2018
UNIVERSIDADE DE LISBOA
FACULDADE DE CIÊNCIAS
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
Caracterização petrográfica de Reservatórios siliciclásticos da
Fm. Lourinhã (Jurássico Superior, Bacia Lusitânica)
Esmeraldina João Custódio
Mestrado em Geologia
Especialização em Estratigrafia, Sedimentologia e Paleontologia
Dissertação orientada por:
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“ Yeah, You could be the greatest You can be the best
You can be a master Don't wait for luck
Dedicate yourself and you can find yourself Standing in the hall of fame
And the world's gonna know your name “
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Nota Pessoal e Agradecimentos
As palavras desaparecem diante da emoção deste momento, não é fácil falar de quem se ama, principalmente se são aqueles que ouviram nossos desabafos, presenciaram nosso silêncio e conviveram com nossas frustrações e conquistas.
Obrigado meu Deus por teres me dado sabedoria, inteligência e confiança para vencer esta guerra. Reconheço que sem ti nada sou. Por ti muito fui acolhida e nunca desamparada.
Obrigado mãe e pai, vocês um dia sonharam comigo. Amaram-me antes mesmo que eu existisse, presentearam-me com a riqueza do estudo e fizeram de mim não apenas um profissional, mas sobretudo, ser humano. Agradeço do fundo do coração por terem sacrificado as vossas vidas, abandonarem Angola e emigrarem para Portugal para garantir que eu tivesse um futuro melhor.
Dona Ju, minha mamã, mulher inspiradora e batalhadora que me ensinou que na vida nada é de bandeja e que temos que lutar. Sempre me deu forças para continuar mesmo quando encontrei dificuldades e problemas que por momentos pensei que não iria resolver ou existir solução.
Sr. Custódio, papá que sempre me incentivou a querer mais e ir mais além. Grande homem, capaz de abdicar dos seus projetos pessoais e se ausentar da família para procurar o pão em outros países da Europa. Admiro-te imenso por este gesto. A tua missão está comprida é prato cheio a tua menina dos petróleos conseguiu.
Obrigado maninhos, Dalmo e Fábio, por darem carinho e incentivo, pelas brigas e risadas do costume, que, quando ausentes, deixavam – e deixam – um grande vazio. Sou sortuda por ter vocês como irmãos e amigos que sempre criaram momentos de lazer e loucuras para eu curtir, descontrair e aliviar um pouco o stress.
Além dos meus familiares, no meu percurso de estudante muitas pessoas participaram da minha formação, e tudo o que agora sou, devo a todos os professores do departamento de geologia que não se preocupam só em ensinar, mas que inspiram os alunos a aprender.
Um agradecimento especial vai para o professor Nuno Pimentel que orientou o projeto de Campo Experimental do CEGEP e que acreditou nesta dissertação de Mestrado tanto quanto eu. Obrigado pela dedicação, empenho e infinita paciência. Foi um privilégio desfrutar da sua experiência e sabedoria. Admito que saio desta longa etapa mais rica.
Aproveito também para agradecer a Cyntia Mourão que se disponibilizou para ensinar métodos laboratoriais e que preparou com carinho as lâminas delgadas que serviram de base para este tudo. Os meus sinceros agradecimentos. Desejo muita felicidade para sua vida.
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Resumo
A Bacia Lusitânica é uma bacia sedimentar que se desenvolveu na Margem Ocidental Ibérica durante parte do Mesozoico, cujo fundo oceânico se iniciou no Cretáceo Inferior. Trata-se da única bacia das margens do Atlântico Norte com extensa exposição superficial. No Jurássico Superior foram acumulados mais de 3km de sedimentos. Os reservatórios granulares estão presentes em fácies siliciclásticas continentais, transicionais e marinhas. Os estudos mais importantes quanto à caracterização e modelação do reservatório siliciclástico da Formação Lourinhã foram desenvolvidos por Etta e Nyrud (2007).
O principal objetivo desta dissertação é o estudo petrográfico, identificação e avaliação do reservatório dessa Formação. Na caracterização do reservatório foram utilizadas 26 amostras colhidas entre a praia de Paimogo e a praia da Areia Branca no conselho da Lourinhã. A área de estudo encontra-se inserida na zona correspondente ao membro de Porto Novo da Formação Lourinhã (Hill, 1988). O ambiente de deposição do Membro de Porto Novo caracteriza-se por um sistema fluvial meandriforme com canais arenosos, levee, point bars, crevasse splay e finos de planície de inundação. Os canais arenosos encontram-se intercalados com níveis de margas, argilas e siltes. Também foram observados conglomerados intrabacinais e bancos de conchas.
As amostras colhidas foram cortadas em taliscas para a preparação de lâminas delgadas e lâminas impregnadas a vácuo com resina Epoxy e corante azul (Unisol Blue AS) para fixar os grãos e destacar o espaço poroso. O método de trabalho baseou-se na análise petrográfica e contagem de pontos. Através de análises petrográficas foi gerado um conjunto de dados quantitativos e qualitativos da petrografia sedimentar, visando o melhor entendimento dos processos diagenéticos e caracterização do espaço poroso.
As amostras foram classificadas como arenitos sub-litoarenito, litoarenito feldspático, litoarenito e quartzarenito. Estes arenitos são composicionalmente e texturalmente imaturos sendo constituídos essencialmente por grãos angulosos a sub-angulosos de quartzo, litoclastos, feldspatos, micas, carvão e minerais opacos. Dois tipos principais de cimentos foram observados no espaço intergranular: carbonatado e argiloso.
Verificou-se o incremento dos valores de porosidade em direção ao topo da sucessão estratigráfica e que os arenitos com características favoráveis de reservatório apresentam porosidades a variar entre 10% a 17%. Os valores mais baixos de porosidade são devido à diagénese dos carbonatos nos espaços intergranulares.
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Abstract
The Lusitanian Basin is a sedimentary basin that developed on the Iberian West Bank during part of the Mesozoic, whose ocean floor began in the Lower Cretaceous. It is the only basin on the North Atlantic shores with extensive surface exposure. In the Upper Jurassic, more than 3km of sediments were accumulated. The granular reservoirs are present in continental, transitional and marine siliciclastic facies. The most important studies on the characterization and modeling of the siliciclastic reservoir of the Lourinhã Formation were developed by Etta and Nyrud (2007).
The main objective of this dissertation is the petrographic study, identification and evaluation of the reservoir of this Formation. In the characterization of the reservoir were used 26 samples collected in Lourinhã between the beach of Paimogo and the beach of Areia Branca. The study area is inserted at the Porto Novo member of the Lourinhã Formation (Hill, 1988). The depositional environment of the Porto Novo member is characterized by a meandriform fluvial system with sandy channels, levee, point bars, crevasse splay and fine of floodplain. The sandy channels are interspersed with levels of marls, clays and silts. Intrabasinal conglomerate and shell banks were also observed.
The samples collected were cut in slab for thin section preparation and vacuum impregnated section with Epoxy resin and blue dye (Unisol Blue AS) to fix the grains and highlight the pore space. The method of work was based on petrographic analysis and point counting. Through petrographic analysis, a set of quantitative and qualitative data of the sedimentary petrography was generated, aiming at a better understanding of the diagenetic processes and characterization of the porous space.
The samples were classified as sub-litoarenite sandstone, feldspathic litoarenite, litoarenite and quartzarenite. These sandstones are compositionally and texturally immature being essentially composed of angular to subangular grains of quartz, rock fragments, feldspars, micas, charcoal and opaque minerals. Two main types of cements were observed in the intergranular space: carbonate and clayey.
It was verified the increase of the porosity values towards the top of the stratigraphic succession and that the sandstones with favorable reservoir characteristics have porosities varying from 10% to 17%. The lower values of porosity are due to the diagenesis of the carbonates in the intergranular spaces.
viii
Índice
I. Introdução ... 1 1. Âmbito ... 1 2. Objetivos ... 1 3. Metodologia ... 1II. Conceitos teóricos ... 4
1. Introdução ... 4
2. Porosidade e Permeabilidade ... 4
3. Diagénese e Porosidade ... 4
4. Teor de argila e permeabilidade ... 7
5. Sistemas deposicionais fluviais ... 7
6. Depósitos de rios meandriformes ... 8
III. Enquadramento Geológico ... 10
1. Localização geográfica ... 10
2. Contexto geológico ... 12
a) Génese e evolução da Bacia Lusitânica ... 12
b) Jurássico da Bacia Lusitânica ... 14
c) Formação de Lourinhã ... 16
IV. Trabalho de campo e amostragens ... 19
1. Paimogo ... 21
2. Vale dos Frades ... 25
3. Areia Branca ... 27
V. Caraterização macroscópica ... 30
VI. Estudo petrográfico ... 37
1. Composição mineralógica ... 37
2. Caracterização petrográfica ... 40
3. Análise de resultados ... 66
a) Classificação ... 66
b) Variações texturais e mineralógicas ... 68
c) Porosidade ... 72
VII. Interpretação ... 73
a) Interpretação paleoambiental dos aspetos mineralógicos e texturais ... 73
b) Interpretação da porosidade em resultado da diagénese ... 74
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IX. Discussão ... 77
X. Conclusão ... 79
XI. Referências bibliográficas ... 81
XII. Anexos ... 83
1. Correlação de logs com a distribuição de corpos arenosos na área de estudo ... 85
2. LOGS ... 86
a) Paimogo ... 86
b) Caniçal ... 87
c) Vale dos Frades ... 88
3. Modelo 3D de Nyrud ... 89
Índice de figuras
Figura I.1 Metodologia usada na produção de lâminas.. ... 3Figura I.2 Método de contagem de pontos ... 3
Figura II.1 Conetividade vertical entre point bars e existência de plugs de argila. ... 8
Figura II.2 Barra de pontal e crevasse splays no seio dos finos de planície de inundação. ... 9
Figura III.1 Enquadramento geográfico ... 10
Figura III.2 Quadro estratigráfico, de eventos e de ciclicidade da Bacia Lusitânica………...15
Figura III.3 Mapa paleogeográfico que ilustra a distribuição dos ambientes sedimentares durante a deposição da Formação da Lourinhã………..………...………….17
Figura III.4 Distribuição de unidades litoestratigráficas do Kimeridgiano/Titoniano (J3-J5)………….18
Figura III.5 Quadro litoestratigráfico simplificado para o Jurássico Superior e Cretáceo Inferior da Bacia Lusitânica (Hill, 1988). A seção transversal é essencialmente norte-sul ao longo da costa (A). A Formação da Lourinhã é composta por cinco membros. (B) Esquema geral da articulação estratigráfica e espacial dos Membros da Formação da Lourinhã entre a Formação Abadia e os Grés de Torres Vedras (Reis, R. & Pimentel, N., 2006 adaptado de Hill, 1988) ……….18
Figura IV.1 Corte geológico da zona litoral entre o forte de Paimogo e a Praia da Areia da Branca. .. 19
Figura IV.2 Distribuição das amostras deste trabalho e corpos arenosos na área de estudo (adaptado de Nyrud, 2007). Orientação NW-SE. ... 20
Figura IV.3 Arenito com laminações paralelas. Leito de colheita da amostra PAB-4. ... 21
Figura IV.4 Arenito maciço. Leito de colheita da amostra PAB-1. ... 21
Figura IV.5 Arenito com estratificação cruzada planar e feixes grosseiros. Leito de colheita da amostra PAB-3. ... 22
Figura IV.6 Conglomerado intrabacinal. Leito de colheita da amostra PAB-2. ... 22
Figura IV.7 Arenito maciço bioturbado com concreções carbonatadas. Leito de colheita da amostra PAB-5. ... 22
Figura IV.8 Arenito tabular com estratificação cruzada hummocky. Leito de colheita da amostra PAB-7. ... 23
Figura IV.9 Arenito com estratificação cruzada planar. Leito de colheita das amostras PAB-9.1, 9.2 e 9.3. ... 23
x Figura IV.10 Arenito com estratificação paralela. Leito de colheita das amostras PAB-10 e PAB-11.
... 23
Figura IV.11 Arenito maciço bioturbado. Leito de colheita da amostra PAB-12. ... 24
Figura IV.12 Arenito com estratificação paralela horizontal regularmente espaçada. Leito de colheita da amostra PAB-13 (à esquerda) e amostra PAB-14 (à direita). ... 24
Figura IV.13 Arenito maciço castanho avermelhado. Leito onde foi colhida a amostras 17 e PAB-18. ... 25
Figura IV.14 Arenito com estratificação paralela horizontal. Leito onde foi feita a colheita da amostra PAB-19. ... 25
Figura IV.15 Arenito com estratificação paralela horizontal. Leito onde foi feita a colheita da amostra PAB-24. ... 26
Figura IV.16 Arenito com estratificação cruzada planar/tabular. Na imagem está assinalada onde foi feita a colheita da amostra PAB-20 e PAB-21. ... 26
Figura IV.17 Arenito com estratificação cruzada planar/tabular e múltiplos sets com forsets tangenciais. Leito onde foi feita a colheita da amostra PAB-22. ... 27
Figura IV.18 Canal arenoso avistado a 28 metros a sul do leito de arenito com estratificação cruzada tangencial. ... 27
Figura IV.19 Canal arenoso com configuração em V e estratificação paralela. Local de colheita da amostra PAB-23. ... 28
Figura IV.20 Arenito com laminações paralelas (abaixo) e arenito maciço. Na imagem está assinalada o local onde foi feita a colheita da amostra PAB-25 e PAB-26. ... 28
Figura IV.21 Arenito maciço. Leito onde foi feita a colheita da amostra 27. ... 29
Figura IV.22 Fragmentos de conchas de ostras. ... 29
Figura V.1 Amostra PAB- 1 colhida aos 4 metros da coluna estratigráfica. ... 30
Figura V.2 Amostra PAB-2 colhida aos 5 metros da coluna estratigráfica. ... 30
Figura V.3 Amostra PAB-3 colhida aos 4.50 metros da coluna estratigráfica. ... 30
Figura V.4 Amostra PAB-4 colhida aos 2 metros... 31
Figura V.5 Amostra PAB-5 colhida aos 9 metros da coluna estratigráfica. ... 31
Figura V.6 Amostra PAB-7 colhida aos 21 metros da coluna estratigráfica. ... 31
Figura V.7 Amostra PAB-9.1 colhida aos 27 metros da coluna estratigráfica. ... 32
Figura V.8 Amostra PAB-9.2 colhida aos 27 metros da coluna estratigráfica. ... 32
Figura V.9 Amostra PAB-9.3 colhida aos 27 metros da coluna estratigráfica. ... 32
Figura V.10 Amostra PAB-10 colhida aos 31 metros. ... 32
Figura V.11 Amostra PAB-11 colhida aos 31 metros da coluna estratigráfica. ... 33
Figura V.12 Amostra PAB-12 colhida aos 38 metros da coluna estratigráfica. ... 33
Figura V.13 Amostra PAB-13 colhida aos 51 metros da coluna estratigráfica. ... 33
Figura V.14 Amostra PAB-14 colhida aos 51 metros da coluna estratigráfica. ... 34
Figura V.15 Amostra PAB-17 colhida aos 105 metros da coluna estratigráfica. ... 34
Figura V.16 Amostra PAB-18 colhida aos 105 metros da coluna estratigráfica.. ... 34
Figura V.17 Amostra PAB-19 colhida aos 108 metros da coluna estratigráfica. ... 34
Figura V.18 Amostra PAB-N1 colhida aos 17 metros da coluna estratigráfica. ... 35
Figura V.19 Amostra PAB-20 colhida aos 116 metros da coluna estratigráfica. ... 35
Figura V.20 Amostra PAB-21 colhida aos 118 metros da coluna estratigráfica. ... 35
Figura V.21 Amostra PAB-22 colhida aos 130 metros da coluna estratigráfica. ... 35
Figura V.22 Amostra PAB-23 colhida aos 143 metros da coluna estratigráfica. ... 35
Figura V.23 Amostra PAB-24 colhida aos 151 metros da coluna estratigráfica. ... 36
Figura V.24 Amostra PAB-25 colhida aos 121 metros da coluna estratigráfica. ... 36
xi
Figura V.26 Amostra PAB-27 colhida aos 123 metros da coluna estratigráfica. ... 36
Figura VI.1 Seção fina da amostra PAB-1. Escala/Campo de visão de 2.6 mm. Ampliação: 4X. ... 40
Figura VI.2 Seção fina da amostra PAB-2. Escala/Campo de visão de 1 mm. Ampliação: 4X. ... 41
Figura VI.3 Seção fina da amostra PAB-3. Escala/Campo de visão de 2.6 mm. Ampliação: 4X. ... 42
Figura VI.4 Seção fina da amostra PAB-4. Escala/Campo de visão de 1 mm. Ampliação: 4X. ... 43
Figura VI.5 Seção fina da amostra PAB-5. Escala/Campo de visão de 2.6 mm. Ampliação: 4X. ... 44
Figura VI.6 Seção fina da amostra PAB-7. Escala/Campo de visão de 1mm. Ampliação: 4X. ... 45
Figura VI.7 Seção fina da amostra PAB-9.1. Escala/Campo de visão de 1 mm. Ampliação: 4X. ... 46
Figura VI.8 Seção fina da amostra PAB-9.2. Escala/Campo de visão de 1 mm. Ampliação: 4X. ... 47
Figura VI.9 Seção fina da amostra PAB-9.3. Escala/Campo de visão de 1 mm. Ampliação: 4X. ... 48
Figura VI.10 Seção fina da amostra PAB-10. Escala/Campo de visão de 1 mm. Ampliação: 4X. ... 49
Figura VI.11 Seção fina da amostra PAB-11. Escala/Campo de visão de 1 mm. Ampliação: 4X. ... 50
Figura VI.12 Seção fina da amostra PAB-12. Escala/Campo de visão de 1 mm. Ampliação: 4X. ... 51
Figura VI.13 Seção fina da amostra PAB-13. Escala/Campo de visão de 1 mm. Ampliação de 4X, excepto na imagem com limite amarelo tem uma ampliação de 10X ... 52
Figura VI.14 Seção fina da amostra PAB-14. Escala/Campo de visão de 1 mm. Ampliação: 4X. ... 53
Figura VI.15 Seção fina da amostra PAB-17. Escala/Campo de visão de 2.6 mm. Ampliação: 4X. ... 54
Figura VI.16 Seção fina da amostra PAB-18. Escala/Campo de visão de 1 mm. Ampliação: 4X. ... 55
Figura VI.17 Seção fina da amostra PAB-18. Escala/Campo de visão de 1 mm. Ampliação: 4X. ... 55
Figura VI.18 Seção fina da amostra PAB-19. Escala/Campo de visão de 2.6 mm. Ampliação: 4X. ... 56
Figura VI.19 Seção fina da amostra PAB-N1. Escala/Campo de visão de 1 mm. Ampliação: 4X. ... 57
Figura VI.20 Seção fina da amostra PAB-20. Escala/Campo de visão de 2.6 mm. Ampliação: 4X. ... 58
Figura VI.21 Seção fina da amostra PAB-21. Escala/Campo de visão de 2.6 mm. Ampliação: 4X. ... 59
Figura VI.22 Seção fina da amostra PAB-22. Escala/Campo de visão de 2.6 mm. Ampliação: 4X. ... 60
Figura VI.23 Seção fina da amostra PAB-23. Escala/Campo de visão de 2.6 mm. Ampliação: 4X. ... 61
Figura VI.24 Seção fina da amostra PAB-23. Escala/Campo de visão de 2.6 mm. Ampliação: 4X. ... 61
Figura VI.25 Seção fina da amostra PAB-24. Escala/Campo de visão de 2.6 mm. Ampliação: 4X. ... 62
Figura VI.26 Seção fina da amostra PAB-25. Escala/Campo de visão de 2.6 mm. Ampliação: 4X. ... 63
Figura VI.27 Seção fina da amostra PAB-26. Escala/Campo de visão de 2.6 mm. Ampliação: 4X. ... 64
Figura VI.28 Seção fina da amostra PAB-27. Escala/Campo de visão de 2.6 mm. Ampliação: 4X. ... 65
Figura VI.29 Seção fina da amostra PAB-27. Escala/Campo de visão de 2.6 mm. Ampliação: 4X. ... 65
Figura VI.31 Classificação composicional dos arenitos segundo Folk (1980). ... 67
Figura VI.32 Variação da composicional dos arenitos em função da granulometria... 67
Figura VI.33 Os diagramas mostram o aumento do grau de imaturidade composicional que se observa nos arenitos estudados de norte para sul da área de estudo. ... 68
Figura VI.34 Diagrama de proveniência dos sedimentos siliciclásticos segundo Dickon (1985). ... 68
Figura VI.35 Variação da percentagem de quartzo nas fácies de diferentes granularidades. ... 69
Figura VI.36 Variação da percentagem de argila nas fácies de diferentes granularidades. ... 69
Figura VI.37 Relação existente entre a percentagem de quartzo e argila nas diferentes amostras. ... 70
Figura VI.38 Relação existente entre a percentagem de feldspato e argila nas diferentes amostras. ... 71
Figura VI.39 Relação existente entre a percentagem de argila e esparite nas diferentes amostras. ... 71
Figura VI.40 Relação existente entre a percentagem de argila e micrite nas diferentes amostras. ... 71
Figura VI.41 Relação existente entre a percentagem de esparite e porosidade nas diferentes amostras...72
Figura XI.1 Distribuição de logs e corpos arenosos na área de estudo. ... 85
Figura XI.2 Log referente à praia de Paimogo (Nyrud, 2007). ... 86
Figura XI.3 Log referente à praia do Caniçal (Nyrud, 2007). ... 87
xii Figura XI.5 Divisão da área de estudo em seções e zonas. Amarelo indica arenito enquanto verde indica argilas. ... 89 Figura XI.6 Parâmetros representativos para a modelação (intervalos)... 89 Figura XI.7 Objeto e legenda do modelo estocástico ... 90 Figura XI.8 Modelo estocástico gerado no PetrelTM. Run 1. A seta vermelha indica o nível de uma
possível barreira fina. ... 90 Figura XI.9 Modelo estocástico gerado no PetrelTM. Run 2. A seta vermelha indica o nível de uma
possível barreira fina. ... 90 Figura XI.10 Modelo estocástico gerado no PetrelTM. Run 3. A seta vermelha indica o nível de uma possível barreira fina. ... 91
Índice de tabelas
Tabela IV-1 Distribuição das amostras nos diferentes tipos de areia estudados. ... 29 Tabela VI-1 Dados e características das amostras (Am.) como granulometria (Granul.), estruturas sedimentares (E.Sedim.) e mineralogia nas quais têm-se quartzo (Qz), feldspato (Fp), micas (Mc), litoclastos (L), bioclastos (Bc), carvão(Cv), argila (Ag), esparite (Es) e micrite (M). Nas estruturas sedimentares têm-se arenitos maciços, laminados, estratificação paralela (Estr.Par) e estratificação cruzada (Estr.Cx) e estratificação Hummocky (Hummo). ... 37 Tabela VI-2 Estudo petrográfico: mineralogia e contagem de pontos. Os minerais presentes nas amostras estudadas é o quartzo (Qz), feldspato (Fp), micas (Mc), litoclastos (L), carvão(Cv), argila (Ag), esparite (Es), micrite (M) e bioclastos (Bc). Três valores de porosidade estão assinalados na tabela: os valores obtidos neste estudo petrográfico (EJC), valores de porosidade obtidos por Etta sendo estes de 24.9% (amostra 13) e 7.5% (amostra Im) e; os valores de porosidade de Nyrud sendo estes de 7.5% (amostra Im), 13.4% (amostra 9) e 22.5% (amostra 12). ... 66
1
I.
Introdução
1. Âmbito
O presente trabalho é sobre a caracterização de reservatórios siliciclásticos do Jurássico Superior (Fm. Lourinhã) na Bacia Lusitânica e, surge na sequência de atualizar e completar os estudos anteriormente efetuados (Nyrud, M. & Etta, S., 2007) entre Paimogo e Areia Branca. O depósito siliciclástico é composto por arenitos e argilas que apontam para ambiente fluvial meandriforme.
Quanto a organização, o trabalho inicia com fundamentos teóricos relacionados com as características petrofísicas de um reservatório (porosidade e permeabilidade). Além desta informação de base também é apresentada nos enquadramentos geológico e geográfico a pesquisa bibliográfica, temática e de âmbito regional.
Na prática vai ser feita a caracterização petrofísica das litologias, avançando-se para lâminas delgadas. Uma descrição litológica e mineralógica exata da formação através de amostras colhidas no campo permite reduzir os fatores desconhecidos e identificar potenciais reservatórios. O trabalho termina com integração e interpretação de resultados numa abordagem de maior escala, possivelmente com modelação.
2. Objetivos
O principal objetivo deste trabalho é o estudo petrográfico, identificação e avaliação do reservatório. Para cumprir tal objetivo é essencial:
• descrever afloramentos e fácies, de modo a ter uma ideia da extensão lateral das características petrofísicas do reservatório;
• caraterizar amostras e quantificar a percentagem dos diferentes componentes (mineraloclastos, litoclastos, bioclastos e poros);
• identificar o tipo de porosidade existente e compreender a distribuição desta característica petrofisica ao longo da sequência de arenitos e argilas.
3. Metodologia
O estudo do reservatório siliclástico compreendeu a seguinte metodologia: 1. pesquisa bibliográfica, temática e de âmbito regional;
2. trabalho de campo com descrição sumaria das sequências e amostragem de arenitos; 3. produção de lâminas delgadas impregnadas a vácuo com corante azul (Unisol Blue AS); 4. análise petrográfica;
5. contagem de pontos;
6. caracterização petrográfica da porosidade; 7. identificação de potencias reservatórios.
No estudo do reservatório foram utilizadas 26 amostras. Em primeira análise, foi feita uma descrição macroscópica das amostras e, posteriormente, estas foram cortadas em taliscas para a preparação de lâminas delgadas coradas a azul com Unisol Blue AS (figura I.1). Neste procedimento, é cortada uma talisca a partir da amostra, com dimensões aproximadas de ± 3 cm de comprimento, ± 2 cm de largura e 2 cm de espessura.
2 Depois de cortar as amostras em taliscas deve-se polir ligeiramente a superfície a partir da qual se pretende fazer o estudo. Este polimento é feito numa máquina de desgaste usando sucessivos pratos de desgaste. Posteriormente, as taliscas são lavadas e colocadas a secar na placa de aquecimento, num período mínimo de 15 minutos. No decorrer deste processo, as lâminas de vidro, onde serão coladas as taliscas, são referenciadas com as correspondentes referências das taliscas em análise. A referência da amostra é escrita a lápis na lâmina. Uma vez realizadas estas etapas, a talisca é colada à lâmina usando a resina Epoxy, à qual se mistura um endurecedor e o corante azul. A mistura é aplicada sobre a superfície polida da talisca com o auxílio da vareta de mistura. O “conjunto” formado por lâmina e talisca é colocado na prensa entre 3 a 6 horas sobre base aquecida para secar.
Posteriormente, um conjunto de seis taliscas coladas em vidro é montado na serra de precisão para o corte do excedente de material. A aderência do conjunto lâmina de vidro e talisca ao porta-amostras é consumada pela força do vácuo. Segue-se, então, o desgaste da rocha até atingir uma espessura específica de 30 µm. Esse procedimento é feito noutra máquina de desgaste, utilizando como agente abrasivo o carboneto de silício. As lâminas obtidas anteriormente são colocadas sobre uma placa aquecida, com a superfície em análise voltada para cima, colocando-se de seguida uma gota de bálsamo do Canadá sobre a zona central da fina secção de rocha obtida. O bálsamo do Canadá é colocado com o auxílio de uma seringa. Por último, cobre-se a fina secção de rocha com uma lamela de vidro que é colocada primeiramente sobre uma das extremidades da lâmina, com um ângulo de aproximadamente 45 graus. Nesta etapa é importante certificar que o bálsamo do Canadá está distribuído de modo homogéneo pela totalidade da lamela. Caso exista excessos de resina nas lâminas delgadas, estes são retirados com recurso a acetona.
Nas amostras mais friáveis e argilosas, inicialmente foi efetuado um procedimento diferente, que consiste na impregnação do material com resina Epoxy. Neste método, as amostras são cortadas de modo a encaixarem no copo de impregnação. De seguida adiciona-se ao copo, na qual já se encontra a amostra, uma mistura constituída por resina Epoxy, corante azul e endurecedor. A mistura é ligeiramente aquecida para ficar mais fluida. O copo foi previamente untado com pasta de silicone para facilitar a retirada da amostra impregnada. Posteriormente, o copo é colocado na câmara de aquecimento a vácuo durante 24 horas. Quando cumprido este período de tempo, a amostra já se encontra em condições para ser retirada na perfeição do copo. Posteriormente faz-se um corte com objetivo de se observar uma superfície rochosa polida. Daqui em adiante o processo de produção de lâminas é semelhante ao das taliscas. Torna-se importante referir que as amostras foram impregnadas com resina Epoxy e corante azul (Unisol Blue AS) para fixar os grãos e, para facilitar a identificação do espaço poroso. A cor azul é visível em polaroides paralelos, mas não quando cruzados, pois é uma substância com propriedades isotrópicas.
A análise petrográfica incluiu descrições qualitativas e quantitativas. Para a quantificação dos componentes existentes nas lâminas foi utilizado o método de contagem de pontos. As lâminas foram primeiramente descritas qualitativamente segundo aspetos texturais e estruturais, tais como: mineralogia, cimento, dimensão, calibragem, grau de rolamento dos grãos, contato entre os grãos e porosidade. A dimensão dos grãos foi estimada com auxílio do retículo graduado do microscópio ótico. Com estas medições foram identificadas as classes granulométricas que são baseadas nos limites de Wentworth (1922): entre 4,00 e 2,00 mm (grânulo); entre 2,00 e 1,00 mm (areia muito grosseira); entre 1,00 e 0,50 mm (areia grosseira); entre 0,50 e 0,250 mm (areia média); entre 0,250 e 0,125 mm (areia fina); entre 0,125 e 0,062 mm (areia muito fina); e menor que 0,062 mm (classificado como matriz). No final desta etapa foi elaborado um breve resumo para cada lâmina analisada.
3 Figura I-1 Metodologia usada na produção de lâminas: a) serra de corte, b) taliscas e copos de impregnação, c) lâminas impregnadas, d) moldes retirados do copo de impregnação, e) lâmina colada às taliscas que já se encontram impregnadas, f) serra de precisão e g) máquina de desgaste..
A seguir foi realizada a contagem de 300 pontos no mínimo por seção delgada, para a obtenção de valores percentuais da composição mineralógica e porosidade da rocha. No método de contagem de pontos os constituintes mineralógicos estão dispostos ao longo de linhas e são quantificados a intervalos regulares de 0.5 mm, sobre a seção petrográfica de 1.5 cm de largura e 1 cm de altura. Esta análise permite obter a quantidade percentual de cada constituinte na amostra. Os pontos foram registados diretamente no software PELCON POINT COUNTER. A movimentação em intervalos regulares para contagem de pontos é assegurada pela platina motorizada que está afixada sobre a platina rotativa do microscópio de luz polarizada através de um único parafuso (figura I.2). Durante a análise a platina motorizada desloca a amostra pressionando a tecla respetiva no teclado. Cada tecla é atribuída um mineral ou poro. No final de cada linha, desloca-se manualmente a amostra para a próxima linha de análise com o auxílio dos dois discos dentados que se encontram no equipamento.
Figura I-2 Método de contagem de pontos: a) aparelhos utilizados no método de contagem de pontos, b) platina motorizada afixada ao microscópio óptico e teclado, c) PELCON POINT COUNTER versão 2.00.
A partir da análise de dados da petrografia sedimentar foi possível identificar potenciais reservatórios. As amostras com potencial de reservatório foram identificadas principalmente pela porosidade intergranular e composição mineralógica.
4
II.
Conceitos teóricos
1. Introdução
O petróleo, após ser gerado e ter migrado, é eventualmente acumulado na rocha reservatório. De um modo geral, os reservatórios são corpos rochosos porosos e permeáveis que contêm quantidades comerciais de hidrocarbonetos (Ahr, W.M., 2008). As rochas porosas não servem apenas como armazenadores finais do petróleo acumulado. Elas servem igualmente como rotas de migração importantíssimas para os fluidos petrolíferos, atuando como carrier beds (Milani, E.J., et al., 2001). As rochas-reservatório siliciclásticas são normalmente litologias compostas por material detrítico de granulometria da fração areia a seixo, representam antigos ambientes sedimentares de alta energia, portadores de espaço poroso onde o petróleo será armazenado e, posteriormente, será extraído. Tais rochas são geralmente os arenitos, calcoarenitos e conglomerados (Milani, E.J., et al., 2001). Os ambientes de deposição determinam a arquitetura e a geometria das rochas reservatório siliciclásticas. Em ambientes não marinhos, os reservatórios areníticos são depositados em ambientes fluviais, eólicos e lacustres, enquanto que em ambientes marinhos essas rochas reservatórios ocorrem em deltas, marinho raso e marinho profundo (Magoon, L. & Dow, W., 1994).
Os reservatórios devem sua porosidade e permeabilidade à processos de deposição, diagénese ou fratura - individualmente ou combinados (Ahr, W.M., 2008). Dado que os reservatórios são corpos tridimensionais compostos por matriz rochosa e redes de poros interligados quando a geometria tridimensional (tamanho e forma) do sistema de poros conetados é conhecida, torna-se possível (Ahr, W.M. 2008):
• determinar locais de perfuração em perspetivas de exploração ou desenvolvimento, • estimar o volume do recurso no reservatório,
• obter uma extração ótima do recurso,
• determinar a praticidade da perfuração de poços adicionais para alcançar o melhor espaçamento entre os poços de campo durante o desenvolvimento, e prever o caminho a ser tomado pelos fluidos injetados (Ahr, W.M., 2008).
2. Porosidade e Permeabilidade
Um reservatório pode ser definido como uma rocha que tem porosidade e permeabilidade. A porosidade é a percentagem do volume global de uma rocha correspondente aos espaços (poros) entre os grãos, partículas ou cristais, podendo estes poros estar conectados ou não. Pode ser expressa como (Serra, O., 1986):
Ø =
𝑉
𝑝𝑉
𝑡=
𝑉
𝑡− 𝑉
𝑠𝑉
𝑡Onde o Vp, é o volume dos poros, Vt é o volume total e Vs, é o volume de sólidos.
A porosidade absoluta corresponde a relação entre o volume total de vazios de uma rocha e o volume total da mesma. Por outro lado, os poros conectados constituem porosidade efetiva que é simplesmente
5 a relação entre o volume de vazios conectados de uma rocha e o volume total da mesma (Syed A. et al., 2010).
Os fatores que determinam a porosidade, ou seja, o volume dos poros, sua geometria e sua distribuição, são o ambiente deposicional e a subsequente diagénese, daí a importância de identificar tais fenómenos antes de qualquer avaliação de poços. É assim possível falar de uma porosidade deposicional que depende do tipo de rocha e da textura. Em certos casos esta porosidade pode ser rapidamente modificada por processos diagenéticos que aumentam a sua porosidade diagenética, resultado da dissolução ou da formação de fraturas, ou a reduzem por recristalização ou cimentação. Nas rochas detríticas, a porosidade deposicional é essencialmente do tipo intergranular, embora possa variar em carbonatos (Serra, O., 1986).
A porosidade presente quando o sedimento é depositado é denominada por porosidade primária. Enquanto que a porosidade que se desenvolve após a deposição é conhecida como porosidade secundária (Syed A. et al., 2010).
A porosidade raramente é homogénea dentro de um determinado reservatório. Muitas vezes é possível encontrar variações no tipo de porosidade na extensão vertical de um reservatório (Syed A. et al., 2010). A permeabilidade de um meio é sua capacidade de permitir o fluxo de um fluido (gás, óleo ou água). Representa-se por K e mede-se em darcys (D) e milidarcys (mD) (Serra, O., 1986).
Pode-se classificar a permeabilidade em (Serra, O., 1986):
• permeabilidade absoluta é a capacidade de uma rocha permitir o fluxo do fluido através dos seus canais porosos, considerando que a rocha está 100% saturada com um único fluido; • permeabilidade efetiva de um fluido é uma medida da facilidade com que o fluido flui através
de um reservatório na presença de outros fluidos;
• permeabilidade relativa corresponde ao quociente entre a permeabilidade efetiva de um determinado fluido pela permeabilidade absoluta.
3. Diagénese e Porosidade
A diagénese é definida como "a soma de alterações físicas, químicas e bioquímicas que afetam um sedimento depois que foi depositado e durante ou após sua litificação". Inclui todos os processos pós-deposicionais, com exceção do metamorfismo e da meteorização superficial (Serra, O., 1986). Os efeitos combinados do soterramento, da bioturbação, da compactação e das reações químicas entre a rocha, o fluido e a matéria orgânica determinarão em última instância a viabilidade comercial de um reservatório (Syed A., et al., 2010).
As argilas são também importantes para a equação diagenética pois são responsáveis pela formação de grãos facilmente compressíveis, cimentos e cristais obstruindo os poros. Os minerais de argila podem preencher os poros e fraturas, substituir parcial ou completamente os grãos detríticos ou preencher vazios deixados pela dissolução de grãos estruturais, às vezes preservando as texturas dos grãos hospedeiros que substituíram (Syed A. et al., 2010). As argilas podem ser classificadas como argilas alogénicas e autigénicas. As argilas que se formam antes da deposição e misturam-se com os grãos da dimensão da areia durante ou imediatamente a seguir à deposição são denominadas por argilas
6 alogénicas; por outro lado as argilas que se desenvolvem dentro da areia após o soterramento são por sua vez classificadas como argilas autigénicas (Syed A. et al., 2010).
Antes da diagénese, a porosidade e a permeabilidade são controladas pela composição do sedimento e pelas condições que prevaleceram durante a deposição (Syed A. et al., 2010).
A porosidade e a permeabilidade são propriedades petrofísicas, que são subsequentemente alteradas através da diagénese (Syed A. et al., 2010).
As partículas de uma camada de sedimento podem ser sujeitas a (Syed A. et al., 2010):
• compactação, na qual as partículas são movidas para contato mais próximo com seus vizinhos por pressão;
• cimentação, na qual as partículas ficam revestidas ou rodeadas por material precipitado; • recristalização, na qual as partículas mudam de tamanho e forma sem alterar a composição; • substituição, na qual as partículas mudam sem alterar o tamanho ou a forma;
• solução diferencial, na qual algumas partículas são dissolvidas total ou parcialmente, enquanto outras permanecem inalteradas;
• autigénese, em que as alterações químicas causam alterações no tamanho, forma e composição (Syed A. et al., 2010). A autigénese resulta no aparecimento de novos minerais, seja por introdução direta ou, mais frequentemente, pela alteração de minerais pré-existentes. É muito semelhante ao processo de cimentação em termos do efeito final. Um exemplo seria a formação de caulinite pela alteração de feldspatos (Serra, O., 1986).
Qualquer uma dessas transformações pode impactar significativamente a porosidade e a permeabilidade e assim modificar o volume do reservatório e a taxa de fluxo. Esses efeitos são, portanto, de grande interesse para os geólogos e engenheiros de petróleo em seus esforços para otimizar a produção (Syed A. et al., 2010).
A porosidade e a permeabilidade são parâmetros especialmente importantes tanto para o desenvolvimento diagenético como para os seus efeitos sobre a rocha reservatório. A quantidade de água ou outros fluidos e sua taxa de fluxo através da rede de poros governa as quantidades e tipos de minerais dissolvidos e precipitados, o que por sua vez pode alterar os caminhos e taxas de fluxo (Syed A. et al., 2010).
A porosidade primária é frequentemente destruída ou substancialmente reduzida durante o soterramento. No entanto, outros processos diagenéticos também podem estar em ação, alguns dos quais podem aumentar a porosidade (Syed A. et al., 2010).
A porosidade secundária é tipicamente gerada através da formação de fraturas, remoção de cimentos ou lixiviação de grãos estruturais e pode desenvolver-se mesmo na presença de porosidade primária. Os poros secundários podem ser interligados ou isolados; os poros que estão conectados constituem porosidade efetiva, o que contribui para a permeabilidade. Em alguns reservatórios, os poros secundários podem ser a forma predominante de porosidade efetiva (Syed A. et al., 2010). Este tipo de porosidade secundária pode ser importante do ponto de vista do sistema petrolífero. A maior parte da geração de hidrocarbonetos e da migração primária ocorre abaixo da faixa de profundidade de porosidade primária efetiva. O caminho de migração primária e a acumulação de hidrocarbonetos são comumente controlados pela distribuição de porosidade secundária (Syed A. et al., 2010).
7 O soterramento mais profundo é acompanhado pelas causas primárias da perda de porosidade: compactação e cimentação.
A compactação reduz o espaço poroso e a espessura, assim sendo tem-se uma redução na porosidade inicial (Serra, O., 1986).
Além de a cimentação reduzir o espaço poroso esta pode também dificultar a compactação e dissolução da areia nos contatos entre grãos (Syed A. et al., 2010).
A maior parte dos processos diagenéticos, com exceção da dissolução e ocasionalmente da redeposição, implicam uma redução da porosidade que pode ser bastante substancial (Serra, O., 1986).
Processos como precipitação de cimento, recristalização e compactação normalmente resultarão em uma redução substancial da permeabilidade juntamente com uma perda de porosidade. A dissolução e a substituição mineralógica só aumentarão a permeabilidade se os poros recém-criados estiverem conectados ao sistema de poros existente e se os canais conectados forem ampliados (Serra, O., 1986).
4. Teor de argila e permeabilidade
Como o tamanho do grão dos minerais de argila é muito pequeno, o tamanho dos poros e dos canais que os ligam é também muito pequeno o que resulta em enormes forças capilares e muito baixas permeabilidades. Assim, qualquer presença de argila no reservatório pode ter consequências diretas na permeabilidade do reservatório. No entanto, o modo de distribuição da argila na rocha reservatório também deve ser levado em conta (Serra, O., 1986).
Se a argila estiver em camadas finas, terá um efeito muito importante na permeabilidade vertical, mas muito pouco efeito na permeabilidade horizontal dos leitos dos reservatórios, por mais estreitos que sejam (Serra, O., 1986).
Se a argila é dispersa no espaço poroso, mesmo uma pequena percentagem pode ter profundas consequências sobre a permeabilidade fazendo os valores desta cair muito rapidamente. Nesta situação deve-se ter em conta o tipo de mineral de argila e sua distribuição no espaço poroso. Os cristais de caulinite, grandes agrupados em "livros", terão muito menos efeito do que um volume equivalente de clorite ou montmorilonite que reveste os grãos de quartzo e ainda menos do que um volume equivalente de filamentos de ilite formando pontes entre os grãos. Daí a importância do tipo de distribuição e da natureza da argila na avaliação do reservatório (Serra, O., 1986).
5. Sistemas deposicionais fluviais
Os sistemas fluviais primariamente recolhem e transportam sedimentos para bacias lacustres ou marinhas (Galloway, W. & Hobday, D., 1983).
Na porção proximal o rio tende a ser entrançado, enquanto que as suas porções distais o curso fluvial apresenta um padrão meandriforme (Miall, 1992; Orton & Reding, 1993 in Silva, A. et al., 2008). Esta variação é decorrente da maior declividade do substrato, da maior variabilidade de descarga e do
8 predomínio de sedimentos de granulometria mais grosseira nas regiões proximais (Silva, A. et al., 2008).
Os rios entrançados formam uma rede de canais interconectados separados por barras arenosas ou cascalhentas. Correspondem a rios de carga de fundo na classificação de Schumm (1972 in Silva, A. et
al., 2008). Em oposição, os rios meandriformes são caracterizados por canais com alta sinuosidade e
que apresentam pouca variação na descarga. Correspondem a rios de carga mista na classificação de Schumm (1972 in Silva, A. et al., 2008).
Em ordem de abundâncias, os depósitos de planície de inundação, onde os sedimentos de granulometria muito fina são dominantes, estão associados a canais anastomosados, meandriformes e entrançados (Silva, A. et al., 2008).
Os sistemas deposicionais fluviais são primariamente gradacionais (Galloway, W. & Hobday, D., 1983). Em ambiente fluvial têm-se sequências positivas métricas em sedimentos siliciclásticos (Serra, O., 1986). Os depósitos fluviais são, muitas vezes, texturalmente imaturos, especialmente perto da fonte onde podem ser conectados com leques aluviais e, portanto, não têm altos níveis de porosidade. Contudo, não é esse o caso dos depósitos de canais que constituem os melhores reservatórios e também apresentam condições mais favoráveis para a formação de armadilhas estratigráficas (Casnedi, R., 2005).
6. Depósitos de rios meandriformes
Os reservatórios fluviais podem estar parcial ou totalmente compartimentados por plugs de argila de canal abandonados (Ambrose et al., 1991 in Shepherd, M., 2009) (Figure 176e).
Se a conectividade vertical for boa entre as barras de pontal, os
plugs de argila podem ser ignorados acima e abaixo. Se as barras de
pontal são isoladas verticalmente, os plugs de argila são mais propensos a funcionarem como barreiras (figura II.1) (Shepherd, M., 2009).
Determinar a conectividade dos corpos de areia no sistema meandriforme é fundamental para avaliar a comercialidade dos tipos de reservatórios. As barras de pontal individuais são corpos de reservatórios relativamente pequenos que provavelmente conterão apenas alguns milhões de barris de óleo recuperável na melhor das hipóteses. Estes reservatórios podem ser perfurados com sucesso em terra, onde os poços são relativamente baratos, mas são menos propensos a gerar muito lucro como um alvo primário offshore. No entanto, se vários destes corpos de areia se sobrepõem, uns aos outros, ao combinarem-se podem formar um volume de areia conectado maior (Shepherd, M., 2009). A conectividade pode resultar da incisão vertical de uma barra de pontal em uma barra de pontal subjacente mais antiga, criando uma pilha de corpos de areia (figura II.2). A conectividade além de ser causada por incisão vertical de barras de pontal, esta também ocorre através do contato de areia-a-areia entre crevasse splays e barras de pontal (Shepherd, M., 2009).
Figura II-1 Conetividade vertical entre point bars e existência de plugs de argila.
9 Figura II-2 Barra de pontal e crevasse splays no seio dos finos de planície de inundação.
Várias escalas de heterogeneidades, desde a escala microscópica até a escala megascópica, existem entre e dentro dos depósitos fluviais (Viste, I., 2008). A compreensão da ocorrência e variabilidade dessas várias escalas de heterogeneidades foi considerada importante para melhor caracterizar e modelar esses tipos de reservatórios e produzir hidrocarbonetos (Keogh et al., 2007; Pranter et al, 2007
in Viste, I., 2008).
A heterogeneidade de um reservatório fluvial, à escala de campo, depende da hierarquia dos elementos arquiteturais, padrões de empilhamento de areia e conectividade associada entre os corpos de areia do reservatório (Viste, I., 2008). A heterogeneidade de escala intermédia nos corpos de areia fluviais individuais também afeta o desempenho do reservatório e geralmente é associada à distribuição de fácies, calibragem e variação de litologia (Pranter et al., 2007 in Viste, I., 2008).
Na escala intermédia, a estratificação heterolítica interna de reservatórios fluviais produz variações nas propriedades do reservatório que podem afetar o fluxo e a distribuição do fluido, como a porosidade, a permeabilidade e os volumes de argila e areia, e todos são governados por pequenas geometrias (cm- a mscale) (Viste, I., 2008). Os grandes contrastes de grãos e a lâmina de vasa, em particular drapes em superfícies de acreção lateral (Pranter et al., 2007 in Viste, I., 2008), tipicamente dão uma forte anisotropia de permeabilidade (Viste, I., 2008). Isso força os fluidos a se moverem ao longo de caminhos controlados pelas estruturas da estratificação e por razões de argila/areia (Elfenbein et al, 2005 in Viste, I., 2008).
No caso de reservatórios de barras de pontal isoladas com uma razão de net-to-gross baixa, as características deposicionais internas comuns são unidades de acreção lateral e estratificação associada que criam a variabilidade de escala intermédia (Viste, I., 2008). Essas unidades deposicionas e estratificação associada a drapes de argila podem influenciar a compartimentação do reservatório, pois são possíveis defletores e barreiras ao fluxo de fluidos (Viste, I., 2008).
Além disso, as variações internas da fácies, como a mudança vertical, desde a estratificação cruzada até o arenito com ripples (marcas de ondulação), produz uma tendência de aumento do tamanho do grão para o topo e uma correspondente diminuição na porosidade e permeabilidade (Pranter et al., 2007 in Viste, I., 2008).
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III. Enquadramento Geológico
1. Localização geográfica
A área de estudo corresponde a um troço de costa localizado na margem ocidental de Portugal continental, no concelho de Lourinhã (figura III.1) entre a praia de Paimogo (Norte) e a praia da Areia Branca (Sul). O troço de costa compreende arribas litorais com cerca de 50 metros de altura e 2160 metros de extensão e corresponde a depósitos fluviais. O conjunto de amostras foi recolhido, na praia de Paimogo (amostras 1,2,3,4,5, 6, 7, 8, 9,10,11, 10, 12, 13 e 14), Caniçal (amostras 15 e 16), Vale de Frades (amostras 16F, 17, 18, 19, 20, 21 e 24) e Areia Branca (22, 23, 25,26,27).
Figura III-1 Enquadramento geográfico: a) Portugal, Lourinhã; b) praia de Paimogo, zona norte; c) Troço de costa de Paimogo a Vale dos Frades; d) troço de costa de Vale dos Frades a Areia Branca no conselho da Lourinhã.
A
B
C
11 A localização exata das amostras pode ser consultada na Tabela III-1, que contém as coordenadas geográficas referente a cada amostra.
Amostra Coordenadas Geográficas
Número Latitude Longitude
1 39°17'11.75"N 9°20'27.57"W 2 39°17'11.99"N 9°20'27.47"W 3 39°17'11.91"N 9°20'27.37"W 4 39°17'12.07"N 9°20'26.73"W 5 39°17'12.49"N 9°20'24.36"W 6 39°17'13.24"N 9°20'24.18"W 7 39°17'13.23"N 9°20'23.99"W 8 39°17'13.36"N 9°20'20.89"W 9 39°17'11.82"N 9°20'17.99"W 10 39°17'8.81"N 9°20'15.14"W 11 39°17'8.85"N 9°20'15.18"W 12 39°17'4.67"N 9°20'13.10"W 13 39°17'2.71"N 9°20'13.88"W 14 39°17'2.64"N 9°20'13.81"W 15 39°17'1.81"N 9°20'12.50"W 16 39°16'58.80"N 9°20'10.27"W 16F 39°16'36.84"N 9°20'8.94"W 17 39°16'31.77"N 9°20'6.70"W 18 39°16'31.73"N 9°20'6.75"W 19 39°16'33.04"N 9°20'6.75"W 20 39°16'24.04"N 9°20'8.00"W 21 39°16'23.91"N 9°20'7.90"W 22 39°16'18.97"N 9°20'7.64"W 23 39°16'18.25"N 9°20'7.11"W 24 39°16'28.47"N 9°20'6.01"W 25 39°16'14.23"N 9°20'8.23"W 26 39°16'14.19"N 9°20'8.22"W 27 39°16'6.01"N 9°20'7.92"W
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2. Contexto geológico
a) Génese e evolução da Bacia Lusitânica
A Bacia Lusitânica é uma bacia sedimentar que se desenvolveu na Margem Ocidental Ibérica (MOI) durante parte do Mesozoico (Kullberg, et al., 2013), cujo assoalhamento oceânico se iniciou no Cretácico Inferior (Reis et al., 2011). Caracteriza-se como uma bacia distensiva, pertencente a uma margem continental do tipo atlântico de rift não vulcânica (Kullberg et al., 2013).
A Bacia Lusitânica constitui uma das múltiplas bacias marginais do Atlântico Norte, situada no onshore e no offshore raso português, tendo a Bacia de Peniche mais a oeste (no offshore profundo) gerada na sequência do fraturamento da Pangeia no Triássico (Withjack e Schlische, 2005; Miall, 2008 in Reis et
al., 2011). A rotura da Pangeia, separou dois grandes continentes, a Laurasia a norte e a Gondwana a
sul (Kullberg et al., 2013). Assim sendo, consolida-se que, a Bacia Lusitânica resultou da extensão inicial da crosta continental da Pangeia e da abertura posterior do Oceano Atlântico Norte como resultado de rifting e propagação do fundo marinho (seafloor) (Reis, R. & Pimentel, N., 2014). No entanto, a origem desta bacia, cujos sedimentos basais datam do Triássico Superior, enraiza-se em um quadro geodinâmico bem mais antigo, iniciado com as colisões continentais paleozoicas, continuado com a abertura e fechamento do Tétis ocidental e terminado com a abertura do Atlântico Norte (Reis et
al., 2011).
A Bacia Lusitânica ocupa mais de 20 000 km2 na parte central da Margem Ocidental Ibérica (MOI) (Kullberg et al., 2013), estende-se por cerca de 250 km de norte a sul e 100 km de leste a oeste, de frente para o Atlântico a oeste (Reis, R. & Pimentel, N. 2014). Aflorando cerca 2/3 na área continental emersa e a restante área, encontra-se imersa, na plataforma continental. Trata-se da única bacia das margens do Atlântico Norte com extensa exposição superficial, pelo que tem atraído nas últimas décadas um número considerável de geólogos, especialistas de variados domínios, para a realização de trabalhos de investigação integrados em equipas nacionais e internacionais, muitas delas ligadas à indústria do petróleo (Kullberg et al., 2013). A Bacia Lusitânica possui um preenchimento sedimentar com espessuras muito variáveis e superiores a 5 km nas suas áreas depocêntricas, apresentando um registro que vai desde o Triássico Superior até o Cretáceo Superior, com taxas bastante variáveis e mais de 3km de sedimentos acumulados localmente no Jurássico Superior (Reis et al., 2011). A Bacia Lusitânica tem um denso preenchimento sedimentar e uma fácies muito distinta, incluindo uma ampla gama de depósitos siliciclásticos, carbonatados e mistos (Reis, R. & Pimentel, N., 2014). Os reservatórios granulares estão presentes em fácies siliciclásticas continentais, transicionais e marinhas; os vazamentos de óleo e as demonstrações de óleo foram observadas em unidades siliciclásticas e carbonatadas de diferentes idades, incluindo Triássico Superior, Jurássico e Cretácico (DPEP, 2012 in Reis, R. & Pimentel, N., 2014).
A sua evolução Mesozóica foi fortemente condicionada pela herança estrutural e litológica do embasamento Paleozóico (Reis, R. et al., 2011). A evolução do soco Paleozóico e da extensão Mesozóica criou uma sucessão complexa de eventos e preenchimento sedimentar (Reis, R. & Pimentel, N., 2014). Durante o Mesozoico a MOI, até ao final do Cretácico Inf. evoluiu em regime tectónico distensivo, produzindo o estiramento da crosta continental e subsidência localizada, a superfície, em particular no domínio da Bacia Lusitânica, registada na sequência sedimentar acumulada e nas falhas normais que estruturaram a bacia. A partir daqui o domínio territorial da Bacia Lusitânica evoluiu progressivamente para um duradouro regime de soerguimento e erosão, embora o registo de regimes
13 tectónicos compressivos ativos, com reativação de falhas importantes da bacia, seja sobretudo de idade Miocénica, no contexto da orogenia alpina (Ribeiro et al., 1990 in Kullberg et al., 2013).
A atividade ígnea que ocorreu durante todo o Mesozoico constitui um bom traçador da evolução geodinâmica da Placa Ibérica síncrona com a abertura do Oceano Atlântico e a reorganização do Oceano Tétis (Wilson et al., 1989; Kullberg, 2000 in Kullberg et al., 2013). Ao todo ocorreram quatro eventos magmáticos na evolução geodinâmica regional da Bacia Lusitânica (Reis et al., 2011).
A atual configuração do Oceano Atlântico foi precedida de vários episódios de rifting, os quais estiveram na génese da Orla Meso-cenozoica portuguesa e se relacionam com a intensa atividade ígnea que nela ocorreu. Diferentes autores consideram vários episódios de rifting, em geral três (e.g. Olivet
et al.,1984; Montenat et al., 1988; Wilson, 1988; Wilson et al., 1989; Soares et al., 1993, parcialmente;
Stapel et al., 1996; Pinheiro et al., 1996 in Kullberg et al., 2013) ou quatro (e. g. Kullberg et al., 1997, em parte; Rasmussen et al., 1998; Kullberg, 2000; Alves et al., 2002, 2006 in Kullberg et al., 2013), com limites de episódios nem sempre coincidentes (Kullberg et al., 2013).
De acordo com Kullberg et al., (2013), o desenvolvimento da Bacia Lusitânica, ao longo de cerca de 135 Ma (Triásico Méd. ao Aptiano Sup.), é repartido por 4 episódios de rifting. O 1º episódio de rifting (Triásico-Sinemuriano) corresponde aos estados iniciais de tensão da Pangeia, no início do ciclo alpino, que levam progressivamente à sua fragmentação nomeadamente através da abertura do Oceano Atlântico, propiciam na MOI a formação de importantes estruturas distensivas, em geral. A distensão, nesta primeira fase de rifting tem uma orientação aproximada NE-SW, leva à reativação de falhas herdadas do ciclo anterior, e à formação de importantes depressões estruturais (grabens e hemi-grabens). À medida que a Bacia se aprofunda e se alarga, especialmente a partir do Hetangiano, o carácter evaporítico da Form. de Dagorda acentua-se e indica o aumento da influência de invasões marinhas periódicas. A tendência transgressiva continua durante o Sinemuriano, através do estabelecimento de uma rampa carbonatada.
No 2º episódio de rifting (Pliensbaquiano/Oxfordiano), durante o Sinemuriano – início do Pliensbaquiano, observa-se uma transformação profunda na geometria e cinemática da Bacia. Esta passa a estruturar-se em hemi-graben, basculado para oeste, limitada pelo relevo estrutural da Berlenga, ativo durante a maior parte do tempo definido por este episódio. As principais falhas responsáveis pela subsidência progressiva da Bacia são agora as falhas submeridianas e, pela primeira vez, são notórias as variações de fácies e de espessuras controladas pelas falhas com orientação ENE-WSW a E-W. Estas falhas compartimentam a bacia, originando três sectores distintos, produzindo subsidências diferenciais. É, também, a partir desta altura, que parece começar a diferenciar-se um domínio externo da Bacia, a oeste do horst da Berlenga. Deste modo, a Bacia passa a constituir uma bacia interna, desenvolvida sob mar epicontinental. Aquela tendência de aprofundamento progressivo e de alguma aceleração da distensão, continua até o topo do Oxfordiano, a partir do qual a Bacia sofre profundas modificações. No entanto, no intervalo Caloviano Sup.-Oxfordiano Méd., a tendência é interrompida por evento que atinge a Bacia Lusitânica na sua globalidade. O recomeço da distensão no Oxfordiano Méd.-Sup. restabelece as condições de plataforma carbonatada, mas prenuncia já transformações profundas na estrutura da Bacia, através da ativação local de falhas.
O 3º episódio de rifting (Kimeridgiano/Berriasiano Inf.) é marcado por rápida e profunda transformação da Bacia Lusitânica, provocada por uma forte aceleração da distensão, que não só ativa de forma significativa falhas já existentes, como vai fazer funcionar outras que aparentemente ainda não tinham mostrado atividade notória em episódios anteriores. A instabilidade generalizada, de origem tectónica, vai provocar grande acarreio de material siliciclástico na direção da Bacia; a progradação deste material,
14 proveniente dos quadrantes ocidental e oriental vai ser condicionada pela geometria da Bacia e, assim, formam-se importantes sistemas de leques deltaicos submarinos em domínio de plataforma carbonatada-terrígena.
Apesar da tendência para a colmatação da Bacia e o estabelecimento de uma geometria em golfo aberto para S, ao longo do Cretácico Inf., do ponto de vista dinâmico profundas alterações se observam. O 4º episódio de rifting ocorre durante o Berriasiano Sup.-Aptiano Sup. e está marcado no registo sedimentar através de uma lacuna quase generalizada na Bacia, e é acompanhado de magmatismo, a cerca de 135 Ma (topo do Berriasiano). Este episódio, também, poderá ter sido antecedido por inversão tectónica. O enchimento da Bacia é marcado pelo acarreio de materiais, predominantemente siliciclásticos, provenientes de relevos emersos do Maciço Hespérico e do horst da Berlenga que drenam, em regime por vezes aluvial a fluvial, em direção às áreas mais profundas da Bacia, situadas a sul. A súbita invasão generalizada da Bacia por uma unidade de natureza siliciclástica (os grés do «Belasiano») que trunca e sela todas as estruturas e uma grande variedade de unidades litostratigráficas da Bacia, marca a descontinuidade de rotura da Bacia (breakup unconformity) no Aptiano Superior. (~112 Ma).
b) Jurássico da Bacia Lusitânica
No início do Jurássico, a sedimentação argiloevaporítica generaliza-se na bacia, originando espessos depósitos lutíticos com abundante gesso e halite (Formação Dagorda, Hetangiano), enquanto nas bordas se depositavam arenitos finos e dolomitos lutitos micáceos e dolomitos brechoides (Formação Pereiros, cerca de 100m de espessura) (Reis et al., 2011). O ambiente deposicional revela condições subáridas, evaporíticas e euxínicas, com desenvolvimento de ambientes lagunares alimentados por aportes finos de leste (Palain, 1976 in Reis et al., 2011).
Para o topo, aumenta a abundância de intercalações dolomíticas, passando a sedimentação predominantemente carbonatada com espessura da ordem de centena de metros (Formação Coimbra, Sinemuriano) (Soares et al., 1985 in Reis et al., 2011). Nos níveis superiores, encontram-se alguns níveis margosos com potencial gerador (Formação Água de Madeiros) e, localmente, a sedimentação é calcária. Estes depósitos já contêm fósseis marinhos e registam a instalação expansiva de condições marinhas rasas, com a acumulação de abundantes dolomitos e calcários, de fácies maciças e, por vezes, cavernosas e de colapso sin-sedimentar (Reis et al., 2011). Sobre os depósitos carbonatados de plataforma rasa, desenvolveram-se rapidamente depósitos margosos de fácies profundas, com níveis ricos em matéria orgânica (Formação Vale das Fontes, Pliensbaquiano) (Reis et al., 2011).
Durante o Jurássico inferior, a sedimentação ocorreu num sistema de deposição de rampa carbonatada (Reis, R. & Pimentel, N., 2014) e as condições de mar profundo mantiveram-se na maior parte da bacia, com a espessa sedimentação margo-calcária (cerca de 300m), conhecida como Grupo Brenha, (Pliensbaquiano-Aaleniano) (Duarte e Soares, 2002; Duarte, 2004 in Reis et al., 2011).
A sedimentação margosa marinha aberta gradualmente deu lugar a uma predominância de calcários em todos os lugares da bacia - Formação do Cabo Mondego no Norte (Azerêdo et al., 2003) e do Grupo Candeeiros no Sul (Witt, 1977 in Reis, R. & Pimentel, N., 2014).
Ao longo do Jurássico Médio, assiste-se a um progressivo raseamento dos ambientes sedimentares (Reis
et al., 2011). Uma regressão geral promoveu gradualmente a sedimentação superficial, atingindo
emersão e hiato deposicional na borda leste da bacia durante o Caloviano (Azerêdo et al., 2002, 2003). A regressão acentuada, incluindo exposição sub-aérea e até erosão de parte das sequências marinhas anteriormente depositadas resultou de uma importante reorganização geodinâmica e na reabertura da
15 bacia para sudoeste (Reis et al., 1995 in Reis, R. & Pimentel, N., 2014). Esta etapa fortemente regressiva terminou com a passagem a ambientes transicionais ou mesmo evidências de exposição subaérea em diversos locais da bacia (Azerêdo et al., 2002).
Após a descontinuidade do topo do Caloviano, a sedimentação foi retomada no Oxfordiano Médio, com depósitos de natureza margo-calcária, por vezes betuminosos e com potencial gerador (Formação Cabaços) (Reis et al., 2011). Esta unidade base do Jurássico Superior traduz um ambiente margino-marinho a continental (lacustres, de águas doces e salobras) que é semelhante em toda a bacia, apresentando, contudo, espessuras muito variáveis, entre 80 e 200 m (Kullberg et al., 2013).
No Oxfordiano Superior, a sedimentação torna-se gradualmente mais carbonatada, com bancadas regulares de calcários e finos níveis margosos (Formação Montejunto, cerca de 200m a 300m) (Reis et
al., 2011) – esta acumulação é o resultado de uma rápida invasão marinha (Atrops e Marques, 1988 in
Reis, R. & Pimentel, N., 2014). As fácies passam a ser marinhas e com fortes variações paleobatimétricas, desde calcários bioclásticos rasos a NE até calcários margosos pelágicos de rampa e talude mais a SW. A NW, NE e SE, sente-se a influência das bordas da bacia com fácies lagunares e transicionais (Reis et al., 2011).
A sedimentação marinha carbonatada foi repentinamente interrompida pela entrada abundante de material siliciclástico em toda a bacia (Formação Abadia), atingindo mais de mil metros de espessura nos depocentros da bacia (Reis
et al., 2000). Esta espessura de
sedimentos do Kimeridgiano está relacionada com um evento de rifting do Jurássico Superior, reconhecido em curvas de subsidência e relacionado com o início da abertura do Atlântico ao sul da Ibéria (Wilson et al., 1989; Rasmussen et al., 1998 in Reis, R. & Pimentel, N., 2014). A Formação Abadia corresponde ao clímax do rift e seus depósitos têm sido o objetivo, clássico, da exploração de petróleo na Bacia Lusitana no século XX (DPEP, 2013 in Reis, R. & Pimentel, N., 2014). Os leques turbidíticos (Formação Abadia) depositaram-se nos setores distais a SW (Reis et al., 2011), enquanto que nos setores proximais a NW, NE e SE depositava-se espessos corpos aluvio-deltaicos (Formações Boa Viagem e Alcobaça) (Reis et al., 2011). A progradação siliciclástica continental continua a cobrir a bacia durante o Titoniano, resultando na acumulação de quase 1 km de areias e argilas fluviodeltaicas (Formação Lourinhã, Hill, 1988). No Tithoniano, desenvolveram-se sistemas deposicionais fluviais meandriformes e flúvio-deltaicos na Bacia Lusitânica, com acumulação de corpos arenosos canalizados, intercalados em lutitos vermelhos de inundação (Formação Lourinhã) com espessuras médias da ordem de 400 m (máximas de 1.100 m no Bombarral) (Reis et al., 2011). A sedimentação traduz a progradação de depósitos siliciclásticos provenientes dos bordos oriental e ocidental da bacia (onde aflorava o Figura III.2 Quadro estratigráfico, de eventos e de ciclicidade da Bacia
Lusitânica (parcialmente baseado em síntese de Wilson et al., 1990; Azerêdo et al., 2003; Duarte et al., 2004; Rey et al., 2006). A formação estudada encontra-se assinalada a vermelho no quadro.
