, submaturos, com estratificações cruzadas tabulares, com membros
conglomeráticos
polimíticos,
suportados
pela
matriz
arenosa
ou
por
clastos
intraformacionais, e também folhelhos intercalados. Essas rochas integram uma seqüência
coarsening-upward apresentando uma distribuição contínua e ocupando as porções mais
elevadas nas bordas da Bacia.
Esta formação está em desconformidade com as rochas granulíticas do
embasamento. Um complexo sistema de falhas põe esta formação em contato com a Suíte
Intrusiva Itabuna e com as demais formações da bacia. Os sedimentos do Sergi foram
depositados por um sistema de leques aluviais, sob um clima predominantemente árido. A
espessura estimada para essa formação é de 180 a 200 metros (Carvalho, 1965),
aparentando um adelgaçamento na direção sul.
40
Figura 8: Coluna estratigráfica da Bacia de Almada (Netto et al., 1994).
41
A Formação Aliança, que também compõe o Grupo Brotas, não foi encontrada
aflorando no mapeamento de Carvalho, mas ele admite que esta possa estar presente em
subsuperfície e sugere a existência de uma discordância Sergi / Aliança (Carvalho, 1965).
Formação Itaípe:
Designa os sedimentos clásticos finos sobrepostos aos arenitos da Formação Sergi e
sotopostos aos clásticos finos e grossos da Formação Morro do Barro. Essa Formação
caracteriza-se por um conjunto de sedimentos, representados por folhelhos cinzentos na
base, arenitos médios a finos, texturalmente submaturos em sua porção intermediária, e
folhelhos cinzentos com intercalações de folhelhos castanhos no topo.
O contato basal é transicional com a Formação Sergi, e o topo é discordante com a
Formação Morro do Barro. A espessura máxima encontrada para esta formação é de 466
metros. Suas datações bioestratigráficas sugerem para esta Formação a idade Rio da Serra
Inferior, representando uma transição da fase pré-rifte para rifte, caracterizando uma
sedimentação flúvio-lacustre.
A Formação Itaípe correlaciona-se com os folhelhos da Formação Itaparica, os
arenitos da Formação Água Grande e o Membro Tauá, ambos da Bacia do Recôncavo e
com a porção basal da Formação Barra de Itiúba da Bacia Sergipe – Alagoas (Netto et al.,
1994).
Formação Morro do Barro:
Essa Formação é composta por dois membros, o Membro Tinharé, composto por
sedimentos clásticos grossos, representados por arenitos granulosos, com seixos e grânulos
pelíticos; e, o Membro Jiribatuba, composto por folhelhos cinza-esverdeados a castanhoescuros, calcífero, carbonoso, com intercalações de arenitos granulosos.
Seu ambiente deposicional é interpretado como dominantemente subaquoso,
dominado por fluxos gravitacionais em um lago tectônico (Barroso, 1984; apud: Netto et al.,
1994), típico de um ambiente flúvio-lacustre. Esta Formação é correlacionável com parte dos
42
sedimentos da Formação Candeias da Bacia do Recôncavo, e parte dos sedimentos das
formações Penedo e Barra de Itiúba, da Bacia de Sergipe-Alagoas (Netto et al., 1994).
Formação Rio de Contas:
Esta formação é representada por sedimentos clásticos e carbonáticos sobrepostos à
Formação Morro do Barro e sotopostos aos evaporitos da Formação Taipus-Mirim, do Grupo
Camamu. Ela possui dois Membros: O Membro Ilhéus, composto por folhelhos cinza
esverdeados, cinza escuros e acastanhados, e por arenitos muito finos. E o Membro Mutá,
composto por um arenito cinza claro, com tamanho de grão fino a grosso, até
conglomerático, e dolomítico. Margas, calcarenitos e dolomitos ocorrem por toda a
Formação, sendo mais contínuos na porção inferior.
O contato inferior, com a Formação Morro do Barro é discordante, e o contato
superior com o Grupo Camamu é parcialmente discordante. A variação de suas fácies
deposicionais, em relação à sua sedimentação sugere uma seqüência lacustre de leques
deltaicos, plataformais e de talude. Suas datações bioestratigráficas indicam idade Aratu
e/ou Alagoas. Segundo Netto et al. (1994), esta formação correlaciona-se com parte da
Formação Cricaré da Bacia do Espírito Santo, e com a Formação Coqueiro Seco e parte da
Formação Penedo da Bacia de Sergipe/Alagoas.
Grupo Camamu:
Este Grupo é constituído pela Formação Taipús - Mirim e Algodões (Gama Jr., 1974;
apud: Netto et al., 1994). A Formação Taipús-Mirim é representada por dois membros. O
Membro Serinhaém, composto por intercalações de arenitos cinza claro a escuro, e folhelhos
sílticos cinza escuro, castanho e preto, micáceo e carbonoso.
E o Membro Igrapiúna,
composto por calcáreos castanhos e amarelados, dolomitos, folhelhos castanhos e halita.
Sobrepostos a esta Formação, e de contato concordante, tem-se a Formação
Algodões, que é representada na Bacia de Almada pelo Membro Germânia, composto por
calcarenitos, calcirruditos ooliíticos e pisolíticos, em parte dolomitizado; e pelo Membro
43
Quiepe, composto de calcilutitos com foraminíferos planctônicos (Della Fávera, 1973; apud:
Netto et al., 1994).
O contato com a Formação Rio de Contas é parcialmente discordante.
O contato entre as formações Taipús-Mirim e Algodões é concordante. Seu contato com a
Formação Urucutuca, do Grupo Espírito Santo, é marcado por uma discordância regional.
A Formação Taipús –Mirim correlaciona-se com a Formação Mariricu nas Bacias do
Espírito Santo e Jequitinhonha, com a Formação Marizal da Bacia do Recôncavo e com a
Formação Muribeca da Bacia de Sergipe-Alagoas. A Formação Algodões é correlacionável
com a Formação Macaé da Bacia de Campos, com a Formação Regência das bacias do
Espírito Santo e Cumuruxatiba, e, com a Formação Riachuelo da Bacia de Sergipe-Alagoas
(Netto et al., 1994).
Grupo Espírito Santo:
A definição do Grupo Espírito Santo na Bacia de Almada foi descrita por Netto et al.,
1994, por analogia com os folhelhos da Formação Urucutuca, os carbonatos plataformais da
Formação Caravelas e os arenitos neríticos da Formação Rio Doce, definidos na Bacia do
Espírito Santo. Este Grupo distribui-se do coniaciano até o holoceno, formando um sistema
transgressivo, e posteriormente regressivo, onde se reconhecem os ambientes nerítico,
batial e abissal. Assim, os folhelhos, arenitos e conglomerados (definidos como turbiditos por
Bruhn & Moraes, 1989) de idade campaniano/maastrichtiano que afloram na porção emersa
da Bacia de Almada são denominados como Formação Urucutuca, definida por Carvalho
(1965).
Formação Barreiras:
Formação de idade terciária (pliocênica), se encontra presente nas regiões nordeste
e sudeste da porção emersa da Bacia de Almada. Esta Formação é caracterizada pela
presença de conglomerados amarelados e avermelhados, arenitos maturos amarelados,
resultantes de uma sedimentação de ambientes de leques aluviais em clima úmido (Mércio,
1996; apud: Netto et al., 1994).
44
O Paleocânion de Almada
Carvalho (1965) já havia reconhecido o contato discordante (erosional e angular)
entre a Formação Urucutuca e os sedimentos subjacentes, porém Ferradaes & Souza (1972;
apud: Bruhn e Moraes 1989) ao mapearem a superfície de discordância pré – Urucutuca na
porção marítima da Bacia de Almada, definiram pela primeira vez o atualmente denominado
Cânion de Almada, uma grande feição erosiva, pós –cenomaniana, preenchida por uma
coluna de sedimentos campano-maastrichtianos e terciários da Formação Urucutuca, com
espessura de até 600 metros. Os sedimentos aflorantes da Formação Urucutuca são,
portanto, considerados uma porção exumada de preenchimento do Cânion de Almada.
Bruhn e Moraes (1989) estudaram os sedimentos da Formação Urucutuca e os definiram
como complexos turbidíticos canalizados.
Segundo Mendes (1998), o contexto deposicional das rochas da Formação
Urucutuca apresenta-se mais raso na porção oeste do cânion, onde turbiditos
conglomeráticos recortam depósitos plataformais, e a seção torna-se progressivamente mais
profunda para leste, onde ocorrem turbiditos canalizados associados a depósitos de slumps
e debris flows. Entretanto, conforme será exposto no capítulo 4, estudos recentes indicam
que, além da formação de depósitos turbidíticos, no cânion de Almada ocorria também a
deposição de sedimentos pela ação de marés e o ambiente sedimentar era mais raso do que
se supunha.
O
paleocânion
de
Almada
foi
preenchido
exclusivamente
por
sedimentos
neocretácicos. Estes sedimentos estão sobrepostos a rochas de uma espessa seqüência
rifte, que foi erodida por uma discordância pré-Cenomaniana, de extensão regional – o
paleocânion de Almada. Na porção submersa da bacia, sedimentos terciários (Paleoceno
principalmente) passam a recobrir o cânion, já totalmente assoreado.
Dentro do cânion foram identificadas, sismoestratigraficamente, por Mendes (1998),
duas seqüências deposicionais, geneticamente relacionadas às variações de 2a e 3a ordem
do nível relativo do mar: uma seqüência cenomaniana-coniaciana e outra campanianamaastrichtiana.