Contribuição da catodoluminescência para o entendimento da diagênese da formação Jandaíra: áreas do campo de petróleo da fazenda Belém e Lajedo do Rosário

(1)

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE

CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM CIÊNCIA E

ENGENHARIA DO PETRÓLEO

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

CONTRIBUIÇÃO DA CATODOLUMINESCÊNCIA PARA O

ENTENDIMENTO DA DIAGÊNESE DA FORMAÇÃO

JANDAÍRA: ÁREAS DO CAMPO DE PETRÓLEO DA

FAZENDA BELÉM E LAJEDO DO ROSÁRIO

Severino Fernandes Neto

Orientador: Prof. Dr. Francisco Hilário Rêgo Bezerra

Co-orientadora: Marcela Marques Vieira

(2)

Contribuição da Catodoluminescência para o entendimento da diagênese da Formação Jandaíra: áreas do Campo de Petróleo da Fazenda Belém e Lajedo do Rosário

CONTRIBUIÇÃO DA CATODOLUMINESCÊNCIA PARA O

ENTENDIMENTO DA DIAGÊNESE DA FORMAÇÃO

JANDAÍRA: ÁREAS DO CAMPO DE PETRÓLEO DA

FAZENDA BELÉM E LAJEDO DO ROSÁRIO

Natal / RN

(3)

Severino Fernandes Neto

CONTRIBUIÇÃO DA CATODOLUMINESCÊNCIA PARA O

ENTENDIMENTO DA DIAGÊNESE DA FORMAÇÃO JANDAÍRA: ÁREAS DO CAMPO DE PETRÓLEO DA FAZENDA BELÉM E LAJEDO DO ROSÁRIO

Aprovado em _____ de _____ de 2010

__________________________________________ Prof. Dr. Francisco Hilário Rêgo Bezerra – UFRN

Orientador

_________________________________________ Prof. Dra. Marcela Marques Vieira – UFRN

Co-Orientadora

__________________________________________ Prof. Dr. Pedro Xavier Neto- Petrobrás

Membro Externo

_________________________________________ Maria Osvalneide Lucena Sousa – UFRN

Membro Interno

(4)

Fernandes Neto, Severino – Contribuição da Catodoluminescência para o entendimento da diagênese da Formação Jandaíra: Áreas do Campo de Petróleo da Fazenda Belém e Lajedo do Rosário. Dissertação de mestrado, UFRN, Programa de Pós-Graduação em Ciência e Engenharia do Petróleo. Área de Concentração: Engenharia e Geologia de Reservatórios e de Explotação de Petróleo e Gás Natural (ERE), Natal-RN, Brasil.

RESUMO

(5)

ABSTRACT

The general objective of this study was to contribute to the understanding of the chemical evolution of fluids that percolate through carbonate rocks of the Jandaíra Formation. The oxidation and reduction conditions in which grains, source and cement were formed was investigated using the cathodoluminescence technique (CL). The study area is located in the west part of the Potiguar Basin (Fazenda Belém field) and Rosário Ledge (Felipe Guerra municipality, State of Rio Grande do Norte, Brazil). The analysis of thin sections of carbonate rocks under CL revealed that grains (allochemical or not) and diagenetic products (micritization, dolomitization, neomorphism and cementation) exhibit since absence of luminescence the various luminescence colors (yellow, orange, red, brown, and blue) in a variety of intensities. As pure calcite shows dark blue luminescence, the occurrence of different luminescence colors in calcite crystals suggest one or more punctual crystal defects such as free electron, free space and impurity. The dyeing of thin sections with alizarin and potassium ferrocyanide revealed the absence of ferrous carbonate in the different lithotypes of Jandaíra Formation. Therefore, the different colors and intensities of CL observed in these rocks are probably caused by the presence of ion activators such as Mn2+ and is not an activator/inhibitor combination. In the same way, the absence of luminescence is very probably caused by the absence of activator ions and not due to the low concentration of inhibitor ions such as Fe2+. The incorporation of Mn2+ in the different members of the Jandaíra Formation must have been controlled by the redox state of the depositional environment and diagenesis. Therefore, it is possible that the luminescent members have been formed (e.g.,ooids) or have been modified (gastropod neomorphism) under reduction conditions in the depositional environments, in subsurface during the burial, or, in the case of Rosario Ledge samples , during the post-burial return to surface conditions. As regards the sudden changes from low to moderate and to strong luminescence, these features should indicate the precipitation of a fluid with chemical fluctuations, which formed the frequent zonations in the block cement of the Rosario Ledge samples. This study suggests that the different intensities and colors of CL should be correlated with the Mn2+ and Fe2+ contents, and stable isotopes of samples to determine the salinity, temperature, pH e Eh conditions during deposition.

Keywords: Jandaíra Formation, Cathodoluminescence, Carbonates, Potiguar Basin

(6)

DEDICATÓRIA

(7)

AGRADECIMENTOS

Agradeço a todos pelo apoio direto e indireto neste trabalho, e em especial à Elivânia

Moura Costa (aluna de Geologia) e Ângela (colega de química), à primeira, pelas

figuras desenhadas no Corel Draw, e as duas pela ajuda na organização deste

trabalho, em colocá-lo de acordo com as normas do programa.

Ao meu orientador Dr. Francisco Hilário Rêgo Bezerra pela confiança, conselhos e

ensinamentos sobre a geologia regional.

À minha co-orientadora Drª Marcela Marques Vieira, agradeço pelos conselhos,

confiança, amizade e ajuda para finalizar este trabalho.

Ao Professores Dr. Antônio Barbosa e Virgínio Henrique Neumann por ajuda para

obter confiança em manipular o microscópio com a catodoluminescência acoplada.

Agradeço, também, ao Dr. Antônio Barbosa por fornecer dados referentes ao

microscópio petrográfico.

À minha mãe, que apesar das dificuldades sempre me incentivou a terminar este

trabalho.

À CNPQ pelo apoio financeiro e pela bolsa de estudo.

Agradeço a Anderson Henrique (Geólogo) por auxiliar na obtenção das imagens

fornecidas pela catodoluminescência no computador.

Agradeço a Zenilda (Mestranda-UFPE), Antônio (doutorando-UFPE), que de alguma

forma chegaram a contribuir para a realização deste trabalho, seja diretamente, ou

simplesmente para proporcionarem momentos de descontração.

(8)

ÍNDICE

Resumo iv

Abstract v

1. Introdução Pág.

1.1. Apresentações Iniciais 1

1.2. Justificativa 1

1.3. Objetivos 2

1.4. Localização da Área de Estudo 2

1.5. Metodologia 3

2. Geologia Regional

2.1. Introdução 5

2.2. Arcabouço Estrutural 5

2.3. Estratigrafia 7

2.4. Magmatismo 10

2.5. A Evolução Tectono-Sedimentar da Bacia Potiguar 10

2.6. Formação Jandaíra 12

3. Diagênese da Formação Jandaíra

3.1. Introdução 16

3.2. Diagênese da Formação Jandaíra 16

4. Catodoluminescência

4.1. Mineralogia e Geoquímica dos Carbonatos 22 4.2. Fundamentos Físicos da Catodoluminescência em Carbonatos 22

4.3. Processos Principais de Produção da Luminescência 24

4.4. Aplicações da Catodoluminescência na Geologia do Petróleo 26

4.5. Catodoluminescência em Rochas Carbonáticas 27

4.6. Zonações em Rochas Carbonáticas 30

4.7. A Catodoluminescência no Estudo das Zonações 32

5. Resultados e Discussão

5.1.

.

Catodoluminescência dos carbonatos da Formação Jandaíra no Campo da Fazenda Belém e Lajedo do Rosário

33

6. Conclusões 38

7. Referências 39

(9)

INDICE DE FIGURAS E TABELA

Figura 1.1. - Localização da área de estudo. Em (A), mapa simplificado do RN mostrando a Bacia Potiguar com destaque para o Lajedo do Rosário (Retângulo Preto) e para o Campo da Fazenda Belém (Retângulo Vermelho); (B) Área do Campo da Fazenda Belém com a localização dos poços dos quais foram produzidas as lâminas de estudo da Catodoluminescência (Melo, 2010)...pág.: 3

Figura 1.2. - Equipamento de catodoluminescência pertencente à UFPE. O mesmo é composto de um microscópio petrográfico modelo NIKON ECLIPSE E600 W POL, com câmera acoplada para micrografias modelo NIKON H-III e módulo de catodoluminescência para microscópio ótico CLmK4 8200 da Cambridge Technology LTD ...pág.: 4

Figura 2.1. - Mapa de localização da Bacia Potiguar. Modificada de Mont‟Alverne et al. (1998, apud Menezes, 2004)...pág.: 5

Figura 2.2. - Arcabouço tectônico da Bacia Potiguar (modificado de Cremonini et

al.,1996)...pág.: 6

Figura 2.3. - Carta estratigráfica da Bacia Potiguar (modificado de Pessoa Neto et.al., 2007)...pág.: 8

.

Figura 2.4. - Arenito da Formação Açu em contato com os calcários da Formação Jandaíra, na borda sudoeste da Chapada do Apodi (Cassab, 2003)...pág.: 13

Figura 2.5. - Calcário micrítico intercalado com camadas de folhelhos, próximo do contato com a Formação Açu (Cassab,2003)... pág.: 13

(10)

Figura 3.1 –(A) Neomorfismo de gastrópode evidenciado pela manutenção da borda micritizada (Poço CRI-SD-04, Lâmina 12); (B) Arcabouço Caracterizado pela predominância de grãos totalmente micritizados (Poço CRI-SD-05, Lâmina 8) ...pág.: 17

Figura 3.2 – (A) Franjas prismáticas isópacas ao redor de grãos do arcabouço (Poço CRI-SD-05, Lâmina 3.1); (B) Mosaico irregular. À esquerda, cristais blocosos e, à direita, cristais mesocristalinos (Lajedo do Rosário, Lâmina N3-N4); (C) Crescimento secundário ao redor de equinoderma (Poço CRI-SD-05, Lâmina 13)...pág.: 19

Figura 3.3 –Neomorfismo de gastrópode (Lajedo do Rosário, Lâmina N1-A)...pág.: 20

Figura 3.4 –Concentração de romboedros em mudstone (Poço CRI-SD-05, Lâmina 16)...pág: 21

Figura 4.1- Efeitos de interação que emergem da amostra devido ao bombardeamento eletrônico. As linhas dentro do volume de interação delineia região onde indica predominância do efeito. Por exemplo, somente raios-X emergem da amostra das partes mais profundas do volume (Wittke, 2008)...pág.: 25

Figura 4.2 -Tipos de zonações comuns em carbonatos. A) Zonação concêntrica simples. B) Zonação Oscilatória. C) Zonação Setorial. D) Zonação Intrasetorial(Machel, 2000)...pág.: 30

Tabela 1 Possíveis ativadores, sensibilizadores e inibidores da luminescência, e sua concentração mínima efetiva, em calcita e dolomita (Machel et al, 1991)...pág.: 29

Tabela 2 – Alguns resultados da Catodoluminescência para os diversos constituintes (grãos, matriz e cimento) do Campo da Fazenda Belém e Lajedo do Rosário da Formação Jandaíra- Bacia Potiguar...pág.: 33

(11)

______________________________________________________________________

Capítulo 1

Introdução

__________________________________________

(12)

1.1. Apresentações Iniciais

A presente dissertação de mestrado constitui a última etapa exigida pelo Programa de pós-graduação em Ciência e Engenharia do Petróleo (PPGCEP) da Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN) para obter o grau de Mestre em Engenharia de Reservatório e de Explotação de Petróleo. Neste sentido, este trabalho se propõe a contribuir para um melhor conhecimento dos diversos constituintes (grãos, matriz e cimento) que compõem as rochas carbonáticas da Formação Jandaíra (Turoniano – Campaniano da Bacia Potiguar, estados do RN e CE) e dos processos diagenéticos que as afetaram através da aplicação da técnica da CATODOLUMINESCÊNCIA.

1.2

.

Justificativa

Trabalhos anteriores têm demonstrado que a Formação Jandaíra foi afetada por diversos eventos diagenéticos, tanto em subsuperfície quanto em superfície. Estes eventos foram estudados, sobretudo, através de petrografia microscópica qualitativa e quantitativa e, em menor número, através das seguintes análises especiais: tingimento, microscopia eletrônica de varredura (Silva, 2008) e isótopos estáveis (Córdoba, 2001).

Um instrumento muito utilizado em estudos sobre diagênese de rochas carbonáticas vem a ser a CATODOLUMINESCÊNCIA (CL). O principal uso desta técnica nestas rochas consiste na identificação e interpretação da estratigrafia dos cimentos (ex: cimentos zonados). Quando utilizados em conjunto com outros dados geoquímicos (isótopos estáveis e radiogênicos, inclusões fluidas e paleomagnetismo), os resultados provenientes da CL contribuem no reconhecimento das condições oxidantes e/ou redutoras sob as quais ocorreram as diversas fases diagenéticas. Além disso, como as rochas carbonáticas são caracterizadas por apresentar um complexo meio poroso, em uma diversidade de fácies deposicionais, esta técnica auxilia no entendimento da evolução deste meio poroso, a partir da análise dos materiais que as preencheram (ex: cimento em fraturas).

(13)

1.3. Objetivos

O objetivo geral deste trabalho é contribuir para uma melhor compreensão da evolução química dos fluidos percolantes nas rochas carbonáticas da Formação Jandaíra através de uma melhor caracterização das condições oxidantes e/ou redutoras das diferentes fases minerais em que se formaram os diferentes constituintes (grãos, matriz e cimento), através da aplicação da técnica de CL.

Como objetivos específicos têm-se:

a) Inferir a composição química dos diferentes constituintes da Formação Jandaíra (grãos, matriz e cimento), a partir da presença ou ausência de luminescência provocada por íons ativadores ou inibidores da mesma;

b) Identificar as diferentes fases minerais que preencheram fraturas e vugs a elas associados, bem com suas condições de formação.

c) Reconhecer a presença de zonações em cimentos e de que tipos elas são.

1.4. Localização da Área de Estudo

(14)

Contribuição da Catodoluminescência para o entendimento da diagênese da Formação

Jandaíra: áreas do Campo de Petróleo da Fazenda Belém e Lajedo do Rosário

Figura 1.1. Localização da área de estudo. Em (A), mapa simplificado do RN mostrando a Bacia Potiguar com destaque para o Lajedo do Rosário (Retângulo Preto) e para o Campo da Fazenda Belém (Retângulo Vermelho); (B)Área do Campo da Fazenda Belém com a localização dos poços dos quais foram produzidas as lâminas de estudo da Catodoluminescência (Melo, 2010).

1.5. Metodologia

O desenvolvimento do trabalho do qual resultou a presente dissertação consistiu das seguintes etapas principais:

a) Pesquisa bibliográfica visando fornecer o embasamento teórico necessário à pesquisa a ser empreendida;

(15)

c) Descrição petrográfica qualitativa das lâminas selecionadas em (b), visando à determinação dos aspectos texturais básicos, identificação dos componentes detríticos e reconhecimento da sequência diagenética. Técnicas padronizadas de identificação da mineralogia do cimento carbonático (alizarina vermelha-S e ferrocianeto de potássio) foram utilizadas;

e) Seleção de campos, nas lâminas delgadas selecionadas e descritas em (b) e (c), para posterior análise sob catodoluminescência. Cada campo foi circundado com lápis e fotografado com a máquina NIKON H-III e no segundo momento com o USB Digital Eyepiece for Microscope Max. 2.0 MB (Programa de Captura de imagens - MIAS 2008), para posterior comparação com as imagens obtidas através da catodoluminescência;

f) Análise sob catodoluminescência dos campos selecionados em (e). O sistema analítico utilizado foi do tipo acoplado ao microscópio óptico (Figura 1.2). As análises foram realizadas no Laboratório de Catodoluminescência da UFPE, sob a responsabilidade do Prof. Dr. Virgínio Henrique Neumann. Cada imagem efetuada sob a CL foi precedida da obtenção de duas outras, com polarizadores cruzados e descruzados, respectivamente. Mais detalhes sobre a fundamentação teórica do uso da CL serão fornecidos no Capítulo 4;

g) Integração e interpretação de todos os dados obtidos para elaboração e digitação da presente dissertação.

(16)

_____________________________________________________

Capítulo 2

Geologia Regional

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2.1. Introdução

A área de estudo insere-se na Bacia Potiguar, localizada na Região Nordeste do Brasil. A maior parte desta bacia pertence ao Estado do Rio Grande do Norte, estendendo-se até o início do Estado do Ceará. A Bacia Potiguar compreende uma área de 48000 km2, sendo, na área emersa, 21000 km2 e, na parte submersa (plataforma e talude continentais), 26500 km2 (Bertani et al., 1990). É no Alto de Fortaleza, com a Bacia do Ceará, o limite noroeste da bacia, e no Alto de Touros, com a Bacia de Pernambuco-Paraíba (Figura 2.1), o seu limite a leste.

Figura 2.1. Mapa de localização da Bacia Potiguar. Modificada de Mont‟Alverne et al. (1998, apud Menezes, 2004 ).

A Bacia Potiguar está geneticamente relacionada a uma série de bacias neocomianas intracontinentais que compõem o Sistema de Riftes do Nordeste Brasileiro, sendo a mais oriental das bacias da margem equatorial (Matos, 1987). O preenchimento sedimentar da Bacia Potiguar ocorreu durante o Mesozóico e o Cenozóico.

2.2. Arcabouço Estrutural

(18)

Figura 2.2. Arcabouço tectônico da Bacia Potiguar (modificado de Cremonini et al., 1996)

Os grabens são assimétricos e estão divididos em partes emersas e submersas. Os de Apodi, Umbuzeiro, Guamaré e Boa Vista são os mais importantes da parte emersa, com feições lineares e eixos orientados na direção NE-SW, levemente oblíquos em relação aos principais lineamentos do embasamento sul da bacia, os quais estão orientados para NNE-SSW. Eixos orientados paralelamente à atual linha da costa estão localizados na parte submersa da bacia.

Os Altos de Quixaba, Serra do Carmo e Macau são os principais altos internos. Os principais grabens estão separados pelas cristas do embasamento, as quais consistem altos internos e são compostos por blocos de gnaisse, migmatitos ou xistos soerguidos por falhas normais. Limitam-se, de um lado, por uma rampa composta por falhas sintéticas secundárias e, do outro lado, por escarpas abruptas. Normalmente, a erosão ou não deposição são as causas principais da ausência das sequências do Cretáceo Inferior sobre os altos internos.

(19)

São observadas outras importantes estruturas de direção NW-SE, além das primeiras estruturas de direção NE-SW presentes na bacia, as quais, segundo Hackspacher et al. (1985), são interpretadas como produto de reativações pós-campanianas. Já o padrão de falhamentos NW-SE e NE-SW, na porção submersa da bacia, foi caracterizado por Cremonini et al. (1996) como sendo o produto de superposição de diferentes fases de rifteamento.

2.3. Estratigrafia

A carta estratigráfica da Bacia Potiguar adotada nesta dissertação foi proposta por Pessoa Neto et al. (2007), os quais dividiram as rochas sedimentares da bacia, da base para o topo, em três grandes grupos: Areia Branca, Apodi e Agulha (Figura 2.3). As formações Pendência, Pescada e Alagamar estão reunidas no Grupo Areia Branca que tem um conteúdo predominantemente clástico. A Formação Pendência (Souza, 1982) é composta de arenitos finos a grossos com intercalações de folhelhos e siltitos; esta unidade ocorre sobreposta, discordantemente, ao embasamento cristalino e sotoposta, também discordantemente, aos clásticos e carbonatos da Formação Alagamar (Araripe & Feijó, 1994). A Formação Pescada constitui-se de arenitos médios a finos, possuindo intercalações de folhelhos e siltitos, ocorrendo em contato discordante com as formações Alagamar (superior) e Pendência (inferior). Os sedimentos que deram origem à Formação Pescada foram depositados, principalmente, em sistemas de leque aluvial e flúvio-deltaico, com pelitos lacustres entremeados por turbiditos. A Formação Alagamar (Souza, 1982) compreende uma seção areno-carbonática sotoposta discordantemente à Formação Açu e seu contato inferior também é discordante sobre as formações Pescada ou Pendência, ou sobre o embasamento (Silva, 2008). As Camadas Ponta do Tubarão (calcarenitos e calcilutitos ostracoidais e folhelhos escuros) separam os membros Galinhos (predominantemente pelítico, com folhelhos e calcilutitos) e Upanema (composto por arenitos finos a grossos e folhelhos) que compõem esta formação. A interpretação do sistema deposicional é lagunar (Camadas Ponta do Tubarão), nerítico (Membro Galinhos) e flúvio-deltaico (Membro Upanema, Araripe & Feijó, 1994).

(20)

(21)

O Grupo Apodi caracteriza-se por um aumento considerável de rochas carbonáticas, as quais foram depositadas desde o Eoalbiano até o Eocampaniano. As formações Açu, Ponta do Mel, Quebradas e Jandaíra constituem este grupo (Araripe & Feijó, 1994). A Formação Açu é caracterizada por uma seção inferior mais espessa, constituída por conglomerados e arenitos com delgadas intercalações de folhelhos e uma seção superior de arenitos finos com intercalações de folhelhos (Souza, 1982). O contato inferior desta formação é discordante com a Formação Alagamar, enquanto o contato superior é concordante com a Formação Jandaíra. Lateralmente, a Formação Açu interdigita-se com as formações Ponta do Mel e Quebradas (Araripe & Feijó, 1994). Quatro unidades (Açu 1 a Açu 4) foram reconhecidas, informalmente, por Vasconcelos et al. (1990), os quais identificaram leques aluviais, sistemas fluviais entrelaçado e meandrante e uma transgressão costeira estuarina. Tibana e Terra (1981) definiram a Formação Ponta do Mel como de idade neoalbiana, sendo a mesma constituída por calcarenitos oolíticos, doloespatitos e calcilutitos com camadas de folhelhos. A deposição destas rochas ocorreu, predominantemente, em plataforma rasa associada à planície de maré e mar aberto (Tibana & Terra, 1981). O contato inferior da Formação Quebradas é discordante com a Formação Ponta do Mel e o contato superior é concordante com a Formação Jandaíra. A Formação Quebradas é constituída por arenitos finos, folhelhos e siltitos e sua idade é cenomaniana. Esta formação é subdividida nos seguintes membros: Porto do Mangue (representado por folhelhos e arenitos subordinados) e Redondas (intercalações de arenitos, folhelhos e siltitos) (Araripe & Feijó, 1994). A Formação Jandaíra tem idade turoniana a mesocampaniana e é constituída de calcarenitos bioclásticos a foraminíferos bentônicos, por vezes associados a algas verdes (Silva, 2008). Como esta formação constitui o principal enfoque deste trabalho, a mesma será explorada no item 2.6.

(22)

quartzosos grossos a conglomeráticos, com intercalações de calcarenitos e argilitos (Souza, 1982). O contato inferior, emerso, desta formação é discordante com a Formação Jandaíra e contato superior, submerso, é concordante com a Formação Guamaré. Seus sedimentos foram originalmente depositados em um sistema de leques costeiros atuante do Holoceno ao Neocampaniano (Araripe & Feijó, 1994). A Formação Barreiras é composta de conglomerados e arenitos ferruginosos friáveis, de cor avermelhada a esbranquiçada, com matriz caolinítica e abundantes concreções lateríticas. Constituem depósitos de sistemas aluviais, fluviais e costeiros (Córdoba, 2001).

2.4. Magmatismo

Araripe e Feijó (1994) individualizaram três eventos magmáticos de idades distintas que ocorrem entremeadas aos grupos Areia Branca, Apodi e Agulha.A Formação Rio Ceará-Mirim está presente na borda da bacia, na forma de diques de diabásio toleítico orientados na direção E-W (Araripe & Feijó, 1994) e idade entre 120 a 140 Ma (Mizusaki 1993, apud Araripe & Feijó, 1994).

A Formação Serra do Cuó corresponde a diques de diabásio com tendência alcalina (Silva, 2008) e idade 83 ± 6Ma (Mizusaki, 1993, apud Araripe & Feijó, 1994)

A Formação Macau corresponde a derrames de basalto, diabásio e vulcânicas associadas, possuindo intercalações de rochas sedimentares das Formações Tibau, Guamaré e Ubarana (Silva, 2008). A idade da Formação Macau está entre 29 a 45Ma (Mizusaki, 1987, apud Araripe & Feijó, 1994).

2.5. Evolução tectono-sedimentar da Bacia Potiguar

(23)

A Bacia Potiguar originou-se no final do Jurássico, no contexto da evolução da margem equatorial atlântica. O processo teve origem na Província Borborema, na qual um regime de esforços com distensão norte-sul e compressão leste-oeste ocorreu devido à rotação diferencial dextral entre a América do Sul e a África, propiciando, deste modo, o desenvolvimento de diversas bacias Rifte, sob regime transtensional, como é o caso do Rifte Potiguar (Françolin & Szatmari, 1987).

O início de uma subsidência termal, lenta e generalizada, provocou o começo da deposição da sequência transicional pós-rifte, durante o Neoaptiano, sobre uma forte discordância angular (Soares et al., 2003). Os sedimentos da Formação Alagamar são constituídos por esta sequência transicional pós-rifte (Costa et al., 1983).

Segundo Soares et al. (2003), o desenvolvimento de uma plataforma carbonática denominada Formação Ponta do Mel e os sedimentos siliciclásticos das formações Açu e Quebradas são as representações reais do início da deposição da sequência flúvio-marinha transgressiva na Bacia Potiguar, a partir do Albiano. Na passagem do Turoniano para o Campaniano aconteceu o apogeu desta transgressão com a inserção de uma ampla plataforma carbonática denominada Formação Jandaíra.

O Magmatismo Serra do Cuó e o soerguimento da Bacia Potiguar, no Mesocampaniano, foram os dois eventos representativos da evolução tectono-sedimentar que marcaram a transição do Mesozóico para o Cenozóico (Silva, 2008).

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2.6. Formação Jandaíra

A Formação Jandaíra é uma seqüência de sedimentação carbonática depositada a partir do Turoniano até o Eocampaniano e aflorante em grande parte da Bacia Potiguar, sob a forma de um platô mergulhando suavemente para nordeste, no sentido do Oceano Atlântico. A característica principal desta formação é a predominância de carbonatos marinhos, tanto em superfície como em subsuperfície. O limite inferior com a Formação Açu é caracterizado por uma feição geomorfológica de grande expressão em todo o Estado do RN e leste do Estado do CE. Esta feição é representada pela cuesta da chapada do Apodi (Andrade, 2007). A área de ocorrência da Formação está ilustrada na Figura 2.1.

A seqüência marinha transgressiva carbonática da Formação Jandaíra encontra-se parcialmente recoberta, na porção emersa da Bacia, pelas rochas siliciclásticas da Formação Barreiras. Na porção submersa, encontra-se recoberta pelas rochas das formações Ubarana, Tibau e Guamaré. A seqüência marinha carbonática Jandaíra compõe a fase drifte (Bertani et al., 1990), registrando o final de um pulso de subida do nível do mar. Esse registro imprimiu à sedimentação condições marinhas cada vez mais profundas ( Andrade, 2007).

Segundo Araripe e Feijó (1994), o contato inferior da Formação Jandaíra é concordante com a Formação Açu ou com a Formação Quebradas. Lateralmente, interdigita-se com a

parte inferior da Formação Ubarana. O contato superior com o Grupo Agulha é discordante. A Formação Jandaíra é composta por mudstones a grainstones bioclásticos e intraclásticos, com eventuais intercalações de folhelhos, margas e evaporitos, depositados em sistemas de planícies de maré (Andrade, 2007).

A presença de um arenito calcífero marca a entrada do mar na bacia, considerado estratigraficamente como a parte superior da Formação Açu. Este arenito representa a transição entre os calcários da Formação Jandaíra e os arenitos da Formação Açu (Cassab, 2003).

(25)

Figura 2.4. Arenito da Formação Açu em contato com os calcários da Formação Jandaíra, na borda sudoeste da Chapada do Apodi (Cassab, 2003).

(26)

Contribuição da Catodoluminescência para o entendimento da diagênese da Formação

Jandaíra: áreas do Campo de Petróleo da Fazenda Belém e Lajedo do Rosário

Na área entre o limite ocidental da Formação Jandaíra e o Rio Açu, tanto em afloramento como em poço, predominam calcários creme-claros, com textura detrítica, variando de calcarenítica a oolítica. Arenitos calcíferos, argilosos, cinzentos, contendo abundantes fragmentos de conchas de moluscos, são encontrados a leste do Rio Açu. (Sampaio & Schaller, 1968).

Atribui-se à Formação Jandaíra um sistema deposicional caracterizado por uma plataforma carbonática e um talude continental. O sistema carbonático apresenta sedimentos finos e

evaporitos, em direção ao continente, correspondendo a uma fácies lagunar de baixa energia. Os calcarenitos são marcados por fácies de mais alta energia sendo depositados pela ação das marés (Silva, 2008).

A maior quantidade de fósseis (micro ou macrofósseis) da Bacia Potiguar está contida na Formação Jandaíra. Segundo Tibana e Terra (1981), esta formação é constituída principalmente por calcarenitos com bioclastos de moluscos, algas verdes, briozoários e equinóides; calcarenitos a miliolideos, calcilutitos bioclasticos e calcilutitos com birdseyes.

O domínio plataformal da Formação Jandaira apresenta uma espessura média de 650 m (Souza, 1982), distribuindo-se nas porções emersa e submersa. Nos extremos leste e oeste da

bacia, são encontradas as menores espessuras. A partir da plataforma interna, a espessura reduz-se gradativamente até o seu limite zero, a aproximadamente 10km, no sentido offshore. Quando visualizada transversalmente, a variação da espessura desta formação confere a mesma uma geometria lenticular. A plataforma carbonática Jandaíra possui cerca de 130 km de comprimento, medindo-se desde a parte emersa até a submersa, e 50km, na parte centro-leste (Andrade, 2007).

As rochas da Formação Jandaíra constituem um aqüífero livre intensamente erodido e carstificado, no qual fendas abertas pela dissolução armazenam e circulam água.

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bioclásticos intraclásticos peloidais e grainstones a packstones intraclásticos bioclásticos, em sistemas de barras de maré, de alta energia (Cruz Júnior, 1996).

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3.1. Introdução

A litificação compreende um conjunto complexo de processos físicos, químicos, bioquímicos e biológicos que afetam os sedimentos logo após sua deposição, conduzindo-os à consolidação dos mesmos. Uma vez depositados, os sedimentos passam a adequar-se às condições de soterramento. Pressão, temperatura, pH, pressão de água e Eh são as condições físicas e químicas a que os sedimentos (material terrígeno ou carbonático) passarão a responder neste novo ambiente.

Cada processo diagenético possui sua característica própria, a qual varia com o tipo de rocha sedimentar e o estágio de soterramento. Esses processos desempenham um papel importante na definição das características permo-porosas, atuando no sentido de preservar, destruir, modificar a porosidade primária, ou ainda criar porosidade secundária.

A diagênese dos sedimentos terrígenos ou carbonáticos inicia-se ainda em seus ambientes de deposição; entretanto, somente em subsuperfície é que as mudanças diagenéticas tornam-se significativas, quando a química das soluções conatas altera-se significativamente a ponto de induzir as reações químicas ou aumentar as pressões de sobrecarga (Tucker & Wright, 1990).

No caso específico das rochas carbonáticas, aragonita e calcita magnesiana são os principais minerais metaestáveis que constituem os carbonatos. Como são solúveis em água, são facilmente dissolvidos e recristalizados, sendo susceptíveis à diagênese. A descrição e interpretação das várias gerações de cimentos das rochas carbonáticas, em termos da mineralogia original, do ambiente de formação e da química dos fluidos dos poros, fazem parte da análise diagenética. A evolução da porosidade é também de grande interesse no que tange ao potencial do reservatório. A porosidade inicial é modificada consideravelmente pelos processos diagenéticos. Com o aumento do soterramento, a porosidade geralmente decresce; entretanto, fraturamentos e dissoluções tardias podem reconstituir os altos valores de porosidade de uma rocha (Tucker & Bathurst, 1990).

3.2. Diagênese da Formação Jandaíra

Andrade (2007), Silva (2008) e Melo (2010) trataram da diagênese que afetou as rochas carbonáticas

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da Formação Jandaíra, no Campo de Fazenda Belém e no Lajedo do Rosário, porção ocidental da Bacia Potiguar. As lâminas utilizadas por estes autores serviram de base para a produção da presente dissertação. Os seguintes eventos diagenéticos foram identificados nestes trabalhos: micritização, cimentação, neomorfismo, compactação, dolomitização, fraturamento, dissolução, dedolomitização e oxidação, dos quais serão selecionados para descrição mais detalhada aqueles que foram analisados sob CL para a esta pesquisa.

3.2.1. Micritização

A micritização consiste na produção de um envelope micrítico, através da perfuração da superfície dos grãos bioclásticos, oolíticos e principalmente os oncolíticos pela ação das bactérias, fungos endolíticos e algas, gerando uma série de furos microscópicos que são preenchidos por cimento microcristalino ou lama. A perfuração feita pelos organismos (fungos endolíticos, bactérias e algas) pode chegar a micritizar tão intensamente o grão que se torna impossível, senão difícil, distingui-lo de pellets fecais; nestas situações o termo pelóide é utilizado para denominar o grão (Córdoba, 1991).

O processo de micritização na Formação Jandaíra é bem visível nas bordas dos grãos (Figura 3.1-A); em alguns casos os grãos são totalmente micritizados (Figura 3.1-B). Vale ressaltar que, quando os grãos são depositados sob condições oxidantes, os mesmos chegam a apresentar um aspecto ferruginoso (Silva, 2008).

A B

Figura 3.1. A) Neomorfismo de gastrópode evidenciado pela manutenção da borda micritizada (POÇO CRI - SD –

04, Lâmina 12); B) Arcabouço caracterizado pela predominância de grãos totalmente micritizados (POÇO CRI –

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3.2.2. Cimentação

É a partir da precipitação química em cavidades preexistentes nos sedimentos ou rocha que ocorre a cimentação. A mesma decorre do preenchimento dos poros por fluidos supersaturados em determinada fase mineral, sob a influência de fatores cinéticos que não inibem a precipitação. Um eficiente mecanismo de transporte do fluido através dos poros é a necessidade básica para que aconteça este processo. No ambiente marinho, a água se movimenta através dos poros pela bioturbação ou mesmo pela ação das marés e ondas, mas, em subsuperfície, este transporte depende fundamentalmente do confinamento ou não do aqüífero (Tucker & Bathurst, 1990).

A química da água dos poros, a razão entre as atividades dos íons Mg +2 e Ca +2, a pressão de CO2

e a taxa de aporte de sedimentos carbonáticos são os fatores controladores da textura, geometria e mineralogia dos cimentos. Na grande maioria das vezes, a cimentação das rochas carbonáticas é promovida pelos seguintes minerais: aragonita, calcita livre, calcita magnesiana e em condições específicas, dolomita. Cimentos de anquerita, siderita, caolinita, quartzo, anidrita, gipsita e halita podem ocorrer, só que de forma mais rara.

Na Formação Jandaíra, ocorrem os cimentos em franja fibrosa (Figura 3.2 – A), em mosaico (Figura 3.2 – B) e crescimento sintaxial. O cimento em mosaico varia de microcristalino fino (0,004 a 0,008 mm) a mesocristalino grosso (>0,50 mm). Na maioria das fácies, observa-se este tipo de cimento, principalmente naquelas de mais alta energia ; o crescimento sintaxial (Figura 3.2-C) ocorre em continuidade óptica com os equinodermas (Silva, 2008).

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A B C

Figura 3.2. A) Franjas prismáticas isópacas ao redor de grãos do arcabouço (Poço CRI – SD – 05, Lâmina 3.1); B) Mosaico irregular. À esquerda, cristais blocosos e, à direita, cristais mesocristalinos (Lajedo do Rosário, Lâmina N3-N4); C) Crescimento secundário ao redor de equinoderma (POÇO CRI

– SD – 05, Lâmina 13).

3.2.3. Neomorfismo

Neomorfismo é um evento diagenético que envolvem minerais de mesma composição química sofrendo processos de substituição e recristalização (Tucker & Wright, 1990). De acordo com Bathurst (1986), o termo neomorfismo é especificamente aplicado quando há substituição de um mineral por outro de mesma composição química, porém de diferentes estruturas cristalinas. O outro tipo de neomorfismo é a recristalização, a qual compreende a substituição de um mineral por ele mesmo, com a mudança apenas do tamanho dos cristais. Em bioclastos formados originalmente por aragonita, é bastante comum este tipo de processo. Neste caso, o mineral que dá origem aos bioclastos é instável e transforma-se em calcita durante a diagênese. Esta substituição pode sobrevir de forma degradante, resultando em um mosaico de cristalinidade bem mais fina, ou de forma agradante, na qual cristais pequenos são substituídos por cristais maiores, sendo que o primeiro revela-se bastante incomum (Tucker, 1991).

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Figura 3.3. Neomorfismo de gastrópode (Lajedo do Rosário, Lâmina N1-A).

3.2.4. Dolomitização

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deve ser realizada com a finalidade de a razão entre as concentrações dos íons Ca+2 e Mg+2 aproximar-se de 1:1. Em subsuperfície, a origem de íons Mg+2 para a dolomitização ser promovida advém da expulsão de fluidos ricos em magnésio durante a compactação de lamitos associados (Morad, 1991). Outras fontes sugeridas são as águas de formação derivadas de evaporitos, ou os íons liberados nas transformações de argilominerais, especialmente de esmectitas para ilitas (Tucker & Wright, 1990).

Na Formação Jandaíra, a dolomitização está associada tanto ao cimento como à matriz. Apresenta cristalinidade fina a média, e é comum nas fácies de baixa a moderada energia, como os mudstones (Figura 3.4) e wackestones. Nas fácies de mais alta energia, como nos packstones, ocorre localmente. Na fácies dolomitizada (F.D) esse processo é muito intenso, mascarando a textura original da rocha (Silva, 2008).

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_______________________________________________________________________________

Capítulo 4

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4.1. Mineralogia e Geoquímica dos Carbonatos

Aproximadamente 60 minerais carbonáticos são constituídos com o ânion CO32- e um ou mais

cátions. Pode acontecer a substituição do Ca2+, em quantidades variáveis, por vários cátions na estrutura do cristal (Flugel, 2004). Um fator importante para determinar a estrutura dos elementos traços na estrutura dos carbonatos é a sua mineralogia. As pequenas celas romboédricas de calcita favorecem a concentração de cátions menores (Mg, Fe, Mn, Zn, Cu, Cd), enquanto as largas celas de aragonita, ortorrômbica, incorporam, preferencialmente, cátions maiores do que o cálcio (Sr, Na e Ba) (Robaína et al., 1991).

Águas meteóricas são diluídas e contêm pequenas quantidades de íons geralmente envolvidos no sistema carbonático, tais como Ca2+, Mg2+, Sr2+, Mn2+ e 3+ e Fe2+ e 3+ (Moore, 1989). Sabendo-se que estas águas são comumente saturadas em calcita e insaturadas em calcita magnesiana e aragonita; as mesmas tendem a dissolver os dois últimos minerais e precipitar calcita diagenética. Este processo de dissolução/reprecipitação ocorre, predominantemente, abaixo do lençol freático, onde a passagem da calcita magnesiana e aragonita para calcita tende a mudar a composição dos elementos traço na calcita que se forma em equilíbrio com o fluido diagenético (Robaína et al., 1991).

4.2. Fundamentos Físicos da Catodoluminescência em Carbonatos

4.2.1. Centros de Luminescência

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a presença ou ausência de luz irá depender da maior concentração de íons ativadores ou inibidores nos centros de luminescência dos minerais. A emissão destes centros depende fortemente das coordenações poliedrais dos íons no cristal e de sua natureza (Barbin, 2000).

Por outro lado, transições eletrônicas da plataforma interna são parcialmente preenchidas ou estão vazias (ex.: ETR3+ onde ETR refere-se aos elementos de terras raras), não sendo apreciavelmente influenciadas através do meio ambiente atômico (e.g. Marshall, 1988) e, conseqüentemente, suas emissões são muito parecidas em cristais diferentes. Outras emissões consideradas puras podem também contribuir para a catodoluminescência de cristais naturais. Estas emissões são chamadas intrínsecas por serem as mesmas causadas por meio dos defeitos estruturais do arranjo regular dos átomos no cristal (e.g. Walker et al., 1989; Barbin & Schvoerer, 1997).

A maior parte das emissões da catodoluminescência observadas em carbonatos biogênicos (produzidos diretamente através da intermediação de processos biológicos e bioquímicos, ou mesmo pela precipitação direta a partir da água do mar) é causada por meio da substituição de Mn2+ e de defeitos estruturais (Barbin, 2000).

4.2.2. Estruturas em Rochas Carbonáticas visíveis através da luminescência

Quando seções delgadas de rochas ou minerais são examinadas através da luminescência produzida por impacto de elétrons energéticos, estruturas são freqüentemente evidentes (características texturais, impurezas e defeitos na estrutura do cristal), as quais são invisíveis sob luz ordinária branca ou polarizada. Estas estruturas luminescentes podem dar importantes indícios a respeito da origem ou história do material (Sippel & Glover, 1965).

O uso da luminescência como uma ferramenta petrográfica foi sugerida por Smith e Stenstrom (1965). Embora tenha usado a microsonda para suas observações, este pesquisador também sugeriu a possibilidade de aplicar a emissão de um simples elétron em um microscópio petrográfico ordinário para levar a técnica da luminescência ao alcance de todos os petrógrafos. O fenômeno foi observado com esta simples adaptação e, surpreendentemente, comprovou ser superior à microsonda para observações da luminescência, tendo em vista os seguintes pontos específicos:

________________________________________________________________________________

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a) As características da luminescência podem ser comparadas muito mais facilmente com características aparentes em práticas petrográficas normais;

b) Seções delgadas sem polimento podem ser usadas;

c) Muitas áreas das amostras de minerais ou rochas podem ser iluminadas por meio de elétrons energéticos e examinadas com objetiva de menor aumento.

Medlin (1963) investigou as transições que envolvem o Mn2+, em termos do espectro de emissão. Também reconheceu que Fe3+, Co2+ e Ni2+ inibem a luminescência de Mn2+, na calcita. Sippel e Glover (1965) mostraram que a maioria das rochas carbonáticas examinadas por eles apresentavam a mesma luminescência laranja, enquanto Smith e Stenstrom (1965), usando a microsonda, mostrou que áreas com alto teor de ferro não favoreciam a luminescência.

4.3. Processos principais de produção da luminescência

Muitos minerais mostram luminescência quando excitados com diferentes tipos de radiação, tais como aquelas criadas durante irradiação de uma superfície sólida por um elétron energético (catodoluminescência, Figura 4.1); por raios-X (radioluminescência); por luz visível ou ultravioleta (fotoluminescência); por aquecimento (termoluminescência); ou por um íon energético (ionoluminescência) (Machel et al., 1991).

A profunda penetração de elétrons e, por conseguinte, a intensidade de excitação de um cristal depende da energia dos elétrons e está geralmente no alcance de 2-8 µm. Entretanto, a transferência de energia pode ocorrer em um cristal por meio do arranjo regular dos átomos, grupos de ânions, ou interação dos defeitos do arranjo regular dos átomos da vizinhança (Remond et al. 2000; Kempe et al. 2000, apud Gotze & Kempe, 2009). A intensidade da catodoluminescência é, em geral, proporcional à voltagem da aceleração e à densidade de corrente, mas o nível de força usada é limitado por meio da destruição das amostras ou dos defeitos específicos, incluindo centros de luminescência detectados pelo feixe eletrônico quando é emitido pelo módulo da catodoluminescência acoplado ao microscópio petrográfico.

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raios-Contribuição da Catodoluminescência para o entendimento da diagênese da Formação Jandaíra: áreas do Campo de Petróleo da Fazenda Belém e Lajedo do Rosário

vez de penetrar na amostra de uma maneira linear, interage com os átomos dos minerais e são dispersados. Eles seguem complicados caminhos curvos através da amostra do material, perdendo energia nas interações. Os eventos dispersados são de dois tipos: elástico e inelástico. No espalhamento elástico, ocorre a mudança da trajetória dos elétrons, mas a energia cinética e a velocidade dos elétrons permanecem essencialmente constantes. Isto é por causa da grande diferença entre a massa do elétron e o núcleo atômico. Na dispersão inelástica, a trajetória dos elétrons pode ser, apenas, um pouco perturbada, mas energia é perdida através da interação com os orbitais eletrônicos dos átomos constituintes da amostra. As interações inelásticas produzem os seguintes efeitos: elétrons secundários, elétrons retroespalhados, catodoluminescência e radiação característica de raios-X (Figura 4.1) (Wittke, 2008).

FLUXO DE ELÉTRONS

ELÉTRONS RETROESPALHADOS

RAIOS-X CATODOLUMINESCÊNCIA

ELÉTRONS SECUNDÁRIOS

CORRENTE ABSORVIDA

AMOSTRA EXCITAÇÃO

DE VOLUME

Figura 4.1 Efeitos de interação que emergem da amostra devido ao bombardeamento eletrônico. A linha dentro do volume de interação delineia a região onde indica predominância do efeito. Por exemplo, somente raios-X emergem da amostra das partes mais profundas do volume (Wittke, 2008).

(40)

Os elétrons secundários são elétrons produzidos em emissão secundária. Eles são chamados secundários por serem gerados por outra radiação. Esta radiação pode estar na forma de íons, elétrons ou fótons com energia suficientemente alta. Raios-X são uma forma de radiação eletromagnética, que não deixa de ser um tipo de radiação de alta energia.

4.4. Aplicações da catodoluminescência na geologia do petróleo

A catodoluminescência tem várias aplicações para a geologia do petróleo: a) Avaliar a redução da porosidade devido à compactação e cimentação;

b) Estimar o tempo de cimentação;

c) Identificar a presença de fraturas (as quais contribuem para o aumento da permeabilidade) e dos materiais que as preencheram;

d) Mostrar informações sobre diagênese em rochas sedimentares acima das acumulações de petróleo;

e) Tempo de migração do petróleo (formação de fraturas gera porosidade e dependendo do tamanho da mesma irá permitir a transmissão do fluido através dos poros mais facilmente) em traps (formas de como o petróleo é armazenado na rocha sedimentar) ( Boggs & Krinsley, 2006).

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4.5. Catodoluminescência em Rochas Carbonáticas.

Long e Agrell (1965), Smith e Stenstrom (1965) e Sippel e Glover (1965) foram os pioneiros nos estudos petrográficos da CL de carbonatos. A CL tornou-se uma ferramenta popular para investigação de rochas carbonáticas. O uso mais comum da CL por meio dos petrologistas carbonáticos é em estudos de cimentos zonados (permite identificar a quantidade de Mn2+ (favorece a luminescência) e Fe2+(inibe a luminescência através da CL) presente nos cristais precipitados de soluções dentro de um poro ou espaço vazio) . Geralmente, cores e intensidades de CL são correlacionados com conteúdos analisados de Mn2+ e Fe2+ e, em seguida, usados, freqüentemente, com dados de isótopos estáveis, para interpretar salinidade, temperatura, pH e Eh das águas de formação (Meyers, 1974; Frank et al., 1982; Niemann & Read, 1988).

A CL revolucionou a maneira nos quais cimentos carbonáticos são interpretados. Uma complexa estratigrafia dentro e entre cimentos de rochas carbonáticas tem sido revelada e interpretada por meio da CL (Banner et al., 1988; Marshall, 1988; Meyers, 1991). Entretanto, a maioria das interpretações de CL, em carbonatos diagenéticos, é baseada em suposições bastante simples (Machel, 1985). Estas incluem a aplicação popular do diagrama pH/Eh, e interpretações de que aqüíferos carbonáticos geralmente são supersaturados em calcita e formam cimentos que são correlacionáveis, por centenas de quilômetros.

A determinação subjetiva de cores obtidas na catodoluminescência deveria ser suplementar à análise espectrométrica. Os estudos com a catodoluminescência são freqüentemente combinados com microscopia petrográfica (Gregg & Karakus, 1991) e microanálise de elementos raros, e tem se tornado uma parte significativa de análise de microfácies. As principais aplicações da microscopia catodoluminescente para rochas carbonáticas são para:

a) Estudo da diagênese de fósseis;

b) Identificação de transformações minerais, como por exemplo, a alteração da calcita para dolomita (Richter, 1984);

c) Reconstrução de eventos diagenéticos, a qual identifica estágios de cimentação e proporciona o estabelecimento de uma „estratigrafia de cimentos‟, usada para estabelecer correlações estratigráficas com base nos cimentos presentes (Meyers, 1991);

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d) Interpretação da história diagenética das rochas reservatório e avaliação da química dos fluidos intersticiais (Bruckschen et al., 1992);

e) Reconhecimento de materiais (ex. Identificação de estruturas recristalizadas, reconhecimento de microfraturas).

Emissões CL são particularmente sensíveis à presença de níveis muito baixos de elementos traços (freqüentemente no alcance ppb). Tipicamente, minerais como calcita pura e quartzo emitirão radiação no alcance da luz ultravioleta e, portanto, aparecem essencialmente sem cor. Entretanto, quando se trata de defeitos no arranjo regular dos átomos ou substituições de elementos traços, emissões irão freqüentemente incluir luz no alcance visível (Mason & Mariano, 1990).

A CL é uma técnica não destrutiva usada para detectar características texturais e histórico de crescimento dos minerais (Marshall, 1988). Existem muitos elementos ativadores, inibidores e sensíveis à CL (e outros tipos de luminescência), em carbonatos diagenéticos (Tabela 1). Mn2+ parece ser o mais importante ativador em calcitas e dolomitas visto que, entre todos os elementos ativadores, ele é mais abundante e sensível às observações ou medidas de intensidade da luminescência (Machel, 1985; Hemming et al., 1989; Machel et al., 1991). Por volta de 10-20 ppm de Mn2+, em solução sólida, são suficientes para produzir luminescência visualmente detectável, se o conteúdo total de ferro estiver abaixo de 150 ppm (Machel et al., 1991).

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Tabela 1. Possíveis ativadores, sensibilizadores e inibidores da luminescência, e sua concentração mínima efetiva, em calcita e dolomita (Machel et al., 1991).

Diferenças consideráveis na composição de elementos traços de sedimentos carbonáticos exibem distintas emissões espectrais da catodoluminescência que resultam em diferentes cores. Estas cores revelam uma variedade de texturas em crescimento. A catodoluminescência intrínseca em carbonatos exibe uma emissão azul escura de baixa intensidade que chega a estar sobrecarregada se uma concentração mínima de Mn2+ _{estiver presente. Este elemento produz uma luminescência amarela, em}

calcita, quando substitui Ca2+. Mn2+ ativando calcita magnesiana é caracterizado por uma luminescência amarela, enquanto substituição por Mn2+, em dolomita, no local do arranjo regular de átomos de Ca2+ produz uma luminescência vermelho claro. Fe2+ é o inibidor dominante em carbonatos e em concentrações de Ca2+ acima de 250 ppm muda a emissão da luminescência vermelha à amarelo-laranja em direção a comprimentos de onda mais longos, resultando em emissões de aparência marrom que se tornam menos intensas com o aumento da concentração de Fe2+ (Burley, 2003).

A cor da catodoluminescência em carbonatos depende de ambas as concentrações absolutas de Mn2+ e Fe2+ e da razão entre eles (Ten Have & Heijen, 1985). A intensidade máxima de CL é controlada através da razão Fe/Mn, enquanto a intensidade de CL abaixo do máximo é uma função da quantidade absoluta de Mn2+ para uma dada razão Fe/Mn (Hemming et al., 1989). A incorporação de Mn2+ e Fe2+, em carbonatos, é largamente controlada através do estado redox do meio ambiente diagenético (Barnaby & Rimstidt, 1989). Mn3+ e Fe3+ são ambos insolúveis, em fluidos aquosos, mas como o conteúdo de

________________________________________________________________________________ ATIVADORES SENSÍVEIS INIBIDORES

>10-20ppm >10ppm >30-35ppm

Mn2+ Pb2+ Fe2+

Sm3+ Ce3+ Fe3+

Tb3+ Ni2+

Dy3+ Co2+

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oxigênio diminui o Mn3+, em primeiro lugar, e o Fe3+, em seguida, são reduzidos para suas formas bivalentes solúveis, tornando-se sucessivamente disponíveis para incorporação no arranjo regular de carbonatos (Burley, 2003).

Luminescência vermelha escuro é característica de amostras mais dolomitizadas; entretanto, esta cor torna-se menos intensa com o decréscimo das concentrações de manganês, ferro e európio. Já as amostras com calcita são caracterizadas pelas cores amarelo e laranja. Calcita pura ou baixas concentrações de ativadores podem estar relacionadas às zonas com luminescências azul a violeta (Almeida et al., 2007).

4.6. Zonações em Rochas Carbonáticas

Uma das mais interessantes contribuições da catodoluminescência é a identificação de zonações em cristais. Reeder (1991) demonstrou que, em carbonatos, podem ser observados quatro tipos de zonações: zonações concêntricas simples, oscilatórias, setoriais e intrasetoriais (Figura 4.2).

A

_B

C

D

Figura 4.2 Tipos de zonações comuns em carbonatos. A) Zonação Concêntrica Simples. B) Zonação Oscilatória. C) Zonação Setorial. D) Zonação Intrasetorial

(45)

Nesta seção, serão discutidas zonações que se formam durante o crescimento do cristal e podem ser usadas para correlações com a composição do fluido. Recristalização e/ou substituição geralmente perturbam ou destroem zonas de crescimento e resultam em cristais com luminescência cheia de manchas.

4.6.1. Zonações Concêntricas

Zonas concêntricas são paralelas às superfícies de crescimento de cristais e geralmente têm larguras entre uns poucos micra até vários milímetros. Este padrão de zonação é um registro da morfologia cristalina durante o crescimento (Reeder, 1991). Em alguns casos, a zonação concêntrica é cíclica, isto é, duas ou três cores e intensidades da catodoluminescência ocorrem repetidamente, refletindo possibilidade de uma evolução cíclica de água nos poros.

Existem muitos fatores que causam zonações concêntricas, incluindo mudanças no volume composicional da solução, mudanças na razão do crescimento e mudanças na temperatura. Cristais têm cores concêntricas da catodoluminescência que se apagam, no caso de um ou mais destes fatores mudarem gradualmente.

Zonação oscilatória é outro tipo de zonação concêntrica. Em muitos casos, zonas oscilatórias ocorrem dentro de zonas concêntricas simples. Formam-se somente em sistemas fora do equilíbrio como resultado de certos processos de difusão/precipitação sobre a superfície de crescimento do cristal (Reeder, 1991; Ortoleva, 1994).

4.6.2. Zonações Setoriais

Resultam de diferenças na composição dos cimentos que variam por tempo equivalente, mas não equivalentes cristalograficamente (Reeder & Paquette 1989; Reeder 1991). Setores altamente irregulares são resultado da mudança da morfologia cristalina durante o crescimento. Zonações intrasetoriais são um subtipo especial de zonação composicional de elementos traços dentro de uma região de setor de crescimento da calcita. Zonações setoriais e intrasetoriais são tipos de divisão desequilibrada por causa das faces cristalograficamente não equivalentes, ou parte das faces, que cresceram, simultaneamente, com diferentes composições (Reeder, 1991; Foucke & Reeder, 1992).

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4.7. A Catodoluminescência no estudo das zonações

Observações sob CL, combinadas com análises de Mn e Fe em cristais sintéticos, calcitas e dolomitas, mostram que:

a) 15-30ppm e 30-35ppm de Mn são suficientes para ativar luminescência em calcitas e dolomitas, respectivamente;

b) A intensidade da luminescência é controlada por meio da quantidade absoluta de Mn2+ e não por meio da razão Fe2+/Mn2+;

c) Zonações luminescentes, comuns em carbonatos, refletem diferentes razões de Mn durante o crescimento, causadas por:

- Mudanças na concentração de Mn2+ no fluido precipitado;

- Mudanças na razão de crescimento dos cristais independente da concentração de Mn2+ no fluido.

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5.1. Catodoluminescência dos carbonatos da Formação Jandaíra no Campo da

Fazenda Belém e Lajedo do Rosário

A análise das lâminas delgadas selecionadas sob CL (Anexo) revelou que tanto os grãos (aloquímicos ou não) da Formação Jandaíra quanto seus principais produtos diagenéticos (micritização, dolomitização, neomorfismo e cimentação) revelaram desde ausência de luminescência à luminescência em cores (amarela, laranja, vermelha, marrom e azul) e intensidades variadas (Tabelas 2 e 3).

Tabela 2 – Alguns resultados da Catodoluminescência para os diversos constituintes (grãos, matriz e cimento) do Campo da Fazenda Belém e Lajedo do Rosário da Formação Jandaíra- Bacia Potiguar.

Sem Catodoluminescência Com Catodoluminescência Localização

Lâmina 12 Poço CRI-SD-04

Faz. Belém

Lâmina N3-B

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CATODOLUMINESCÊNCIA (COR) Vermelho claro Vermelho escuro Laranja claro Laranja escuro Laranja escuro com bordas amarelas

azul ausente Vermelho com bordas amarelas Amarelo forte MICRITA (MICRITIZAÇÃO, PELÓIDES)

XX XXX XXXXXXXX

CRESCIMENTO SECUNDÁRIO EM

EQUINODERMA

XXX X

NEOMORFISMO X X X

DOLOMITIZAÇÂO XX XX XX X

PREENCHIMENTO DE FRATURA

X X X

CIMENTO BLOCOSO XX X X X

CIMENTO EM MOSAICO < BLOCOSO

X X X X X

GRÃOS TERRÍGENOS XX X

BIOCLASTO (?) X XXXX

OÓIDE X X X X

FRANJA ISÓPACA X

Tabela 3 - Cores e intensidades observada a partir da análise sob catodoluminescência de diferentes constituintes da Formação Jandaíra, nas lâminas estudadas. A quantidade de “X” reflete a frequência com que as cores aparecem.

Os seguintes resultados foram obtidos:

- Na micrita deposicional, em grãos de natureza micrítica (pelóides e intraclastos) e naqueles parcialmente micritizados, predominou ausência de luminescência e, subordinadamente, luminescências de cores variadas (laranja escuro, vermelho claro) com intensidades fortes a fracas;

- Oóides apresentaram desde ausência de luminescência a luminescências laranja e vermelho de intensidade fraca. Grãos terrígenos exibiram emissão predominantemente azul e, subordinadamente, ausente. Bioclastos em geral apresentaram-se não luminescentes e, em menor número, com luminescência laranja claro;

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- No cimento blocoso, observou-se, predominantemente, luminescência de cor vermelho claro e, subordinadamente, ausente. Dois padrões de luminescência foram encontrados, exclusivamente, no cimento blocoso: (a) a presença de duas cores, uma na borda e outra no centro de cada cristal; (b) ocorrência de zonações do tipo oscilatória e concêntrica simples, ou seja, a segunda é paralela às superfícies de crescimento dos cristais e a primeira, provavelmente se formou em sistemas fora do equilíbrio como resultado de certos processos de difusão/precipitação sobre a superfície de crescimento do cristal (Reeder, 1991; Ortoleva, 1994);

- No cimento em mosaico de cristais menores do que o blocoso, não se observou uma cor predominante, tendo sido identificadas desde ausência de luminescência até cores amarelo forte, laranja clara e vermelha escuro/claro;