universidade federal rural do rio de janeiro instituto de - R1

UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE JANEIRO
INSTITUTO DE AGRONOMIA
DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
CARACTERIZAÇÃO DO AMBIENTE MAGMÁTICO ASSOCIADO À SEQUÊNCIA PRÉAPTIANA NA BACIA DE SANTOS
DIMITROV MIGUEL FRAGOSO
(200904041-2)
Orientador: Dr. SERGIO DE CASTRO VALENTE
Co-orientador: Dr. IVANILSON MOREIRA
Junho de 2014
Trabalho apresentado à universidade
Federal Rural do Rio de Janeiro Como
requisito parcial para obtenção do titulo de
Bacharel em Geologia
1
SUMÁRIO
Capítulo 1: INTRODUÇÃO
1.1: Apresentação
1.2: Objetivos
1.3: Justificativa
1.4: Métodos
1.5: Localização da área de estudo
1
1
1
2
2
Capítulo 2: REVISÃO TEMÁTICA
2.1: Estratigrafia e Geologia da Bacia de Santos
2.2: O magmatismo na Bacia de Santos
4
8
Capítulo 3: COMPILAÇÃO E ANÁLISE DOS DADOS
3.1: Base de dados
3.2: Petrografia
10
10
Capítulo 4: RESULTADOS
4.1: Caracterização do ambiente magmático
4.2: Relações com sistemas petrolíferos
18
29
Capítulo 5: CONSIDERAÇÕES FINAIS
5.1: Discussões
5.2: Conclusões
37
39
Referências bibliográficas
43
Anexo I: Perfil composto do poço estudado.
2
Dedico este trabalho á minha
amada mãe Marta Miguel, pois
cada conquista da minha vida
atribui ao seu esforço.
3
AGRADECIMENTO
Primeiramente, agradeço a Deus por ter me dado a força e autoconfiança para conseguir
superar todas as dificuldades que enfrentei durante esta trajetória.
Á minha mãe, Marta Miguel, a minha tia Serafina Pinto, aos meus irmãos, Catarina,
Belarmino, Amândio, Karciana, aos meus primos, em especial ao Abdulay e Neide e todos
meus familiares, por tanto acreditarem em mim e estarem ao meu lado em todos os
momentos que precisei, mesmo que distante fisicamente. Sem o vosso apoio, carinho e
incentivo não seria possível chegar até aqui.
Ao meu orientador: Dr. Sergio castro Valente pela paciência, pela confiança, pelo estímulo,
pelo ensinamento, pelas sugestões apresentadas, e, sobretudo pela sua amizade, meu
muito obrigado.
Ao meu supervisor de estágio Dr. Francisco Cortez e ao meu co-orientador, Dr. Ivanilson
Moreira (Sonangol Starfish Oil & Gas), pela oportunidade concedida na realização deste
trabalho.
Agradeço aos meus colegas da Sonangol Starfish Oil & Gas pelo ensino, paciência,
dedicação, apoio e compreensão.
Agradeço a todos os meus amigos, colegas, em especial à turma de 2009 e 2010, por todos
os momentos que passamos juntos esses anos, o meu muito obrigado por tudo. Sem vocês
essa trajetória não seria tão prazerosa.
A todos que, de alguma forma, direita ou indireta, colaboraram na realização deste trabalho
e que, embora não citados aqui, não deixam de merecer o meu agradecimento.
4
RESUMO
O objetivo desta monografia foi avaliar e caracterizar o magmatismo associado à sequência
pré-aptiana na Bacia de Santos, com base em descrições petrográficas. Os resultados
mostraram que o magmatismo estudado está compreendido em camadas desde poucos
metros de espessura até cerca de 30 metros, intercaladas nas rochas das formações
Piçarras e, principalmente, Barra Velha. As rochas magmáticas intercaladas na Formação
Piçarras distinguem-se, basicamente daquelas intercaladas na Formação Barra Velha por
estarem mais alteradas e por possuírem características de hidrovulcanismo. Já o
magmatismo associado às rochas da Formação Barra Velha parece se tratar,
predominantemente, de intrusões e, subordinadamente, de derrames subaéreos. Estas
rochas têm muito pouca quantidade de amígdalas, denotando o caráter relativamente seco
dos seus magmas formadores. Uma característica comum tanto ao magmatismo intercalado
na Formação Piçarras quanto na Formação Barra Velha é a abundância de fenocristais de
olivina (pseudomorfos) e piroxênio, indicando a alta temperatura dos magmas. Muito
possivelmente, as lavas máficas alcalinas da fase Pós-Rifte extravasaram através de
fissuras, gerando derrames do tipo A’a, que podem formar camadas muito porosas e
permeáveis. As estruturas intrusivas mais expressivas da fase Pós-Rifte da Bacia de Santos
devem ser as tabulares, em especial, soleiras. No entanto, não deve ser descartada a
possibilidade de se formarem, também, lacólitos, facólitos e lopólitos. Esses tipos de
estruturas podem ser identificadas em perfis sísmicos e isso já tem sido objeto de estudo na
sequência magmática Pós-Aptiana na própria Bacia de Santos. Já os plútons, que
representam as câmaras magmáticas, devem estar situados abaixo da sequência
sedimentar, tendo como rochas encaixantes o embasamento Neoproterozoico que aflora na
área continental adjacente à bacia. É possível que ao tempo da deposição da Formação
Barra Velha, a bacia sedimentar estivesse sob tais condições, com gradientes geotérmicos
acima de 25⁰C/km. Isso poderia ter alguma influência na cozinha de geração do sistema
petrolífero do Pré-Sal, localizada na Formação Piçarras subjacente, por exemplo, fazendo
com que a maturação da matéria orgânica se iniciasse antes do Cenomaniano. É possível
que o hidrovulcanismo da fase Rifte tenha envolvido a percolação de fluidos, como denota o
grande volume de carbonato associado aos tufos palagoníticos da bacia. Isto pode ter tido
um efeito sobre a porosidade das rochas siliciclásticas da Formação Piçarras que formam
alguns dos reservatórios da bacia. Se o hidrotermalismo estiver associado aos cones
propriamente ditos, a porosidade poderia ter sido mantida elevada nos seus flancos. As
regiões mais propensas a gerar reservatórios, devido a maior porosidade, são, portanto,
aquelas nas partes mais distais dos cones. As intrusões poderiam gerar armadilhas
diferentes daquelas já reconhecidas em Santos. Estas armadilhas poderiam estar
associadas às estruturas intrusivas ou correlatas, tais como antiformes acima de lacólitos,
dentre outras possíveis.
5
INDICE DE FIGURAS
Figura 1.1: Localização da Bacia de Santos e distâncias aproximadas do
litoral do Rio de Janeiro e São Paulo. Os campos de hidrocarbonetos, e
respectivos
nomes,
são
mostrados
na
figura.
Fonte:
http://www.radioprogresso640.com.br/.
3
Figura 2.1: Carta estratigrafica da Bacia de Santos (Moreira et al., 2007).
6
Figura 2.2: Seção esquemática (dip) ao longo da Bacia de Santos
(Pereira et al.,1989).
7
Figura 3.1: Fotomicrografia de olivina palagonitizada. Lâmina 1. Nicóis
paralelos.
12
Figura 3.2: Fotomicrografia de texturas semelhantes a fiammés. Lâmina
1. Nicóis cruzados.
12
Figura 3.3: Fotomicrografia de rocha com fenocristais de augita titanífera
e pseudomorfos de olivina (verde) imersos em matriz desvitrificada.
Lâmina 2. Nicóis paralelos.
13
Figura 3.4: Fotomicrografia de rocha com amígdala subcircular
preenchida por carbonato (amg). Lâmina 3. Nicóis cruzados.
13
Figura 3.5: Fotomicrografia de rocha com pseudomorfos de olivina
imersos numa matriz de granulometria fina. Lâmina 4. Nicóis paralelos.
14
Figura 3.6: Fotomicrografia de rocha com pseudomorfos de olivina
imersos numa matriz de granulometria fina. Lâmina 5. Nicóis paralelos.
15
Figura 3.7: Fotomicrografia de dois lamprofilos com evidência de mistura
magmática no contato. Com fenocristais pseudomorfos de olivina de
(1mm),matriz de granulometria fina. Lâmina 6. Nicóis paralelos.
15
Figura 3.8: Fotomicrografia de rocha com amígdala preenchida por
carbonato. Lâmina 7. Nicóis cruzados.
16
Figura 3.9: Fotomicrografia de rocha de possível derrame subaéreo (
muito vidro) pouco espesso, denotando a corrosão dos fenocristais.
Lâmina 8. Nicóis cruzados.
17
Figura 4.1: Jatos de lava (fire fountain) e cones de escória no vulcão
Mauna Loa, no Havaí. (a) – Jatos de lava no cone de escória dormente
Pu’u Huluhulu, na zona de fissura leste do Kilauea; (b) – cone de escória
Pu’u Huluhulu, (c) – novos jatos de lava no flanco (onde o homem está
sentado) do cone Pu’u Huluhulu. Fonte: site do USGS
(volcanoes.usgs.gov).
21
Figura 4.2: Tipos de erupções classificadas de acordo com a altura da
coluna eruptiva e explosividade. Modificado de Cas & Wright,1987 por
T.C.Junqueira-Brod).
22
6
Figura 4.3: Tufo anelar (tuff ring) gerado por freatomagmatismo no campo
vulcânico de Harrat Khaybar (200.000 anos), oeste da Arábia Saudita.
Fonte: www.geology.sdsu.edu/how_volcanoes_work/.
23
Figura 4.4: Cone de tufo, com 300 m de diâmetro, formado ao longo de
dois dias, em 1996, no flanco do vulcão Taal, nas Filipinas. Fonte:
http://www.hilo.hawaii.edu/.
24
Figura 4.5: Derrame A’a de basalto alcalino do Grupo El Pungo (Cretáceo
Superior), da região de Córdoba, Argentina.
25
Figura 4.6: Bloco diagrama esquemático com diferentes tipos de
estruturas intrusivas, hipabissais e vulcânicas. Modificado de:
Understanding the Earth; W.H.Freeman & Co.; 2004.
26
Figura 4.7: Intrusão irregular de lamprófiro em ortognaisse. Dique (FCAP-26) no Pontal do Atalaia, Arraial do Cabo, RJ.
27
Figura 4.8: Intrusão retilínea de lamprófiro em granitóide. Notar a
assimetria na distribuição das juntas subparalelas à intrusão formadas na
rocha encaixante. Dique (JUA-JM-08) na região da Juatinga, SP.
27
Figura 4.9: Esquemas representativos de lacólito. A exudação e posterior
erosão geram, comumente, um relevo tabular, como o encontrado em
Crown Butte, Montana, nos Estados Unidos.
28
Figura 4.10: Esquemas representativos de lopólito. Aqueles de pequenas
dimensões não deformam as rochas encaixantes, enquanto que os de
grandes dimensões, geralmente densos, causam subsidência (sag).
29
Figura 4.11: Basalto alcalino vesicular do Cretácio Superior da região de
Córdoba,Argentina.
35
Figura 5.1: Derrame A’a de basalto alcalino do Grupo El Pungo (Cretáceo
Superior), da região de Córdoba, Argentina. Notar as dimensões
centimétricas dos blocos deste tipo de derrame.
42
7
ÍNDICE DE TABELAS
Tabela 4.1: Quadro comparativo do magmatismo pré-Aptiano das bacias
de Santos e Pelotas com base em dados geocronológicos.
19
Tabela 5.1: Carta de eventos do sistema petrolífero, configuração Pré-Sal,
da Bacia de Santos (Chang et al., 2008; Papaterra, 2010).
39
8
CAPÍTULO 1: INTRODUÇÃO
1.1: Apresentação
Esta monografia está vinculada à disciplina Trabalho de Graduação (IA 243) do curso
de Geologia da Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro.
O projeto foi orientado pelo Dr. Sérgio de Castro Valente (orientador acadêmico) e
pelo Dr. Ivanilson Moreira (co-orientador), da Sonangol Starfish Oil & Gas.
O tema abordado é caracterização do ambiente magmático associado à sequência
pré-aptiana na Bacia de Santos, que está localizada na Plataforma Continental brasileira,
Esta bacia é uma das principais áreas para exploração e produção de hidrocarbonetos no
Brasil, recebendo, assim, grandes investimentos em pesquisa nos últimos anos.
A Bacia de Santos é uma bacia de margem divergente ou passiva, formada à partir
da abertura do Atlântico Sul, que se iniciou no Cretáceo Inferior.
O número crescente de descobertas nos últimos anos, e as atividades relacionadas
aos reservatórios do pré-sal, têm atraído empresas de diversas partes do mundo que estão
interessadas em investir nesse segmento nas bacias sedimentares brasileiras.
1.2: Objetivos
O objetivo desta monografia é avaliar e caracterizar o magmatismo associado à
sequência pré-aptiana na Bacia de Santos, com base em descrições petrográficas.
1.3: Justificativa
O fim do monopólio da exploração de hidrocarbonetos no Brasil gerou uma
crescente necessidade de novos dados geológicos associados às bacias sedimentares
brasileiras. Dentre estes, tornou-se importante compreender os processos magmáticos
presentes, não somente nas bacias paleozoicas brasileiras, mas também nas bacias da
margem continental, tais como Bacia de Santos.
9
Os processos magmáticos são relevantes para elaboração de sistemas petrolíferos
porque introduzem gradientes térmicos que podem controlar a geração e maturação de
hidrocarbonetos (Eiras & Wanderly Filho, 2003). Eles também são frequentemente
relacionados com tectonismo e podem controlar os processos de progradação de depósitos
turbiditicos que constituem os principais reservatórios das bacias de Campos e Santos, por
exemplo. Finalmente, processos magmáticos contíguos a áreas com ocorrências de domos
de sal podem influenciar os processos de diapirismo e consequentemente, de geração de
armadilhas e de estruturas de migração de hidrocarboneto (Mohriak, 2003).
1.4: Métodos
Os métodos utilizados na execução deste trabalho compreenderam as seguintes
etapas:
 Levantamento bibliográfico e compilação de dados: a etapa de levantamento
bibliográfico baseou-se na leitura de textos relativos à Geologia e sistemas
petrolíferos da Bacia de Santos. A compilação de dados foi feita especificamente
para o magmatismo a ser estudado, com base na leitura de papers, teses de
doutorado e trabalhos em revistas cientificas, periódicos e eventos técnicoscientificos.
 Petrografia: as amostras estudadas foram cedidas pela Sonangol Starfish Oil & Gas.
São amostras laterais coletadas e encaminhadas para confecção de lâminas
petrográficas, envolvendo todas as litologia representativas do magmatismo na
sequência pré-Aptiana do poço selecionado para estudo. As lâminas foram, estão,
descritas sob o microscópio petrográfico de luz transmitida do Laboratório de
Microscopia do Departamento de Geociências da UFRuralRJ. A petrografia incluiu a
descrição dos minerais constituintes, texturas e estruturas, além da classificação das
rochas.
 Análise de dados e redação da monografia: todos os dados coletados e
compilados serviram à elaboração do texto final da monografia.
1.5: Localização da área de estudo
A área estudada está inserida na Bacia de Santos, Esta bacia ocupa a margem
sudeste da costa brasileira e se estende, aproximadamente, pelas latitudes 23˚ e 28˚ sul (~
600 km) e longitude 39˚ e 48˚ oeste (~ 800 km). A bacia abrange os litorais do Rio de janeiro,
10
São Paulo, Paraná, e Santa Catarina, compreendendo uma área de cerca de 350.000 km 2
até a cota batimétrica de 3000 m (Figura 1.1).
Figura 1.1: Localização da Bacia de Santos e distâncias aproximadas do litoral do Rio de
Janeiro e São Paulo. Os campos de hidrocarbonetos, e respectivos nomes, são mostrados
na figura. Fonte: http://www.radioprogresso640.com.br/.
11
CAPÍTULO 2: REVISÃO TEMÁTICA
2.1: Estratigrafia e Geologia da Bacia de Santos
A Bacia de Santos possui sua origem reacionada à tectônica responsável pela
ruptura e separação do supercontinente Gondwana durante o juro-cretácio (Pereira &
Macedo, 1990).
Durante o período compreendido entre o Jurássico Superior e Cretáceo Inferior
houve a quebra do paleocontinente Gondwana, e posterior separação das placas que hoje
são conhecidas como Africana e Sulamericana. O evento da separação da Gondwana
possibilitou a formação do Oceano Atlântico Sul durante o Cretáceo, após a formação do
Oceano Atlântico Norte originário do rifteamento ocorrido no Triássico e no Jurássico. Os
diferentes ângulos de rotação de movimento da deriva continental, nas regiões
compreendidas hoje como Brasil e África, apresentaram regiões de maior resistência
durante a ruptura da Gondwana. Esses movimentos, de deriva continental, foram possíveis
por intermédio de eventos divergentes e transformantes (Mohriak, 2003; Assine et al.,
2008; Chang et al., 2008).
A formação da Bacia de Santos é iniciada no Neocomiano, desenvolvendo-se a partir
de uma bacia rifte com intenso magmatismo basáltico, associado com deposição, logo
acima, fluvial e lacustre. Existem grandes extensões de basalto continentais Eocretácios,
desde o sul da bacia (plataforma de Florianópolis) até o norte (região de Cabo Frio). Acima
dos derrames basálticos, ocorrem discordantemente rochas siliciclásticas, do Barreminiano
e Aptiano. Durante a fase transicional, ocorre ampla deposição de evaporitos durante o
Aptiano. Ao norte, a deposição do Terciário Inferior é caracterizada pela presença de
progradações deltáicas associadas a sequências turbidíticas (Mohriak, 2003; Assine et al.,
2008; Chang et al., 2008).
Os pacotes sedimentares da Bacia de Santos estão diretamente associados a três
sequências principais de deposição: a continental, a transicional e a marinha.
A sequência continental é produto da fase rifte, do Neocomiano - Barremiano, do
Cretáceo Inferior. A sequência transicional é resultante do Aptiano - Eoptiano, do Cretáceo
Médio. A sequência drifte pertence ao Albiano - Maastrichtiano – Campaniano, estando
associada ao sistema regressivo marinho do Maastrichtiano - Campaniano - Plioceno Paleoceno - Terciário. Dessa forma, além da citada camada de evaporitos, a parte mais
superior da Bacia de Santos é composta por folhelhos e calcilutitos, especialmente em
12
regiões que hoje são caracterizadas por águas profundas. É importante notar que houve
uma grande sobrecarga, devido ao aporte sedimentar, entre o Cretáceo Médio - Superior.
Assim, a megasequência transicional da Bacia de Santos é caracterizada pela deposição de
evaporitos Aptianos acima da discordância siliciclástica, em um ambiente caracterizado
como marinho restrito, registrando-se, ainda, a presença de carbonatos (Assine et al.,
2008; Chang et al., 2008).
Praticamente todo o sistema petrolífero presente na Bacia de Santos formou-se na
fase drifte. Assim, pode-se especificar que a transgressão marinha, ocorrida na Bacia de
Santos durante o Cenomaniano – Turoniano, originou a rocha geradora composta por
folhelhos; então, a regressão marinha, ocorrida a seguir, na Bacia de Santos, durante o
Senoniano, originou a deposição dos arenitos da plataforma. A seguir, na seqüência,
durante o Cretácio, os arenitos turbidíticos presentes na Bacia de Santos formaram a rocha
reservatório. Dessa forma, uma nova transgressão marinha originou, durante o Terciário,
calcilutitos, margas e folhelhos, os quais, juntamente dos evaporitos, formam as rochas
capeadoras (Mio et al., 2005).
A última revisão da carta litoestratigrafia da Bacia de Santos (Figura 2.1) foi
realizada por Moreira et al. (2007).
O embasamento cristalino da Bacia de Santos,
aflorante na região de São Paulo, é caracterizado por granitos e gnaisses de idade précambriana sotopostos discordantemente pelos basaltos da Formação Camboriú. Uma
importante feição do embasamento da bacia é a charneira cretácea, ou charneira de Santos,
que limita os mergulhos suaves do embasamento a oeste, dos mais acentuados a leste. A
sedimentação cretácea ocorre somente costa afora dessa feição. O limite da crosta
oceânica com a crosta continental estirada ocorre imediatamente a leste da feição
fisiográfica denominada de platô de São Paulo.
Segundo aquela revisão estratigráfica, o registro sedimentar da fase rifte na Bacia de
Santos, a exemplo da Bacia de Campos, inicia-se no Hauteriviano (rio da Serra e Aratu) e
prolonga-se ao início do Aptiano (Jiquiá), sendo subdividido em três sequências
deposicionais. A primeira seqüência rifte é composta por derrames basálticos eocretáceos
sotopostos ao preenchimento sedimentar de praticamente toda a Bacia de Santos. Trata-se
de basalto cinza-escuro, holocristalinos, de granulação média, com textura ofítica (diabásio)
tendo por constituintes principais o plagioclásio e o piroxênio (augita), comumente pouco
alterado. A segunda seqüência rifte é informalmente conhecida como seqüência talcoestevensita na Bacia de Campos. Seu limite inferior é a discordância no topo dos basaltos
da primeira seqüência e o limite superior à discordância da terceira seqüência. Esta
segunda sequência é caracterizada por um ambiente der leques aluviais de conglomerados
13
e arenitos polimíticos constituídos de fragmentos de basalto, quartzo, feldspato, nas porções
proximais, e por arenitos, siltitos e folhelhos de composição talco estevensíticanas
(Formação Piçarras; Figura 2.1).
Figura 2.1: Carta estratigrafica da Bacia de Santos (Moreira et al., 2007).
A terceira seqüência rifte (Formação Itapema) é informalmente denominada
seqüência das coquinas na Bacia de Campos, cujos sedimentos depositaram-se desde o
Neobarremiano ao Eoptiano. Seu limite inferior é a discordância Intrabarremiano de 126,4
Ma e o limite superior é a discordância da base do Alagoas na Bacia de Campos. É
caracterizada por apresentar intercalações de calcirruditos e folhelhos escuros. Nas porções
mais distais ocorrem folhelhos escuros, ricos em matéria orgânica.
O registro sedimentar da fase pós-rifte da Bacia de Santos também está dividido em
três sequências. A primeira seqüência tem seu limite inferior dado pela discordância
conhecida como pré-alagoas na Bacia de Campos. Seu limite superior é dado pela
discordância de 117 Ma, onde derrames de composição basáltica datados pelo método
Ar/Ar em 117 Ma são síncronos a esta sequência. O registro sedimentar é marcado por um
ambiente transicional, entre continental e marinho raso, bastante estressante, com a
deposição de calcários microbiais, estromatólitos e laminitos nas porções proximais e
14
folhelhos nas porções distais (Formação Barra Velha). Ocorrem também grainstone e
packstones compostos por fragmentos dos estromatólitos e bioclástos (ostracodes)
associados. A segunda seqüência pós-rifte tem seu limite inferior dado pela discordância de
117 Ma, que corresponde a um refletor sísmico de forte impedância acústica positiva de
caráter regional. O limite superior é à base dos evaporitos de 113 Ma que marca a
passagem da seqüência sedimentar clástica/carbonática para um ambiente evaporítico. É
caracteriza pela ocorrência de calcários estromatolíticos e laminitos microbiais, localmente
dolomitizados. O ambiente deposicional desta seqüência é semelhante ao da seqüência
anterior (ambiente transicional, entre continental e marinho raso bastante estressante). A
terceira seqüência pós-rifte corresponde aos evaporitos da Formação Ariri, que se
depositaram no Neoptiano. Diferente das cartas anteriores, o tempo estimado de deposição
para os evaporitos é de 0,7 a 1 Ma, permanecendo, ainda, imprecisa a taxa de acumulação
devido à alta mobilidade da halita (Moreira et al., 2007). Seu limite inferior é dado pelo
contato com os carbonatos da segunda seqüência pós-rifte (113 Ma), enquanto seu limite
superior
é
dado
pela
passagem
entre
os
evaporitos
e
os
sedimentos
siliciclásticos/carbonáticos das formações Florianópolis e Guarujá (Figura 2.2).
Figura 2.2: Seção esquemática (dip) ao longo da Bacia de Santos (Pereira et al.,1989).
O registro sedimentar da fase drifte da Bacia de Santos é composto por três
sequências deposicionais de 3ª ordem perfazendo uma duração total de 8,9 Ma. Ocorrem
três importantes folhelhos radioativos que representam três grandes períodos de inundações
marinhas desde o Albiano inferior até a porção basal do Albiano superior. Esta seqüência é
composta pela parte inferior da Formação Florianópolis, corresponde às fácies proximais e
está constituída por conglomerados, arenitos e folhelhos associado a sistemas de leques
15
aluviais e deltaicos. As sequências deposicionais da fase drifte não serão detalhadas neste
capítulo porque o foco da monografia é o magmatismo intercalado às rochas Pré-Aptianas.
2.2: O magmatismo na Bacia de Santos
As pesquisas realizadas nos últimos anos sobre os eventos magmáticos presentes
nas bacias sedimentares brasileiras têm mostrado a importância desses episódios para a
exploração de hidrocarbonetos. Citam-se os casos da geração (aquecimento), migração
(alteração estruturais e petrográfica), acumulação (basalto fraturados) e barreira (diques e
soleiras) dos hidrocarbonatos, produzidos por estas rochas, tanto nas bacias sedimentares
marginais como nas intracontinentais (p.ex.: Valente, 2009). O magmatismo é acompanhado
pelo aumento da temperatura da bacia nos arredores de intrusões, o que produz o
aquecimento das rochas geradoras de hidrocarbonetos e, assim, possibilita a maturação da
matéria orgânica contida. Ao mesmo tempo, tem se verificado que os contatos diques/rochas
sedimentares podem ter propiciado rotas para a migração dos hidrocarbonetos. Estudos
recentes têm mostrado que o magmatismo deve merecer análise, mas pormenorizadas ate
mesmo em suas manifestações extrusivas, tendo em vistas a perspectivas de terem atuado
como
efetivos
selantes
e,
em
consequência,
possibilitando
a
acumulação
de
hidrocarbonetos gerados nos sedimentos subjacentes (p.ex.:Sruoga e Rubinstein, 2007).
O magmatismo de caráter predominantemente básico a intermediário tem a sua
gênese na astenosfera, ou seja, abaixo da litosfera. Assim sendo, mesmo os diques que se
introduziram no embasamento das nossas bacias sedimentares cuidadosa atenção, posto
que rochas boas condutoras de calor e, sobre estes diques, podem ser prognosticados
maiores gradientes térmicos presentes nos depósitos sedimentares sobrepostos. O melhor
entendimento dos processos magmáticos presentes nas bacias sedimentares deve conduzir
a estudos sobre novas formas de exploração de hidrocarbonetos em nossas bacias
sedimentares, inclusive naquelas em que as atividades de exploração tradicional não têm os
sucessos esperados (Thomaz-Filho et al. 2008).
O intenso magmatismo do Neocomiano na Bacia de Santos veio a constituir a
seqüência de derrames de basalto da Formação Serra Geral na Bacia do Paraná também
manifestou-se de forma significativa nas bacias marginais, fruto do extravasamento do
magma astenosférico que chegou próximo da superfície, quando do processo de rifteamento
que separou os continentes Sul-Americano e Africano. O início do estágio rifte nas margens
sudeste e leste brasileira teve início há cerca de 143 Ma (definido pela discordância sinrifte), desde a Bacia do Espírito Santo até as bacias de rifte abortado do Recôncaco, Tucano
e Jatobá. No caso das bacias de Pelotas, Santos e Campos, o rifte teria se iniciado nessa
16
mesma idade, ou até antes disso, o que implica na possibilidade real da existência de
sedimentos sotopostos e ocultados pelos basaltos do Neocomiano, considerado o
embasamento econômico dessas bacias (Thomaz-Filho et al., (2008). É lícito prognosticar
que, no período entre 143 Ma e o ápice do magmatismo do Neocomiano, ocorrido há cerca
de 132 Ma, teriam se depositado os sedimentos continentais do estágio rifte intercalados
com eventos magmáticos, como observado na Bacia do Espírito Santo. É oportuno salientar
que o período entre 143 e 132 Ma coincide com a sedimentação de rochas geradoras nas
nossas bacias marginais, caso das formações Cricaré, na Bacia do Espírito Santo, e
Candeias, na Bacia do Recôncavo. O mesmo pode ter acontecido por sob os basaltos
considerados o embasamento econômico das bacias de Campos, Santos e Pelotas. Em
outras palavras, é possível ocorrer sedimentos da fase rifte sob esses basaltos.
O embasamento econômico da Bacia de Santos é definido pelos basaltos da
Formação Camboriú, que cobrem discordantemente o embasamento pré-Cambriano,
constituindo a Seqüência K20-K34 da fase rifte (Figura 2.1). Na sequência Pré-Aptiana são
também reconhecidos basaltos subaquosos (130-120 Ma) intercalados nas rochas
sedimentares da Formação Piçarras, que incluem tanto rochas geradoras, representada por
um folhelho lacustrino, quanto rochas reservatório da bacia, representadas por siliciclásticas.
Já na fase pós-rite, são reconhecidos basaltos (?) (117 Ma) intercalados nas rochas
sedimentares da Formação Barra Velha, que incluem a rocha reservatório da bacia,
representada por calcários microbiais e estromatólitos (Moreira et al., 2007).
17
CAPÍTULO 3: COMPILAÇÃO E ANÁLISE DOS DADOS
3.1- Base de dados
A base de dados utilizada nesta monografia foi cedida pela SONANGOL Starfish, com
autorização da Agência Nacional do Petróleo, e inclui:
1. Um perfil composto impresso de um poço pioneiro localizado num dos blocos
da companhia, na Bacia de Santos;
2. Oito lâminas petrográficas de rochas magmáticas da seção Pré-Aptiana
atingida pelo poço;
3. Relatórios de descrições petrográficas feitas por técnicos contratados pela
companhia.
O poço atingiu a profundidade final de cerca de 6.000 m permitindo a coleta de dados
e amostras das fases drifte, pós-rifte e parte da fase rifte.
O perfil composto serviu para coleta de dados referentes às espessuras das camadas
sedimentares e das sequências magmáticas de interesse para esta monografia. As lâminas
foram utilizadas para as descrições petrográficas com vistas à discriminação da assembleia
mineral, texturas e estruturas das rochas magmáticas, além da classificação das mesmas.
Os resultados do estudo petrográfico serão apresentados a seguir.
3.2- Petrografia
A petrografia corresponde à parte descritiva da petrologia e é imprescindível para o
entendimento da gênese das rochas, auxiliando no desenvolvimento dos estudos
interpretativos, que, por sua vez, corresponde à parte da petrologia denominada
petrogênese. Portanto, essa parte descritiva da investigação sobre origem de uma dada
rocha deve merecer atenção especial, pois envolve a identificação dos minerais que
compõem a rocha e o modo como esses se encontram organizados (Costa et al., 2013).
O objetivo da descrição petrográfica é discriminar, detalhadamente, a composição
mineral das rochas, efetuar a análise das feições texturais, das estruturas, identificar
possíveis processos de alteração e, por fim, classificar as rochas com base as
caractéristicas acima citadas.
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Com o intuito de viabilizar o levantamento de todas as informações relacionadas com
essa organização, gerada sempre pela atuação de fenômenos geológicos e expressa por
meio das estruturas e texturas, é que os estudos petrográficos foram divididos em
macroscopia e microscopia. Nesta monografia, os estudos petrográficos restringiram-se à
microscopia, uma vez que amostras macroscópicas não integraram a base de dados.
O estudo petrográfico foi realizado sob microscópio de luz polarizada no Laboratório
de Microscopia do Departamento de Geociências da Universidade Federal Rural do Rio de
Janeiro (UFRRJ).
A análise textural envolveu a descrição detalhada de todas as feições ou arranjos
texturais das fases minerais presentes, com a informações sobre a granulação, tipos de
contatos, tipos de texturas (p.ex.: equigranular, porfirítica, dentre outras) e outras
informações consideradas relevantes.
A análise mineralógica envolveu a identificação e descrição detalhada das fases
minerais, separando-se a descrição da assembleia de fenocristais e dos constituintes da
matriz, no caso das amostras com textura porfirítica. Foi feita a distinção a discriminação
entre os minerais primários e secundários. Dentre os minerais primários, distinguiu-se os
essenciais (ou seja, utilizados para a classificação petrográfica) e, que ocorrem em menor
percentagem de volume.
Estruturas primárias, tais como lineações de fluxo e amígdalas, por exemplo, também
foram descritas. Finalmente, as rocha foram classificadas.
A lâmina 1 corresponde à amostra de rocha magmática coletada a maior profundidade
(5.739 m) no poço estudado corresponde a uma camada de cerca de dois metros
intercalada às rochas da Formação Piçarras. A rocha está muita alterada e é caracterizada
pela presença de fragmentos de olivina palagonitizada (Figura 3.1). O produto de alteração
é carbonato. Localmente, a rocha apresenta o aspecto de um tufo, com pouca preservação
de texturas semelhantes a fiammés (Figura 3.2).
As lâminas 2, 3 e 4 correspondem à amostras de rochas magmáticas coletadas a
5.704 m e 5.706 m no poço estudado, numa camada de cerca de seis metros intercalada às
rochas da Formação Barra Velha.
19
0,25 mm
Figura 3.1: Fotomicrografia de olivina palagonitizada. Lâmina 1. Nicóis paralelos.
0,25 mm
Figura 3.2: Fotomicrografia de texturas semelhantes a fiammés. Lâmina 1. Nicóis cruzados.
A lâmina 2 representa a parte superior da camada. A rocha está muito alterada, tem
textura porfirítica com fenocristais subédricos a euédricos de augita titanífera e
pseudomorfos de olivina, todos com cerca de 1 mm (Figura 3.3). A matriz da rocha é
20
desvitrificada numa massa félsica de cor de interferência cinza claro muito alterada. A rocha
é destituída de estruturas. Ela foi classificada como um basanito.
0,5 mm
Figura 3.3: Fotomicrografia de rocha com fenocristais de augita titanífera e pseudomorfos
de olivina (verde) imersos em matriz desvitrificada. Lâmina 2. Nicóis paralelos.
A lâmina 3 também corresponde a parte superior da mesma camada citada
anteriormente. Trata-se, também de um basanito que difere daquele da lâmina 2 pela
presença de amígdalas subcirculares, com tamanho entre 1,0 mm e 2,5 mm, preenchidas
por carbonatos e epidoto (Figura 3.4).
amg
0,3 mm
Figura 3.4: Fotomicrografia de rocha com amígdala subcircular preenchida por carbonato
(amg). Lâmina 3. Nicóis cruzados.
21
A lâmina 4 corresponde à porção intermediária da mesma camada de rocha
magmática, com cerca de seis metros de espessura, citada anteriormente. Esta rocha tem
granulometria superior àquelas das lâminas 2 e 3 (Figura 3.5), tendo, também, menor
quantidade de vidro. Isto indica que a camada deve ser uma intrusão, tendo as lâminas 2 e
3 como representantes de sua margem resfriada superior.
0,25 mm
Figura 3.5: Fotomicrografia de rocha com pseudomorfos de olivina imersos numa matriz de
granulometria fina. Lâmina 4. Nicóis paralelos.
A lâmina 5 representa a parte superior da camada. A rocha está muito alterada, tem
textura porfirítica com fenocristais subédricos a euédricos de plagioclásio (1,5m m),
clinopiroxenio (1m m) e pseudomorfos de olivina, todos com cerca de 1 mm (Figura 3.6). A
matriz da rocha é microfaneritica com mesósfase vítrea muito alterada.
A
lâmina
6
corresponde
à
formação
barra
velha,com
uma
profundidade
correspondente a 5.645, apresenta um contato muito evidente na lamina de dois lamprolitos
com misturas magmáticas.As mesmas também apresentam fenocritas pseudomorfos de
olivina (1m m) (Figura 3.7).
22
0,25
mm
0,5 mm
Figura 3.6: Fotomicrografia de rocha com pseudomorfos de olivina imersos numa matriz de
granulometria fina. Lâmina 5. Nicóis paralelos.
0,5 mm
Figura 3.7: Fotomicrografia de dois lamprofilos com evidência de mistura magmática no
contato. Com fenocristais pseudomorfos de olivina de (1mm),matriz de granulometria fina.
Lâmina 6. Nicóis paralelos.
23
A lâmina 7 representa uma rocha magmática na parte superior da Formação Barra
Velha, a uma profundidade de 5.633 m. A rocha está muito alterada (saussurita), possui
porções esverdeadas (clorita) que podem ser vidro intersticial alterado (mais angulosos) ou
amígdalas (mais circulares). A ganulometria é fina (0,5mm) (Figura 3.8).
0,25 mm
Figura 3.8: Fotomicrografia de rocha com amígdala preenchida por carbonato. Lâmina 7.
Nicóis cruzados.
A lâmina 8 também corresponde a parte superior da Formação Barra Vellha, sob
profundidade de 5.549m. Ela tem matriz vítrea, não é alterada, e os fenocristais estão
orientados e corroídos. Parece tratar-se de um derrame subaéreo (muito vidro) pouco
espeso (Figura 3.9).
24
Figura 3.9: Fotomicrografia de rocha de possível derrame subaéreo ( muito vidro) pouco
espesso, denotando a corrosão dos fenocristais. Lâmina 8. Nicóis cruzados.
25
CAPÍTULO 4: RESULTADOS
4.1 Caracterização do ambiente magmático máfico alcalino
Conforme discutido no Capítulo 2, o magmatismo pré-Aptiano da Bacia de Santos
pode ser dividido em três episódios magmáticos, quais sejam:

Fase rifte:
o
Basaltos toleíticos da Formação Camboriú (>130 Ma; Hauteriviano)
o
Basaltos
subaquosos
(130-120
Ma)
intercalados
nas
rochas
sedimentares da Formação Piçarras, que incluem tanto rochas
geradoras, representada por um folhelho lacustrino, quanto rochas
reservatório da bacia, representadas por siliciclásticas.

Fase pós-rite:
o
Basaltos (?) (117 Ma) intercalados nas rochas sedimentares da
Formação Barra Velha, que incluem a rocha reservatório da bacia,
representada por calcários microbiais e estromatólitos.
Trabalhos pioneiros obtiveram uma idade (K-Ar, rocha total) de 138,1 ± 3,5 Ma
basaltos da Bacia de Santos, que foram interpretados como continental e de vulcanismo
subaéreo (Fodor et al., 1984). Embora os autores não tenham identificado a formação a
partir da qual as amostras foram coletadas, as características geoquímicas das mesmas
permitem correlacioná-las ao magmatismo da Formação Serra Geral (Bacia do Paraná) e da
Formação Cabiúnas (Bacia de Campos) (Misuzaki et al., 1992; Lobo et al., 2007). Deste
modo, as rochas datadas na Bacia de Santos devem corresponder àquelas da Formação
Camboriú (Capítulo 2).
Não há dados petrológicos sobre os basaltos da fase rifte, intercalados à Formação
Piçarras, nem sobre os basaltos da fase pós-rifte da Bacia de Santos. No entanto, estudos
petrológicos reconheceram duas suítes basálticas transicionais de afinidade toleítica (altoTiO2, a norte; baixo-TiO2, a sul) na Bacia de Pelotas (Lobo, 2007). Esses mesmos estudos
dataram (Ar-Ar, rocha total) uma amostra da porção sul da bacia em 118,0 ± 1,9 Ma, o que
tornaria este episódio magmático correlato àquele intercalado às rochas da Formação
Piçarras da Bacia de Santos. A revisão da carta estratigráfica da Bacia de Pelotas (Bueno et
al., 2007), com base nos mesmos dados geocronológicos, propõe que o magmatismo da
Formação Imbituba teria ocorrido entre 125 Ma e 118 Ma, caracterizando a fase rifte em
naquela bacia. Já as rochas magmáticas da Formação Curumim, foram associados à fase
pós-rifte com base em dados geocronológicos (Ar-Ar, rocha total, 113,0 ± 0,1 Ma, Dias et
al., 1994). Os autores também propuseram que o magmatismo da Formação Serra Geral
26
corresponderia à uma fase pré-rifte, também com base em datações geocronológicas
obtidas para a Província Paraná-Etendeka (Turner et al., 1994).
Muito embora haja dificuldades em correlacionar, com os dados disponíveis, o
magmatismo das bacias de Santos e Pelotas, a geocronologia Ar-Ar indica que as rochas
magmáticas intercaladas na Formação Piçarras e na Formação Barra Velha deveriam
equivaler ao magmatismo basáltico toleítico da Formação Imbituta na Bacia de Pelotas
(Tabela 4.1).
Tabela 4.1: Quadro comparativo do magmatismo pré-Aptiano das bacias de Santos e
Pelotas com base em dados geocronológicos.
SANTOS
SANTOS
Idades
Idades
Fases
113(3)
Fases
PELOTAS
Pós-rifte Basalto-Andesito-Traquiandesito
PELOTAS
Curumim
Intercalação com Barra Velha
Basáltico (?)
117(4)
Pós-rifte
Intercalação com Piçarras
Basáltico subaquoso
Não há.
Rifte
118(2)
Rifte
Basáltico transicional toleítico
(5)
Rifte
125(2)
Rifte
Basáltico transicional toleítico
Imbituba
138-127(1)
Pré-rifte
Basáltico toleítico
Serra Geral
Camboriú
Basáltico toleítico
Ar-Ar
(1): Turner et al ., 1994
(2): Lobo, 2007 (125,3±0,7 Ma; Norte de Pelotas, Alto-TiO 2)
138 (?)
Imbituba
K-Ar
(5): Fodor et al. , 1984 (138,1±3,5 Ma)
(2): Lobo, 2007 (118,0±1,9 Ma; Sul de Pelotas; Baixo-TiO 2)
(3): Dias et al. , 1994 (113±0,1 Ma; Sul de Pelotas)
(4): Moreira et al. , 2007 (117 Ma; Santos)
A petrografia presentada no Capítulo 3 mostrou, no entanto, que o magmatismo
Pré-Aptiano amostrado no poço estudado não pode ser caracterizado como basáltico
toleítico. De modo geral e, considerando-se as restrições do estudo petrográfico e falta de
dados litogeoquímicos, as rochas parecem compor uma série magmática máfica alcalina,
incluindo desde derrames ankaramíticos até intrusões de diabásios alcalinos e basanitos.
Assim, estas rochas não devem estar relacionadas à Formação Camboriú da Bacia de
Santos. Elas devem corresponder a episódios magmáticos restritos ao Barremiano e
Aptiano Médio, de caráter essencialmente alcalino, em oposição ao magmatismo toleítico da
Formação Camboriú. Os episódios magmáticos da seção Pré-Aptiana estudada nesta
monografia parecem ter sido predominantemente subaéreos, mas também há evidências
para processos hidrovulcânicos.
O hidrovulcanismo é parte de um processo mais amplo chamado freatomagmatismo,
onde há interação de lava com água de lagos, do mar, subterrânea ou mesmo com o gelo
das geleiras. Estruturas tais como fumarolas (fumaroles ou solfatara), geisers (geysers) e
fontes quentes (hot springs) não devem ser consideradas vulcânicas porque resultam do
aquecimento de água meteórica pelo calor do magma, não envolvendo interção entre
27
massas. Um vulcão pode ser definido como qualquer estrutura gerada por mecanismos de
expulsão do material magmático (massa e não somente calor) residente no interior da Terra.
Esses mecanismos envolvem tanto a expulsão do magma propriamente dito, sob a forma de
lava, quanto dos produtos por ele gerados, especialmente gases. Respectivamente, esses
mecanismos resultam em processos vulcânicos efusivos e explosivos. Por isso, vulcões
variam muito em dimensões e formas.
Os principais tipos de vulcões são: 1) vulcões fissurais (fissural volcanoes), 2) vulcão
em escudo (shield volcano), 3) cones (cones de cinzas (cinder cones), cones de escória
(scoria cones), cones de tufo (tuff cones) e hornitos), 4) vulcão composto ou estratovulcão
(composite volcano) e 5) caldeiras (calderas). Outros tipos de estruturas vulcânicas incluem
domos, maars e lahars. Os vulcões 1 e 2 são formados, em geral, por derrames subaéreos
de lavas pouco viscosas, como as lavas basálticas toleíticas ou as lavas carbonatíticas, por
exemplo. Lavas muito viscosas tendem a formar vulcões dos tipos 4 e 5, além de domos.
Lavas moderadamente viscosas podem formam cones, que também se formam comumente
por freatomagmatismo.
Grandes estruturas vulcânicas, como estratovulcões e vulcões em escudo são
poligenéticas, ou seja, estão associados a vários episódios eruptivos intercalados com
pequenos períodos de dormência. Em oposição, vulcanismo monogenético é representado
por grupos de pequenos vulcões que, em geral, expelem lava basáltica, especialmente
alcalina. Embora o vulcanismo a partir das estruturas vulcânicas individuais sejam de curta
duração, o vulcanismo de um grupo de vulcões monogenéticos acaba equivalendo, no
tempo, àquele típico de estratovulcões. O vulcanismo associado ao ambiente deposicional
da Formação Piçarras, até onde pode ser estudado pela petrografia, parece estar restrito ao
extravasamento de lavas máficas alcalinas, não havendo registro dos membros félsicos da
série. Por isso, é possível que esse vulcanismo esteja mais relacionado ao tipo
monogenético do que ao tipo poligenético, já que este último alterna episódios máficos e
félsicos, tanto efusivos quanto explosivos.
Vulcões monogenéticos individuais expelem entre 10 a 1000 vezes menos lava que
estratovulcões e, considerados individualmente, o tempo do vulcanismo é muito menor. Eles
são produtos de um único episódio eruptivo. Este episódio pode durar desde umas poucas
horas até poucos anos, mas uma vez cessada a erupção o sistema de conexão (conduto e
chaminé) entre a abertura e a câmara magmática congela, de modo que o vulcão nunca
mais entra em erupção. No entanto, quando agrupados, os vulcões monogenéticos
28
equivalem a estratovulcões no que se refere ao volume e tempo (milhões de anos) de
vulcanismo. Por isso, campos de vulcões monogenéticos podem suprir material sedimentar
na mesma escala que estratovulcões individuais, ao longo da história evolutiva de bacias,
associadamente com mudanças ambientais e climáticas.
Vulcões monogenéticos formam cones de pequenas dimensões, entre 30 m e 400 m
de altura, chamados cones de escória ou cones de cinzas (scoria cones e cinder cones).
Eles são construídos, comumente, por erupções do tipo jatos de lava (fire fountains (Figura
4.1), conhecidas como estrombolianas.
(a)
(b)
(c)
Figura 4.1: Jatos de lava (fire fountain) e cones de escória no vulcão Mauna Loa, no Havaí.
(a) – Jatos de lava no cone de escória dormente Pu’u Huluhulu, na zona de fissura leste do
Kilauea; (b) – cone de escória Pu’u Huluhulu, (c) – novos jatos de lava no flanco (onde o
homem está sentado) do cone Pu’u Huluhulu. Fonte: site do USGS (volcanoes.usgs.gov).
O termo estromboliano faz referência à coluna eruptiva, que consiste de uma mistura
de fragmentos de lava (material fundido ou vidro), cristais e fragmentos rochosos dispersos
numa fase gasosa contínua. Como o nome deixa supor, a atividade vulcânica estromboliana
foi primeiramente caracterizada no vulcão Stromboli, uma ilha a cerca de 220 km a SW da
29
cidade de Nápoles, na Itália. A erupção estromboliana é caracteristicamente intermitente
(pulsos) e produz jatos de lava (fire fountains) com centenas de metros de altura a intervalos
regulares de 10 minutos a 20 minutos. A atividade é fracamente explosiva e pouca
quantidade de cinza vulcânica ou lapilli é produzida. Derrames de lava podem se formar,
mas são raros. O mecanismo efusivo mais comum é a erupção de gases com pouca lava. A
erupção estromboliana é um pouco mais energética que a atividade havaiana, sendo estas
duas as mais típicas formas de erupções basálticas (Figura 4.2).
Figura 4.2: Tipos de erupções classificadas de acordo com a altura da coluna eruptiva e
explosividade. Modificado de Cas & Wright,1987 por T.C.Junqueira-Brod).
Quando a erupção basáltica ocorre sob lâmina d’água pouco espessa ou próximo a
aquíferos (isto é, no caso de freatomagmatismo), o vapor gerado pelo calor da erupção faz
com que o vulcanismo seja mais explosivo, modificando, assim, a estrutura vulcânica. A
maior energia deste tipo de vulcanismo gerado pela expansão do vapor d’água resulta num
processo explosivo onde o magma tende a se fragmentar em partículas finas (cinzas), ao
invés de se fragmentar sob a forma de escória. Se a massa de vapor é aproximadamente a
mesma que aquela da lava sob erupção, os fragmentos finos de basalto são distribuídos
para longe da coluna eruptiva como fluxos piroclásticos de baixa densidade. Este processo
30
produz um anel de cinza (ou tufo anelar; tuff ring) basáltica consolidada, com largura variável
entre 200 m e 3 km, altura máxima de 50 m e declividade menor que a dos cones de escória
(Figura 4.3).
Figura 4.3: Tufo anelar (tuff ring) gerado por freatomagmatismo no campo vulcânico de
Harrat
Khaybar
(200.000
anos),
oeste
da
Arábia
Saudita.
Fonte:
www.geology.sdsu.edu/how_volcanoes_work/.
Em alguns casos, a erupção freatomagmática pode ser ainda mais energética e
escavar um buraco na parte interna de uma estrutura anelar que, no entanto, distingue-se
dos tufos anelares porque é constituída dominantemente por fragmentos de rochas préconsolidades ao invés de fragmentos de lava. Estas estruturas vulcânicas são chamadas de
maars, tendo tamanhos semelhantes aos tufos anelares, mas possuindo uma superfície
interna ao anel abatida em geral ocupada por um lago. Bons exemplos de maars são
encontrados na região de Eifel, no Vale do Reno, na Alemanha. A cratera Lachersee é um
maar com 1 km de diâmetro formado há cerca de 11.000 anos nesta região, onde há cerca
de 30 outras estruturas do mesmo tipo.
Como mencionado anteriormente, tufos anelares se formam quando a relação
vapor:lava é próxima de 1. Quando há muito vapor e pouca lava (p.ex.: uma relação 10:1), a
erupção da mistura é tão úmida que as partículas de cinza se aglutinam no ar e caem
próximo à abertura (ou boca) do vulcão. A estrutura vulcânica gerada é chamada de cone de
tufo (tuff cone). Um exemplo de cone de tufo é Koko Crater, na área de Honolulu, no Havaí.
Os cones de tufo variam de 100 m a 1,5 km de diâmetro e podem ter mais de 300 m de
31
altura. As camadas são mais inclinadas que nos tufos anelares, podendo alcançar até 45º
(na parte mais proximal do anel), mas ficando, em geral, entre 10º e 30º (Figura 4.4).
Figura 4.4: Cone de tufo, com 300 m de diâmetro, formado ao longo de dois dias, em 1996,
no flanco do vulcão Taal, nas Filipinas. Fonte: http://www.hilo.hawaii.edu/.
Muito possivelmente, as lavas máficas alcalinas da fase Pós-Rifte extravasaram
através de fissuras. Lavas podem extravasar por fraturas ou falhas da crosta terrestre sem
formar estruturas cônicas ou em escudo evidentes. Esse tipo de vulcanismo é chamado
fissural, sendo dominantemente efusivo. A lava extravasada por fissuras forma derrames ou
fluxos de lava (lava flows) que tendem a se movimentar escarpa abaixo ao longo de
correntes estreitas, sem erodir substancialmente o substrato. Em geral, os fluxos são
confinados a canais criados pela solidificação das margens, sendo esses derrames
chamados de levées. A geometria de um fluxo ou derrame depende de vários fatores, tais
como a viscosidade e composição da lava, taxas eruptivas e gradiente do terreno. Lavas
basálticas, pouco viscosas, fluem rapidamente e, em geral, num canal aberto com uma
superfície incandescente. Se a parte superior do canal se solidifica parcialmente mas ainda
é instável, pedaços de rocha solidificada se misturam à lava fluida, gerando os derrames do
tipo A’a (Figura 4.5). O avanço do fluxo de lava do tipo A’a é da ordem de poucos metros
por segundo. Lavas mais viscosas, extravasadas por fissuras ou condutos, tendem a formar
derrames semelhantes ao tipo A’a, mas os pedaços de rocha solidificada são maiores, da
32
ordem de dezenas a centenas de metros. Esses são os chamados derrames em bloco
(block lava flow).
Figura 4.5: Derrame A’a de basalto alcalino do Grupo El Pungo (Cretáceo Superior), da
região de Córdoba, Argentina.
As intrusões dos episódios magmáticos da fase Pós-Rifte na Bacia de Santos
também devem ser estruturas condizentes com as características físicas de magmas
máficos alcalinos. Há diversos tipos de estruturas geradas pela intrusão de magmas.
Plútons (Figura 4.6) representam câmaras magmáticas podendo variar de poucos
quilômetros a milhares de quilômetros quadrados após exposição à superfície.
Câmaras magmáticas menores e menos profundas dão origem aos stocks, enquanto
batólitos são plútons maiores, que cobrem áreas com mais de 100 km 2 após exposição à
superfície do planeta. A geometria dos plútons é muito variável, podendo ser regular (circular
ou elíptica) a bastante irregular.
33
Stock
Vulcão
Dique
Derrame
Material
piroclástico
Neck vulcânico e
diques anelares
Soleira
Plúton
Batólito
Figura 4.6: Bloco diagrama esquemático com diferentes tipos de estruturas intrusivas,
hipabissais e vulcânicas. Modificado de: Understanding the Earth; W.H.Freeman & Co.;
2004.
As estruturas intrusivas de magmas máficos alcalinos são, em geral, hipabissais.
Intrusões hipabissais podem ter geometria tabular e dimensões muito variáveis. As intrusões
tabulares orientadas discordantemente às estruturas das rochas encaixantes são chamadas
diques, enquanto que as orientadas concordantemente às estruturas das rochas
encaixantes são chamadas soleiras (Figura 4.7). Diques podem ser desde horizontais até
inclinados e verticais, o mesmo se aplicando a soleiras. Eles também podem ser retilíneos,
curvilíneos ou interrompidos.
Muitas vezes estas estruturas tabulares estão relacionadas geneticamente a
estruturas rúpteis observadas nas rochas encaixantes próximo aos contatos (Figura 4.8).
34
Figura 4.7: Intrusão irregular de lamprófiro em ortognaisse. Dique (FC-AP-26) no Pontal do
Atalaia, Arraial do Cabo, RJ.
Figura 4.8: Intrusão retilínea de lamprófiro em granitóide. Notar a assimetria na distribuição
das juntas subparalelas à intrusão formadas na rocha encaixante. Dique (JUA-JM-08) na
região da Juatinga, SP.
35
Outros tipos comuns de estruturas relacionadas a intrusões hipabissais são lacólitos,
lopólitos e facólitos.
Lacólitos são intrusões pequenas (~10 x km 2), concordantes, rasas (2-3 km de
profundidade), subhorizontais, com convexidade no topo, o que gera uma geometria do tipo
cogumelo (Figura 4.9). A intrusão subhorizontal é alimentada por diques verticais ou
inclinados, localizados tanto na parte central da base quanto nas extremidades. A injeção de
magma força as rochas sotopostas para cima, gerando uma geometria antiformal. Se a
intrusão ocorre em estratos previamente dobrados, ela é denominada facólito, e tende a ser
menor (~ 1km2) e lenticular.
Intrusão concordante
Lacólito
Exudação e erosão
Crown Butte, EUA.
Figura 4.9: Esquemas representativos de lacólito. A exudação e posterior erosão geram,
comumente, um relevo tabular, como o encontrado em Crown Butte, Montana, nos Estados
Unidos.
Lopólitos (Figura 4.10) são intrusões rasas (3-4 km) em forma de funil (com
concavidade para cima), assimétricas e subhorizontais, que podem variar de poucas
centenas de metros (quando tendem a ser concordantes) até poucas dezenas de
quilômetros (quando tendem a ser discordantes). As intrusões maiores são formadas,
36
frequentemente, por magmas máficos e ultramáficos densos, podendo ser do tipo
acamadads (p.ex.: Skaergaard, no oeste da Groenlândia, Bushveld, na África do Sul e
Sudbury, no Canadá). A solidificação destes magmas gera rochas muito densas que, sob
contração devido ao resfriamento, promovem a subsidência (sag) das rochas sotopostas e
subjacentes.
Lopólito de pequenas dimensões
Lopólito
100 m
Lopólito de grandes dimensões
5 km
Figura 4.10: Esquemas representativos de lopólito. Aqueles de pequenas dimensões não
deformam as rochas encaixantes, enquanto que os de grandes dimensões, geralmente
densos, causam subsidência (sag).
4.2 Processos magmáticos e sistemas petrolíferos
O conceito de sistemas petrolíferos engloba um espaço tridimensional onde as
condições satisfatórias de geração, migração e acumulação coexistiram numa determinada
época (Demaison & Huizinga, 1991; Magoon & Dow, 1994). Sistemas petrolíferos são
compostos por elementos (rochas e suas estruturas) onde ocorrem processos tais como
37
geração, migração e armazenamento de hidrocarbonetos. A geração de petróleo (um termo
comumente utilizado para designar hidrocarbonetos de óleo e gás) depende da existência
de matéria orgânica que, obviamente, não pode ser encontrada em rochas magmáticas. No
entanto, o calor proveniente dos processos magmáticos também pode influenciar nos
processos de geração. Além disso, rochas magmáticas podem constituir selantes e
reservatórios importantes. As estruturas associadas às rochas magmáticas também podem
servir à migração primária e secundária em sistemas petrolíferos.
Rochas geradoras contêm (em %peso) entre 1,0% e 5% de carbono orgânico,
podendo alcançar até 20% em alguns casos. Proteínas, carbohidratos, lipídios e lignitos são
os principais componentes dos organismos. São estes componentes que serão
transformados em petróleo sob condições em que a matéria orgânica pode ser preservada.
A matéria orgânica é usualmente dividida em dois tipos. O betume é formado por
compostos solúveis em solventes orgânicos, enquanto o querogênio é formado por
compostos insolúveis. A proporção da matéria orgânica que corresponde ao querogênio é de
cerca de 85% a 90% em folhelhos, por exemplo. O querogênio é o componente orgânico
mais abundante da Terra e é constituído por proporções variadas de C, H e O, sendo
comumente classificado em quatro tipos distintos (liptinito ou tipo I, Exinito ou tipo II, Vitrinita
ou tipo III e Inertinita ou tipo IV). A quantidade (ou TOC; total organic carbon, em %peso) e
qualidade (razão entre volume de hidrocarboneto gerado e volume de rocha geradora, em
kgHC/ton) do querogênio são controladas por diversos fatores relacionados ao ambiente de
deposição da matéria orgânica. Os principais são: a taxa de deposição e soterramento, a
contribuição relativa de organismos terrestres e marinhos, o estado de oxidação do
ambiente deposicional e os graus de retrabalhamento dos sedimentos antes do
soterramento.
A maturação é a transformação de querogênio em petróleo, resultando numa
quebra das grandes moléculas de hidrocarbonetos do primeiro em moléculas menores, tanto
líquidas quanto gasosas, do petróleo. Este processo requer calor. O grau geotérmico médio
em bacias sedimentares varia entre 20ºC/km e 40ºC/km. Bacias ditas frias têm grau
geotérmico menor que 20ºC/km, como o Mar Cáspio atual (10ºC/km). Diametralmente
opostas estão as bacias quentes, como o Golfo da Tailândia (48ºC/km), o Gráben do Reno
(50º-80ºC/km) e Sumatra Central (60º-120ºC/km). As bacias sedimentares quentes estão
localizadas sobre litosfera fina em regiões onde o fluxo térmico é ditado pela proximidade do
manto sublitosférico quente.
38
A migração de hidrocarbonetos é um processo essencial à acumulação em
armadilhas. A migração é comumente dividida em duas etapas. A migração primária é a
expulsão do petróleo da rocha geradora. A migração secundária é aquela que o petróleo faz
dentro da rocha reservatório até a armadilha, em geral utilizando uma camada carreadora
(carrier bed). Alguns autores reconhecem ainda a migração terciária, que leva à dissipação e
perda do petróleo em superfície.
Não há consenso entre os geólogos do petróleo quanto aos mecanismos que
originam a migração primária, geralmente divididos em dois tipos, quais sejam: 1) por
compactação da rocha geradora e 2) por fraturamento da rocha geradora (por fatores
intrínsecos, tais como microfraturamento devido ao aumento do volume e, portanto, pressão,
do petróleo na rocha geradora; ou extrínsecos, tais como deformação, dentre outros). O
fraturamento deve ser um mecanismo necessário à migração a partir de rochas geradoras
com baixa permeabilidade (2% a 3% de porosidade e poros com raios menores que 1nm,
isto é, menores que a maioria dos componentes moleculares do petróleo).
O mecanismo de migração primária por compactação da rocha geradora implica a
movimentação do petróleo (ou mesmo querogênio) acompanhada da água (conata) expulsa
da rocha geradora. Água e petróleo devem constituir uma fase única por solução de óleo na
água, solução de gás na água, solução de querogênio na água, emulsão de óleo na água e
formação de micelas. A movimentação destas soluções e emulsões pode ocorrer por
compactação da rocha geradora ou, ainda, por difusão, convecção, movimento de água
meteórica ou perda de água durante a desidratação de argilominerais. Há também a
possibilidade de movimentação do petróleo independentemente da movimentação ou não da
água conata. Neste caso, água e petróleo têm que ser tratados como fases separadas. O
petróleo pode estar sob a forma de uma solução de óleo em gás, gás em óleo ou
exclusivamente óleo. A movimentação pode ocorrer através do querogênio ou minerais
presentes na rocha geradora. A força necessária à movimentação do petróleo como fase
única pode estar relacionada às diferenças de pressão entre a rocha geradora e a camada
carreadora, levando à capilaridade no limite geradora/carreadora. Atualmente, a maioria dos
pesquisadores aceita que o petróleo migra como uma fase separada dentro da rocha
geradora saturada em água. Água e petróleo (à exceção de metano) são pouco miscíveis e
micelas e emulsões são materiais essencialmente imóveis porque são normalmente maiores
que os poros das rochas geradoras. Finalmente, outros fatores, tais como a proporção
relativa de querogênio-retentor e querogênio-produtivo, também influenciam a migração
primária.
39
Uma vez expulso da rocha geradora por mecanismos de migração primária, o
petróleo migra até uma armadilha através de camadas carreadoras (carrier beds), dando
início à migração secundária. Ou seja, a migração primária leva, em geral, à dispersão do
petróleo na rocha reservatório, e a acumulação de petróleo (ocupação de mais de 90% dos
poros do reservatório) só se torna viável a partir da migração secundária. A migração
primária pode ocorrer em várias etapas com o preenchimento de várias armadilhas a partir
de uma mesma rocha reservatório. A rigor, a migração secundária só cessa na superfície do
planeta. Velocidades de migração do petróleo foram calculadas para diferentes tipos de
rochas, variando entre 1km a 1000km (para arenitos) e entre 0,01km a 10 km (para
calcáreos) para 1 milhão de anos.
Armadilhas são uma descrição geométrica do conjunto reservatório-selante onde o
petróleo se acumula.
Se a conformação do conjunto reservatório-selante não gerar
armadilhas capazes de acumular petróleo, a produção poderá se tornar economicamente
inviável. No entanto, processos magmáticos em margens vulcânicas rifteadas podem ser
acompanhados da formação de novas estruturas, remigração e mudanças de fases,
incrementando o potencial de formação de armadilhas. Possivelmente, as armadilhas mais
facilmente detectadas em exploração são as estruturais que, em geral, detêm grandes
volumes de petróleo. Os antiformes são as dobras armadilhadoras mais frequentes.
Antiformes com mergulhos para direções aproximadamente ortogonais formam domos ou
braquiantiformes e são eles que aprisionam o petróleo nos chamados campos gigantes. O
petróleo fica armadilhado sob a parte côncava do antiforme, sob uma selante. Já as falhas
são estruturas armadilhadoras porque colocam reservatórios em contato com selantes. Esse
tipo de armadilha estrutural é encontrado na Bacia do Recôncavo e nas bacias costeiras do
Brasil. Combinações de antiformes e falhas também geram armadilhas em campos no
Oriente Médio (Ghawar e Hassi R’; Mel) e Rússia (Samotlor). As armadilhas estruturais são
desenvolvidas por processos tectônicos (dobras e falhas), diapíricos (halocinese e vulcões
de lama), de compactação (sobre paleorelevos) e gravitacionais (roll-over). No entanto, vale
lembrar que estruturas intrusivas, tais como lacólitos, geram estruturas antiformais que
podem servir como armadilhas.
A acumulação de petróleo só ocorrerá se o sistema petrolífero for dotado de uma rocha
selante. Boas selantes têm quatro características fundamentais: baixa permeabilidade,
plasticidade (ou ductilidade), grande espessura (>50m) e área extensa (>1,0 km 2). O sal é
um selante muito eficaz porque é tanto impermeável quanto plástico. No entanto, a
interrupção do fluxo do petróleo também pode ocorrer ao longo de planos de falhas e/ou
juntas, especialmente nos casos em que se formam farinhas de falha (fault gouges)
40
associadas, algumas vezes, à pulverização de argilominerais (clay smear). Estas estruturas
são comumente associadas à intrusões hipabissais rasas, tais como diques, soleiras,
lacólitos, facólitos e lopólitos, e funcionam tanto como rotas de migração quanto selantes.
Falhas que desenvolvem material finamente pulverizado, tais como gouge, ou processos tais
como clay smear e cimentação por deposição de minerais autigênicos, tais como carbonatos
e material silicoso, ao longo dos planos de falha e contatos com rochas magmáticas
intrusivas, podem gerar selantes eficientes devido à elevada impermeabilidade. As falhas
selantes são ainda mais relevantes quando impedem o fluxo lateral do petróleo dentro das
armadilhas.
Rochas vulcânicas que resfriam rapidamente após a consolidação do magma
desenvolvem pouco ou nenhum grupos de juntas de resfriamento. Este é o caso de
derrames subaquosos, por exemplo. Em bacias sedimentares com longa história de
evolução, a alternância entre períodos de vulcanismo ativo e sedimentação pode
desenvolver
conjuntos
reservatório-selante
capazes
de
acumular
hidrocarbonetos.
Semelhantemente, rochas magmáticas com grande volume de vidro, tais como rochas
vulcânicas e hipabissais não fraturadas, podem constituir bons selantes. Em intrusões
tabulares rasas, o contato entre as rochas magmáticas e as rochas encaixantes pode
desenvolver uma margem resfriada vítrea ou criptocristalina, em geral com poucos
centímetros a poucas dezenas de centímetros de espessura. Essas margens resfriadas
podem, assim, selar os contatos com rochas reservatório. A condução térmica devido à
intrusão pode, também, cimentar rochas porosas próximo ao contato , selando potenciais
reservatórios. A alteração do vidro vulcânico gera diferentes produtos, a depender da sua
composição inicial. No entanto, na maioria dos casos se formam argilominerais que, à
semelhança do vidro, são materiais impermeáveis , conforme visto no estudo petrográfico
desenvolvido nesta monografia (Capítulo 3).
A ocorrência de reservatórios de hidrocarbonetos representados por rocha
magmáticas é do conhecimento da indústria petrolífera há muitos anos mas, em geral, estes
reservatórios são avaliados como não produtivos. No entanto, rochas magmáticas compõem
reservatórios de hidrocarbonetos comercialmente viáveis em aproximadamente trinta países
diferentes.
Como exemplo aqui Na América do Sul temos:
1. Basaltos fraturados dos campos de Linguado e Badejo, na Bacia de Campos, por
exemplo, produzem hidrocarbonetos (Nelson, 2001).
41
2. Rochas piroclásticas andesíticas constituem reservatórios importantes na Bacia de
Neuquén, na Argentina (Belotti et al., 1995).
3. Na região do rio Grande, província de Mendoza, ocorrem óleo e gás em diabásios
intrusivos em anticlinais nos blocos altos de falhas de empurrão (Schiuma, 1988).
4. Nos arredores da região vulcânica de Auca Mahuida, no nordeste da Província de
Neuquén, e nos campos de Aguada San Roque e Lomas las Yeguas, onde gás e
condensado são produzidos em diabásios fraturados do Terciário intrudidos nos
folhelhos das formações Vaca Muerta e Quintuco, onde estão as rochas geradoras
do Cretáceo (Eiras & Wanderley Filho, 2003).
A porosidade de um material, como uma rocha reservatório, por exemplo, é
fundamentalmente a relação percentual entre volume de vazios e volume total. Muitas
rochas magmáticas têm menos de 1% de porosidade, enquanto alguns arenitos podem
chegar a ter até 50%. Já a permeabilidade dos reservatórios é expressa em Darcy (D; ou
milidarcy; mD, onde 1mD=10-3D) e determina o quão fácil um fluido pode passar por um
material. A permeabilidade dos reservatórios pode variar entre 0,1 mD até 10 D. Os valores
de permeabilidade das rochas à superfície são cerca de dez vezes maiores que em
subsuperfície. Tipicamente, a porosidade de muitos reservatórios varia entre 20% e 30%,
mas em reservatórios fraturados estes valores podem chegar a 70%. Os poros variam em
dimensão (grandes ou macroporos e pequenos ou microporos) e formas (simples a
complexas). A porosidade pode ser de dois tipos: primária e secundária. A porosidade
primária se desenvolve ao longo da formação da rocha. A porosidade secundária aparece
depois que a rocha está formada. Esta última são estruturas de deformação (ou strain)
resultantes de pressão dirigida (ou stress) à qual as rochas são submetidas. Juntas (também
chamadas fraturas) são um tipo de estrutura que pode aumentar consideravelmente a
porosidade de qualquer tipo de rocha. A permeabilidade (ou seja, a conexão entre poros) em
rochas sedimentares siliciclásticas está comumente associada ao espaço intergranular. Em
rochas magmáticas e metamórficas, a permeabilidade está relacionada à presença de veios
e juntas, uma vez que o espaço intergranular tende a zero. Foliações e lineações, sejam de
fluxo ou tectônicas, também podem aumentar a permeabilidade das rochas. Em resumo,
uma rocha com alta porosidade primária mas baixa permeabilidade, como um folhelho ou
basalto, pode se tornar um bom reservatório se estiver fraturado. Do mesmo modo, rochas
pouco porosas e potencialmente permeáveis, como gnaisses, podem gerar bons
reservatórios desde que fraturadas. Isso mostra como as juntas ou fraturas são estruturas
importantes para a formação de bons reservatórios, dada a sua capacidade de incrementar
a permoporosidade das rochas. Esses reservatórios são algumas vezes chamados não
convencionais. No Brasil, são exemplos de reservatórios não convencionais os folhelhos na
42
Bacia do Recôncavo, os basaltos na Bacia de Campos e os gnaisses na Bacia SergipeAlagoas.
A porosidade primária em rochas magmáticas está diretamente relacionada às
estruturas geradas por componentes voláteis e, menos comumente, a algumas estruturas
geradas por vulcanismo explosivo.
As cavidades em rochas magmáticas podem gerar
valores de porosidade de até 50%, comparáveis a bons reservatórios siliciclásticos (Figura
4.11).
Figura 4.11: Basalto alcalino vesicular do Cretácio Superior da região de Córdoba,
Argentina.
Algumas rochas vulcânicas efusivas podem possuir até 30%vol. de xenocristais,
muitas vezes corroídos, como os descritos para o ankaramito da Bacia de Santos e, em
casos de cumulados, eles podem chegar a compor mais de 60% do volume da rocha. Isso
ocorre,
especialmente,
em
vulcões
com
câmaras
subvulcânicas
realimentadas
periodicamente, o que causa desequilíbrio cristal-líquido e corrosão nos fenocristais
formados precocemente, conforme discutido anteriormente. A corrosão de grãos forma
cavidades (semelhante à porosidade intragranular ou intracristalina de rochas siliciclásticas)
que são preenchidas por vidro vulcânico ou material criptocristalino, susceptíveis a
43
processos de alteração. Os produtos assim formados podem ser subsequentemente
lixiviados aumentando consideravelmente a porosidade destas rochas. Em alguns casos, a
porosidade pode atingir até 25%, e a conectividade entre os poros faz destas rochas
vulcânicas excelentes reservatórios, como nos casos das bacias Austral e Neuquén, na
Argentina.
As juntas podem aumentar consideravelmente a permoporosidade de rochas
magmáticas. Elas podem corresponder ao total do volume de poros da rocha ou controlar a
permeabilidade do reservatório. Esses tipos de reservatório são chamados fraturados. Vale
notar que, fraturas ou falhas preenchidas por material impermeável ou que não consigam
justapor não reservatórios e reservatórios irão causar a compartimentação dos últimos. O
resfriamento de rochas magmáticas vulcânicas e hipabissais forma grupos de juntas (joint
sets), ou seja, conjuntos cogenéticos de discontinuidades planas subparalelas. Em alguns
casos, formam-se as chamadas disjunções colunares, caracterizadas por uma arranjo muito
regular das juntas, que pode se formar tanto em derrames quanto em intrusões. Essas
juntas de resfrimento são perpendiculares aos contatos com as rochas encaixantes no caso
de intrusões tabulares rasas, tais como diques e soleiras. Diáclases também são
comumente encontradas em granitóides, formando pares de juntas aproximadamente
ortogonais. Os espaçamentos entre as juntas de resfriamento varia desde poucos
centímetros até, no máximo, poucos metros. Essas características das juntas de
resfriamento fazem com que a sua distribuição espacial seja previsível, e pode ser relevante
para a elaboração de modelos exploratórios e de produção. As falhas que acompanham ou
precedem as intrusões magmáticas também podem afetar os reservatórios. Dissolução e
dolomitização podem resultar da ação dos fluidos hidrotermais de origem magmática ou das
rochas encaixantes colocados em movimento pelo calor da intrusão. Diabásios e outras
rochas magmáticas hipabissais também podem estar associados geneticamente às fraturas
da rochas próximas.
44
CAPÍTULO 5: CONSIDERAÇÕES FINAIS
5.1: Discussões
Os resultados obtidos através do desenvolvimento desse estudo nas Formação
Piçarras (fase rifte) e Barra velha (fase pós-rifte) mostraram que o magmatismo estudado
está compreendido em camadas desde poucos metros de espessura até cerca de 30
metros, intercaladas nas rochas das formações Piçarras e, principalmente, Barra Velha.
As
rochas
magmáticas
intercaladas
na
Formação
Piçarras
distinguem-se,
basicamente daquelas intercaladas na Formação Barra Velha por estarem mais alteradas e
por possuírem características de hidrovulcanismo. Já o magmatismo associado às rochas
da Formação Barra Velha parece se tratar, predominantemente, de intrusões e,
subordinadamente, de derrames subaéreos. Estas rochas têm muito pouca quantidade de
amígdalas, denotando o caráter relativamente seco dos seus magmas formadores. Uma
característica comum tanto ao magmatismo intercalado na Formação Piçarras quanto na
Formação Barra Velha é a abundância de fenocristais de olivina (pseudomorfos) e piroxênio,
indicando a alta temperatura dos magmas.
O ambiente deposicional da Formação Piçarras é do tipo continental e caracterizado
por leques aluviais, com sedimentação de conglomerados e arenitos imaturos,
associadamente à sequências lacustrinas. Processos magmáticos relacionados a este tipo
de ambiente deposicional estão ocorrendo, atualmente, no Sistema de Riftes da África
Oriental. Nesta parte da África, há inúmeros vulcões que expelem lavas predominantemente
alcalinas, desde moderadamente alcalinas até fortemente insaturadas (basanitos-traquitosfonolitos), adjacente aos grandes lagos e aos leques aluviais decorrentes do clima árido a
semi-árido do vale de rifte. Este local deve ser, portanto, um excelente análogo ao ambiente
vulcanossedimentar prevalecente durante o Barremiano da Fase Rifte da Bacia de Santos.
O magmatismo da África Oriental é tipicamente bimodal, com formação de lavas e intrusões
máficas, principalmente basaltos alcalinos e basanitos, e de lavas félsicas, principalmente
traquitos e fonolitos, com ausência dos termos intermediários (traquiandesitos, fonotefritos e
tefrifonolitos, por exemplo). Ambientes onde vulcanismo e lagos estão tão próximos,
também propiciam a ocorrência de processos hidrovulcânicos, como parece ter sido o caso
das rochas vulcânicas intercaladas à Formação Piçarras que têm texturas e estruturas que
indicam vulcanismo subaquoso.
45
O ambiente deposicional da Formação Barra Velha é do tipo transicional lagunar, ou
seja, caracterizado por lagoas hipersalinas onde a atividade microbiana resulta na
deposição de estromatólitos e calcáreos microbiais. Diferentemente do magmatismo
associado ao ambiente deposicional da Formação Piçarras, o magmatismo da Fase PósRifte, de acordo com os dados petrográficos obtidos nesta monografia foi sub-aéreo. Por
outro lado, semelhantemente ao magmatismo Pré-Aptiano Barremiano da Fase Rifte, o da
Fase Pós-Rifte é essencialmente máfico (basaltos, basanitos e ankaramitos) alcalino. O
ankaramito intercalado ao topo da Formação Barra Velha foi caracterizado como um
derrame com clara evidência para fluxo dada pela lineação de seus minerais
constituintes.Isso indica a contemporaneidade desse vulcanismo com os processos
deposicionais que geraram as rochas sedimentares da Formação Barra Velha. No entanto,
apesar da dificuldade em distinguir estruturas intrusivas e extrusivas quando se trata de
amostras de poço, há texturas (p.ex.: volume de vidro intersticial) que indicam a maior
possibilidade das rochas magmáticas intercaladas à Formação Barra Velha serem
intrusivas.
Muito possivelmente, as lavas máficas alcalinas da fase Pós-Rifte extravasaram
através de fissuras. Como visto no Capítulo 4, o vulcanismo fissural é predominantemente
efusivo. Quando a parte superior do derrame se solidifica parcialmente mas ainda é instável,
pedaços de rocha solidificada se misturam à lava fluida, gerando os derrames do tipo A’a,
que podem formar camadas muito porosas e permeáveis.
As estruturas intrusivas mais expressivas da fase Pós-Rifte da Bacia de Santos
devem ser as tabulares, em especial, soleiras. No entanto, não deve ser descartada a
possibilidade de se formarem, também, lacólitos, facólitos e lopólitos. Esses tipos de
estruturas podem ser identificadas em perfis sísmicos e isso já tem sido objeto de estudo na
sequência magmática Pós-Aptiana na própria Bacia de Santos (Oureiro, 2006). Já os
plútons, que representam as câmaras magmáticas, devem estar situados abaixo da
sequência sedimentar, tendo como rochas encaixantes o embasamento Neoproterozoico
que aflora na área continental adjacente à bacia.
Pelo exposto, fica claro que há diferenças importantes entre os ambientes
magmáticos que podem ter sido formados na fase Rifte e na fase Pós-Rifte da Bacia de
Santos. As lavas e magmas gerados interagiram distintamente com os ambientes
deposicionais que formaram as rochas das formações Piçarras e Barra Velha.
46
5.2: Conclusões
Dois sistemas petrolíferos foram identificados na Bacia de Santos, sendo eles:
Guaratíba – Guarujá e Itajaí-Açu – Ilhabela. Aqui será dada ênfase ao sistema petrolífero
Guaratiba porque é aquele relacionado à formação de geradoras e reservatórios do Pré-Sal
e que, assim, está mais diretamente relacionado ao magmatismo Pré-Aptiano abordado
nesta monografia. A carta de eventos deste sistema petrolífero é apresentado na Tabela 5.1.
Tabela 5.1: Carta de eventos do sistema petrolífero, configuração Pré-Sal, da Bacia de
Santos (Chang et al., 2008; Papaterra, 2010).
As rochas geradoras são os folhelhos lacustrinos das formações Itapema e Piçarras
do Grupo Guaratiba, enquanto que os reservatórios são as coquinas da Formação Itapena,
os microbiolitos da Formação Barra Velha e, menos frequentemente, as siliciclásticas da
Formação Piçarras e o basalto fraturado da Formação Camboriú. O sal da Formação Ariri
constitui a principal selante do Pré-Sal da Bacia de Santos.
As descrições petrográficas apresentadas no Capítulo 3 desta monografia
mostraram a existência de texturas de desequílíbrio entre cristais e líquidos, como, por
exemplo, fenocristais corroídos e zonamento composicional. Texturas de desequilíbrio são
formadas, comumente, onde há processos complexos de câmara magmática, tais como
mistura magmática e realimentação por pulsos de magmas mais primitivos. As texturas de
desequilíbrio do ankaramito intercalado às rochas da Formação Barra Velha podem ser
indicativas de realimentação de câmaras magmáticas, o que aponta para a existência de
uma fonte geradora de magmas anomala e continuamente aquecida abaixo da crosta. O
calor das fontes geradoras dos magmas pode ser conduzido à crosta e, com isso, elevar o
gradiente térmico numa amplitude que pode abranger toda a bacia sedimentar. Por isso, é
possível que ao tempo da deposição da Formação Barra Velha, a bacia sedimentar
estivesse sob tais condições, com gradientes geotérmicos acima de 25⁰C/km. Isso poderia
ter alguma influência na cozinha de geração do sistema petrolífero do Pré-Sal, localizada na
47
Formação Piçarras subjacente, por exemplo, fazendo com que a maturação da matéria
orgânica se iniciasse antes do Cenomaniano (Tabela 5.1).
A intrusão de magmas se aproveita ou cria estruturas nas rochas encaixantes. Juntas
são desenvolvidas subparalelamente aos contatos de intrusões tabulares regulares, tais
como diques e soleiras. O aparecimento de juntas em rochas geradoras impermeáveis pode
facilitar a migração primária. No caso da Bacia de Santos, a migração teve início no
Cenomaniano por estruturas que podem estar associadas à reativação daquelas formadas
durante o magmatismo Barremiano ou mesmo do Hauteriviano na bacia. Além disso, a
energia térmica de magmas também pode acionar a movimentação de fluidos e,
transformada em energia cinética, pode promover a migração de hidrocarbonetos.
Rochas magmáticas densas, tais como os basaltos (3,0 g/cm3) intercalados às
geradoras da Formação Piçarras, na Bacia de Santos, podem incrementar a pressão e gerar
uma força natural para a migração do petróleo. Por outro lado, grandes volumes de basaltos
intercalados a rochas sedimentares pode gerar pressões de até 1,00 psi/ft (overburden),
requerendo cuidados nas etapas de perfuração.
Vulcões cônicos, que parecem ter prevalecido no ambiente deposicional das rochas
da Formação Piçarras, encontram-se comumente agrupados em ambiente continental e são
caracteristicamente monogenéticos (isto é, produtos de um único episódio eruptivo, que
pode durar desde umas poucas horas até poucos anos). Por isso, os efeitos termais sobre
as rochas adjacentes devem ser pouco expressivos. Os basaltos e diabásios coletados
neste mesmo poço podem representar o vulcanismo e processos intrusivos hipabissais
associados provindos de diferentes cones monogenéticos de um mesmo grupo. Esses
magmas podem ter gerado efeitos térmicos mais energéticos sobre as rochas encaixantes,
resultando em processos hidrotermais sob temperaturas acima de 250ºC (com base na
composição mineral rica em olivina e piroxênio das rochas estudadas). É possível que o
hidrovulcanismo da fase Rifte tenha envolvido a percolação de fluidos, como denota o
grande volume de carbonato associado aos tufos palagoníticos da bacia. Isto pode ter tido
um efeito sobre a porosidade das rochas siliciclásticas da Formação Piçarras que formam
alguns dos reservatórios da bacia. Se o hidrotermalismo estiver associado aos cones
propriamente ditos, a porosidade poderia ter sido mantida elevada nos seus flancos. As
regiões mais propensas a gerar reservatórios, devido a maior porosidade, são, portanto,
aquelas nas partes mais distais do cone. Como a atividade vulcânica foi freatomagmática e
algo explosiva, pode-se esperar tremores de pequena intensidade (em torno de 1 a 2 na
Escala Richter) associados ao vulcanismo. Esses tremores são potencialmente capazes de
48
desestabilizar os depósitos de talus dos flancos dos cones que, agrupados, podem controlar
a geometria dos depósitos epiclásticos formados posteriormente aos episódios vulcânicos.
Finalmente, falhas normais e lístricas podem ser esperadas na base das estruturas cônicas
devido à subsidência da cratera nos estágios iniciais de formação do cone. Estas estruturas
podem ser importantes tanto na migração quanto no trapeamento de hidrocarbonetos.
As principais armadilhas reconhecidas na Bacia de Santos estão relacionadas a altos
estruturais do embasamento. De acordo com o estudo desta monografia, o magmatismo da
fase Pós-Rifte da Bacia de Santos no poço estudado foi predominantemente intrusivo e,
prevalecendo o padrão em outras partes da bacia, as intrusões poderiam gerar armadilhas
diferentes daquelas já reconhecidas em Santos. Estas armadilhas poderiam estar
associadas às estruturas intrusivas ou correlatas, tais como antiformes acima de lacólitos,
dentre outras possíveis.
Lavas máficas, como os basanitos, ankaramitos e basaltos alcalinos, por exemplo,
são normalmente destituídas de componentes voláteis ou possuem um percentual muito
pequeno dos mesmo. As rochas magmáticas intercaladas às geradoras e reservatórios da
Bacia de Santos não são exceção e, assim, têm um pequeno volume de estruturas
primárias, tais como vesículas ou amígdalas, por exemplo (Capítulo 3). Mas derrames que
geram as lavas em bloco, como descrito no ambiente magmático relacionado à Formação
Barra Velha, podem apresentar blocos de grandes dimensões, fraturados (devido ao
resfriamento) e, algumas vezes, também vesiculados. Derrames de lavas basálticas do tipo
A’a também podem gerar um conjunto de rochas bastante fraturado (Figura 5.1). Nos casos
em que processos subsolidus envolvendo fluidos não preenchem as fraturas, derrames
deste tipo podem gerar um material bastante poroso e permeável, podendo vir a constituir
bons reservatórios.
A fragmentação do Gondwana no Cretáceo Inferior, que levou à formação das bacias
de rifte, foi um processo que envolveu vulcanismo basáltico fissural em larga escala em
ambiente continental. A evolução do rifte gerou condições para a instalação de mares rasos
onde se desenvolveram depósitos carbonáticos que viriam a constituir os reservatórios do
Pré-Sal na Bacia de Santos. O intemperismo de vastas áreas do embasamento basáltico
deve ter gerado materiais secundários argilosos que podem ter sido levados até os sítios de
deposição carbonática em mares rasos, com um aporte considerável de magnésio e outros
elementos no sistema deposicional. A influência deste fator sobre a diagênese dos calcáreos
microbiais que constituem os reservatórios do Pré-sal ainda é pouco conhecida. Além disso,
processos magmáticos concomitantes à formação destes reservatórios podem ter
49
influenciado o regime térmico da bacia, promovendo a ação de fluidos hidrotermais
potencialmente capazes de afetar a permoporosidade daqueles reservatórios.
a
Figura 5.1: Derrame A’a de basalto alcalino do Grupo El Pungo (Cretáceo Superior), da
região de Córdoba, Argentina. Notar as dimensões centimétricas dos blocos deste tipo de
derrame.
Pelo exposto, pode-se afirmar que a interação entre processos magmáticos e de
sedimentação na evolução das bacias de rifte do Brasil, antes da deposição do sal, faz parte
de um estudo complexo e ainda pouco desenvolvido. Trata-se, portanto, de um grande
desafio para as novas gerações de geólogos e geólogas exploracionistas do setor de óleo e
gás no Brasil.
50
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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ANEXO I: Perfil composto do poço estudado.
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