2012 laura memembro gomo

8/17/2019 2012 Laura Memembro Gomo

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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIAINSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

CURSO DE GEOLOGIA

LAURA SILVEIRA DE OLIVEIRA

ESTUDOS DE FRATURAS E DIAGÊNESE EM FOLHELHOSPRODUTORES DE HIDROCARBONETOS DO MEMBRO

GOMO DA FORMAÇÃO CANDEIAS, BACIA DO

RECÔNCAVO: CORRELAÇÃO TIPOS DE FRATURAS XEVOLUÇÃO DIAGENÉTICA

Salvador2012


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LAURA SILVEIRA DE OLIVEIRA

ESTUDOS DE FRATURAS E DIAGÊNESE EM FOLHELHOSPRODUTORES DE HIDROCARBONETOS DO MEMBRO

GOMO DA FORMAÇÃO CANDEIAS, BACIA DORECÔNCAVO: CORRELAÇÃO TIPOS DE FRATURAS X

EVOLUÇÃO DIAGENÉTICA

Monografia apresentada ao Curso de Geologia,Instituto de Geociências, Universidade Federal daBahia, como requisito parcial para obtenção do graude Bacharel em Geologia.

Orientador: Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite

Salvador2012


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A minha nova família.


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AGRADECIMENTOS

Antes de tudo, agradeço a Deus que me fez ter consciência de alma e, desde então,

tudo passou a ter um significado especial.

A minha mãe, Léa, uma mulher forte e vibrante a qual me orgulho muito, por sua

dedicação diária, em todos os detalhes, e por sempre estar ao meu lado. A meu pai (in

memorian), Miguel, por ter me mostrado todo seu amor e carinho, os quais ficaram selados

em mim, definitivamente. A titio Renê, por ter sempre muita confiança em mim e por fazer o

possível para me proporcionar conforto e segurança. A minha irmã, Lili, que além de ter sido

minha segunda mãe, também se dedicou a ser minha melhor amiga. Também agradeço aos

meus primos-irmãos que tanto amo: Yuri, Larissa e Bruno.

A Kau, Binha e Liu, por terem me tratado desde sempre como membro da família.Vocês são muito especiais.

A Alexandre, meu “namorido”, pela grande ajuda na confecção do trabalho e por

absolutamente tudo que é para mim. Só tenho a agradecer por essa atmosfera de dedicação e

amor que respiro todos os dias.

A Malu, minha pequena. Não sei o que seria de mim sem esse reboliço na minha

barriga e no meu coração. Te amo!

A Petrobras e todos de lá que me mostraram que amizade e boa vontade são virtudes

de quem é feliz: Iara, Aline, Ioná, Lene, Márcio, João Batista, Argemiro, Flávio, PauloMilhomem, Rodrigo, Edson Gomes, Paulinho, Forbrig, Edson Cosme, Iguatemi, Adilson,

Soninha e Jô. Nesse time também entra meu orientador Carlson Leite, que me pressionou,

brigou comigo, mas me mostrou que é um grande geólogo, educador e tem um coração

enorme.

Aos professores e funcionários do IGEO: Osmário, Hailton, Olívia, Simone, Ângela,

Tânia, Johildo, Roberto Rosa, Michel, André, Augusto Minervino, Flávio, Haroldo Sá, Ruy,

Mércia e Gil. De formas diferentes, vocês me ensinaram muito.

A ANP, principalmente através do professor Cícero Paixão, que tenho grandeadmiração e que sempre está disposto a ajudar e compartilhar seus conhecimentos.

Aos amigos que tive o prazer de conviver ao longo do curso: Rebeca, Luana, Gleice,

André, Adriana, Nati, Priscila, Amanda, Ednie, Mateus Aragão, Mateus Ceará, Thiago Reis,

Leide, Muriel e Lucas Gontijo. Dentre estes também agradeço ao meu amigo Dino (José

Torres) por nunca desistir da nossa amizade. Por fim, agradeço a todos que passaram por mim

nessa jornada geológica.


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“Emancipate yourselves from mentalslavery, none but ourselves can freeour minds.” (Bob Marley)


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RESUMO

Este trabalho resulta de análises macro e microscópicas dos folhelhos fraturados do

Membro Gomo - Formação Candeias, Bacia do Recôncavo. A seção estudada compreende

aproximadamente 350m de testemunhos, dos quais foram confeccionadas 19 lâminas

delgadas. Corresponde a uma zona de produção caracterizada por reservatórios não

convencionais da Formação Candeias, no campo homônimo. Foram enfocadas as feições

sedimentológicas e estruturais e a evolução diagenética dos minerais visando relacioná-las aos

diferentes tipos de fraturas. Desta forma, a monografia objetiva possibilitar uma indicação de

intervalos de interesse para produção nesses reservatórios do Membro Gomo, no que se refere

a espaços porosos significativos.

Os minerais eodiagenéticos identificados são esmectita, pirita e cimento calcítico. Namesodiagênese se formaram fosfato, ilita-esmectita, barita, ilita, dolomita e quartzo, além da

calcita que continuou cimentando a rocha. As fraturas também são diagnósticas dessa fase.

Foram identificados dois principais tipos de fraturas: as fraturas abertas mineralizadas (veios e

fraturas parcialmente mineralizadas), que cortam todo o arcabouço; e as abertas não

mineralizadas, tardias, que truncam as demais fraturas. As fraturas abertas mineralizadas são

preenchidas por calcita e barita fibrosas que, localmente, podem apresentar substituição por

dolomita ou calcita blocosa.

Observou-se também que as fraturas abertas e parcialmente mineralizadas são as maisfavoráveis à acumulação de fluidos, pois os minerais formados criam condições de retenção

desses fluidos nas paredes de seus cristais, além de representarem importantes espaços

porosos. Sua maior população foi então relacionada ao intervalo mesodiagenético profundo,

quando a dolomitização do cimento promoveu uma maior rigidez da rocha e propagação de

novas fraturas abertas.

Palavras-chave: Membro Gomo, Campo de Candeias, fraturas, diagênese, reservatórios

fraturados.


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ABSTRACT

This monograph results of macro and microscopic analysis in fractured shales from

Gomo Member – Candeias Formation, Recôncavo Basin. The study section comprises about

350m of core samples and 19 thin sections. It corresponds to a production zone characterized

by unconventional reservoirs of Candeias Formation, in homonym field. The study focused

the sedimentologic and structural features and the diagenetic evolution of the minerals in

order to relate different kinds of joints. Thus, this study aims possible indication of interesting

intervals to production in these reservoirs, relative to significative pore spaces.

The eodiagenetic minerals are smectite, iron oxide (pyrite) and calcitic cement. The

mesodiagenetic minerals are phosphate, illite-smectite, barite, illite, dolomite and quartz. In

this phase, calcite was also formed cementing the rock. The joints are also diagnostic of thisphase. Two kinds of joints can be identified: (i) mineralized joints (veins and partially

mineralized joints), that cut all diagenetic framework; and (ii) open joints, without

mineralization, that cut the mineralized ones. The mineralized joints are filled by fibrous

calcite and barite that, locally, can be replaced by dolomite and blocky calcite.

It was observed that the partially mineralized joints of the studied sample core are

more favorable to accumulation of fluids, because the minerals can retain these fluids among

the crystal walls and they are important pore spaces. Their largest population was related to

deep mesodiagenetic interval, when the cement dolomitization promoted more toughness ofthe shale and consequently the propagation of new joints.

Key words: Gomo Member, Candeias Field, joints, diagenesis, fractured reservoirs.


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LISTA DE FIGURAS

Figura 1 – Localização do Campo de Candeias .................................................................... 14

Figura 2 – Mapa de localização da Bacia do Recôncavo ....................................................... 17

Figura 3 – Principais limites da Bacia do Recôncavo ........................................................... 18

Figura 4 – Seção ao longo da porção sul da Bacia do Recôncavo ......................................... 19

Figura 5 – Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo ......................................................... 20

Figura 6 – Paleogeografia pré-rifte da Bacia do Recôncavo .................................................. 23

Figura 7 – Paleogeografia da fase rifte da Bacia do Recôncavo ..................... ....................... 24

Figura 8 – Paleogeografia durante a deposição da Formação Taquipe .................................. 26

Figura 9 – Arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo ...................................................... 28

Figura 10 – Modelos de acumulação e migração de petróleo na Bacia do Recôncavo ........... 30Figura 11 - Carta com timing dos elementos e processos do sistema petrolífero ................... 30

Figura 12 – Formação Candeias no campo homônimo com as respectivas divisões . ............ 32

Figura 13 – Deposição do Membro Gomo em duas etapas ................................................... 35

Figura 14 – Arcabouço estrutural do Campo de Candeias .............................. ....................... 37

Figura 15 – Seção do Campo de Candeias ............................................................................ 38

Figura 16 – (a) As três componentes de uma deformação .............................. ....................... 40

Figura 17 – Bloco diagrama mostrando a ocorrência de juntas ............................................. 41

Figura 18 – Alguns dos vários tipos de sistema de juntas ..................................................... 42Figura 19 – Sistemas de juntas relacionados aos eixos de uma dobra .................................... 43

Figura 20 – Formação de juntas ........................................................................................... 44

Figura 21 – Arranjos de veios (a) planares e (b) em stockwork ............................................. 45

Figura 22 – Tipos de preenchimento de veios (a) blocosos e (b) fibrosos.............................. 46

Figura 23 – Bloco diagrama de uma falha normal ................................................................ 48

Figura 24 – Blocos diagrama mostrando os diferentes tipo de falha ...................................... 49

Figura 25 – Formação de fibras ao longo da falha ................................................................ 50

Figura 26 – As principais mudanças microestruturais em sedimentos argilosos .................... 52Figura 27 – Diagrama de Pressão x Temperatura.................................................................. 55

Figura 28 – Esquema mostrando a conexão entre os estágios da diagênese ........................... 56

Figura 29 – Diagramas de Folk mostrando as duas principais classificações texturais .......... 85


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LISTA DE FOTOS

Foto 1 – Folhelho com laminações cinza escuras carbonosas ............................................... 65

Foto 2 – Deformação em folhelho com aspecto diamictítico................................................. 66

Foto 3 – Folhelho cinza oliva intercalado com folhelho cinza escuro.................................... 66

Foto 4 – Detalhe de fragmentos fosfatizados de ossos. ......................................................... 66

Foto 5 – Diferentes apresentações do conteúdo carbonático dos folhelhos ............................ 67

Foto 6 – Concreção dolomítica apresentando fraturas radiais e veios de calcita .................... 67

Foto 7 – Detalhe de um slickenside apresentando estrias (slickenlines). ............................... 68

Foto 8 – Fratura inferior (slickenside) apresentando mineralizações de calcita. ..................... 69

Foto 9 – Slickenside apresentando manchas de óleo ............................................................. 70

Foto 10 – Concreções dolomíticas concentrando veios de calcita ......................................... 71Foto 11 – Fratura superior com preenchimento drusiforme de calcita ................................... 71

Foto 12 – Fraturas superiores preenchidas por calcita fibrosa. .............................................. 72

Foto 13 – Fraturas superiores preenchidas por cristais bem formados de quartzo e calcita .... 72

Foto 14 – Face de uma fratura drusiforme manchada por óleo .............................................. 73

Foto 15 – Falhas mostrando movimento aparente destral ...................................................... 74

Foto 16 – Arranjos sistemático e não-sistemático conjugados............................................... 74

Foto 17 – Fratura superior sem preenchimento ..................................................................... 75


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LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS

Fotomicrografia 1 – Grãos detríticos de quartzo em meio a matriz argilosa e carbonática ..... 76

Fotomicrografia 2 – Pirita mostrando hábito brotrioidal em dois momentos ......................... 77

Fotomicrografia 3 – Argilominerais residuais, com predominância de ilita ........................... 78

Fotomicrografia 4 – Fraturas preenchidas por calcita fibrosa ................................................ 78

Fotomicrografia 5 – Fragmentos ósseos fosfatizados sendo substituídos por barita ............... 79

Fotomicrografia 6 – Calcita blocosa substituindo calcita fibrosa e barita .............................. 79

Fotomicrografia 7 – Dolomita substituindo calcita fibrosa, argilominerais e quartzo ............ 81

Fotomicrografia 8 - Concreções dolomíticas ........................................................................ 82

Fotomicrografia 9 – Fratura subvertical................................................................................ 82

Fotomicrografia 10 – Matéria orgânica (querogênio) ............................................................ 83Fotomicrografia 11 – Concentração de fraturas preenchidas por calcita ................................ 85

Fotomicrografia 12 – Fraturas abertas sem preenchimento ................................................... 86


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LISTA DE TABELAS

Tabela 1 – Alguns dos principais constituintes dos folhelhos................................................ 53

Tabela 2 – Algumas características de reações diagenéticas de argilominerais . .................... 62

Tabela 3 – Porcentagem dos constituintes minerais das lâminas .................... ....................... 84

Tabela 4 – Relação entre os constituintes diagenéticos da matriz e suas respectivas fases. .... 90

Tabela 5 - Relação entre os principais processos que envolvem as fraturas e seus respectivos

intervalos ............................................................................................................................. 92


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SUMÁRIO

CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO....................................................................................... 14

1.1 OBJETIVOS ........................................................................................................... 15

1.2 JUSTIFICATIVAS ................................................................................................. 15

CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL ...................................................................... 17

2.1. ESTRATIGRAFIA .................................................................................................... 19

2.1.1 Embasamento ..................................................................................................... 19

2.1.2 Supersequência Paleozóica ................................................................................ 22

2.1.3 Supersequência Pré-Rifte ................................................................................... 22

2.1.4 Supersequência Rifte .......................................................................................... 24

2.1.5 Supersequência Pós-Rifte ................................................................................... 26

2.2 ARCABOUÇO ESTRUTURAL ................................................................................. 27

2.3 SISTEMA PETROLÍFERO ........................................................................................ 28

CAPÍTULO 3 – GEOLOGIA E PRODUÇÃO DO CAMPO DE CANDEIAS ................ 31

3.1 EVOLUÇÃO GEOLÓGICA DA FORMAÇÃO CANDEIAS NO CAMPO

HOMÔNIMO ................................................................................................................... 34

3.2 ARCABOUÇO ESTRUTURAL E FRATURAS DO CAMPO DE CANDEIAS ......... 34

CAPÍTULO 4 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA .......................................................... 39

4.1 ESTRUTURAS RÚPTEIS .......................................................................................... 39

4.1.1 Juntas ou Fraturas de Tração ............................................................................ 41

4.1.2 Veios .................................................................................................................... 45

4.1.3 Falhas .................................................................................................................. 46

4.2 PETROLOGIA DE FOLHELHOS ............................................................................. 50

4.2.1 Diagênese ............................................................................................................ 54

4.2.1.1 Eodiagênese ................................................................................................... 55

4.2.1.2 Mesodiagênese .............................................................................................. 57

4.2.1.3 Telodiagênese ................................................................................................ 61

CAPÍTULO 5 – FUNDAMENTAÇÃO METODOLÓGICA ........................................... 63

5.1 PESQUISA BIBLIOGRÁFICA .................................................................................. 63

5.2 MATERIAIS E MÉTODOS DE ESTUDO ................................................................. 63

5.3 REDAÇÃO DA MONOGRAFIA ............................................................................... 64

CAPÍTULO 6 – DESCRIÇÃO MACROSCÓPICA DOS FOLHELHOS DO MEMBRO

GOMO ................................................................................................................................ 65


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6.1 CARACTERIZAÇÃO DE FRATURAS ..................................................................... 68

CAPÍTULO 7 – PETROGRAFIA E DIAGÊNESE DOS FOLHELHOS DO MEMBRO

GOMO ................................................................................................................................ 76

7.1 COMPOSIÇÃO .......................................................................................................... 76

7.2 COMPOSIÇÃO MODAL ........................................................................................... 83

7.3 TEXTURA ................................................................................................................. 84

7.4 MICROFRATURAS .................................................................................................. 85

7.5 DIAGÊNESE ............................................................................................................. 87

CAPÍTULO 8 – TIPOS DE FRATURAS X EVOLUÇÃO DIAGENÉTICA .................. 91

CAPÍTULO 9 – CONCLUSÃO ......................................................................................... 93

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS .............................................................................. 94

ANEXO I ............................................................................................................................ 97


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CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO

A Formação Candeias foi depositada em ambiente lacustre profundo, compreendendo

o início da sequência rifte da Bacia do Recôncavo. Esta bacia corresponde a um ramo

abortado do sistema de riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá derivado da abertura do Oceano

Atlântico Sul, durante a fragmentação do Supercontinente Gondwana. A Formação Candeias

é subdividida nos membros Tauá (inferior) e Gomo (superior).

O Campo de Candeias localiza-se no extremo sul da Bacia do Recôncavo, a 35km de

Salvador (Figura 1) e foi descoberto em 1941, quando foi perfurado o primeiro poço

economicamente viável do Brasil. Seus principais reservatórios são os arenitos turbidíticos,

além dos arenitos muito finos, siltitos e folhelhos fraturados do Membro Gomo.

Figura 1 – Localização do Campo de Candeias (CAMÕES &DESTRO, 1996).


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No Campo de Candeias, o Membro Gomo, além de gerador, é produtor de

hidrocarbonetos através de folhelhos fraturados. Essa zona fraturada é denominada 3ª zona de

produção da Formação Candeias e caracteriza-se por um reservatório não convencional, ou

seja, que não apresenta características petrofísicas capazes de garantir que o hidrocarboneto

acumulado seja produzido por processos simples de recuperação. A zona produtora por

folhelhos fraturados foi descoberta em 1958 quando produziu em média 610m3 de petróleo

por dia.

Os testemunhos estudados correspondem à 3ª zona de produção do Campo de

Candeias, provenientes de um poço situado no bloco baixo da Falha de Candeias. Foram

descritos aproximadamente 350m destas amostras e dezenove (19) lâminas delgadas para

estudos macroscópicos e microscópicos das fraturas e da diagênese da rocha. As relações que

envolvem o fraturamento e a diagênese têm grande importância na produção dehidrocarbonetos, visto que representam mais uma alternativa para identificação de possíveis

seções produtoras em reservatórios fraturados.

1.1 OBJETIVOS

Este trabalho tem como objetivo principal a correlação entre os tipos de fraturas e a

evolução diagenética dos folhelhos do Membro Gomo, no Campo de Candeias. Para alcançar

o objetivo principal foi necessário o estudo das fraturas ao longo da seção testemunhada,levando em consideração os aspectos sedimentológicos da rocha, tais como composição e

feições deposicionais, além dos aspectos estruturais, como a caracterização dos tipos de

fraturas, seus preenchimentos e relações de truncamento. Também foi fundamental o estudo

petrográfico que possibilitou relacionar os componentes diagenéticos às respectivas etapas de

formação para, finalmente, elaborar um histórico associando a evolução diagenética aos

diferentes tipos de fraturas.

1.2 JUSTIFICATIVAS

O estudo das fraturas em reservatórios fraturados, como é o caso do Membro Gomo, é

essencial, visto que sua produção se dá através de determinados tipos dessas feições as quais

representam espaços porosos que servem de reservatórios de hidrocarbonetos, em meio a

rocha de baixa permeabilidade intergranular. Além disso, os folhelhos do Membro Gomo


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também são geradores de hidrocarbonetos na região do Campo de Candeias, ou seja, eles são

rochas geradoras, reservatórios e selantes ao mesmo tempo, compreendendo um sistema

petrolífero em uma única unidade rochosa.

Da possibilidade de correlacionar os tipos de fraturas à evolução diagenética provém

novas informações, importantes para produção e prospecção de petróleo, pois podem indicar

intervalos mais interessantes no que diz respeito à porosidade, como seções com maior

intensidade de fraturamento e a localização dos tipos de fraturas mais favoráveis à condução

e/ou acumulação de fluidos.


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CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL

A Bacia do Recôncavo está localizada no Estado da Bahia, no NE brasileiro, e

compreende uma área aproximada de 11.500 km² (Figura 2). É limitada a norte e a nordestepelo Alto de Aporá; a sul pelo Sistema de Falhas da Barra; a oeste pela Falha de Maragojipe;

e a leste pelo Sistema de Falhas de Salvador (Figura 3).

Figura 2 – Mapa de localização da Bacia do Recôncavo (SILVA, 2006).


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Figura 3 – Principais limites da Bacia do Recôncavo (SANTOS, 2005).

De acordo com Magnavita et al. (2005), a Bacia do Recôncavo é parte do sistema deriftes intracontinental, abortado, denominado de Recôncavo-Tucano-Jatobá. Sua origem está

relacionada ao estiramento crustal que provocou a fragmentação do Supercontinente

Gondwana, entre o Mesojurássico e o Eocretáceo, promovendo a abertura do Oceano

Atlântico Sul. Segundo Milhomem et al. (2003), os esforços distensionais que atuaram no

embasamento pré-cambriano resultaram em um semi-graben orientado segundo NE-SW

(Figura 4), condicionado pelo Sistema de Falhas de Salvador, formando a arquitetura básica


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da bacia. As sequências sedimentares que preenchem a bacia correspondem a depósitos

acumulados durante o processo extensional juro-cretáceo. O mergulho regional das camadas

para sudeste, em direção ao depocentro, localizado ao lado da falha de borda (Falha de

Salvador), é condicionado por falhamentos normais planares com direção N30ºE (SILVA et

al., 2007).

Figura 4 – Seção ao longo da porção sul da Bacia do Recôncavo (MAGNATIVA et al., 2005).

2.1. ESTRATIGRAFIA

A Bacia do Recôncavo está depositada predominantemente sobre ortognaisses,

anfibolitos, tonalitos/trondhjemitos, granodioritos e granitos, constituintes do Cráton do São

Francisco (ALMEIDA, 1977). Sua sedimentação está associada aos estágios de evolução dafase sinéclise intracratônica e da fase rifte continental abortado, correspondentes às

supersequências, que são: (i) supersequência paleozóica, relacionada basicamente a

sedimentação marinha rasa; (ii) supersequência pré-rifte, mesozóica, constituída por depósitos

flúvio-eólicos e lacustres rasos; (iii) supersequência rifte, mesozoica, composta por depósitos

lacustres profundos, deltaicos, fan-deltas e fluviais; e (iv) supersequência pós-rifte,

mesozoica, relacionada a depósitos de ambientes de leques aluviais, plataforma rasa e fluviais,

além de registros menos expressivos do Neógeno (Figura 5).

2.1.1 Embasamento

De acordo com Silva et al. (2007), o embasamento da Bacia do Recôncavo é composto

por gnaisses arqueanos-paleoproterozoicos correspondentes ao Bloco Serrinha, a oeste e

norte; pelo cinturão granulítico Itabuna-Salvador-Curaçá, a oeste e sudoeste; e pelo cinturão


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granulítico-anfibolítico Salvador-Esplanada, a leste-nordeste; além de rochas

metassedimentares neoproterozoicas do Grupo Estância, a norte.

Figura 5 – Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo (SILVA et al., 2007).


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Segundo Barbosa et al. (2003), o Bloco Serrinha é composto por ortognaisses

graníticos-granodioríticos e tonalíticos migmatizados arqueanos, além de sequências

vulcanossedimentares paleoproterozóicas (Greenstone Belts do Rio Itapicuru e do Capim)

equilibradas na fácies xisto-verde e intrudidos por corpos graníticos paleoproterozóicos.

Datações em xenocristais de zircão a 3,6Ga nos ortognaisses indicam que o plutonismo de

3,2-2,8Ga se consolidou em crosta mais antiga (RIOS, 2002 apud BARBOSA & SABATÉ,

2003).

O Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá consiste de tonalitos/trondhjemitos, com idades

arqueanas, em torno de 2,6Ga e paleoproterozóica de 2,1Ga (BARBOSA & PEUCAT, 2003

apud BARBOSA & SABATÉ, 2003); subordinadamente por charnockitos, de

aproximadamente 2,6Ga; monzodioritos com idades em torno de 2,4Ga; faixas de rochas

supracrustais (quartzitos com granada, gnaisses alumino-magnesianos com safirina, grafititose formações manganesíferas); além de gabros/basaltos de fundo oceânico e/ou bacias back-

arc de fonte mantélica (TEIXEIRA, 1997 apud BARBOSA & SABATÉ, 2003). Neste

cinturão o metamorfismo é predominante na fácies granulito (BARBOSA et al., 2005).

Segundo Barbosa et al. (2005), o Cinturão Salvador-Esplanada compreende uma faixa

alongada aproximadamente N45º composta por rochas granulíticas e anfibolíticas cortadas

por enxames de diques máficos (MESTRINHO et al., 1988; MORAES BRITO, 1992;

CORRÊA-GOMES, 1992; CORRÊA-GOMES et al., 1996 apud BARBOSA et al., 2005) e

corpos granitóides (CELINO & CONCEIÇÃO, 1983; CELINO et al., 1984 apud BARBOSAet al., 2005). Na região de Salvador ocorrem predominantemente rochas na fácies granulito

(FUJIMORI & ALLARD, 1966; FUJIMORI, 1968, 1988; TANNER DE OLIVEIRA, 1970;

JESUS, 1978; TANNER DE OLIVEIRA & CONCEIÇÃO, 1982 apud BARBOSA et al.,

2005), enquanto que em Esplanada, Oliveira Júnior (1990 apud Barbosa & Dominguez 1996),

identificou granodioritos, granitos, gnaisses de composição diorito/granodiorito/granítica e

anfibolitos de composição grabróica que foram submetidos a um grau de metamorfismo da

fácies anfibolito alto a granulito, com um evento posterior de retrometamorfismo à fácies

anfibolito médio a baixo, nas partes pouco deformadas, e xisto verde, nas partes intensamentedeformadas.

Segundo Santos et al. (1998), o Grupo Estância está localizado no domínio meridional

da Faixa de Dobramentos Sergipana. É composto por rochas sedimentares

anquimetamórficas, predominantemente psamíticas, depositadas em não-conformidade sobre

rochas gnáissicas do embasamento, da borda nordeste do Cráton do São Francisco. De acordo


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com Silva et al (2007), essas rochas sedimentares estão agrupadas em três formações: Juetê,

Acauã e Lagarto, da base para o topo, respectivamente.

2.1.2 Supersequência Paleozóica

As rochas sedimentares paleozoicas, depositadas em paleoclima árido, em contexto de

bacia intracratônica, são representadas pelos membros Pedrão e Cazumba, da Formação

Afligidos (Figura 5) (SILVA et al., 2007). As associações faciológicas que caracterizam estas

unidades testemunham uma tendência geral regressiva, com transição de uma sedimentação

marinha rasa marginal a bacias evaporíticas isoladas em ambientes de sabkha continental e

lacustres (AGUIAR E MATO, 1990 apud SILVA et al., 2007).

O Membro Pedrão é caracterizado por arenitos com feições de retrabalhamento poronda, evaporitos, principalmente anidrita (SILVA et al., 2007), e laminitos algais, depositados

em contexto marinho raso (AGUIAR E MATO, 1990 apud MILHOMEM et al., 2003). No

Membro Cazumba, predominam pelitos e lamitos vermelhos lacustres, com nódulos de

anidrita na base da seção.

Dados palinológicos atribuem uma idade permiana ao Membro Pedrão, permitindo

correlacioná-lo às formações Pedra de Fogo (Bacia do Parnaíba), Aracaré (Bacia de Sergipe-

Alagoas) e Santa Brígida, Membro Ingá (Sub-bacia do Tucano Norte) (SILVA et al., 2007). A

idade do Membro Cazumba não é determinada devido à pobreza do conteúdo fossilíferoregistrado. Para Aguiar e Mato (1990) apud Silva et al. (2007), há uma possibilidade de

extensão dessa unidade ao Triássico, também a partir de dados palinológicos. Porém, ainda

segundo esses autores, o contato com o Membro Boipeba (Formação Aliança) é discordante

em parte do Recôncavo e transicional no sudoeste da bacia, sendo assim um problema seu

posicionamento cronoestratigráfico.

2.1.3 Supersequência Pré-Rifte

Esses depósitos estão relacionados ao estágio inicial de flexura crustal, devido a

esforços distensionais que originaram o sistema de riftes do Eocretáceo. A sedimentação pré-

rifte é representada por ciclos fluvio-eólicos agrupados, da base para o topo, no Membro

Boipeba da Formação Aliança, e nas Formações Sergi e Água Grande (Figura 5). Estas

sequências fluvio-eólicas estão intercaladas na base por sistema lacustre raso (Membro


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Capianga da Formação Aliança) e no topo por lacustre raso a intermediário que caracterizam

a Formação Itaparica (MILHOMEM et al., 2003) (Figura 6).

A sucessão pré-rifte se estende temporalmente do Tithoniano ao Eoberriasiano,

abrangendo rochas dos andares Dom João e Rio da Serra Inferior. O Andar Dom João

consiste em depósitos aluviais do Grupo Brotas, representados por folhelhos avermelhados

e/ou arenitos da Formação Aliança, sotopostos a arenitos fluviais e eólicos da Formação

Sergi. A área fonte dessa sequência estava localizada a sudoeste da atual Bacia do Recôncavo

(MAGNATIVA et al., 2005).

Sobrepostos concordantemente à Formação Sergi e sotopostos em discordância à

Formação Água Grande (CAIXETA et al., 1994), localizam-se depósitos fluviais e lacustres

da Formação Itaparica, que corresponde a unidade basal do Grupo Santo Amaro. Essa

formação é sucedida discordantemente por arenitos fluviais e eólicos da Formação ÁguaGrande, cuja área fonte estava localizada a noroeste e norte da Bacia do Recôncavo

(MAGNATIVA et al., 2005).

Figura 6 – Paleogeografia pré-rifte da Bacia do Recôncavo (MEDEIROS E PONTE, 1981 apudMAGNATIVA et al., 2005).

Segundo Silva et al. (2007), parte do registro das formações Aliança e Sergi (Andar

Dom João) tem sido relacionada ao Neojurássico. As formações Itaparica e Água Grande

(Andar Rio da Serra inferior) são de idade Eocretácea (Eoberriasiano), segundo análises

micropaleontológicas (SILVA et al., 2007).


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2.1.4 Supersequência Rifte

Os limites entre os estágios pré-rifte e rifte são muito discutidos entre diversos autores.

Assim como Silva et al. (2007), neste trabalho será adotada a interpretação proposta porCaixeta et al. (1994) que relaciona o início do rifteamento à transgressão regional que

sobrepõe os pelitos lacustres do Membro Tauá à fácies eólicas presentes no topo da Formação

Água Grande (Figura 5). Segundo esses autores, a transgressão regional estaria relacionada a

um clima mais úmido e a um incremento nas taxas de subsidência, com distensão da crosta

sob atividade tectônica moderada. Desta forma, considera-se o posicionamento desse limite na

base do Membro Tauá.

Para Milhomem et al. (2003), na fase rifte (Figura 5) supõe-se que a sucessão

estratigráfica identificada na Bacia do Recôncavo tenha sido caracterizada por um estágioinicial de lago profundo, progressivamente assoreado em estágios mais tardios (Figura 7). Os

folhelhos, carbonatos e arenitos turbidíticos do Membro Gomo da Formação Candeias

correspondem a fase inicial de incremento batimétrico, de idade Mesorrio da Serra. Na fase

rifte implantou-se o arcabouço estrutural da bacia, do qual se arquitetaram áreas plataformais

pouco subsidentes, relativamente estáveis, e depocentros com elevadas taxas de subsidência

(ARAGÃO, 1994 apud SILVA et al., 2007). Ao longo de todo o Andar Rio da Serra,

oscilações do nível do lago relacionadas a variações climáticas podem ter resultado na

exposição e erosão destas áreas plataformais (MILHOMEM et al., 2003).

Figura 7 – Paleogeografia da fase rifte da Bacia do Recôncavo (MEDEIROS EPONTE, 1981 apud MAGNATIVA et al., 2005).


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A Formação Salvador (Figura 5) é composta por arenitos grossos e conglomerados

com seixos de granulito, migmatito e de rochas metassedimentares (MAGNAVITA et al.,

2005) e é derivada da atuação do Sistema de Falhas de Salvador durante toda a fase rifte

(Milhomem et al., 2003). O Membro Sesmaria corresponde a arenitos das fácies distais da

Formação Salvador (BARROSO, 1984 apud CAIXETA et al., 1994).

Com a atenuação da atividade tectônica, houve um progressivo assoreamento dos

depocentros, reduzindo os gradientes deposicionais. Desta forma, paleobatimetrias

remanescentes relativamente elevadas formaram a Formação Maracangalha devido a

acomodação de grandes volumes de depósitos vinculados a fluxos gravitacionais (SILVA et

al., 2007). A Formação Maracangalha é composta por folhelhos, onde ocorrem lentes de

arenito fino, maciço (Membro Pitanga) e lentes de arenito fino a médio, fluidizado, com

estratificações plano-paralelas e cruzadas tangenciais (Membro Caruaçu) (CAIXETA et al., 1994). Estes depósitos estão relacionados à ressedimentação das fácies deltaicas que, num

evento posterior, progradariam ao longo da bacia originando a Formação Marfim, sob

condições de relativa quiescência tectônica (MILHOMEM et al., 2003).

A fisiografia da bacia assumiu uma geometria de rampa caracterizando o Andar Aratu.

Desta forma, se definiu um contexto tectônico com baixa taxa de subsidência e baixo

gradiente deposicional. Sob tais condições, o registro estratigráfico desenvolveu-se como uma

sucessão cíclica de fácies deltaicas e sequências pelíticas/carbonáticas lacustres, que deram

origem à Formação Pojuca (MILHOMEM et al., 2003).Durante o Mesoaratu, uma queda no nível de base, tectonicamente induzida por

reativação de falhas regionais, originou o Cânion de Taquipe na porção oeste das bacias do

Tucano Sul e Recôncavo (BUENO, 1987 apud MAGNATIVA et al. 2005). A Formação

Taquipe, que preencheu o cânion homônimo, é composta por folhelhos, siltitos, arenitos e,

subordinadamente, conglomerados, margas e grainstones ostracodais, depositados por fluxos

de detritos e correntes de turbidez (MILHOMEM et al., 2003) (Figura 8). Nesta época ainda

prevaleciam sistemas deltaicos da Formação Pojuca.


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Figura 8 – Paleogeografia durante a deposição da Formação Taquipe (FIGUEIREDO et al.,2004 apud MAGNATIVA et al., 2005)

Aos depósitos deltaicos sucederam os arenitos fluviais da Formação São Sebastião,

Grupo Massacará (Figura 5), que progradaram de NNW para SSE a partir da Bacia do Tucano

(GAMA JR., 1970 apud MAGNAVITA et al., 2005), marcando o fim do assoreamento da

Bacia do Recôncavo. Durante o Jiquiá, o rifte esteve submetido a um novo ciclo tectônico,

com a criação e reativação de falhamentos, permitindo a preservação de espessas seções

fluviais. Isso ocorreu segundo maiores taxas de subsidência que foram compensadas por altas

taxas de aporte sedimentar, resultando numa sucessão estratigráfica agradacional (SILVA et

al., 2007).

2.1.5 Supersequência Pós-Rifte

A Formação Marizal (Figura 5) tem sua deposição relacionada a sistemas aluviais

desenvolvidos no contexto de uma subsidência termal, pós-rifte. Isso é explicado através do

contraste entre a sub-horizontalidade de seus estratos e a estruturação dos depósitos

sotopostos. É composta por arenitos grossos, conglomerados, folhelhos e calcários de idade

Neo-alagoas (SILVA et al., 2007).

O Neógeno é representado pela Formação Sabiá e pelo Grupo Barreiras. No

Mesomioceno houve uma transgressão marinha que depositou folhelhos e calcários ricos em


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foraminíferos da Formação Sabiá na porção leste da Bacia do Recôncavo. Sobrepostos a essa

formação, arenitos do Grupo Barreiras ocorrem em boa parte da porção sul da bacia e em

grande extensão na costa brasileira (MAGNATIVA et al., 2005).

2.2 ARCABOUÇO ESTRUTURAL

O arcabouço estrutural geral da bacia compreende um semi-gráben, com mergulho

regional das camadas para SE em direção ao depocentro, que se situa junto à falha de borda

(Falha de Salvador). Essa arquitetura é compartimentada, ao longo de seu eixo principal, em

blocos falhados de direção NNE-SSW e seccionados por zonas de transferência NW-SE

(SANTOS et al., 1990). Esses falhamentos são normais, sintéticos e antitéticos em relação à

falha de borda, com elevados mergulhos e direção preferencial em torno de N30ºE. A margemflexural do semi-gráben é limitada por monoclinais falhadas ou por rampas discordantes sobre

o embasamento (MAGNATIVA et al., 2005). O sistema de falhas de direção NE permite

dividir a bacia em áreas que foram relativamente estáveis e áreas que tiveram maiores taxas

de subsidência. Estas últimas configuram os grandes baixos regionais (Figura 9).

Outro sistema de falhas importante tem direção preferencial N140ºW e seus principais

representantes são as zonas de falha de Mata-Catu (N140º) e de Itanagra-Araçás (N150º), que

são as zonas de transferência/acomodamento (Santos et al., 1990). Zonas de transferência são

compostas por falhas de transferência (falhas transcorrentes) ou falhas de alívio queacomodam diferenças de deformação e estilos estruturais ao longo da direção de um sistema

extensional (LISTER et al., 1986; MILANI & DAVISON, 1988; BOSWORTH, 1995;

SALAH & ALSHARHAN, 1996; McCLAY & KHALIL, 1998 apud DESTRO et al. 2003b).

A Zona de Falha de Mata-Catu controla o principal trend de petróleo da bacia

(MAGNATIVA et al., 2005) (Figura 9). Desta forma, estas zonas dividem a bacia em três

compartimentos: Nordeste, Central e Sul.

Cada um desses compartimentos apresenta peculiaridades, que se destacam por:

subsidência do Baixo de Camaçari, que se estendeu desde o Andar Rio da Serra até o AndarJiquiá, no Compartimento Sul; atenuação da taxa de subsidência do Baixo de Miranga, desde

o final do Andar Rio da Serra até o final da evolução da bacia, além do desenvolvimento do

Baixo de Alagoinhas no Compartimento Central; o baixo ângulo (30º) da Falha de Pedras que

difere dos demais falhamentos do Recôncavo, no Compartimento Nordeste (Figura 9)

(SANTOS et al., 1990).


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Figura 9 – Arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo (DESTRO et al., 2003a).

2.3 SISTEMA PETROLÍFERO

O principal sistema petrolífero da Bacia do Recôncavo é o Candeias-Sergi. As rochas

geradoras são de origem lacustre pertencentes aos Membros Tauá e Gomo da Formação

Candeias, enquanto que as rochas reservatório são predominantemente as sequências flúvio-


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eólicas neo-jurássicas da Formação Sergi. Existem outras rochas secundárias que apresentam

influência significativa como reservatórios na produção de petróleo (óleo/gás), tais como:

arenitos eólicos do Membro Boipeba (Formação Aliança) e da Formação Água Grande;

arenitos ressedimentados do Caruaçu e Pitanga (Formação Maracangalha); folhelhos

fraturados do Membro Gomo; e arenitos deltaicos das formações Marfim, Pojuca e Taquipe

(SILVA, 2006).

Segundo Aragão et al. (1998) apud Neumann et al. (2008), os folhelhos lacustres, que

constituem os principais geradores da Bacia do Recôncavo, podem ser divididos em duas

sequências: (i) inferior, correspondente ao Membro Tauá da Formação Candeias,

compreendido entre o topo da Formação Água Grande e o Marco Elétrico 60 (superfície de

máxima inundação da bacia); (ii) e a superior, correspondente ao Membro Gomo.

As zonas maturas ocorrem nos baixos de Camaçari (o mais profundo depocentro dabacia) e de Miranga. O teor de carbono orgânico total médio (COT) varia entre 2,0%

e o potencial gerador de hidrocarbonetos (S2) alcança valores de até 16kgHC/t de rocha. As

espessuras de folhelho com COT>1% são observadas em áreas mais rasas, adjacentes aos

depocentros. A distribuição do Índice de Hidrogênio (IH) mostra matéria orgânica mais rica

em hidrogênio (acima de 500mgHC/g COT), mais apropriada para geração de matéria

orgânica Tipo I. O Membro Tauá, na borda flexural da bacia, apresenta-se pobre em matéria

orgânica e não alcança a janela de geração. Este último mostra baixa resistividade em perfil

elétrico. Na sequência superior, as médias dos valores dos parâmetros geoquímicos sãosemelhantes aos da sequência inferior. A janela de geração ocorre nos depocentros e o pico de

geração (1.500m a 3.000m, aproximadamente) foi alcançado no Baixo de Camaçari (maior

que 3.000m). A profundidade da janela de geração varia entre 800 a 2.400m.

As acumulações e migrações de petróleo na Bacia do Recôncavo são agrupadas em

três modelos: (a) horsts e grábens, que faz com que os reservatórios desse sistema, quando

situados em blocos altos, fiquem em contato lateral com os folhelhos geradores, ocorrendo

uma migração direta (Figura 10 a), (b) trapas estratigráficas ou mistas, principalmente em

reservatórios das formações Marfim e Candeias que, conectados diretamente aos folhelhosgeradores, promovem migrações em pequenas distâncias (Figura 10 b) e (c) rollovers

derivados de falhamentos lístricos na seção rifte, ao nível dos reservatórios deltaicos das

Formações Pojuca e Marfim, com migração vertical ao longo de falhas regionais (Figura 10

c). Com relação aos selos, os mesmos provêm dos folhelhos que capeiam os reservatórios

(SILVA, 2006).


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Silva (2006) elaborou uma carta que sumariza o timing dos elementos e processos

inerentes ao sistema petrolífero, limitando-os ao final do Jurássico até o Cretáceo Superior

(Figura 11). Para Aragão et al. (1998) apud Neumann et al. (2008), o timing de geração e

expulsão de hidrocarbonetos ocorreu entre 122 e 118Ma.

Figura 10 – Modelos de acumulação e migração de petróleo na Bacia do Recôncavo (Modificado deSANTOS et al., 1990).

Figura 11- Carta com sumário do timing dos elementos e processos do sistema petrolífero por Silva

(2006).


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CAPÍTULO 3 – GEOLOGIA E PRODUÇÃO DO CAMPO DE CANDEIAS

O Campo de Candeias localiza-se a 35km a NNW de Salvador, no extremo sul da

Bacia do Recôncavo (Figura 1). Ele foi descoberto em 1941, quando o primeiro poço foiperfurado e sua produção se iniciou em arenitos turbidíticos correspondentes a 1ª zona de

produção do Membro Gomo da Formação Candeias. O conceito de zoneamento de produção

está relacionado à continuidade hidráulica entre os corpos reservatórios, no qual as zonas são

separadas por marcos estratigráficos em uma determinada seção produtora de

hidrocarbonetos. Se sequenciais, essas zonas compreendem compartimentos determinados do

topo para base da seção, assim como é realizada a perfuração dos poços de petróleo. Desta

forma, foram descobertas a 2ª e 3ª zonas, também em arenitos turbidíticos e, posteriormente,

em 1958, a 4ª zona de produção, que diferentemente das demais, produz exclusivamenteatravés de folhelhos fraturados. O trapeamento nessas zonas é essencialmente estratigráfico.

Em 1968, cerca de 80% da produção do Campo era proveniente da 3ª zona e a 1ª e 2ª

já estavam esgotadas. Neste ano, a produção chegava a 8.000 barris de óleo por dia,

provenientes de 40 poços. A produção máxima foi atingida em 1959, quando o Campo de

Candeias chegou a produzir 18.000 barris por dia (VIEIRA, 1968). Até o ano de 1996, haviam

sido perfurados 218 poços e sua produção alcançava 610m³ de óleo por dia (CAMÕES &

DESTRO, 1996). E até o ano de 1997, o campo já havia produzido um volume de óleo de

2,216 milhões de m³. Neste mesmo ano constatou-se uma reserva provada desenvolvida de1,313 milhões de m³ e uma reserva em desenvolvimento de 0,419 milhões de m³ (MARTINS

et al., 1997).

A seção estratigráfica do Campo de Candeias é constituída pelas Formações Aliança,

Sergi, Itaparica, Água Grande, Candeias, Maracangalha, São Sebastião e Barreiras, além do

Grupo Ilhas.

Vieira (1964) dividiu a Formação Candeias em três unidades informais, as quais

denominou “membros” Inferior, Médio e Superior (Figura 12). Ainda segundo este autor, o

membro Inferior é constituído essencialmente por duas principais litofácies descritas, do topo

para base, como: arenito, branco, friável a duro, fino a médio, com grãos sub a bem

arredondados, mal selecionado, com porosidade baixa a boa; e por folhelho esverdeado

escuro, duro, parcialmente fossilífero e com fraturas aciculares (splintery), que são

rompimentos na forma de agulhas ou fibras finas. Essa descrição hoje é compatível com as

Formações Água Grande e Itaparica, respectivamente.


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O antigo membro Candeias Médio, hoje correspondente a toda Formação Candeias,

caracteriza-se por folhelho cinza esverdeado escuro a negro, duro a muito duro, muito

calcífero, fossilífero (raros ostracóides, restos de matéria orgânica), às vezes gradando para

carbonato ou com intercalações finas de carbonato. Nessa unidade ainda encontram-se lentes

de arenito, cinza esbranquiçado a castanho amarelado escuro, duro a friável, com

granulometria muito fina a média, bem selecionado, calcífero, com porosidade baixa a regular

e permeabilidade dependentes da cimentação calcífera. São, geralmente, saturados em óleo e

com frequentes intercalações de folhelhos e carbonatos. Podem ocorrer também lentes de

conglomerados intraformacionais e siltitos. Essa seção também é descrita como de alta

resistividade, determinada pelas características descritas, além da presença de fraturas com

óleo (VIEIRA, 1964).

Figura 12 – Seção da Formação Candeias no campo homônimo com asrespectivas divisões de Vieira (1964) e compartimentação atual.

O antigo membro Candeias Superior é composto por folhelhos esverdeados a

castanhos, podendo apresentar laminações ou feições mosqueadas, moles a duros, fossilíferos,

calcíferos, por vezes sílticos a carbonosos ou splinteries. Podem apresentar também


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intercalações com carbonatos e arenitos (VIEIRA, 1964). Essa seção corresponde hoje a

Formação Maracangalha.

Atualmente, admite-se que a Formação Candeias é uma seção predominantemente

argilosa interposta entre os arenitos Água Grande e os clásticos do Grupo Ilhas. Ela é

composta por dois membros, Tauá e Gomo. O primeiro se caracteriza por folhelho escuro,

físsil, com partição acicular, enquanto que o Membro Gomo, correspondente à seção

estudada, é formado por folhelho cinza esverdeado, laminado, com delgadas camadas de

calcário e arenito fino cinza claro (Caixeta et al. 1994).

Em debate no Seminário sobre o Campo de Candeias, em Martins (1968),

argumentou-se a falta de contato óleo/água na 3ª e 4ª zonas. Sugeriu-se que, ao produzir

fluidos desse reservatório (4ª zona), este esvaziaria, promovendo uma descida de óleo por

gravidade da 3ª para a 4ª zona, revelando uma conexão entre as zonas.De acordo com Sarzenski et al. (1984), o declínio de pressão nos poços que atingem a

3ª e 4ª zonas e a constatação dos folhelhos fraturados serem produtores apenas nas áreas

cobertas pelos turbiditos do Membro Gomo, fundamentam a idéia de comunicação entre elas.

Segundo Camões & Destro (1996), as fraturas não estão restritas à 4ª zona de

produção, elas também cortam a terceira zona. Desta forma, esses autores consideraram

inadequado o uso do termo “quarta zona de produção” para representar os folhelhos

eventualmente fraturados, localizados estratigraficamente abaixo dos arenitos turbidíticos da

terceira zona. Sendo assim, interpretaram o sistema de fraturas abaixo da terceira zona comosimples condutos por onde descem por segregação gravitacional os hidrocarbonetos mais

pesados, posicionados em situação estrutural mais elevada. Então, devido às interpretações

aqui abordadas, provenientes dos relatórios adquiridos na faixa de tempo descrita, a terceira e

quarta zonas serão agrupadas neste trabalho, sendo tratadas apenas como uma terceira zona,

que corresponde à seção testemunhada analisada.

Sarzenski et al. (1984), caracteriza a 3ª zona (antigas 3ª e 4ª zonas) de produção da

Formação Candeias como composta predominantemente por folhelhos calcíferos a muito

calcíferos, cinza-médios, com estratificação original deformada no estado plástico a semi-plástico. A antiga quarta zona foi descoberta em 1958 e até o ano de 1984 já haviam sido

perfurados 110 poços que a penetraram. Os poços que produzem através de fraturas no

folhalho localizam-se nos Campos de Candeias e Cexis.


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Figura 13 – Deposição do Membro Gomo em duas etapas: (a) deposição de turbiditos distais e(b) deposição de turbiditos proximais, concomitante a formação de falhas lístricas (Modificadode SARZENSKI et al., 1984).

O Sistema Central de Falhas Antitéticas é um conjunto de falhas de direções NE/SW e

com mergulho NW (Figura 14). Pode ter atuado como obstáculo à passagem dos turbiditos

provenientes do bloco alto da Falha de Candeias, fazendo com que as acumulações se

limitassem ao Gráben Central.

O Gráben de Ilha de Maré constitui uma depressão alongada da direção NE/SW, com

mergulho dominante para NW (Figura 14). Na seção pré-rifte, os principais falhamentoscorrespondem aos sistemas NE-SW e NW-SE, enquanto que na seção rifte, as principais

falhas são lístricas e contemporâneas a sedimentação (CAMÕES & DESTRO, 1996).

De acordo com Martins (1968), as quatro zonas produtoras da Formação Candeias

configuram-se em degraus de NW para SE, sendo a 1ª zona a mais rasa, a NW, e a 3ª (antigas

quarta e terceira zonas) a mais profunda (Figura 15). Vieira (1964) e Martins (1968)

descrevem a 1ª zona como um anticlinal dômico de eixo N13˚E, muito falhado; a 2ª como um


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sinclinal de eixo N40˚E; e a 3ª zona como um sinclinal de eixo N40˚E. Segundo Souza &

Pádua (1968), essas zonas desenvolvem-se paralelamente à Falha de Candeias.

Segundo Sarzenski et al. (1984), as fraturas da terceira zona (antigas quarta e terceira

zonas), foram classificadas em três categorias, com base na sua extensão e abertura:

• Fraturas inferiores: slickensides, microfraturas e fraturas totalmente mineralizadas;

• Fraturas médias: curtas e descontínuas, com abertura de 2mm, aproximadamente, ou

menor;

• Fraturas superiores: geralmente extensas ou mesmo curtas mostrando boa

continuidade nos testemunhos. Podem ser abertas ou parcialmente abertas, com

abertura variando entre 2 e 5mm, aproximadamente.

As fraturas médias e superiores parcialmente abertas podem estar preenchidas por

calcita e/ou barita e quartzo. Essas fraturas têm significado real para a produção, porquerepresentam condutos permeáveis, possibilitando a drenagem de óleo/gás (SARZENSKI et

al., 1984).

Ainda segundo esse autor, as fraturas abertas médias e superiores da terceira zona

(antigas quarta e terceira zonas) têm essencialmente duas origens: hidráulica e tectônica. A

origem hidráulica é sustentada nas seguintes indicações: (1) os aspectos das fraturas (verticais

e sem rejeito ao longo do plano); (2) diagênese dos folhelhos em ambiente deposicional de

talude, com rápida sedimentação e sob processos gravitacionais de massa propiciando a

formação de pressões de poro anomalamente altas; (3) bacia sedimentar sujeita a extensão,com falhas normais, falhas lístricas e reativações de falhas mais antigas. Esse autor valida a

teoria na qual a origem das fraturas hidráulicas está relacionada a pressões anormalmente

altas, originadas da rápida deposição e/ou transformações diagenéticas dos folhelhos. A sua

direção é perpendicular à direção do menor esforço de confinamento prevalecente. A outra

origem das fraturas relaciona-se a tectônica extensional, nos Andares Buracica-Jiquiá, quando

os sedimentos em questão já estavam relativamente compactados, permitindo às fraturas

permanecerem abertas para receber as mineralizações e promoverem a migração de óleo.


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Figura 14 – Arcabouço estrutural do Campo de Candeias, mostrando a Falha deCandeias, a direção principal do Sistema de Falhas Antitéticas e os Grabéns deCandeias-Cexis e de Ilha de Maré (Modificado de CAMÕES & DESTRO, 1996).


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Figura 15 – Seção do Campo de Candeias mostrando a estruturação em degraus das zonas de produçãodo Membro Gomo (Modificado de CAMÕES & DESTRO, 1996).


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CAPÍTULO 4 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA

A base teórica deste trabalho envolveu o estudo bibliográfico das estruturas rúpteis

macroscópicas que ocorrem nos testemunhos descritos, além dos aspectos microscópicos,

como diagênese dos argilominerais, carbonatos, fosfato e sílica. Sendo assim, é importante

explicar os conceitos básicos de determinadas feições e os processos associados, a fim de

alcançar uma compreensão do produto final do trabalho, voltado ao Membro Gomo da

Formação Candeias, no campo de produção homônimo.

4.1 ESTRUTURAS RÚPTEIS

Segundo van der Pluijm & Marshak (2003), uma estrutura geológica é uma feiçãogeométrica numa rocha, na qual o molde, a forma e distribuição podem ser descritos. Essas

estruturas podem ser agrupadas segundo várias classificações, tais como: significado

geológico (primárias, tectônicas, formadas por pressão de fluidos, etc.); tempo de formação;

mecanismo de deformação (fraturamento, deslizamento friccional, plasticidade, etc.);

coesividade durante a deformação (rúptil, dúctil e rúptil-dúctil); significado da deformação

(compressional, extensional, strike-slip), entre outras.

O termo “stress”, ou tensão, representado pelo símbolo σ (sigma), é definido como a

força aplicada por unidade de área. Também se pode considerar a tensão como a intensidadeda força ou ainda a medida de sua concentração. O termo “deformation” refere-se a mudanças

na forma, posição ou orientação de um corpo, resultado de uma tensão diferencial (estado em

que a tensão não é igual em todas as direções). Ou seja, significa a completa transformação da

geometria do corpo, do início ao fim. A deformação consiste em três componentes: (1)

rotação, (2) translação e (3) distorção (strain), o qual corresponde a uma mudança de forma

do corpo (Figura 16). É importante distinguir o conceito das palavras strain e deformation, em

inglês, pois elas têm a mesma tradução para o português – deformação (VAN DER PLUIJM

& MARSHAK, 2003).Segundo Zerfass & Chemale Jr. (2011), um corpo sob tensão sofre cisalhamento, o

qual pode ser de dois tipos. No cisalhamento puro, o corpo é submetido à tração ou

compressão em um único sentido. No cisalhamento simples, o corpo passa por um

deslocamento lateral em dois sentidos diferentes. Ainda segundo esses autores, a deformação

pode ser elástica, quando o corpo volta à sua forma original, ou plástica, quando o corpo

mantém a deformação, mesmo com o arrefecimento da tensão. Se as tensões forem elevadas a


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um valor crítico (σc), os corpos passam de um comportamento elástico para um

comportamento plástico.

Figura 16 – (a) As três componentes de uma deformação: b) distorção ( strain), (c) rotação e (d)translação (VAN DER PLUIJM & MARSHAK, 2003).

A deformação rúptil é comum na parte superior da crosta, onde a temperatura e a

pressão são relativamente baixas, e ocorre como consequência de fraturamento e deslizamento

friccional. Aqui serão abordadas as estruturas básicas formadas por esse tipo de deformação,

são elas: juntas (fraturas de tração), veios e falhas.


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4.1.1 Juntas ou Fraturas de Tração

Juntas são fraturas naturais, geradas sem cisalhamento, nas quais a deformação atua no

sentido de afastamento das paredes (Zerfass & Chemale Jr., 2011). Elas também sãoconhecidas como fraturas de tração ou cracks. Essa estrutura também é definida como uma

superfície descontínua.

Geometria

Juntas sistemáticas são famílias de juntas, as quais todas são paralelas ou subparalelas

entre si e tem relativamente o mesmo espaçamento. Juntas não-sistemáticas têm uma

distribuição espacial irregular, não são paralelas e tendem a não serem planas. Ambas podemser encontradas na mesma rocha, inclusive ligadas entre si (Figura 17) (VAN DER PLUIJM

& MARSHAK, 2003).

Figura 17 – Bloco diagrama mostrando a ocorrência de juntas sistemáticas e não-sistemáticas em um

corpo rochoso (VAN DER PLUIJM & MARSHAK, 2003).

De acordo com van der Pluijm & Marshak (2003), um conjunto de juntas é um grupo

de juntas sistemáticas. Dois ou mais conjuntos, ligados por um ângulo diedro, forma um

sistema de juntas. Se esse ângulo for aproximadamente 90º, o sistema é do tipo ortogonal e

quando menor que 90º (30º a 60º), o sistema é dito conjugado (Figura 18). Em rochas

sedimentares, as juntas costumam ser perpendiculares ao acamamento e sistemas ortogonais

são comuns. Se estiverem dobradas, essas rochas podem desenvolver tanto sistemas


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ortogonais como sistemas conjugados. Em sistemas ortogonais podem existir dois tipos de

juntas: strike-parallel, que se desenvolvem aproximadamente paralelas à charneira da dobra; e

cross-strike, que tendem a formar um alto ângulo (~60º a 90º) com a atitude do acamamento

(Figura 19). Em sistemas conjugados, geralmente ocorrem dois conjuntos de juntas cross-

strike, que formam uma bissetriz aguda entre si (Figura 19).

Figura 18 – Alguns dos vários tipos de sistema de juntas (VANDER PLUIJM & MARSHAK, 2003).


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Figura 19 – Sistemas de juntas relacionados aos eixos de uma dobra (VAN DER PLUIJM &

MARSHAK, 2003).

Origem

As juntas se formam quando a tensão excede a força de coesão da rocha e fraturas de

Griffith começam a propagar-se. As fraturas de Griffith são microfraturas ou falhas pré-

existentes, que incluem fraturas em escala de grãos, poros e limites de grãos. A partir da teoria

mecânica de fraturamento elástico linear, assume-se que a forma e a orientação de uma

pequena fratura irá se propagar igualmente, formando uma fratura maior (VAN DER PLUIJM

& MARSHAK, 2003).

Uma forma de desenvolver essas fraturas em bacias sedimentares continentais se dá

pelo soerguimento e exposição de uma rocha, anteriormente localizada em subsuperfície. Esse

afloramento provoca uma mudança na tensão impressa na rocha devido a três fatores:

resfriamento, efeito de Poisson e efeito membrana. O efeito de Poisson é um fenômeno no

qual uma rocha que é submetida a um encurtamento elástico em uma direção sofre

estiramento na direção perpendicular. A rocha, que antes estava confinada em subsuperfície,

ao se expôr, expande-se verticalmente e, devido ao efeito de Poison, ela contrai

horizontalmente. A força impressa na rocha com seu soerguimento promove também um

estiramento, onde o raio da curvatura aumenta, criando uma tensão nas camadas, chamada

efeito membrana. Esses fatores individualmente ou conjugados, superam a força de coesão da

rocha originando as juntas (VAN DER PLUIJM & MARSHAK, 2003).

Outro importante mecanismo de formação dessas fraturas é o fraturamento hidráulico

natural. Este se desenvolve devido ao aumento da pressão do poro (pressão exercida por um


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fluido dentro do poro da rocha), que excede a pressão hidrostática. Com isso, a pressão do

fluido é maior que a coesão no interior da rocha, desenvolvendo uma tensão nas pontas das

fraturas pré-existentes orientadas perpendicularmente ao vetor de máxima deformação da

rocha, o que é suficiente para sua propagação.

As juntas são comumente associadas a falhamentos. Algumas fraturas regionais se

desenvolvem em uma rocha encaixante devido ao campo de tensão responsável por formar

falhamentos. Essas fraturas não se apresentam paralelas às falhas. Também há fraturas que

são geradas devido à movimentação de blocos de falhas. Por exemplo, em falhas normais o

teto pode sofrer alguma extensão, formando juntas na sua superfície. Algumas fraturas

também são geradas imediatamente adjacentes à falha em resposta a tensão criada na parede

da rocha, enquanto esta se movimentava (juntas pinadas) (Figura 20) (VAN DER PLUIJM &

MARSHAK, 2003).

Figura 20 – (a) Formação de juntas no teto de uma falhanormal; (b) formação de juntas no plano irregular de umafalha reversa; (c) juntas pinadas (VAN DER PLUIJM &MARSHAK, 2003).


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Fraturas também podem ocorrer devido à flexura da crosta. Numa região onde a crosta

sofre um relaxamento elástico, pode ser criada uma tensão suficiente para formar fraturas

(juntas) de alívio. Esses processos são semelhantes ao que forma as fraturas associadas a

dobras, ou seja, quando o fraturamento é reflexo da tensão que se desenvolve com a mudança

no raio da curvatura da camada.

4.1.2 Veios

Se a fratura é preenchida por minerais precipitados por solução, passa a chamar-se

veio. E caso seu preenchimento seja uma rocha sedimentar ou ígnea, chama-se dique. Os

minerais mais comuns que preenchem os veios são a calcita e o quartzo. Quanto às dimensões

podem ser as mais variadas. Podem ser submilimétricos ou ainda ter metros de diâmetro,assim como seu comprimento, que pode ser centimétrico ou alcançar dezenas de metros.

Arranjos

Arranjos sistemáticos planares são originários de conjuntos de fraturas (juntas)

posteriormente preenchidas por minerais ou mineralizadas durante a formação do conjunto. O

arranjo em stockwork forma-se devido ao fraturamento originário de uma pressão de fluido

muito alta, local, ou como resultado de um fraturamento passivo associado a um dobramentoou falhamento (Figura 21). O arranjo en echelon pode se formar simplesmente devido ao

preenchimento de fraturas en echelon ou pode ocorrer devido à movimentação dentro de uma

zona de falha da rocha (VAN DER PLUIJM & MARSHAK, 2003).

Figura 21 – Arranjos de veios (a) planares e (b) em stockwork . O preenchimento do veio estáem preto (VAN DER PLUIJM & MARSHAK, 2003).


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Preenchimento de Veios

Os minerais que preenchem os veios podem se apresentar blocosos ou fibrosos (Figura

22). Em veios blocosos, os minerais podem exibir faces. Esse tipo de veio é formado em

fraturas abertas onde já havia um preenchimento que é recristalizado ou se havia núcleos de

cristais que cresceram durante uma nova precipitação. Nesse caso, os veios só podem ser

formados próximos à superfície, onde a resistência da rocha ou pressão de fluido é suficiente

para manter a fratura aberta.

Figura 22 – Tipos de preenchimento de veios (a) blocosos e (b) fibrosos (VAN DER PLUIJM &MARSHAK, 2003).

Em veios fibrosos, os cristais são alongados segundo sua largura. Não há uma

definição geral quanto à formação desses veios, porém sabe-se que alguns deles se formam

por um processo chamado crack-seal. Esse processo se dá através da alta pressão de fluido

contida nos poros de uma rocha intacta, que promove a formação de fissuras pequenas, as

quais são imediatamente preenchidas por minerais precipitados a partir desse fluido. A

precipitação ocorre se a pressão de fluido das fissuras for menor que a pressão de poro da

rocha. Esse processo se repete dezenas a centenas de vezes, promovendo o crescimento lateral

do veio (VAN DER PLUIJM & MARSHAK, 2003).

4.1.3 Falhas

Falha é uma superfície ou zona na qual o deslocamento pode ser medido. Essas

estruturas podem se propagar a partir de juntas pré-existentes (ENGELDER, 1987;

WILLEMSE et al. 1997; MANSFIELD & CARTWRIGHT, 2001 apud ZERFASS &


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CHEMALE Jr., 2011), fissuras microscópicas reativadas por deslizamento sob tensão

cisalhante (ENGELDER, 1987 apud ZERFASS & CHEMALE Jr., 2011) ou ainda podem se

desenvolver a partir de juntas formadas sob compressão, sendo paralelas ao eixo principal de

tensão (MARTEL et al., 1988 e MARTEL, 1990 apud ZERFASS & CHEMALE Jr., 2011).

Geometria

Os elementos principais que compõem uma falha são: plano de falha ou parede de

falha é a superfície na qual ocorre a movimentação dos blocos envolvidos; teto ou capa é o

bloco que se situa sobre o plano de falha; e muro ou lapa corresponde ao bloco situado sob o

plano de falha. Esses elementos podem ser distinguidos se a falha não for vertical, ou seja, o

mergulho (dip) é menor que 90˚. A falha não é um plano perfeito, então devido às suasirregularidades, pode apresentar deslocamento vertical e horizontal, ao mesmo tempo. Falhas

nas quais o mergulho diminui com a profundidade são chamadas falhas lístricas.

As zonas de falhas são compostas de uma ou mais falhas principais, juntamente a um

arranjo de falhas subsidiárias, que podem ser paralelas/subparalelas ou anastomosadas.

Uma feição muito comum em folhelhos é a argille scagliose (fissilidade). Esta

estrutura caracteriza-se pela presença marcante de uma foliação ondulada anastomosada e,

como consequência, a rocha apresenta partições em placas, por vezes muito pequenas e

pontudas (VAN DER PLUIJM & MARSHAK, 2003).

Cinemática

O movimento das falhas é descrito a partir do rejeito total, o qual compõe um vetor

que indica o movimento relativo dos blocos. Esse vetor apresenta dois componentes: direção

(strike) e mergulho (dip). O movimento pode ser para direita/esquerda e/ou para cima/baixo

de um bloco em relação ao outro. Se o vetor do rejeito total da falha for paralelo ao mergulho,

a falha chama-se dip-slip. Se esse vetor for aproximadamente paralelo à direção, a falhachama-se strike-slip (Figura 23). Porém, se o vetor não é paralelo a nenhum desses

componentes, a falha chama-se oblíqua (oblique-slip).

As falhas tipo dip-slip, podem ser normais, se o teto desce em relação ao muro, ou

reversas, se o muro desce em relação ao teto. Se forem do tipo strike-slip, os blocos podem

apresentar movimento sinistral (se os blocos deslocam-se entre si para esquerda) ou destral (se

o movimento for para direita) (Figura 24). Falhas que resultam do estiramento de camadas em


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uma bacia sedimentar são chamadas falhas extensionais (ou normais), enquanto àquelas

resultantes de um encurtamento, denominam-se falhas compressionais (ou reversas).

Figura 23 – Bloco diagrama de uma falha normal mostrando o vetor de rejeito totalcom os componentes strike-slip e dip-slip (VAN DER PLUIJM & MARSHAK,2003).

Em falhas oblíquas, o movimento pode ser destral normal/reverso ou sinistral

normal/reverso, se predomina o movimento lateral; ou normal destral/sinistral ou reversa

normal/sinistral, se predomina o movimento vertical (Figura 24).

Espelhos de Falha (Slickensides) e Estrias (Slickenlines)

A movimentação das falhas, sob deformação rúptil, envolve deslizamento friccional

e/ou deslizamento por pressão de solução. As lineações podem prover a direção de

deslocamento da falha. Os espelhos de falha ou slickensides são formados por deslizamento

friccional, onde uma parede escorrega sobre a outra promovendo uma espécie de polimentomútuo, tornando-as mais lisas. Esses espelhos de falha são o próprio plano de falha. Nesse

processo, as asperezas existentes em uma das paredes podem “arranhar” a parede adjacente,

formando estrias (slickenlines). As estrias são sulcos lineares indicadores da direção de

deslocamento dos blocos (vetor do rejeito total). Alguns planos de falha também podem

apresentar fibras de veios. Estas são formadas pelo processo de crack-seal, descrito

anteriormente, ou devido à transferência de massa por solução através de uma película de


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fluido ao longo da superfície de falha (Figura 25) (VAN DER PLUIJM & MARSHAK,

2003).

Figura 24 – Blocos diagrama mostrando os diferentes tipo de falha eseus movimentos respectivos (VAN DER PLUIJM & MARSHAK,2003).


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Figura 25 – Formação de fibras ao longo da falha (VAN DER PLUIJM & MARSHAK, 2003).

4.2 PETROLOGIA DE FOLHELHOS

Folhelhos são rochas siliciclásticas, compostas predominantemente por grãos menores

que 0,039mm. O estudo dos folhelhos é voltado principalmente para rochas geradoras e

também, como neste caso, para rochas-reservatório não convencionais. Os aspectos de maior

interesse dessas rochas são a sua origem, formas de transporte dos minerais constituintes,

ambientes deposicionais e conteúdo de matéria orgânica. O significado de sua evolução

genética exige um conhecimento sobre as texturas, estruturas, mineralogia e conteúdo

fossilífero (BOGGS Jr. 2009).

Textura

Pettijohn (1971) apud Boggs Jr. (2009) sugeriu uma média do conteúdo

granulométrico em folhelhos de duas partes de silte e uma parte de argila. Porém, não há uma

definição correta desse conteúdo, pois os tamanhos dos grãos em rochas de granulação fina

variam bastante. Texturalmente, a fração argila é definida como todo material menor que

0,0039mm; silte, como partículas entre 0,0039 e 0,062mm; e areia, como grãos com tamanho

entre 0,062 a 2mm.

Nessas rochas, a forma das partículas reflete principalmente a forma original das

partículas detríticas, raramente modificadas por abrasão, ou a forma dos minerais gerados na

diagênese. Sendo assim, elas tendem a ser muito angulosas.


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Microfábrica

De acordo com Boggs Jr. (2009), a fábrica das argilas é definida como a orientação e

arranjo ou distribuição espacial de partículas sólidas e relações entre partículas. A

microfábrica dos folhelhos pode ser resultado de três processos ligados à deposição e à

diagênese: físico-químicos, bio-orgânicos e soterramento/diagênese. Os processos físico-

químicos ocorrem a partir de mecanismos que envolvem as forças que ligam e mantém as

partículas unidas; forças resultantes da temperatura e suas variações; e do movimento

diferencial de partículas sob influência da gravidade, do fluxo diferencial de massas aquosas

com diferentes densidades, além do impacto de partículas, fluxos e microrrugosidades na

interface sedimentar. Os processos bio-orgânicos relacionam-se à interação de organismos

com os sedimentos, como a bioturbação e agregação de partículas. O soterramento/diagêneseafeta os folhelhos, por exemplo, devido a mecanismos gravitacionais de massa, onde há um

rearranjo das partículas devido à sobrecarga e cimentação. Sendo assim, formam-se vários

tipos de associações de partículas argilosas em suspensão.

Ainda segundo este autor, a orientação das partículas pode gerar a fissilidade nos

folhelhos. Essa fissilidade está relacionada à tendência dessas rochas de partir em finas

camadas, com espessura entre 0,5 e 1mm, aproximadamente paralelas. Potter et. al. (1980)

apud Boggs Jr. (2009), interpreta que a espessura dessas camadas aumenta de acordo com o

aumento do conteúdo de areia, silte e carbonato na rocha e diminuição de argila e matériaorgânica. A litificação em ambientes anóxicos, onde as partículas apresentam-se dispersas,

pode promover uma orientação das argilas depositadas, produzindo a fissilidade. Em

ambientes óxicos, onde as argilas tendem a flocular, esse processo não destrói os

alinhamentos, porém torna os pacotes de argila mais compactados, não formando fissilidade

(Figura 26).

Composição

Os minerais mais abundantes em folhelhos e siltitos são os argilominerais, micas,

quartzo e feldspatos. Outros minerais também podem ocorrer em pequenas expressões, como:

zeólitas, óxidos de ferro, carbonatos, fosfatos, sulfatos e sulfetos, além de matéria orgânica

(Tabela 1). A composição mineralógica varia segundo o ambiente tectônico e sedimentar. Os

argilominerais costumam perfazer cerca de 50% dessa composição em folhelhos e siltitos.


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Figura 26 – Esquema mostrando as principais mudanças microestruturais que ocorremem sedimentos argilosos durante a deposição e litificação (MOON & HURST, 1984 apud BOGGS Jr. 2009).

Os argilominerais são filossilicatos nos quais um átomo de silício está ligado a quatro

átomos de oxigênio (SiO44-), configurando um tetraedro. Esses tetraedros caracterizam-se,

nesse caso, por ligações com cátions. Os filossilicatos também contêm grupos de OH– ligados

a cátions (alumínio, magnésio, ferro), formando configurações octaédricas. Os tetraedros

podem ligar-se entre si, formando camadas chamadas “T”, assim como os octaedros, os quais

formam camadas denominadas “O”. Essas camadas podem se ligar originando estruturas T-O

ou T-O-T, por exemplo, que, por sua vez, podem gerar cadeias ao formar ligações de van der

Walls entre si. Outros argilominerais podem derivar da estrutura T-O-T através da

substituição de um íon trivalente de alumínio por um íon tetravalente de silício, nos sítios dos

cátions em camadas “T”. Nesse caso, resultará uma carga univalente negativa, que pode ser


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Matéria Orgânica

Nos folhelhos, grande parte da matéria orgânica encontrada constitui restos de

fitoplâncton, zooplâncton, esporos, pólens e fragmentos de vegetais superiores. Nos processos

de soterramento e diagênese, a matéria orgânica sofre ataques químicos e bioquímicos, sendo

convertida em querogênio (parte insolúvel da matéria orgânica). A maioria da matéria

orgânica encontrada nos folhelhos consiste em querogênio (BOGGS Jr., 2009).

Cor

A cor dos folhelhos é derivada do conteúdo de carbono e do estado de oxidação do

ferro. A progressão de cores, como do cinza claro para o cinza escuro e, posteriormente para opreto, significa o aumento de carbono. Já variações também progressivas como do vermelho

para o roxo e, continuamente, para o cinza esverdeado, indica uma diminuição da razão

Fe3+ /Fe2+. O Fe3+ dá a cor vermelha, enquanto o Fe2+ origina cores esverdeadas. Folhelhos

esverdeados indicam maior conteúdo de matéria orgânica do que aqueles avermelhados. A

passagem do íon trivalente para o divalente, assim com o aumento do carbono, mostra a

transição de um ambiente oxidante para um redutor. O folhelho negro, por exemplo, é

formado em ambiente relativamente profundo, onde prevalecem condições redutoras e uma

quantidade abundante de matéria orgânica é preservada. Desta forma, folhelhos vermelhos sãodiagnósticos de ambientes oxidantes. A cor, no entanto, não é um indicador confiável das

condições de deposição, tendo em vista que ela pode modificar-se durante a diagênese e/ou

por soerguimento dos sedimentos, levando-os a ambientes quimicamente diferentes (BOGGS

Jr., 2009).

4.2.1 Diagênese

A diagênese engloba todos os processos que modificam o sedimento após a

deposição. Esse processo pode se iniciar logo após a deposição, continuar durante o

soterramento e se estender até o soerguimento. Durante a diagênese ocorre compactação dos

sedimentos, expulsão de água, afinamento das camadas e diminuição da porosidade. Além

disso, a cimentação, formação de minerais autigênicos e dissolução de minerais instáveis são


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modificações que podem ser concomitantes ou subsequentes aos processos anteriormente

citados.

A diagênese se inicia a partir da interface deposicional chegando a mais de 15km.

Geralmente, a temperatura máxima está entre 200-250°C e pressão máxima de ~2kb (Figura

27). Choquette & Pray (1970) e Worden & Burley (2003) apud Boggs Jr (2009), usaram os

termos eodiagênese, mesodiagênese e telodiagênese para explicar os estágios da diagênese.

Figura 27 – Diagrama de Pressão x Temperatura mostrando o intervalo deocorrência da diagênese (BOGGS Jr. 2009).

A eodiagênese refere-se ao estágio inicial da diagênese e ocorre em profundidades

rasas (de poucos metros a até 2km) sob condições deposicionais. A mesodiagênese ocorre

durante o soterramento, na fase mais profunda, com o aumento da temperatura e pressão, e

mudanças na composição da água dos poros. A telodiagênese tem seu início durante ou após o

soerguimento dos sedimentos anteriormente soterrados. Se não há soerguimento dos

sedimentos, não há telodiagênese (Figura 28).

4.2.1.1 Eodiagênese

Nesse estágio inicial da diagênese podem ocorrer importantes mudanças biológicas e

químicas/mineralógicas. Essas modificações ocorrem, dominantemente, em ambiente

deposicional.


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dissolução de cimentos e substituição de minerais, os quais tendem a levar os sedimentos ao

equilíbrio no ambiente diagenético.

Aumento da Temperatura e da Pressão

De acordo com Boggs Jr. (2009), a elevação da temperatura aumenta a cinética das

reações químicas, transformando minerais estáveis em instáveis, formando minerais pouco

hidratados e aumentando a solubilidade desses constituintes, com exceção dos carbonatos que

se tornam menos solúveis. A água dos poros também torna-se capaz de dissolver sílica.

Também com o aumento da temperatura, os cátions de Fe e Mg se tornam menos

hidratados e podem entrar na estrutura dos carbonatos. Desta forma, os cimentos precipitados

tendem a incluir esses íons formando composições dolomíticas, por exemplo. O aumento dapressão promove o aumento da solubilidade dos minerais e da tensão entre os grãos,

ocasionando sua dissolução e, posteriormente, sua precipitação nos poros, diminuindo assim a

porosidade.

Mudança na Composição da Água dos Poros

Segundo Boggs Jr. (2009), as mudanças de composição da água dos poros têm grande

influência nas reações de dissolução e precipitação. Como exemplo, a alteração da esmectitaem ilita, que ocorre em temperaturas entre 55° a 200°C, devido à desidratação, ou seja,

liberação da água dos poros. Nessas reações também ocorre a liberação de sílica, sódio,

cálcio

2012 laura memembro gomo

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