UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE JANEIRO INSTITUTO DE AGRONOMIA DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA

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UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE JANEIRO

INSTITUTO DE AGRONOMIA

DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS

CURSO DE GEOLOGIA

MODELAGEM TÉRMICA DE UMA SEQUÊNCIA DE ROCHAS MAGMÁTICAS PRÉ-APTIANAS NA BACIA DE SANTOS.

Aluno:

EDUARDO MAMBUENI LUTONDA (200904042-0)

Orientador: Dr. SERGIO DE CASTRO VALENTE

Co-orientador: Dr. IVANILSON MOREIRA

Junho de 2014

Trabalho apresentado à Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro como requisito parcial para obtenção do titulo de Bacharel em Geologia

1 SUMÁRIO Dedicatória Agradecimentos Resumo Índice de figuras Índice de tabelas Capítulo 1:INTRODUÇÃO 1.1: Apresentação 1 1.2: Objetivo 1 1.3: Motivação 1 1.4: Métodos 2 1.5: Localização 2

Capítulo 2: REVISÃO TEMÁTICA

2.1: Estratigrafia e Geologia da Bacia de Santos 4

2.2: O magmatismo na Bacia de Santos 12

Capítulo 3: COMPILAÇÃO E ANÁLISE DOS DADOS

3.1: Base de dados 17

3.2: Petrografia 17

Capítulo 4: RESULTADOS

4.1: Caracterização do magmatismo e parâmetros físicos associados 24

4.2: Modelagem térmica 25

Capítulo 5: CONSIDERAÇÕES FINAIS

5.1: Discussões 30

5.2: Conclusões 33

Referências bibliográficas 35

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Dedicatória

Dedico este trabalho à minha querida mãe Boa Videira, por ela ter sempre acreditado em mim, e à minha Tia Maria Ndumba

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Agradecimentos

Agradeço a Deus por me guiar e por sempre me dar força e luz. Gostaria de agradecer a todas as pessoas que alguma forma colaboraram e incentivaram na realização deste trabalho tão importante para a minha vida profissional .

Aos meus pais Sebastião Lutonda e Boa Videira pelo amor incondicional e por todo incentivo e apoio , por acreditarem sempre em mim tornaram esta graduação possível. Aos meus irmãos : Alvaro Nelo, Mana Suzana, a minha Tia Maria Ndumba pela força e compreensão.

Os meus agradecimentos especiais ao meu orientador professor Dr Sérgio Valente pela orientação, dedicação e paciência ao longo deste trabalho.

Ao meu coorientador Dr Ivanilson Morreira (sonangol Starfish Oil e Gás) por ter aceitado o desafio . Agradecimentos a direção de Exploração e reservatório da Sonangol Starfish Oil e Gás por me propocionar um estagio e disponibilização de dados técnicos para elaboração da minha monografia.

Agrecimentos ao meu amigo e colega Dimitrov Fragoso pela colaboração e companherismo ao longo do curso, e a todos meus colegas da turma geologia 2009 em especial o Lucas Audi (Magal), Luis Filipe Farina (Visconde), Rafael Della Favera, Jonas Mendes Silva (Jonas Brother) , Lucas belo Castro (Lucassio) e Bruno Viana (Brunex). Agradeço a Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro por acolher a todos como seu novo lar, não apenas no período aqui vivenciado, mas pelas lembranças e e experiências que serão sempre recordados com muita alegria.

A família Ruralina que também está em meu coração que me acolheu e suportou durante todos esses anos Obrigado pela convivência.

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Resumo

O objetivo deste trabalho foi elaborar modelos térmicos relacionados às rochas magmáticas da sequência Pré-Aptiana e suas influências em sistemas petrolíferos da Bacia de Santos. A base de dados utilizada nesta monografia foi cedida pela SONANGOL Starfish Oil e Gás, com autorização da agência Nacional do Petróleo (ANP), e incluiu um perfil composto impresso de um poço pioneiro localizado num dos blocos da companhia, na Bacia de Santos; oito lâminas petrográficas de rochas magmáticas da seção Pré-Aptiana atingida pelo poço; e relatórios de descrições petrográficas feitas por técnicos contratados pela companhia. O poço atingiu a profundidade final de cerca de 6.020 m permitindo a coleta de dados e amostras das fases drifte, pós-rifte e parte da fase rifte. O perfil composto serviu para coleta de dados referentes às espessuras das camadas sedimentares e das sequências magmáticas de interesse para esta monografia. As lâminas foram utilizadas para as descrições petrográficas com vistas à discriminação da assembleia mineral, texturas e estruturas das rochas magmáticas, além da classificação das mesmas. As rochas são ankaramitos, basaltos alcalinos, basanitos e lamprófiros. Estas rochas estão intercaladas àquelas das formações Piçarras (reservatórios e geradoras da bacia) e Barra Velha (reservatórios). De um modo geral, os modelos térmicos mostraram que intrusões relativamente pouco espessas, da ordem de 30 m, conseguem gerar uma zona de interferência térmica mais que três vezes maior que as suas espessuras. No caso da seção Pré-Aptiana estudada, os efeitos térmicos combinados de todo o magmatismo estudado poderiam ter modificado a permoporosidade de potenciais reservatórios, mas também incrementar o poder selante das sequências pelíticas. Adicionalmente, folhelhos potencialmente geradores da Formação Piçarras estariam dentro da zona de interferência térmica do maior corpo intrusivo estudado, e o aporte de calor poderia maturar a matéria orgânica eventualmente presente, adiantando o processo de geração que, na bacia, parece ter tido início apenas no Cenomaniano.

5 INDICE DE FIGURAS

Figura 1.1: Localização da Bacia de Santos e distâncias aproximadas do litoral do Rio de Janeiro e São Paulo. Os campos de hidrocarbonetos, e respectivos nomes, são mostrados na figura.

Fonte: modificado de http://www.radioprogresso640.com.br/. 3

Figura 2.1: Carta estratigráfica da Bacia de Santos (Moreira et al.,

2007). 5

Figura 2.2: Seção esquemática evolutiva da Bacia de Santos (Cainelli e Mohriak, 1998). Notar a expressiva halocinese e seção de rochas

magmáticas (representadas como vulcânicas). 13

Figura 2.3: Principais eventos magmáticos associados à Bacia de Santos (esquerda) e demais bacias sedimentares brasileiras (direita)

no Mesozoico e Cenozoico (Thomaz-Filho et al., 2000). 14

Figura 3.1: Fotomicrografia de olivina palagonitizada. Lâmina 1.

Nicóis paralelos. 19

Figura 3.2: Fotomicrografia de texturas semelhantes a fiammés.

Lâmina 1. Nicóis cruzados. 19

Figura 3.3: Fotomicrografia de rocha com fenocristais de augita titanífera e pseudomorfos de olivina (verde) imersos em matriz

desvitrificada. Lâmina 2. Nicóis paralelos. 20

Figura 3.4: Fotomicrografia de rocha com amígdala subcircular

preenchida por carbonato (amg). Lâmina 3. Nicóis cruzados. 20 Figura 3.5: Fotomicrografia de rocha com pseudomorfos de olivina

imersos numa matriz de granulometria fina. Lâmina 4. Nicóis

paralelos. 21

Figura 3.6: Fotomicrografia com textura indicativa de mistura magmátia no contacto entre lamprófiros alcalinos. Lâmina 5. Nicóis

paralelos. 22

Figura 3.7: Fotomicrografia de basalto alcalino com matriz alterada.

Lâmina 8. Nicóis paralelos. 23

Figura 4.1: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 40 m de espessura após um ano. A intrusão, janelas de gás e óleo e a zona de influência térmica estão indicadas. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de temperatura

(⁰C). 27

Figura 4.2: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 40 m de espessura após um ano. A intrusão, janelas de gás e óleo e a zona de influência térmica estão

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indicadas. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de temperatura

(⁰C). 28

Figura 4.3: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 40 m de espessura após um ano. A intrusão, janelas de gás e óleo e a zona de influência térmica estão indicadas. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de temperatura

(⁰C). 28

Figura 4.4: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 40 m de espessura após um ano. A intrusão, janelas de gás e óleo e a zona de influência térmica estão indicadas. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de temperatura

(⁰C). 29

Figura 5.1: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 2 m de espessura. Os tempos decorridos após a intrusão são representados pelas curvas, cuja legenda é indicada no gráfico. As setas indicam os limites máximos das zonas de queima, geração de gás e geração de óleo a partir do contato da intrusão. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de

temperatura (⁰C). 30

Figura 5.2: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 8 m de espessura. Os tempos decorridos após a intrusão são representados pelas curvas, cuja legenda é

indicada no gráfico. 31

Figura 5.3: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 30 m de espessura. Os tempos decorridos após a intrusão são representados pelas curvas, cuja

7 ÍNDICE DE TABELAS

Tabela 2.1: Correlação de episódios magmáticos Pré-Aptianos nas bacias de Santos e Pelotas. As fontes dos dados geocronológicos

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Capítulo 1: INTRODUÇÃO

1.1-

Apresentação

Esta monografia está vinculada à disciplina Trabalho de Graduação (IA-243) do Curso de Geologia na Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro. Este projeto foi orientado pelo professor Dr. Sérgio Valente, orientador acadêmico, e pelo Dr. Ivanilson Moreira, da (Sonangol Starfish Oil ee Gas). A presente monografia tem relação direta com as atividades desenvolvidas, pelo autor, como estagiário da Direção de Exploração daquela companhia, durante o período de julho de 2011 a setembro 2013 .

Empresas de diversas partes do mundo estão interessadas em investir na exploração de hidrocarbonetos nas bacias sedimentares brasileiras devido ao número crescente de descobertas nos últimos anos.

A Bacia de Santos é a maior em extensão na margem leste brasileira e uma das principais bacias para exploração e produção de hidrocarbonetos, recebendo, assim, grandes investimentos em pesquisa.

1.2- Objetivo

O objetivo deste trabalho foi elaborar modelos térmicos relacionados às rochas magmáticas da sequência Pré-Aptiana e suas influências em sistemas petrolíferos da Bacia de Santos.

1.3- Motivação

A Bacia de Santos é do tipo rifte que evoluiu para uma bacia de margem passiva localizada na margem continental brasileira.

A história de exploração de petróleo da Bacia de Santos iniciou-se nos anos 1970, quando ocorreram as primeiras incursões exploratórias, muito embora sem sucesso. Só em 1980, a Pecten fez a primeira descoberta na Bacia de Santos, em arenitos turbidíticos da Formação Itajaí-Açu, no campo de Merluza.

A Bacia de Santos corresponde ao segmento da margem brasileira com maior ocorrência de rochas vulcânicas básicas. Durante a fase rifte de fragmentação do Gondwana, um volume expressivo de magmas intrudiu e extravasou sobre o embasamento

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das bacias da margem continental brasileira. Além disso, vários eventos magmáticos foram identificados na Bacia de Santos no Albiano, Santoniano, Maastrichtiano, Paleoceno e Eoceno (Oureiro, 2006). Este magmatismo ocorreu sob a forma de soleiras de diabásio e enxames de diques, intrusões estas que eram vistas como um problema, não pela dificuldade nas interpretações sísmicas, devido à diminuição da penetração das ondas que gerava interferência e falsas estruturas, mas também pela queima de hidrocarbonetos pelo aumento excessivo da temperatura. No entanto, o calor dessas rochas magmáticas propicia a maturação da matéria orgânica contida nas rochas geradoras de hidrocarbonetos nas ditas bacias frias. Estes eventos magmáticos podem, também, originar condições favoráveis aos processos de migração e até mesmo formar rochas reservatórios para hidrocarbonetos. Tais condições favoráveis devem ser investigadas em bacias onde o registro de processos magmáticos é recorrente, como no caso da Bacia de Santos.

1.4- Métodos

Os métodos utilizados para a execução deste trabalho incluem os seguintes itens:

1. Revisão temática com leitura de textos relativos à Geologia e sistemas petrolíferos da Bacia de Santos, bem como sobre diferentes modelos térmicos existentes para esta bacia.

2. Compilação de parâmetros físicos e geológicos necessários à elaboração dos modelos térmicos.

3. Utilização de amostras de rochas e outras informações de um poço exploratório perfurado pela Sonangol Starfish Oil e Gas na Bacia de Santos. As amostras serão descritas sob o microscópio de luz transmitida do Laboratório de Microscopia do Departamento de Geociências da Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro 4. Etapa de gabinete com a elaboração dos modelos térmicos unidimensionais,

respectivos testes, análise de dados e resultados, bem como elaboração do volume final da monografia de graduação.

1.5- Localização

A Bacia de Santos situa-se na região sudeste da margem continental brasileira, entre os paralelos 23º e 28º Sul, ocupando cerca de 350.000 km2 _{até a cota batimétrica de 3.000}

m (Figura 1.1). A área estudada está inserida na porção norte da Bacia de Santos, a 100km da linha de costa, com uma cota batimétrica em torno de 130 m (águas rasas), onde está contido o campo Mexilhão.

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Figura 1.1: Localização da Bacia de Santos e distâncias aproximadas do litoral do Rio de Janeiro e São Paulo. Os campos de hidrocarbonetos, e respectivos nomes, são mostrados na figura. Fonte: modificado de http://www.radioprogresso640.com.br/.

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2.1-

Estratigrafia e Geologia da Bacia de Santos

A Bacia de Santos localiza-se na porção sudeste da margem continental brasileira. Ela compreende os litorais dos estados do Rio de Janeiro, São Paulo, Paraná e Santa Catarina, limitando-se, geologicamente, ao norte com a Bacia de Campos, pelo Alto de Cabo Frio, e ao sul, com a Bacia de Pelotas, pela Plataforma de Florianópolis (Pereira e Macedo, 1998). A oeste, a bacia é limitada pelo Cinturão de Serras Costeiras (Maciço da Carioca, Serra do Mar e Serra da Mantiqueira). O limite de ocorrência do pacote Pré-Aptiano é dado por uma falha normal sintética posicionada a cerca de 50 km do litoral e cujo traço é paralelo à linha de costa.

A Bacia de Santos é uma bacia do tipo margem passiva gerada por processos tectônicos relacionados com a fragmentação do Gondwana, iniciada no Mesozoico, e que resultaram na abertura do Atlântico Sul (Mio et al., 2003). Esses processos foram responsáveis pelas manifestações magmáticas e geração de estruturas rúpteis que influenciaram na compartimentação da bacia e na acumulação de sedimentos durante a fase rifte (Almeida e Carneiro, 1989). A sua geometria é moldada pela interação dos esforços distensionais com descontinuidades do embasamento (Zalán et al. 2009).

A estratigrafia da Bacia de Santos foi sintetizada, inicialmente, por Pereira e Feijó (1994), tendo sido atualizada na última revisão das cartas estratigráficas empreendida pela PETROBRAS (Moreira et al. 2007) (Figura 2.1).

A tectônica e o magmatismo da Bacia de Santos estão inseridos em três fases: a fase mais antiga, denominada rifte, ocorreu entre o Neocomiano e o Eoaptiano, com derrames de basalto e deposição de sedimentos continentais lacustrinos. As fases posteriores são denominadas pós-rifte (ou transicional) e drifte.

O registro sedimentar e magmático da fase rifte, na Bacia de Santos, teve início no Hauteriviano (131 Ma), (Pereira e Feijó, 1994, Mio et al., 2005) e prolongou-se até o inicio do Aptiano, sendo subdividido em três sequências denominadas K20-K34 (Formação Camboriú), K36 (Formação Piçarras) e K38 (Formação Itapema), inseridas no Grupo Guaratiba. Essa fase é composta por um magmatismo basal recoberto por uma sequência sedimentar depositada em ambiente fluviolacustrino representado por folhelhos , carbonatos e depósitos siliciclásticos grossos associados a leques aluviais. A fase rifte também é denominada Megassequência Continental (Mio et al., 2005).

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Figura 2.1: Carta estratigráfica da Bacia de Santos (Moreira et al., 2007).

A fase pós-rifte teve início no Eoaptiano e tem como limite superior a sua discordância de 117 Ma, sendo subdividida em quatro sequências, quais sejam: K44, K46 e K48 (Formação Barra Velha) e K45. O Grupo Guaratiba está representado na fase pós-rifte pelas formações Barra Velha e Ariri (K50). Essa fase, também chamada de transicional, é separada da fase rifte pela discordância pré-Alagoas. É composta por uma espessa seção de rochas evaporíticas depositadas durante o Aptiano em ambiente marinho restrito e lagunar, associado a depósitos sabkhas. Sobre os evaporitos da fase transicional instalou-se, durante o Albiano Inferior, uma ampla plataforma carbonática, dando início à fase drifte. Posteriomente, instalou-se a fase da margem passiva que perdura até hoje. Esta fase de margem passiva compreende a Megassequência de Mar Aberto (Chang et al., 1992).

A fase drifte teve início no Albiano, sendo representada por um ambiente deposicional de plataforma rasa e talude. Essa fase compreende os grupos Camburi, Frade e Itamambuca, sendo estes dois últimos caracterizados por um ambiente deposicional costeiro e de margem continental passiva (plataforma, talude e sopé). O Grupo Camburi é composto pelas formações Florianópolis, Guarujá e Itanhaém. O Grupo Frade compreende as formações Santos, Jureia e Itajaí-Açu. No Grupo Itamambuca estão inseridas as formações Ponta Aguda, Iguape, Marambaia e Sepetiba (Figura 2.1).

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De acordo com a última revisão da carta estratigráfica da Bacia de Santos (Moreira

et al., 2007), a antiga Formação Guaratiba foi elevada à categoria de grupo, sendo

composta por cinco formações das quais três estão inseridas na fase rifte (formações Camboriú, Piçarras e Itapema). A sequência K20-34 corresponde à Formação Camboriú, enquanto que as sequências K36 e K38 correspondem às formações Piçarras e Itapema, respectivamente.

A Formação Camboriú compreende os derrames de basaltos sotopostos à seção sedimentar. Em quase toda bacia, esta formação é composta por basaltos verde escuro e cinza escuro, holocristalinos de granulação média e textura ofítica, constituídos, principalmente, por plagioclásio e augita, estando comumente pouco alterados. Estes basaltos foram datados em 138 Ma (K-Ar, rocha total; Fodor et al., 1983) de modo que a Formação Camboriú, do Eocretáceo, deve ser correlata às formações Cabiúnas, na Bacia de Campos, e Serra Geral, na Bacia de Pelotas (Misuzaki et al., 1992; Bueno et al., 2007).

A Formação Piçarras é composta por leques aluviais de conglomerados e arenitos polimíticos constituídos de fragmentos de basalto, quartzo e feldspato, nas porções proximais, e por arenitos, siltitos e folhelhos de composição talcoestevensítica, nas porções lacustres (Moreira et al., 2007).

A Formação Itapema, informalmente denominada Sequência das Coquinas, na Bacia de Campos, integra sedimentos depositados desde do Neobarremiano ao Eoaptiano. Seu limite inferior é a discordância intrabarremiano de 126,4 Ma, que separa os andares locais Buracica e Jiquiá, e o limite superior é a discordância da base do Alagoas conhecida por discordância pré-Alagoas (DPA) na Bacia de Campos. A Formação Itapema é caracterizada por apresentar intercalações de calcirruditos e folhelhos escuros. Os calcirruditos são constituídos por fragmentos de conchas de pelecípodes que frequentemente encontram-se dolomitizados e/ou silicificados (Moreira et al., 2007). O topo da Formação Itapema corresponde ao limite superior da fase rifte.

O início a fase pós-rifte é marcada pela sedimentação da Formação Barra Velha do Grupo Guaratiba, durante o Eoaptiano, equivalente ao andar local Alagoas inferior. A base da Formação Barra Velha é separada do topo da Formação Itapema pela discordância Pré-Alagoas. A deposição desta sequência é marcada por um ambiente transicional, entre continental e marinho raso, do tipo lagunar, bastante estressante, com a deposição de calcários microbiais, estromatólitos e laminitos, nas porções proximais, e folhelhos, nas porções distais, além de grainstones e packstones formados por fragmentos dos estromatólitos e ostracodes. Estes carbonatos podem estar parcial ou totalmente

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dolomitizados. Basaltos com 117 Ma foram datados dentro da sequência da Formação Barra Velha (Moreira et al., 2007).

A Formação Ariri se sobrepõe à Formação Barra Velha no topo do Andar Alagoas (limite superior do Aptiano e inferior do Albiano). Ela corresponde aos evaporitos que se depositaram no Neoaptiano ao longo de 0,7 a 1 Myr (Dias, 1998). No entanto, a taxa de acumulação permanece imprecisa devido à alta mobilidade da halita. Seu limite inferior é dado pelo contato com os carbonatos da seqüência K46-K48 (113 Ma) da Formação Barra Velha, enquanto seu limite superior é dado pela passagem entre os evaporitos e os sedimentos siliciclásticos/carbonáticos das formações Florianópolis e Guarujá, já dentro da fase rifte. Geralmente, os evaporitos são compostos por halita e anidrita. Entretanto, constatou-se a presença de sais mais solúveis, tais como, taquidrita, carnalita e, localmente, silvinita (Moreira et al., 2007).

O início da fase drifte é marcada pelo estabelecimento de um ambiente do tipo plataforma rasa-talude com a deposição da Formação Guarujá do Grupo Camburi no Eoalbiano. Esta sequência (K60) é composta pela parte inferior da Formação Florianópolis, Formação Guarujá e a porção basal da Formação Itanhaém. Ela é marcada pela ocorrência de três importantes folhelhos radioativos que representam três grandes períodos de inundações marinhas desde o Albiano Inferior até a porção basal do Albiano Superior. O limite inferior da sequência K60 é o topo das anidritas da Formação Ariri e o limite superior é a porção basal da Formação Itanhaém.

A Formação Florianópolis corresponde às fácies proximais e está constituída por conglomerados, arenitos proximais e folhelhos associado a sistemas de leques aluviais e deltaicos. A Formação Itanhaém é caracterizada por folhelhos e, mais raramente, margas de origem marinha distribuídas desde a plataforma até as regiões bacinais. Nesta formação encontram-se os depósitos arenosos de sistemas originados por fluxos gravitacionais densos que compõem o Membro Tombo. Estes arenitos geralmente ocorrem encaixados em baixos deposicionais gerados e controlados pela tectônica salífera albiana. Esta sequência apresenta um padrão retrogradante e seus depósitos são resposta a uma progressiva subida relativa do nível do mar com afogamento da plataforma rasa pelos sedimentos pelágicos.

A Formação Santos (Grupo Frade) é composta por conglomerados e arenitos líticos avermelhados, intercalados com folhelhos cinza e argilas vermelhos depositados em ambientes continental a transicional de leques aluviais, rios entrelaçados e deltas. Esta unidade interdigita-se, lateralmente, com as formações Jureia e Itajaí-Açu, e recobre

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discordamente a Formação Florianópolis, sendo sotoposto às formações Iguape e Marambaia por pronunciada discordância. As datações bioestratigraficas e as correlações com as Formações Jureia e Itajaí-Açu permitem posicionar a Formação Santos no Cenomaniano–Maastrichtiano.

A Formação Jureia (Grupo Frade) é uma unidade clástica situada lateralmente entre os clastos grossos da Formação Santos (proximal) e os sedimentos pelíticos da Formação Itajai-Açu (distal), sendo que em alguns casos se sobrepõem, esta última em contato lateralmente discordante. O contato superior é discordante com as formações Iguape e Marambaia. As rochas da Formação Jureia são folhelhos, siltitos e arenitos finos e muitos finos, além de calcilutitos depositados em ambiente de plataforma marinha. Com base em datações de nanofósseis, calcários e palimorfos, foi posicionado no Santoniano-Mastrichtiano, sendo correlacionáveis com as porções inferiores das Formações Cidreira (Bacia de Pelotas), Emboré (Bacia de Campos), e Rio Doce (Bacia do Espirito Santo).

A Formação Itajai-Açu inclui um pacote pelítico sotoposto e interdigitado com os clásticos das formações Jureia e Santos. É composto por uma seção de clásticos finos, predominando folhelhos. Arenitos turbiditicos médios, encontrados de forma dispersa na seção, constituem o Membro Ilha Bela.

A Formação Ponta Aguda (Grupo Itamambuca) é caracterizada por arenitos avermelhados depositados em ambiente de leques aluviais, sistemas fluviais e depósitos costeiros. Nas porções proximais ocorrem arenitos plataformais. Esta unidade corresponde a um sistema progradante com desenvolvimento expressivo das clinoformas de talude e o avanço da quebra da plataforma. Durante a deposição desta sequência um significativo vulcanismo extrusivo de caráter basáltico alcalino ocorreu na bacia, permitindo o reconhecimento de cones vulcânicos e derrames submarinos (Oreiro, 2006).

A Formação Iguape (Grupo Itamambuca) é constituída por calcarenitos e calucilititos, bioclásticos (briozoários, equinoides corais conchas e resto de algas), intercalados com argilitos cinzas esverdeados, siltitos, margas. Esta unidade foi depositada em ambiente de plataforma carbonática com influência de leques aluviais nas áreas mais proximais.

A Formação Marambaia (Grupo Itamambuca) é composta por espessa seção de folhelhos cinzas, margas, bem como arenitos turbidíticos intercalados, depositados durante o Terciário.

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A Formação Sepetiba é composta por areias cinzas esbraquiçadas, grossas a finas, quartzosas feldspáticas e glauconíticas, coquinas de moluscos briozoários e foraminíferos que representam leques costeiros do Quaternário.

O arcabouço estrutural da Bacia de Santos está relacionado aos processos de rifteamento do Gondwana, que alguns autores associam à interação da litosfera com a pluma mantélica de Tristão da Cunha, seguida da deposição de uma imensa quantidade de evaporitos e rochas siliciclásticas posteriormente deformadas por halocinese (Chang et al., 1992; Mohriak, 2003).

De acordo com Pereira e Macedo (1990), o embasamento aflorante na área continental limítrofe à Bacia de Santos se projeta para leste mergulhando para o oceano a partir dos estados de Santa Catarina, Paraná, São Paulo e Rio de Janeiro, sendo o mesmo cortado por sistemas de falhas transcorrentes e compressionais com direção predominante NE-SW. Na parte rasa da bacia, o embasamento é representado por granitoides e gnaisses de composições variadas de idade Neoproterozoica que integram os orógenos da Província Mantiqueira (Heilbron et al., 2004). Acredita-se que a porção mais profunda seja composta de crosta continental estirada até a passagem para crosta oceânica.

O embasamento da Bacia de Santos apresenta duas mudanças significativas no seu gradiente de afinamento (Chang e Kowsmann,1984). A primeira mudança foi denominada Charneira de Santos (Pereira, 1990) e está relacionada à faixa onde a crosta continental apresenta efetivamente seu afinamento em direção ao mar. A segunda localiza-se na zona onde a crosta passa a apresentar um menor afinamento relativo, correspondente à área do Platô de São Paulo. Durante a fase de estiramento crustal, a área na qual se implantava a Zona de Transferência de Florianópolis separaria reologias crustais distintas, tendo se estabelecido, na parte norte, uma crosta mais aquecida e plástica, enquanto que a porção sul seria caracterizada por uma crosta mais fria e rígida.

Trabalhos anteriores à última revisão da Carta Estratigráfica da Bacia de Santos (Moreira et al., 2007) reconheciam uma fase tectônica denominada Pré-rifte e caracterizada por derrames basálticos Eocretáceos (Formação Camboriú) que ocorrem ao longo de toda bacia acima do embasamento Neoproterozoico e abaixo das sequências sedimentares. Este evento é correlacionado, por vários autores (p.ex.: Fodor et al., 1984), aos derrames da Formação Serra Geral (Província Paraná-Entendeka), sendo que este vulcanismo basáltico apresenta idades entre 147 a 119 Ma (Thomaz Filho et al., 2008).

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A fase rifte tem como principal consequência o afinamento litosférico que pode culminar com a instalação de um assoalho de crosta oceânica. Em ambientes distensivos, a geometria e os estilos resultam de rotação e translação dos blocos ao longo de sistemas de falhas normais que afetam o embasamento. As falhas apresentam geometria planar evidente na seção crustal superior, podendo evoluir para falhas lístricas ou zonas de deslocamento basais suborizontais em profundidades maiores. A configuração final é complexa, ocorrendo porções com diferentes geometrias e magnitudes de deformação, que modificam as trajetórias das tensões e ao mesmo tempo, amplificam a deformação rúptil em virtude da diminuição da resistência ao cisalhamento.

Os mecanismos de rifteamento da Bacia de Santos podem ser agrupados em três fases rifte à semelhança da análise apresentada para as bacias marginais do oeste africano (Karner e Driscoll ,1999), quais sejam:

1. Fase Sin-Rifte I (Neocomiano, 143-130 Ma): inicialmente, a fase rifte deu origem a lagos anóxicos profundos, no Eocretáceo. Esta fase rifte foi controlada por falhas de borda que condicionavam um meio-graben regional, onde se desenvolveram vários grabens e horsts. Durante o desenvolvimento da fase Sin- Rifte I, ocorreu o confinamento dos esforços na porção da crosta submetida a afinamento, gerado falhas crustais. Neste período, nas bacias da porção sul da atual margem atlântica, ocorria intensa fase de intumescimento do manto devido à anomalia térmica conhecida como Pluma de Tristão da Cunha. Esta fase inicial de abertura e separação entre os continentes é representada, na Bacia de Santos, pelo Grupo Guaratiba, sendo denominado por alguns autores como Megassequência Continental (Mio et al., 2005), instalada após um período de magmatismo intenso numa larga depressão (Chang et al., 1992). Nesta fase prevalecem as condições de strain

hardening (considerando uma simplificação para um placa homogênea), quando a deformação alcançou a ruptura com tensões diferenciais relativamente altas levando à formação de falhas de borda (equivalente à linha de charneira externa das bacias de Sergipe-Alagoas e Kwanza), nas porções onde inexistiam plumas termais, ou zonas soerguidas, nas regiões em que ocorriam anomalias térmicas.

2. Fase Sin Rifte II (Barremiano, 130-125 Ma): desenvolveu-se com a litosfera parcialmente afinada, o que levou à diminuição da tensão vertical (ϭ1. A redução da tensão mínima (ϭ3 ) condicionou a ruptuta sob condições de diminuição decrescente da resistência ao cisalhamento, configurando um processo de strain softening e formação de sistemas de falhas balizadas

18

por uma segunda linha de charneira. A deformação foi concentrada nas porções crustais superiores, com a formação de sistemas de falhas com ângulos com caimento menor que a falhas da fase Sin-Rifte I, porém distribuídas por uma área mais ampla afetada por estiramento supra-crustal.

3. Fase Sin-Rifte III (Eoaptiano, 125-118 Ma): representou a evolução do processo de strain softening, cujo resultado final foi o rompimento litosférico. Essa fase parece também refletir o início da subsidência térmica, já atuante previamente à ruptura litosférica definitiva, ou registrar processos de cisalhamento dúctil na base da crosta. Esta fase caracterizou-se por sistemas de falhas de pequena magnitude, concentradas na porção superior da seção rifte, com desenvolvimento de uma ampla depressão tipo sag, lateralmente contínua.

O registro do final da fase rifte é determinado, geralmente, pela última descontinuidade encontrada sobre seus sedimentos, indicando que a fase de quebra da crosta foi concluída. Tal descontinuidade pode ser correlacionada com a fase de extensão regional e com a instalação do assoalho oceânico (Falvey, 1974).

Segundo Karner e Driscoll (1999), a fase rifte pode resultar em arquiteturas estratigráficas complexas, como resposta ao preenchimento por sedimentos provindos de diferentes áreas-fontes. Outros fatores responsáveis pela complexidade da fase rifte estão associados à fisiografia da borda continental, modificações da rede de drenagem, às zonas de acomodação de sedimentos e ao nível relativo do mar à época (Driscoll e Hogg , 1994).

A Fase Pós-rifte resultou numa extensa depressão evaporíritca formada desde a parte sul da Bacia de Santos até a Bacia de Sergipe-Alagoas (Asmus, 1984), possibilitando a precipitação de gigantescos depósitos salinos, com espessuras de ordem quilométrica. A formação desta longa bacia evaporítica, além de componentes tectônicos, deve-se a uma forte componente climática, uma vez que durante o Aptiano o clima era quente e seco. Todas as descobertas realizadas nos últimos anos na Bacia de Santos, à exceção do Pré-Sal, estão invariavelmente relacionadas à tectônica desta unidade.

A Fase Drifte representa a separação efetiva dos continentes Sulamericano e Africano, a entrada definitiva do mar e a criação de uma crosta oceânica, provocando subsidência térmica na bacia, responsável pelo basculamento e consequente inicio do desenvolvimento da fase de margem passiva na Bacia de Santos (Mohriak, 1988). Nesta fase tem inicio a tectônica halocinética que influenciou fortemente todos os pacotes

19

sedimentares da fase drifte. Essa fase corresponde a um período marcado por megassequências regressivas e transgressivas. A halocinese exerceu um papel importantíssimo nos sistemas petrolíferos da Bacia, ao criar estruturas que propiciaram a acumulação de grande volumes de hidrocarbonetos (Dias et al., 1990).

A abertura do Atlântico Sul constitui um processo misto entre os fenômenos controlados por estiramento litosférico (conforme o modelo clássico de MacKenzie, 1978). A Bacia de Santos, diferente das bacias a norte e a sul, corresponde à faixa mais larga do afinamento crustal (Platô de São Paulo) e com menor taxa de estiramento devido à atividade térmica da pluma Tristão da Cunha. Em função da anomalia, o afinamento crustal foi acompanhado de soerguimento, com atuação dos fenômenos de underplatting, o que provavelmente condicionou a deposição de uma seção rifte em zona regionalmente soerguida (semelhante à situação atual dos riftes do leste africano), com contribuição expressiva de r o c h a s m a g m á t i c a s vulcânicas. A interrupção no estiramento provocou a formação de uma discordância sobre as margens e interior das bacias de rifte, uma vez que a subsidência mecânica não contribuía mais na criação de espaço para acomodação dos sedimentos. Isto levou ao assoreamento da depressão rifte final, com posterior subsidência térmica síncrona ao início da fase drifte. Para a Bacia de Santos, tais processos têm fundamental importância, uma vez que ocupa a área com maior influencia da pluma.

2.2-

O magmatismo da Bacia de Santos

A Bacia de Santos corresponde ao segmento da margem brasileira com maior ocorrência de r o c h a s m a g m á t i c a s ( F ig u r a 2 . 2 ) . O magmatismo na margem foi contemporâneo àquele da Província Paraná-Etendeka, associado parcialmente à Formação Serra Geral na Bacia do Paraná. O processo magmático foi condicionado pelo estiramento litosférico diferenciado em toda a área de influência da Pluma de Tristão da Cunha. A evolução geodinâmica da Bacia de Santos tem relação direta com estes fatores, havendo correlação positiva entre as áreas com maior afinamento, magmatismo mais expressivo, maior soerguimento e underplatting, menor espessura da seção rifte, maior volume de evaporitos e halocinese. A ruptura continental, associada à anomalia térmica da Pluma Tristão da Cunha, condicionou a formação das cadeias submarinas de Rio Grande e

Walvis no Atlântico Sul.

As pesquisas realizadas sobre os eventos magmáticos presentes nas bacias sedimentares brasileiras têm mostrado a importância desses episódios para a exploração de hidrocarbonetos. Citam-se casos da geração (aquecimento), migração (alterações

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estruturais e petrográficas), acumulação (basaltos fraturados) e barreira (diques e soleiras) dos hidrocarbonetos, produzidos por essas rochas, tanto nas bacias sedimentares marginais como nas intracontinentais (Dias et al., 1994, Pereira e Feijó, 1994, Rangel et al., 1994).

Figura 2.2: Seção esquemática evolutiva da Bacia de Santos (Cainelli e Mohriak, 1998). Notar a expressiva halocinese e seção de rochas magmáticas (representadas como vulcânicas).

O magmatismo é acompanhado pelo aumento da temperatura da bacia nos arredores das suas intrusões o que produz o aquecimento das rochas geradoras de hidrocarbonetos e, assim, possibilita a maturação da matéria orgânica nela contida. Ao mesmo tempo, tem sido verificado que os contatos diques/ rochas sedimentares podem ter propiciado importantes caminhos para a migração dos hidrocarbonetos.

O magmatismo, de caráter predominantemente básico a intermediário, tem sua gênese na astenosfera, ou seja, abaixo da litosfera. Assim sendo, mesmo os diques que se introduziram no embasamento da bacia merecem cuidadosa atenção, posto que acima do nível de intrusão desses diques, podem ser prognosticados maiores gradientes geotérmicos presentes nos depósitos sedimentares.

A extrusão dos basaltos, nas bacias do sul e sudeste do Brasil, ocorreu durante as primeiras fases do rifteamento Mesozóico, com a quebra do Supercontinente Gondwana entre o Jurássico Superior e o Neocomiano, após o início da separação das placas Sulamericana e Africana, com a implantação do Proto Oceano Atlântico. O intenso

21

magmatismo do Neocomiano, que veio a constituir a sequência de derrames de basaltos da Formação Serra Geral na Bacia do Paraná, também manifestou-se de forma significativa na Bacia do Santos (Dias et al. 1994, Pereira e Feijó 1994, Ragel et al. 1994, Santos et al. 1994, Vieira et al. 1994).

Cinco eventos magmáticos são reconhecidos nas bacias sedimentares brasileiras (Figura 2.3). Na Bacia de Santos são reconhecidos dois eventos na Fase Rifte, um evento na fase Pós-Rifte e três eventos na Fase Drifte (Santoniano-Campaniano, em torno de 80 Ma; Eoceno Inferior, em torno de 50 Ma).

Figura 2.3: Principais eventos magmáticos associados à Bacia de Santos (esquerda) e demais bacias sedimentares brasileiras (direita) no Mesozoico e Cenozoico (Thomaz-Filho

et al., 2000).

Durante o Eocretáceo, boa parte da Bacia de Santos foi preenchida pelo derrame basáltico correspondente à Formação Camboriú. Trata-se de basaltos cinza escuros, holocristalinos, de granulação média com textura ofitica (diabásio), possuindo plagioclásio e piroxênio (augita) como minerais predominante, normalmente pouco alterados (Moreira et

al., 2007). A Tabela 2.1 apresenta uma tentativa de correlação entre os eventos

magmáticos Pré-Aptianos na Bacia de Santos e Pelotas, de acordo com datações geocronológicas disponíveis na literatura.

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Tabela 2.1: Correlação de episódios magmáticos Pré-Aptianos nas bacias de Santos e Pelotas. As fontes dos dados geocronológicos estão indicadas.

SANTOS SANTOS Idades Idades Fases Fases PELOTAS PELOTAS

113(3) _{Pós-rifte Basalto-Andesito-Traquiandesito Curumim}

Intercalação com Barra Velha Basáltico (?) 117(4) Pós-rifte

Intercalação com Piçarras Basáltico subaquoso Não há. Rifte 118(2) _{Rifte Basáltico transicional toleítico Imbituba}

Camboriú Basáltico toleítico 138 (?)(5) _{Rifte 125}(2) _{Rifte Basáltico transicional toleítico Imbituba}

138-127(1) Pré-rifte Basáltico toleítico Serra Geral

Ar-Ar K-Ar

(1): Turner et al ., 1994 (5): Fodor et al. , 1984 (138,1±3,5 Ma)

(2): Lobo, 2007 (125,3±0,7 Ma; Norte de Pelotas, Alto-TiO2)

(2): Lobo, 2007 (118,0±1,9 Ma; Sul de Pelotas; Baixo-TiO2)

(3): Dias et al. , 1994 (113±0,1 Ma; Sul de Pelotas) (4): Moreira et al. , 2007 (117 Ma; Santos)

As idades Ar-Ar mais antigas correspondem àquelas obtidas para o vulcanismo basáltico toleítico da Província Basáltica Paraná-Etendeka e caracterizam uma fase Pré-Rifte na Bacia de Pelotas (Bueno et al., 2007), não reconhecida na Bacia de Santos. Vale ressaltar, no entanto, a existência de uma idade K-Ar de 138 Ma, obtida em amostra de basaltos toleíticos na Bacia de Santos. Muito embora os autores da datação (Fodor et al., 1984) não tenham deixado claro se a amostra de basalto provinha da Formação Camboriú, associada à Fase Rifte da Bacia de Santos, a idade obtida seria correlata à fase Pré-Rifte de Pelotas. O magmatismo da Fase Rifte da Bacia de Pelotas pode ser associado aos basaltos transicionais toleíticos de alto-TiO2 da Formação Imbituta na parte norte da bacia, com

idades mais antigas em torno de 125 Ma (Lobo, 2007). Ainda de acordo com os dados da Tabela 2.1, o magmatismo da Fase Rifte em Pelotas persistiu até cerca de 118 Ma, com formação de basaltos transicionais toleíticos de baixo-TiO2 na porção sul da bacia (Lobo,

2007). Esse episódio magmático da Fase Rifte em Pelotas poderia corresponder ao magmatismo basáltico subaquoso da Fase Rifte da Bacia de Santos, não datado mas intercalado à Formação Piçarras, que contém a rocha geradora de Santos. Semelhantemente, os basaltos da fase Pós-Rifte da Bacia de Santos, com idades estimadas em 117 Ma (Moreira et al., 2007) e intercalados à Formação Barra Velha, que contém os reservatórios do Pré-Sal desta bacia, seriam correlatos ao magmatismo mais jovem da fase Rifte da Bacia de Pelotas, caracterizado pelos basaltos transicionais toleíticos de alto-TiO2

do norte da bacia. Finalmente, o magmatismo da fase Pós-Rifte, do tipo basalto-andesito-traquiandesito de 113 Ma, que ocorre no sul da Bacia de Pelotas e se insere na Formação Curumim desta bacia, não tem correlatos na Bacia de Santos.

Pelo exposto, o magmatismo da Bacia de Santos, relacionado à discordância de cerca de 117 Ma e intercalado às geradoras e reservatórios desta bacia, embora ainda pouco estudado, parecem correlatos ao vulcanismo basáltico transicional toleítico de alto-TiO2 do norte da Bacia de Pelotas (Formação Imbituba), estudado em detalhe (Lobo, 2007).

23

em apenas duas amostras (Fodor et al., 1984), tendo sido ambas classificadas como basaltos toleíticos, sendo uma de alto-TiO2 e outra de baixo-TiO2. Essas características são observadas tanto nos basaltos da Formação Serra Geral (Pré-Rifte) quanto da Formação Imbituba (Rifte), tornando difícil a correlação dos processos magmáticos mais antigos ocorridos nas bacias de Santos e Pelotas.

Segundo Moreira et al. (2007), o vulcanismo Santoniano está associado ao aumento da taxa de subsidência da Bacia de Santos e também a movimentações tectônicas no continente devido ao suprimento da Serra Mar. As rochas magmáticas extrusivas do Paleoceno e do Eoceno constituem, principalmente, estrato vulcões de forma cônica. Estes possuem textura hialoclástitos formado pelo abrupto resfriamento da lava em contato com água do mar e rochas vulcanoclásticas (que incluem todas as partículas vulcânicas, independente da origem, e podem estar relacionadas a múltiplos processos.

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CAPÍTULO 3: COMPILAÇÃO E ANÁLISE DE DADOS

3.1-

Base de dados

A base de dados utilizada nesta monografia foi cedida pela SONANGOL Starfish Oil

e Gás, com autorização da agência Nacional do Petróleo (ANP), e inclui:

1. Um perfil composto impresso de um poço pioneiro localizado num dos blocos da companhia, na Bacia de Santos;

2. Oito lâminas petrográficas de rochas magmáticas da seção Pré-Aptiana atingida pelo poço;

3. Relatórios de descrições petrográficas feitas por técnicos contratados pela companhia.

O poço atingiu a profundidade final de cerca de 6.020 m permitindo a coleta de dados e amostras das fases drifte, pós-rifte e parte da fase rifte.

O perfil composto serviu para coleta de dados referentes às espessuras das camadas sedimentares e das sequências magmáticas de interesse para esta monografia . As lâminas foram utilizadas para as descrições petrográficas com vistas à discriminação da assembleia mineral, texturas e estruturas das rochas magmáticas, além da classificação das mesmas. Os resultados do estudo petrográfico serão apresentados a seguir.

3.2- Petrografia

A petrografia corresponde à parte descritiva da petrologia e é imprescindível para o entendimento da gênese das rochas, auxiliando no desenvolvimento dos estudos interpretativos, que, por sua vez, corresponde à parte da petrologia denominada petrogênese. Portanto, essa parte descritiva da investigação sobre origem de uma dada rocha deve merecer atenção especial, pois envolve a identificação dos minerais que compõem a rocha e o modo como esses se encontram organizados (Costa et al., 2013).

O objetivo da descrição petrográfica é discriminar, detalhadamente, a composição mineral das rochas, efetuar a análise das feições texturais, das estruturas, identificar possíveis processos de alteração e, por fim, classificar as rochas com base as caractéristicas acima citadas.

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Com o intuito de viabilizar o levantamento de todas as informações relacionadas com essa organização, gerada sempre pela atuação de fenômenos geológicos e expressa por meio das estruturas e texturas, é que os estudos petrográficos foram divididos em macroscopia e microscopia. Nesta monografia, os estudos petrográficos restringiram-se à microscopia, uma vez que amostras macroscópicas não integraram a base de dados.

O estudo petrográfico foi realizado sob microscópio de luz polarizada no laboratório de Miscroscopia do Departamento de Geociência da Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro,

A análise textural envolveu a descrição detalhada de todas as feições ou arranjos texturais das fases minerais presentes, com as informações sobre a granulação, tipos de contatos, tipos de texturas (p.ex.: equigranular, porfirítica, dentre outras) e outras informações consideradas relevantes.

A análise mineralógica envolveu a identificação e descrição detalhada das fases minerais, separando-se a descrição da assembleia de fenocristais e dos constituintes da matriz, no caso das amostras com textura porfirítica. Foi feita a distinção a discriminação entre os minerais primários e secundários. Dentre os minerais primários, distinguiu-se os essenciais (ou seja, utilizados para a classificação petrográfica) e, que ocorrem em menor percentagem de volume.

Estruturas primárias, tais como lineações de fluxo e amígdalas, por exemplo, também foram descritas. Finalmente, as rochas foram classificadas.

A lâmina 1 corresponde à amostra de rocha magmática coletada a maior profundidade (5.739 m) no poço estudado corresponde a uma camada de cerca de dois metros intercalada às rochas da Formação Piçarras. A rocha está muita alterada e é caracterizada pela presença de fragmentos de olivina palagonitizada (Figura 3.1). O produto de alteração é carbonato. Localmente, a rocha apresenta o aspecto de um tufo, com pouca preservação de texturas semelhantes a fiammés (Figura 3.2).

As lâminas 2, 3 e 4 correspondem à amostras de rochas magmáticas coletadas a 5.704 m e 5.706 m no poço estudado, numa camada de cerca de seis metros intercalada às rochas da Formação Barra Velha.

26

Figura 3.1: Fotomicrografia de olivina palagonitizada. Lâmina 1. Nicóis paralelos.

Figura 3.2: Fotomicrografia de texturas semelhantes a fiammés. Lâmina 1. Nicóis cruzados.

A lâmina 2 representa a parte superior da camada. A rocha está muito alterada, tem textura porfirítica com fenocristais subédricos a euédricos de augita titanífera e pseudomorfos de olivina, todos com cerca de 1 mm (Figura 3.3). A matriz da rocha é

0,25 mm

0,25 mm 0,25 mm

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desvitrificada numa massa félsica de cor de interferência cinza claro muito alterada. A rocha é destituída de estruturas. Ela foi classificada como um basanito.

Figura 3.3: Fotomicrografia de rocha com fenocristais de augita titanífera e pseudomorfos de olivina (verde) imersos em matriz desvitrificada. Lâmina 2. Nicóis paralelos.

A lâmina 3 também corresponde a parte superior da mesma camada citada anteriormente. Trata-se, também de um basanito que difere daquele da lâmina 2 pela presença de amígdalas subcirculares, com tamanho entre 1,0 mm e 2,5 mm, preenchidas por carbonatos e epidoto (Figura 3.4).

Figura 3.4: Fotomicrografia de rocha com amígdala subcircular preenchida por carbonato (amg). Lâmina 3. Nicóis cruzados.

0,5 mm

amg

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A lâmina 4 corresponde à porção intermediária da mesma camada de rocha magmática, com cerca de seis metros de espessura, citada anteriormente. Esta rocha tem granulometria superior àquelas das lâminas 2 e 3, sendo caracterizada pela abundância em fenocristais de pseudomorfos de olivina. (Figura 3.5), tendo, também, menor quantidade de vidro. Isto indica que a camada deve ser uma intrusão, tendo as lâminas 2 e 3 como representantes de sua margem resfriada superior.

A lâmina 5 corresponde à porção basal da camada de rocha magmática, com cerca de trinta e cinco metros de espessura, coletada a profundidade de 5.662 m no poço estudado intercalada às rochas da Formação Barra Velha. A rocha está muita alterada e é caracterizada pela presença de textura porfirítica, amígdalas que forma matriz com argilominerais, presença de fenocristais de plagioclásio com geminação múltipla e tamanho de cerca de 1mm, além de clinopiroxênios euédricos e pseudomorfos de olivina. A rocha não apresenta texturas de desequilíbrio e foi classificada como um basalto alcalino.

Figura 3.5: Fotomicrografia de rocha com pseudomorfos de olivina imersos numa matriz de granulometria fina. Lâmina 4. Nicóis paralelos.

A lâmina 6 corresponde à porção intermediária da mesma camada de rocha magmática, com cerca de trinta e cinco metros de espessura, citada anteriormente, coletada sob profundidade de 5.645 m no poço estudado. A rocha está intercalada às rochas da Formação Barra Velha. A lâmina mostra um contacto entre duas rochas, ambas com fenocristais de pseudomorfos de olivina marrom de 1 mm e biotita, e matriz muito volatizada

0,25 mm 0,25 mm 0,25 mm

29

com clinopiroxênios e biotita. Há evidência de mistura magmática entre as duas rochas em contato (Figura 3.6). As rochas foram classificadas com lamprófiros alcalinos.

Figura 3.6: Fotomicrografia com textura indicativa de mistura magmátia no contacto entre lamprófiros alcalinos. Lâmina 5. Nicóis paralelos.

A lâmina 7 corresponde ao topo da mesma camada de rocha magmática, com cerca de trinta e cinco metros de espessura, citada anteriormente, coletada a profundidade e 5633 m no poço estudado, estando intercalada às rochas da Formação Barra Velha. A rocha apresenta fenocristais corroídos com evidência para desequilibrio entre líquidos e cristais. A rocha foi classificada como ankaramito.

A lâmina 8 corresponde ao topo da camada de rocha magmática, com cerca de dois m de espessura, não esta presente no perfil composto, coletada a profundidade de 5549 m, no poço estudado intercalada às rochas da Formação Barra Velha. A rocha apresenta textura porforítica, matriz vitrea alterada, fenocristais de clinopiroxênio augita, olivina e pouco plagioclásio. A rocha possivelmente está associada a derrames pouco espessos sub-aquosos e foi classificada como basalto alcalino (Figura 3.7).

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Figura 3.7: Fotomicrografia de basalto alcalino com matriz alterada. Lâmina 8. Nicóis paralelos.

31

CAPÍTULO 4: RESULTADOS

4.1-

Caracterização do magmatismo e parâmetros físicos associados

Conforme discutido no Capítulo 2.2, muito embora haja dificuldades em correlacionar, com os dados disponíveis, o magmatismo das bacias de Santos e Pelotas, a geocronologia Ar-Ar indica que as rochas magmáticas intercaladas na Formação Piçarras e na Formação Barra Velha devem equivaler ao magmatismo basáltico toleítico da Formação Imbituta na Bacia de Pelotas (Tabela 2.1).

No entanto, a descrição petrográfica apresentada no Capítulo 3 mostrou que o magmatismo Pré-Aptiano estudado nesta monografia é alcalino, incluindo ankaramitos, basanitos, lamprófiros alcalinos e basaltos alcalinos.

Lavas máficas alcalinas são, em geral, relativamente secas e têm viscosidade variável, mas inferior às lavas félsicas a elas associadas, tais como fonolitos e traquitos. As lavas máficas são tão mais quentes quanto menos evoluídas. A petrografia mostrou que os fenocristais mais abundantes nas rochas estudadas são de olivina e piroxênio, indicativo da pouca evolução dos magmas (ou lavas) coexistentes. Assim, as rochas máficas do Pré-Aptiano no poço investigado devem representar lavas de temperatura elevada.

Não há muitos dados disponíveis na literatura sobre a temperatura de lavas lamprofíricas. A temperatura estimada por alguns autores para lavas lamprofíricas calcialcalinas (minetes) é da ordem de 1000⁰C a 1200⁰C (Esperança e Holloway, 1987). Valores de temperatura para lavas lamprofíricas alcalinas, como as representadas na seção Pré-Aptiana estudada, são mais elevados; da ordem de 1400⁰C (Machek et al., 2014). Já os valores de temperatura estimados para basanitos, ankaramitos e basaltos alcalinos são da ordem de 1220⁰C (Hakulinova et al., 2012).

Lavas máficas alcalinas são pouco viscosas e, no caso dos lamprófiros, a viscosidade deve ser ainda menor visto que essas lavas são comumente ultrabásicas. Por isso, o extravasamento dessas lavas forma derrames pouco espessos. Do mesmo modo, as intrusões raramente excedem 10 m de espessura, como exemplificado pelas intrusões desse tipo encontradas na área continental adjacente à Bacia de Santos (Valente, 1997).

Do exposto, pode-se concluir que a modelagem térmica a ser realizada como parte desta monografia deve considerar como parâmetros essenciais a elevada temperatura e a

32

baixa viscosidade das lavas formadoras do magmatismo alcalino da seção Pré-Aptina sob estudo.

4.2- Modelagem Térmica

As bacias sedimentares, onde a atividade exploratória de petróleo constitui um dos principais interesses, é uma fonte importante de informações para estudos geotérmicos. A temperatura é reconhecidamente um dos agentes mais importantes na maturação de hidrocarbonetos e controla os processos de formação e destruição de óleo e gás (Carvalho

et al., 1990).

O conhecimento da estrutura térmica da Terra é indispensável para compreender seu comportamento mecânico, relacionada à reologia das rochas, que depende da temperatura que, por sua vez, varia em função da profundidade. A distribuição da temperatura no planeta deve corresponder às entradas e saídas de calor do Sistema Terra. A transferência de calor ocorre por processos de condução, convecção e radiação (Allen e Allen, 2005).

A condução é um processo difusivo em que a transferência de energia cinética ocorre por meio de colisões entre as partículas constituintes da matéria. A convecção necessita de movimentação no meio para que haja transmissão de calor. O sol pode transmitir calor através da energia eletromagnética, mas a irradiação tem menor relevância nos processos de transferência de calor na Terra.

As manifestações dos processos magmáticos na crosta terrestre, e seus efeitos na evolução geodinâmica de uma região em particular, podem ser melhor compreendidos se analisados do ponto de vista de modelos numéricos, objetivando a descrição da variação temporal do campo de temperaturas, por exemplo (Turcotte e Schubert, 2002).

A importância dos processos de condução e convecção varia em diferentes zonas do planeta. Na litosfera, a condução é processo dominante no transporte de calor, já que essa região do planeta é menos densa e quente que o manto sublitosférico, onde o processo dominante é a convecção, que ocorre nas zonas mais interiores e profundas da Terra. A convecção é um processo de transferência de calor muito mais rápido e eficiente que a condução.

Variações importantes no fluxo de calor podem ser influenciadas por atividades vulcânicas especialmente em regiões tectonicamente extensionais, que possuem um alto

33

fluxo de calor. Vale notar que em regiões sobre limites litosféricos colisionais, o fluxo de calor varia de baixo a normal. O fluxo de calor em outras zonas distantes destes eventos é inversamente proporcional aos isótopos radioativos que, no caso são a fonte de calor. A perda de calor terrestre mais eficiente ocorre na superfície oceânica; aproximadamente 60% em comparação com a crosta continental (Parsons et al., 1982).

Modelos numéricos térmicos simples podem ser elaborados considerando-se a transferência de calor a partir de um corpo de geometria tabular em apenas uma direção (modelo unidimensional). A equação unidimensional de condução de calor, essencial na elaboração de modelos térmicos, é a seguinte:

Nesta equação, α é a difusividade térmica, K é condutividade Térmica , ρ é a massa específica e cp é o calor específico sob pressão constante .

O termo unidimensional refere-se ao fato de somente uma coordenada ser necessária para descrever a variação espacial das variáveis independentes. A maioria dos problemas de transferência de calor encontrados na prática pode ser aproximada a problemas unidimensionais. Porém, este nem sempre é o caso, e às vezes é preciso considerar que o calor se transfere também em outras direções. Nesse caso, a condução de calor é multidimensional, e a equação diferencial desses sistemas pode ser apresentada em coordenadas retangular, cilíndrica ou esférica. No caso de problemas unidimensionais, a solução encontrada para a equação diferencial do calor (Carslaw e Jaeger, 1986) permite obter resultados da variação da temperatura com o tempo para intrusões diferentes espessuras. A escala de tempo utilizada nos modelos pode variar desde anos, dezenas de anos, anos, dezenas de milhares de anos, centenas de milhares de anos e milhões de anos.

A modelagem térmica unidimensional também foi discutida, recentemente, por Valente (2009) para intrusões em bacias paleozóicas brasileiras e por Caldeira et al. (2010) para diques de diabásio em Três Rios, RJ. Vale notar que os referidos autores elaboraram os modelos térmicos com base nos mesmos parâmetros utilizados neste trabalho.

Os modelos elaborados por Valente et al. (2009) consideraram intrusões com diferentes espessuras, desde 4 m até 400 m, assumindo a variação de temperatura a partir do centro da intrusão. Os referidos modelos utilizaram um mesmo e único valor para a constante de difusividade (α), considerando a média dos valores para a crosta superior (da

34

ordem de 10-6 _{mW/s), o que é uma simplificação, uma vez que ele deve variar para}

diferentes tipos de rochas. Os resultados dos modelos elaborados mostraram que, para uma mesma temperatura inicial de 1000ºC, quedas de temperatura da ordem de cinco vezes ocorrem no centro de intrusões com poucos metros de espessura apenas um ano, mas em intrusõess com centenas de metros de espessura esse tempo aumenta na ordem de 10³. Para uma temperatura inicial de 1000ºC, as rochas encaixantes atingiriam a janela de óleo próximo ao contato depois de 1 ano no caso de intrusões com cerca de 4 m de espessura. No entanto, as temperaturas das rochas encaixantes de intrusões cerca de 10 vezes mais espessas corresponderiam à janela de gás neste mesmo intervalo de tempo.

Um exemplo da modelagem térmica unidimensional é apresentado a seguir. Os gráficos abaixo foram gerados usando o software MATLAB do Departamento de Geociências da UFRRJ. O exemplo considera uma intrusão hipotética com 40 m de espessura e uma temperatura inicial de 1200°C. A constante de difusividade utilizada no modelo foi de 10-6 _{mW/s, tendo sido geradas curvas que representam a transferência de}

calor a partir do centro da intrusão após 1 ano, 10 anos, 100 anos e 1000 anos. O modelo assume janelas de óleo (60-120⁰C) e gás (120-220⁰C) para um gradiente geotérmico de 25⁰C/km.

O modelo referente ao tempo de 1 ano é mostrado no gráfico da Figura 4.1.

Intrusão Janela de gás (120-220°C)

Janela de óleo (60-120°C) Zona de influência térmica a partir do contato: 4 m

Figura 4.1: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 40 m de espessura após um ano. A intrusão, janelas de gás e óleo e a zona de influência térmica estão indicadas. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de temperatura (⁰C).

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O modelo mostra que qualquer camada situada a uma distância superior a 4 m, a partir do contato da intrusão, estará fora da zona de influência térmica um ano após a intrusão. Após 10 anos, a zona de influência térmica será de 12 m (Figura 4.2) e passará a 42 m decorridos 100 anos da intrusão (Figura 4.3).

Intrusão Janela de gás (120-220°C) Janela de óleo (60-120°C) Zona de influência térmica a partir do contato: 12 m

Figura 4.2: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 40 m de espessura após um ano. A intrusão, janelas de gás e óleo e a zona de influência térmica estão indicadas. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de temperatura (⁰C).

Intrusão Janela de gás (120-220°C) Janela de óleo (60-120°C) Zona de influência térmica a partir do contato: 42 m

Figura 4.3: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 40 m de espessura após um ano. A intrusão, janelas de gás e óleo e a zona de influência térmica estão indicadas. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de temperatura (⁰C).

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Passados cerca de 1000 anos do momento da intrusão, a temperatura relacionada ao calor conduzido passa a ser menor que a temperatura mínima de geração, não havendo mais influência alguma da intrusão no sistema petrolífero (Figura 4.4).

Intrusão Janela de gás (120-220°C) Janela de óleo (60-120°C) Zona de influência térmica a partir do contato: 110 m

Figura 4.4: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 40 m de espessura após um ano. A intrusão, janelas de gás e óleo e a zona de influência térmica estão indicadas. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de temperatura (⁰C).

Em resumo, o modelo mostra que a zona de influência térmica total de uma intrusão de 40 m, com a temperatura de 1200⁰C, pode chegar a 110 m a partir do contato, após 1000 anos. No entanto, a influência térmica sobre as janelas de geração, tanto de óleo quanto de gás, varia com o tempo. Como a zona de influência térmica se amplia com o tempo, é possível que alguma matéria orgânica transformada em óleo numa camada atingida pelo calor da intrusão seja, posteriormente transformada em gás ou mesmo queimada. Em geral, deve-se esperar uma progressão de eventos com o tempo em que, dentro da zona de influência térmica, a janela de gás será ultrapassada (próximo às margens da intrusão), a janela de gás ocupará uma posição intermediária e, mais longe do contato, as rochas atingirão a janela de óleo. Isso mostra que a influência térmica de uma intrusão numa sequência sedimentar poderá ser tanto danosa quanto valiosa, a depender da distância em que a rocha geradora (ou reservatório) estiver a partir do contato.

No próximo capítulo serão mostrados os resultados obtidos para modelos térmicos elaborados com os dados do perfil composto do poço estudado nesta monografia.