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

CARACTERIZAÇÃO DO AMBIENTE MAGMÁTICO ASSOCIADO À SEQUÊNCIA PRÉ-APTIANA NA BACIA DE SANTOS

DIMITROV MIGUEL FRAGOSO (200904041-2)

Orientador: Dr. SERGIO DE CASTRO VALENTE

Co-orientador: Dr. IVANILSON MOREIRA

Junho de 2014

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

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SUMÁRIO Capítulo 1: INTRODUÇÃO 1.1: Apresentação 1 1.2: Objetivos 1 1.3: Justificativa 1 1.4: Métodos 2

1.5: Localização da área de estudo 2

Capítulo 2: REVISÃO TEMÁTICA

2.1: Estratigrafia e Geologia da Bacia de Santos 4 2.2: O magmatismo na Bacia de Santos 8 Capítulo 3: COMPILAÇÃO E ANÁLISE DOS DADOS 3.1: Base de dados 10 3.2: Petrografia 10 Capítulo 4: RESULTADOS

4.1: Caracterização do ambiente magmático 18 4.2: Relações com sistemas petrolíferos 29

Capítulo 5: CONSIDERAÇÕES FINAIS

5.1: Discussões 37 5.2: Conclusões 39

Referências bibliográficas 43

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Dedico este trabalho á minha amada mãe Marta Miguel, pois cada conquista da minha vida atribui ao seu esforço.

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AGRADECIMENTO

Primeiramente, agradeço a Deus por ter me dado a força e autoconfiança para conseguir superar todas as dificuldades que enfrentei durante esta trajetória.

Á minha mãe, Marta Miguel, a minha tia Serafina Pinto, aos meus irmãos, Catarina, Belarmino, Amândio, Karciana, aos meus primos, em especial ao Abdulay e Neide e todos meus familiares, por tanto acreditarem em mim e estarem ao meu lado em todos os momentos que precisei, mesmo que distante fisicamente. Sem o vosso apoio, carinho e incentivo não seria possível chegar até aqui.

Ao meu orientador: Dr. Sergio castro Valente pela paciência, pela confiança, pelo estímulo, pelo ensinamento, pelas sugestões apresentadas, e, sobretudo pela sua amizade, meu muito obrigado.

Ao meu supervisor de estágio Dr. Francisco Cortez e ao meu co-orientador, Dr. Ivanilson Moreira (Sonangol Starfish Oil & Gas), pela oportunidade concedida na realização deste trabalho.

Agradeço aos meus colegas da Sonangol Starfish Oil & Gas pelo ensino, paciência, dedicação, apoio e compreensão.

Agradeço a todos os meus amigos, colegas, em especial à turma de 2009 e 2010, por todos os momentos que passamos juntos esses anos, o meu muito obrigado por tudo. Sem vocês essa trajetória não seria tão prazerosa.

A todos que, de alguma forma, direita ou indireta, colaboraram na realização deste trabalho e que, embora não citados aqui, não deixam de merecer o meu agradecimento.

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RESUMO

O objetivo desta monografia foi avaliar e caracterizar o magmatismo associado à sequência pré-aptiana na Bacia de Santos, com base em descrições petrográficas. Os resultados mostraram que o magmatismo estudado está compreendido em camadas desde poucos metros de espessura até cerca de 30 metros, intercaladas nas rochas das formações Piçarras e, principalmente, Barra Velha. As rochas magmáticas intercaladas na Formação Piçarras distinguem-se, basicamente daquelas intercaladas na Formação Barra Velha por estarem mais alteradas e por possuírem características de hidrovulcanismo. Já o magmatismo associado às rochas da Formação Barra Velha parece se tratar, predominantemente, de intrusões e, subordinadamente, de derrames subaéreos. Estas rochas têm muito pouca quantidade de amígdalas, denotando o caráter relativamente seco dos seus magmas formadores. Uma característica comum tanto ao magmatismo intercalado na Formação Piçarras quanto na Formação Barra Velha é a abundância de fenocristais de olivina (pseudomorfos) e piroxênio, indicando a alta temperatura dos magmas. Muito possivelmente, as lavas máficas alcalinas da fase Pós-Rifte extravasaram através de fissuras, gerando derrames do tipo A’a, que podem formar camadas muito porosas e permeáveis. As estruturas intrusivas mais expressivas da fase Pós-Rifte da Bacia de Santos devem ser as tabulares, em especial, soleiras. No entanto, não deve ser descartada a possibilidade de se formarem, também, lacólitos, facólitos e lopólitos. Esses tipos de estruturas podem ser identificadas em perfis sísmicos e isso já tem sido objeto de estudo na sequência magmática Pós-Aptiana na própria Bacia de Santos. Já os plútons, que representam as câmaras magmáticas, devem estar situados abaixo da sequência sedimentar, tendo como rochas encaixantes o embasamento Neoproterozoico que aflora na área continental adjacente à bacia. É possível que ao tempo da deposição da Formação Barra Velha, a bacia sedimentar estivesse sob tais condições, com gradientes geotérmicos acima de 25⁰C/km. Isso poderia ter alguma influência na cozinha de geração do sistema petrolífero do Pré-Sal, localizada na Formação Piçarras subjacente, por exemplo, fazendo com que a maturação da matéria orgânica se iniciasse antes do Cenomaniano. É possível que o hidrovulcanismo da fase Rifte tenha envolvido a percolação de fluidos, como denota o grande volume de carbonato associado aos tufos palagoníticos da bacia. Isto pode ter tido um efeito sobre a porosidade das rochas siliciclásticas da Formação Piçarras que formam alguns dos reservatórios da bacia. Se o hidrotermalismo estiver associado aos cones propriamente ditos, a porosidade poderia ter sido mantida elevada nos seus flancos. As regiões mais propensas a gerar reservatórios, devido a maior porosidade, são, portanto, aquelas nas partes mais distais dos cones. As intrusões poderiam gerar armadilhas diferentes daquelas já reconhecidas em Santos. Estas armadilhas poderiam estar associadas às estruturas intrusivas ou correlatas, tais como antiformes acima de lacólitos, dentre outras possíveis.

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INDICE DE FIGURAS

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

http://www.radioprogresso640.com.br/. 3

Figura 2.1: Carta estratigrafica da Bacia de Santos (Moreira et al., 2007). 6

Figura 2.2: Seção esquemática (dip) ao longo da Bacia de Santos

(Pereira et al.,1989). 7

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

paralelos. 12

Figura 3.2: Fotomicrografia de texturas semelhantes a fiammés. Lâmina

1. Nicóis cruzados. 12

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

Lâmina 2. Nicóis paralelos. 13

Figura 3.4: Fotomicrografia de rocha com amígdala subcircular

preenchida por carbonato (amg). Lâmina 3. Nicóis cruzados. 13 Figura 3.5: Fotomicrografia de rocha com pseudomorfos de olivina

imersos numa matriz de granulometria fina. Lâmina 4. Nicóis paralelos. 14 Figura 3.6: Fotomicrografia de rocha com pseudomorfos de olivina

imersos numa matriz de granulometria fina. Lâmina 5. Nicóis paralelos. 15 Figura 3.7: Fotomicrografia de dois lamprofilos com evidência de mistura

magmática no contato. Com fenocristais pseudomorfos de olivina de

(1mm),matriz de granulometria fina. Lâmina 6. Nicóis paralelos. 15 Figura 3.8: Fotomicrografia de rocha com amígdala preenchida por

carbonato. Lâmina 7. Nicóis cruzados. 16

Figura 3.9: Fotomicrografia de rocha de possível derrame subaéreo ( muito vidro) pouco espesso, denotando a corrosão dos fenocristais.

Lâmina 8. Nicóis cruzados. 17

Figura 4.1: Jatos de lava (fire fountain) e cones de escória no vulcão Mauna Loa, no Havaí. (a) – Jatos de lava no cone de escória dormente Pu’u Huluhulu, na zona de fissura leste do Kilauea; (b) – cone de escória Pu’u Huluhulu, (c) – novos jatos de lava no flanco (onde o homem está sentado) do cone Pu’u Huluhulu. Fonte: site do USGS

(volcanoes.usgs.gov). 21

Figura 4.2: Tipos de erupções classificadas de acordo com a altura da coluna eruptiva e explosividade. Modificado de Cas & Wright,1987 por

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Figura 4.3: Tufo anelar (tuff ring) gerado por freatomagmatismo no campo

vulcânico de Harrat Khaybar (200.000 anos), oeste da Arábia Saudita.

Fonte: www.geology.sdsu.edu/how_volcanoes_work/. 23

Figura 4.4: Cone de tufo, com 300 m de diâmetro, formado ao longo de dois dias, em 1996, no flanco do vulcão Taal, nas Filipinas. Fonte:

http://www.hilo.hawaii.edu/. 24

Figura 4.5: Derrame A’a de basalto alcalino do Grupo El Pungo (Cretáceo

Superior), da região de Córdoba, Argentina. 25

Figura 4.6: Bloco diagrama esquemático com diferentes tipos de estruturas intrusivas, hipabissais e vulcânicas. Modificado de:

Understanding the Earth; W.H.Freeman & Co.; 2004. 26

Figura 4.7: Intrusão irregular de lamprófiro em ortognaisse. Dique

(FC-AP-26) no Pontal do Atalaia, Arraial do Cabo, RJ. 27

Figura 4.8: Intrusão retilínea de lamprófiro em granitóide. Notar a assimetria na distribuição das juntas subparalelas à intrusão formadas na

rocha encaixante. Dique (JUA-JM-08) na região da Juatinga, SP. 27 Figura 4.9: Esquemas representativos de lacólito. A exudação e posterior

erosão geram, comumente, um relevo tabular, como o encontrado em

Crown Butte, Montana, nos Estados Unidos. 28

Figura 4.10: Esquemas representativos de lopólito. Aqueles de pequenas dimensões não deformam as rochas encaixantes, enquanto que os de

grandes dimensões, geralmente densos, causam subsidência (sag). 29 Figura 4.11: Basalto alcalino vesicular do Cretácio Superior da região de

Córdoba,Argentina. 35

Figura 5.1: Derrame A’a de basalto alcalino do Grupo El Pungo (Cretáceo Superior), da região de Córdoba, Argentina. Notar as dimensões

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ÍNDICE DE TABELAS

Tabela 4.1: Quadro comparativo do magmatismo pré-Aptiano das bacias

de Santos e Pelotas com base em dados geocronológicos. 19

Tabela 5.1: Carta de eventos do sistema petrolífero, configuração Pré-Sal,

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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 da Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro.

O projeto foi orientado pelo Dr. Sérgio de Castro Valente (orientador acadêmico) e pelo Dr. Ivanilson Moreira (co-orientador), da Sonangol Starfish Oil & Gas.

O tema abordado é caracterização do ambiente magmático associado à sequência pré-aptiana na Bacia de Santos, que está localizada na Plataforma Continental brasileira, Esta bacia é uma das principais áreas para exploração e produção de hidrocarbonetos no Brasil, recebendo, assim, grandes investimentos em pesquisa nos últimos anos.

A Bacia de Santos é uma bacia de margem divergente ou passiva, formada à partir da abertura do Atlântico Sul, que se iniciou no Cretáceo Inferior.

O número crescente de descobertas nos últimos anos, e as atividades relacionadas aos reservatórios do pré-sal, têm atraído empresas de diversas partes do mundo que estão interessadas em investir nesse segmento nas bacias sedimentares brasileiras.

1.2: Objetivos

O objetivo desta monografia é avaliar e caracterizar o magmatismo associado à sequência pré-aptiana na Bacia de Santos, com base em descrições petrográficas.

1.3: Justificativa

O fim do monopólio da exploração de hidrocarbonetos no Brasil gerou uma crescente necessidade de novos dados geológicos associados às bacias sedimentares brasileiras. Dentre estes, tornou-se importante compreender os processos magmáticos presentes, não somente nas bacias paleozoicas brasileiras, mas também nas bacias da margem continental, tais como Bacia de Santos.

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Os processos magmáticos são relevantes para elaboração de sistemas petrolíferos porque introduzem gradientes térmicos que podem controlar a geração e maturação de hidrocarbonetos (Eiras & Wanderly Filho, 2003). Eles também são frequentemente relacionados com tectonismo e podem controlar os processos de progradação de depósitos turbiditicos que constituem os principais reservatórios das bacias de Campos e Santos, por exemplo. Finalmente, processos magmáticos contíguos a áreas com ocorrências de domos de sal podem influenciar os processos de diapirismo e consequentemente, de geração de armadilhas e de estruturas de migração de hidrocarboneto (Mohriak, 2003).

1.4: Métodos

Os métodos utilizados na execução deste trabalho compreenderam as seguintes etapas:

 Levantamento bibliográfico e compilação de dados: a etapa de levantamento bibliográfico baseou-se na leitura de textos relativos à Geologia e sistemas petrolíferos da Bacia de Santos. A compilação de dados foi feita especificamente para o magmatismo a ser estudado, com base na leitura de papers, teses de doutorado e trabalhos em revistas cientificas, periódicos e eventos técnicos-cientificos.

 Petrografia: as amostras estudadas foram cedidas pela Sonangol Starfish Oil & Gas. São amostras laterais coletadas e encaminhadas para confecção de lâminas petrográficas, envolvendo todas as litologia representativas do magmatismo na sequência pré-Aptiana do poço selecionado para estudo. As lâminas foram, estão, descritas sob o microscópio petrográfico de luz transmitida do Laboratório de Microscopia do Departamento de Geociências da UFRuralRJ. A petrografia incluiu a descrição dos minerais constituintes, texturas e estruturas, além da classificação das rochas.

 Análise de dados e redação da monografia: todos os dados coletados e compilados serviram à elaboração do texto final da monografia.

1.5: Localização da área de estudo

A área estudada está inserida na Bacia de Santos, Esta bacia ocupa a margem sudeste da costa brasileira e se estende, aproximadamente, pelas latitudes 23˚ e 28˚ sul (~ 600 km) e longitude 39˚ e 48˚ oeste (~ 800 km). A bacia abrange os litorais do Rio de janeiro,

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São Paulo, Paraná, e Santa Catarina, compreendendo uma área de cerca de 350.000 km2 até a cota batimétrica de 3000 m (Figura 1.1).

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

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CAPÍTULO 2: REVISÃO TEMÁTICA

2.1: Estratigrafia e Geologia da Bacia de Santos

A Bacia de Santos possui sua origem reacionada à tectônica responsável pela ruptura e separação do supercontinente Gondwana durante o juro-cretácio (Pereira & Macedo, 1990).

Durante o período compreendido entre o Jurássico Superior e Cretáceo Inferior houve a quebra do paleocontinente Gondwana, e posterior separação das placas que hoje são conhecidas como Africana e Sulamericana. O evento da separação da Gondwana possibilitou a formação do Oceano Atlântico Sul durante o Cretáceo, após a formação do Oceano Atlântico Norte originário do rifteamento ocorrido no Triássico e no Jurássico. Os diferentes ângulos de rotação de movimento da deriva continental, nas regiões compreendidas hoje como Brasil e África, apresentaram regiões de maior resistência durante a ruptura da Gondwana. Esses movimentos, de deriva continental, foram possíveis por intermédio de eventos divergentes e transformantes (Mohriak, 2003; Assine et al., 2008; Chang et al., 2008).

A formação da Bacia de Santos é iniciada no Neocomiano, desenvolvendo-se a partir de uma bacia rifte com intenso magmatismo basáltico, associado com deposição, logo acima, fluvial e lacustre. Existem grandes extensões de basalto continentais Eocretácios, desde o sul da bacia (plataforma de Florianópolis) até o norte (região de Cabo Frio). Acima dos derrames basálticos, ocorrem discordantemente rochas siliciclásticas, do Barreminiano e Aptiano. Durante a fase transicional, ocorre ampla deposição de evaporitos durante o Aptiano. Ao norte, a deposição do Terciário Inferior é caracterizada pela presença de progradações deltáicas associadas a sequências turbidíticas (Mohriak, 2003; Assine et al., 2008; Chang et al., 2008).

Os pacotes sedimentares da Bacia de Santos estão diretamente associados a três sequências principais de deposição: a continental, a transicional e a marinha.

A sequência continental é produto da fase rifte, do Neocomiano - Barremiano, do Cretáceo Inferior. A sequência transicional é resultante do Aptiano - Eoptiano, do Cretáceo Médio. A sequência drifte pertence ao Albiano - Maastrichtiano – Campaniano, estando associada ao sistema regressivo marinho do Maastrichtiano - Campaniano - Plioceno - Paleoceno - Terciário. Dessa forma, além da citada camada de evaporitos, a parte mais superior da Bacia de Santos é composta por folhelhos e calcilutitos, especialmente em

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regiões que hoje são caracterizadas por águas profundas. É importante notar que houve uma grande sobrecarga, devido ao aporte sedimentar, entre o Cretáceo Médio - Superior. Assim, a megasequência transicional da Bacia de Santos é caracterizada pela deposição de evaporitos Aptianos acima da discordância siliciclástica, em um ambiente caracterizado como marinho restrito, registrando-se, ainda, a presença de carbonatos (Assine et al., 2008; Chang et al., 2008).

Praticamente todo o sistema petrolífero presente na Bacia de Santos formou-se na fase drifte. Assim, pode-se especificar que a transgressão marinha, ocorrida na Bacia de Santos durante o Cenomaniano – Turoniano, originou a rocha geradora composta por folhelhos; então, a regressão marinha, ocorrida a seguir, na Bacia de Santos, durante o Senoniano, originou a deposição dos arenitos da plataforma. A seguir, na seqüência, durante o Cretácio, os arenitos turbidíticos presentes na Bacia de Santos formaram a rocha reservatório. Dessa forma, uma nova transgressão marinha originou, durante o Terciário, calcilutitos, margas e folhelhos, os quais, juntamente dos evaporitos, formam as rochas capeadoras (Mio et al., 2005).

A última revisão da carta litoestratigrafia da Bacia de Santos (Figura 2.1) foi realizada por Moreira et al. (2007). O embasamento cristalino da Bacia de Santos, aflorante na região de São Paulo, é caracterizado por granitos e gnaisses de idade pré-cambriana sotopostos discordantemente pelos basaltos da Formação Camboriú. Uma importante feição do embasamento da bacia é a charneira cretácea, ou charneira de Santos, que limita os mergulhos suaves do embasamento a oeste, dos mais acentuados a leste. A sedimentação cretácea ocorre somente costa afora dessa feição. O limite da crosta oceânica com a crosta continental estirada ocorre imediatamente a leste da feição fisiográfica denominada de platô de São Paulo.

Segundo aquela revisão estratigráfica, o registro sedimentar da fase rifte na Bacia de Santos, a exemplo da Bacia de Campos, inicia-se no Hauteriviano (rio da Serra e Aratu) e prolonga-se ao início do Aptiano (Jiquiá), sendo subdividido em três sequências deposicionais. A primeira seqüência rifte é composta por derrames basálticos eocretáceos sotopostos ao preenchimento sedimentar de praticamente toda a Bacia de Santos. Trata-se de basalto cinza-escuro, holocristalinos, de granulação média, com textura ofítica (diabásio) tendo por constituintes principais o plagioclásio e o piroxênio (augita), comumente pouco alterado. A segunda seqüência rifte é informalmente conhecida como seqüência talco-estevensita na Bacia de Campos. Seu limite inferior é a discordância no topo dos basaltos da primeira seqüência e o limite superior à discordância da terceira seqüência. Esta segunda sequência é caracterizada por um ambiente der leques aluviais de conglomerados

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e arenitos polimíticos constituídos de fragmentos de basalto, quartzo, feldspato, nas porções proximais, e por arenitos, siltitos e folhelhos de composição talco estevensíticanas (Formação Piçarras; Figura 2.1).

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

A terceira seqüência rifte (Formação Itapema) é informalmente denominada seqüência das coquinas na Bacia de Campos, cujos sedimentos depositaram-se desde o Neobarremiano ao Eoptiano. Seu limite inferior é a discordância Intrabarremiano de 126,4 Ma e o limite superior é a discordância da base do Alagoas na Bacia de Campos. É caracterizada por apresentar intercalações de calcirruditos e folhelhos escuros. Nas porções mais distais ocorrem folhelhos escuros, ricos em matéria orgânica.

O registro sedimentar da fase pós-rifte da Bacia de Santos também está dividido em três sequências. A primeira seqüência tem seu limite inferior dado pela discordância conhecida como pré-alagoas na Bacia de Campos. Seu limite superior é dado pela discordância de 117 Ma, onde derrames de composição basáltica datados pelo método Ar/Ar em 117 Ma são síncronos a esta sequência. O registro sedimentar é marcado por um ambiente transicional, entre continental e marinho raso, bastante estressante, com a deposição de calcários microbiais, estromatólitos e laminitos nas porções proximais e

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folhelhos nas porções distais (Formação Barra Velha). Ocorrem também grainstone e packstones compostos por fragmentos dos estromatólitos e bioclástos (ostracodes) associados. A segunda seqüência pós-rifte tem seu limite inferior dado pela discordância de 117 Ma, que corresponde a um refletor sísmico de forte impedância acústica positiva de caráter regional. O limite superior é à base dos evaporitos de 113 Ma que marca a passagem da seqüência sedimentar clástica/carbonática para um ambiente evaporítico. É caracteriza pela ocorrência de calcários estromatolíticos e laminitos microbiais, localmente dolomitizados. O ambiente deposicional desta seqüência é semelhante ao da seqüência anterior (ambiente transicional, entre continental e marinho raso bastante estressante). A terceira seqüência pós-rifte corresponde aos evaporitos da Formação Ariri, que se depositaram no Neoptiano. Diferente das cartas anteriores, o tempo estimado de deposição para os evaporitos é de 0,7 a 1 Ma, permanecendo, ainda, imprecisa a taxa de acumulação devido à alta mobilidade da halita (Moreira et al., 2007). Seu limite inferior é dado pelo contato com os carbonatos da segunda seqüência pós-rifte (113 Ma), enquanto seu limite superior é dado pela passagem entre os evaporitos e os sedimentos siliciclásticos/carbonáticos das formações Florianópolis e Guarujá (Figura 2.2).

Figura 2.2: Seção esquemática (dip) ao longo da Bacia de Santos (Pereira et al.,1989).

O registro sedimentar da fase drifte da Bacia de Santos é composto por três sequências deposicionais de 3ª ordem perfazendo uma duração total de 8,9 Ma. Ocorrem três importantes folhelhos radioativos que representam três grandes períodos de inundações marinhas desde o Albiano inferior até a porção basal do Albiano superior. Esta seqüência é composta pela parte inferior da Formação Florianópolis, corresponde às fácies proximais e está constituída por conglomerados, arenitos e folhelhos associado a sistemas de leques

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aluviais e deltaicos. As sequências deposicionais da fase drifte não serão detalhadas neste capítulo porque o foco da monografia é o magmatismo intercalado às rochas Pré-Aptianas.

2.2: O magmatismo na Bacia de Santos

As pesquisas realizadas nos últimos anos sobre os eventos magmáticos presentes nas bacias sedimentares brasileiras têm mostrado a importância desses episódios para a exploração de hidrocarbonetos. Citam-se os casos da geração (aquecimento), migração (alteração estruturais e petrográfica), acumulação (basalto fraturados) e barreira (diques e soleiras) dos hidrocarbonatos, produzidos por estas rochas, tanto nas bacias sedimentares marginais como nas intracontinentais (p.ex.: Valente, 2009). O magmatismo é acompanhado pelo aumento da temperatura da bacia nos arredores de intrusões, o que produz o aquecimento das rochas geradoras de hidrocarbonetos e, assim, possibilita a maturação da matéria orgânica contida. Ao mesmo tempo, tem se verificado que os contatos diques/rochas sedimentares podem ter propiciado rotas para a migração dos hidrocarbonetos. Estudos recentes têm mostrado que o magmatismo deve merecer análise, mas pormenorizadas ate mesmo em suas manifestações extrusivas, tendo em vistas a perspectivas de terem atuado como efetivos selantes e, em consequência, possibilitando a acumulação de hidrocarbonetos gerados nos sedimentos subjacentes (p.ex.:Sruoga e Rubinstein, 2007).

O magmatismo de caráter predominantemente básico a intermediário tem a sua gênese na astenosfera, ou seja, abaixo da litosfera. Assim sendo, mesmo os diques que se introduziram no embasamento das nossas bacias sedimentares cuidadosa atenção, posto que rochas boas condutoras de calor e, sobre estes diques, podem ser prognosticados maiores gradientes térmicos presentes nos depósitos sedimentares sobrepostos. O melhor entendimento dos processos magmáticos presentes nas bacias sedimentares deve conduzir a estudos sobre novas formas de exploração de hidrocarbonetos em nossas bacias sedimentares, inclusive naquelas em que as atividades de exploração tradicional não têm os sucessos esperados (Thomaz-Filho et al. 2008).

O intenso magmatismo do Neocomiano na Bacia de Santos veio a constituir a seqüência de derrames de basalto da Formação Serra Geral na Bacia do Paraná também manifestou-se de forma significativa nas bacias marginais, fruto do extravasamento do magma astenosférico que chegou próximo da superfície, quando do processo de rifteamento que separou os continentes Sul-Americano e Africano. O início do estágio rifte nas margens sudeste e leste brasileira teve início há cerca de 143 Ma (definido pela discordância sin-rifte), desde a Bacia do Espírito Santo até as bacias de rifte abortado do Recôncaco, Tucano e Jatobá. No caso das bacias de Pelotas, Santos e Campos, o rifte teria se iniciado nessa

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mesma idade, ou até antes disso, o que implica na possibilidade real da existência de sedimentos sotopostos e ocultados pelos basaltos do Neocomiano, considerado o embasamento econômico dessas bacias (Thomaz-Filho et al., (2008). É lícito prognosticar que, no período entre 143 Ma e o ápice do magmatismo do Neocomiano, ocorrido há cerca de 132 Ma, teriam se depositado os sedimentos continentais do estágio rifte intercalados com eventos magmáticos, como observado na Bacia do Espírito Santo. É oportuno salientar que o período entre 143 e 132 Ma coincide com a sedimentação de rochas geradoras nas nossas bacias marginais, caso das formações Cricaré, na Bacia do Espírito Santo, e Candeias, na Bacia do Recôncavo. O mesmo pode ter acontecido por sob os basaltos considerados o embasamento econômico das bacias de Campos, Santos e Pelotas. Em outras palavras, é possível ocorrer sedimentos da fase rifte sob esses basaltos.

O embasamento econômico da Bacia de Santos é definido pelos basaltos da Formação Camboriú, que cobrem discordantemente o embasamento pré-Cambriano, constituindo a Seqüência K20-K34 da fase rifte (Figura 2.1). Na sequência Pré-Aptiana são também reconhecidos basaltos subaquosos (130-120 Ma) intercalados nas rochas sedimentares da Formação Piçarras, que incluem tanto rochas geradoras, representada por um folhelho lacustrino, quanto rochas reservatório da bacia, representadas por siliciclásticas. Já na fase pós-rite, são reconhecidos basaltos (?) (117 Ma) intercalados nas rochas sedimentares da Formação Barra Velha, que incluem a rocha reservatório da bacia, representada por calcários microbiais e estromatólitos (Moreira et al., 2007).

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CAPÍTULO 3: COMPILAÇÃO E ANÁLISE DOS DADOS

3.1- Base de dados

A base de dados utilizada nesta monografia foi cedida pela SONANGOL Starfish, com autorização da Agência Nacional do Petróleo, e inclui:

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

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

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

O poço atingiu a profundidade final de cerca de 6.000 m permitindo a coleta de dados e amostras das fases drifte, pós-rifte e parte da fase rifte.

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

3.2- Petrografia

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

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

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

O estudo petrográfico foi realizado sob microscópio de luz polarizada no Laboratório de Microscopia do Departamento de Geociências da Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro (UFRRJ).

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

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

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

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

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

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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 (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.

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

A lâmina 5 representa a parte superior da camada. A rocha está muito alterada, tem textura porfirítica com fenocristais subédricos a euédricos de plagioclásio (1,5m m), clinopiroxenio (1m m) e pseudomorfos de olivina, todos com cerca de 1 mm (Figura 3.6). A matriz da rocha é microfaneritica com mesósfase vítrea muito alterada.

A lâmina 6 corresponde à formação barra velha,com uma profundidade correspondente a 5.645, apresenta um contato muito evidente na lamina de dois lamprolitos com misturas magmáticas.As mesmas também apresentam fenocritas pseudomorfos de olivina (1m m) (Figura 3.7).

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Figura 3.6: Fotomicrografia de rocha com pseudomorfos de olivina imersos numa matriz de granulometria fina. Lâmina 5. Nicóis paralelos.

Figura 3.7: Fotomicrografia de dois lamprofilos com evidência de mistura magmática no contato. Com fenocristais pseudomorfos de olivina de (1mm),matriz de granulometria fina. Lâmina 6. Nicóis paralelos.

0,25 mm 0,5 mm

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A lâmina 7 representa uma rocha magmática na parte superior da Formação Barra Velha, a uma profundidade de 5.633 m. A rocha está muito alterada (saussurita), possui porções esverdeadas (clorita) que podem ser vidro intersticial alterado (mais angulosos) ou amígdalas (mais circulares). A ganulometria é fina (0,5mm) (Figura 3.8).

Figura 3.8: Fotomicrografia de rocha com amígdala preenchida por carbonato. Lâmina 7. Nicóis cruzados.

A lâmina 8 também corresponde a parte superior da Formação Barra Vellha, sob profundidade de 5.549m. Ela tem matriz vítrea, não é alterada, e os fenocristais estão orientados e corroídos. Parece tratar-se de um derrame subaéreo (muito vidro) pouco espeso (Figura 3.9).

25

Figura 3.9: Fotomicrografia de rocha de possível derrame subaéreo ( muito vidro) pouco espesso, denotando a corrosão dos fenocristais. Lâmina 8. Nicóis cruzados.

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CAPÍTULO 4: RESULTADOS

4.1 Caracterização do ambiente magmático máfico alcalino

Conforme discutido no Capítulo 2, o magmatismo pré-Aptiano da Bacia de Santos pode ser dividido em três episódios magmáticos, quais sejam:

 Fase rifte:

o Basaltos toleíticos da Formação Camboriú (>130 Ma; Hauteriviano) o Basaltos subaquosos (130-120 Ma) intercalados nas rochas

sedimentares da Formação Piçarras, que incluem tanto rochas geradoras, representada por um folhelho lacustrino, quanto rochas reservatório da bacia, representadas por siliciclásticas.

 Fase pós-rite:

o Basaltos (?) (117 Ma) intercalados nas rochas sedimentares da Formação Barra Velha, que incluem a rocha reservatório da bacia, representada por calcários microbiais e estromatólitos.

Trabalhos pioneiros obtiveram uma idade (K-Ar, rocha total) de 138,1 ± 3,5 Ma basaltos da Bacia de Santos, que foram interpretados como continental e de vulcanismo subaéreo (Fodor et al., 1984). Embora os autores não tenham identificado a formação a partir da qual as amostras foram coletadas, as características geoquímicas das mesmas permitem correlacioná-las ao magmatismo da Formação Serra Geral (Bacia do Paraná) e da Formação Cabiúnas (Bacia de Campos) (Misuzaki et al., 1992; Lobo et al., 2007). Deste modo, as rochas datadas na Bacia de Santos devem corresponder àquelas da Formação Camboriú (Capítulo 2).

Não há dados petrológicos sobre os basaltos da fase rifte, intercalados à Formação Piçarras, nem sobre os basaltos da fase pós-rifte da Bacia de Santos. No entanto, estudos petrológicos reconheceram duas suítes basálticas transicionais de afinidade toleítica (alto-TiO2, a norte; baixo-TiO2, a sul) na Bacia de Pelotas (Lobo, 2007). Esses mesmos estudos dataram (Ar-Ar, rocha total) uma amostra da porção sul da bacia em 118,0 ± 1,9 Ma, o que tornaria este episódio magmático correlato àquele intercalado às rochas da Formação Piçarras da Bacia de Santos. A revisão da carta estratigráfica da Bacia de Pelotas (Bueno et al., 2007), com base nos mesmos dados geocronológicos, propõe que o magmatismo da Formação Imbituba teria ocorrido entre 125 Ma e 118 Ma, caracterizando a fase rifte em naquela bacia. Já as rochas magmáticas da Formação Curumim, foram associados à fase pós-rifte com base em dados geocronológicos (Ar-Ar, rocha total, 113,0 ± 0,1 Ma, Dias et al., 1994). Os autores também propuseram que o magmatismo da Formação Serra Geral

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corresponderia à uma fase pré-rifte, também com base em datações geocronológicas obtidas para a Província Paraná-Etendeka (Turner et al., 1994).

Muito embora haja dificuldades em correlacionar, com os dados disponíveis, o magmatismo das bacias de Santos e Pelotas, a geocronologia Ar-Ar indica que as rochas magmáticas intercaladas na Formação Piçarras e na Formação Barra Velha deveriam equivaler ao magmatismo basáltico toleítico da Formação Imbituta na Bacia de Pelotas (Tabela 4.1).

Tabela 4.1: Quadro comparativo do magmatismo pré-Aptiano das bacias de Santos e Pelotas com base em dados geocronológicos.

A petrografia presentada no Capítulo 3 mostrou, no entanto, que o magmatismo Pré-Aptiano amostrado no poço estudado não pode ser caracterizado como basáltico toleítico. De modo geral e, considerando-se as restrições do estudo petrográfico e falta de dados litogeoquímicos, as rochas parecem compor uma série magmática máfica alcalina, incluindo desde derrames ankaramíticos até intrusões de diabásios alcalinos e basanitos. Assim, estas rochas não devem estar relacionadas à Formação Camboriú da Bacia de Santos. Elas devem corresponder a episódios magmáticos restritos ao Barremiano e Aptiano Médio, de caráter essencialmente alcalino, em oposição ao magmatismo toleítico da Formação Camboriú. Os episódios magmáticos da seção Pré-Aptiana estudada nesta monografia parecem ter sido predominantemente subaéreos, mas também há evidências para processos hidrovulcânicos.

O hidrovulcanismo é parte de um processo mais amplo chamado freatomagmatismo, onde há interação de lava com água de lagos, do mar, subterrânea ou mesmo com o gelo das geleiras. Estruturas tais como fumarolas (fumaroles ou solfatara), geisers (geysers) e fontes quentes (hot springs) não devem ser consideradas vulcânicas porque resultam do aquecimento de água meteórica pelo calor do magma, não envolvendo interção entre

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)

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massas. Um vulcão pode ser definido como qualquer estrutura gerada por mecanismos de expulsão do material magmático (massa e não somente calor) residente no interior da Terra. Esses mecanismos envolvem tanto a expulsão do magma propriamente dito, sob a forma de lava, quanto dos produtos por ele gerados, especialmente gases. Respectivamente, esses mecanismos resultam em processos vulcânicos efusivos e explosivos. Por isso, vulcões variam muito em dimensões e formas.

Os principais tipos de vulcões são: 1) vulcões fissurais (fissural volcanoes), 2) vulcão em escudo (shield volcano), 3) cones (cones de cinzas (cinder cones), cones de escória (scoria cones), cones de tufo (tuff cones) e hornitos), 4) vulcão composto ou estratovulcão (composite volcano) e 5) caldeiras (calderas). Outros tipos de estruturas vulcânicas incluem domos, maars e lahars. Os vulcões 1 e 2 são formados, em geral, por derrames subaéreos de lavas pouco viscosas, como as lavas basálticas toleíticas ou as lavas carbonatíticas, por exemplo. Lavas muito viscosas tendem a formar vulcões dos tipos 4 e 5, além de domos. Lavas moderadamente viscosas podem formam cones, que também se formam comumente por freatomagmatismo.

Grandes estruturas vulcânicas, como estratovulcões e vulcões em escudo são poligenéticas, ou seja, estão associados a vários episódios eruptivos intercalados com pequenos períodos de dormência. Em oposição, vulcanismo monogenético é representado por grupos de pequenos vulcões que, em geral, expelem lava basáltica, especialmente alcalina. Embora o vulcanismo a partir das estruturas vulcânicas individuais sejam de curta duração, o vulcanismo de um grupo de vulcões monogenéticos acaba equivalendo, no tempo, àquele típico de estratovulcões. O vulcanismo associado ao ambiente deposicional da Formação Piçarras, até onde pode ser estudado pela petrografia, parece estar restrito ao extravasamento de lavas máficas alcalinas, não havendo registro dos membros félsicos da série. Por isso, é possível que esse vulcanismo esteja mais relacionado ao tipo monogenético do que ao tipo poligenético, já que este último alterna episódios máficos e félsicos, tanto efusivos quanto explosivos.

Vulcões monogenéticos individuais expelem entre 10 a 1000 vezes menos lava que estratovulcões e, considerados individualmente, o tempo do vulcanismo é muito menor. Eles são produtos de um único episódio eruptivo. Este episódio pode durar desde umas poucas horas até poucos anos, mas uma vez cessada a erupção o sistema de conexão (conduto e chaminé) entre a abertura e a câmara magmática congela, de modo que o vulcão nunca mais entra em erupção. No entanto, quando agrupados, os vulcões monogenéticos

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equivalem a estratovulcões no que se refere ao volume e tempo (milhões de anos) de vulcanismo. Por isso, campos de vulcões monogenéticos podem suprir material sedimentar na mesma escala que estratovulcões individuais, ao longo da história evolutiva de bacias, associadamente com mudanças ambientais e climáticas.

Vulcões monogenéticos formam cones de pequenas dimensões, entre 30 m e 400 m de altura, chamados cones de escória ou cones de cinzas (scoria cones e cinder cones). Eles são construídos, comumente, por erupções do tipo jatos de lava (fire fountains (Figura 4.1), conhecidas como estrombolianas.

(a)

(c)

(b)

Figura 4.1: Jatos de lava (fire fountain) e cones de escória no vulcão Mauna Loa, no Havaí. (a) – Jatos de lava no cone de escória dormente Pu’u Huluhulu, na zona de fissura leste do Kilauea; (b) – cone de escória Pu’u Huluhulu, (c) – novos jatos de lava no flanco (onde o homem está sentado) do cone Pu’u Huluhulu. Fonte: site do USGS (volcanoes.usgs.gov).

O termo estromboliano faz referência à coluna eruptiva, que consiste de uma mistura de fragmentos de lava (material fundido ou vidro), cristais e fragmentos rochosos dispersos numa fase gasosa contínua. Como o nome deixa supor, a atividade vulcânica estromboliana foi primeiramente caracterizada no vulcão Stromboli, uma ilha a cerca de 220 km a SW da

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cidade de Nápoles, na Itália. A erupção estromboliana é caracteristicamente intermitente (pulsos) e produz jatos de lava (fire fountains) com centenas de metros de altura a intervalos regulares de 10 minutos a 20 minutos. A atividade é fracamente explosiva e pouca quantidade de cinza vulcânica ou lapilli é produzida. Derrames de lava podem se formar, mas são raros. O mecanismo efusivo mais comum é a erupção de gases com pouca lava. A erupção estromboliana é um pouco mais energética que a atividade havaiana, sendo estas duas as mais típicas formas de erupções basálticas (Figura 4.2).

Figura 4.2: Tipos de erupções classificadas de acordo com a altura da coluna eruptiva e explosividade. Modificado de Cas & Wright,1987 por T.C.Junqueira-Brod).

Quando a erupção basáltica ocorre sob lâmina d’água pouco espessa ou próximo a aquíferos (isto é, no caso de freatomagmatismo), o vapor gerado pelo calor da erupção faz com que o vulcanismo seja mais explosivo, modificando, assim, a estrutura vulcânica. A maior energia deste tipo de vulcanismo gerado pela expansão do vapor d’água resulta num processo explosivo onde o magma tende a se fragmentar em partículas finas (cinzas), ao invés de se fragmentar sob a forma de escória. Se a massa de vapor é aproximadamente a mesma que aquela da lava sob erupção, os fragmentos finos de basalto são distribuídos para longe da coluna eruptiva como fluxos piroclásticos de baixa densidade. Este processo

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produz um anel de cinza (ou tufo anelar; tuff ring) basáltica consolidada, com largura variável entre 200 m e 3 km, altura máxima de 50 m e declividade menor que a dos cones de escória (Figura 4.3).

Figura 4.3: Tufo anelar (tuff ring) gerado por freatomagmatismo no campo vulcânico de Harrat Khaybar (200.000 anos), oeste da Arábia Saudita. Fonte: www.geology.sdsu.edu/how_volcanoes_work/.

Em alguns casos, a erupção freatomagmática pode ser ainda mais energética e escavar um buraco na parte interna de uma estrutura anelar que, no entanto, distingue-se dos tufos anelares porque é constituída dominantemente por fragmentos de rochas pré-consolidades ao invés de fragmentos de lava. Estas estruturas vulcânicas são chamadas de maars, tendo tamanhos semelhantes aos tufos anelares, mas possuindo uma superfície interna ao anel abatida em geral ocupada por um lago. Bons exemplos de maars são encontrados na região de Eifel, no Vale do Reno, na Alemanha. A cratera Lachersee é um maar com 1 km de diâmetro formado há cerca de 11.000 anos nesta região, onde há cerca de 30 outras estruturas do mesmo tipo.

Como mencionado anteriormente, tufos anelares se formam quando a relação vapor:lava é próxima de 1. Quando há muito vapor e pouca lava (p.ex.: uma relação 10:1), a erupção da mistura é tão úmida que as partículas de cinza se aglutinam no ar e caem próximo à abertura (ou boca) do vulcão. A estrutura vulcânica gerada é chamada de cone de tufo (tuff cone). Um exemplo de cone de tufo é Koko Crater, na área de Honolulu, no Havaí. Os cones de tufo variam de 100 m a 1,5 km de diâmetro e podem ter mais de 300 m de

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altura. As camadas são mais inclinadas que nos tufos anelares, podendo alcançar até 45º (na parte mais proximal do anel), mas ficando, em geral, entre 10º e 30º (Figura 4.4).

Figura 4.4: Cone de tufo, com 300 m de diâmetro, formado ao longo de dois dias, em 1996, no flanco do vulcão Taal, nas Filipinas. Fonte: http://www.hilo.hawaii.edu/.

Muito possivelmente, as lavas máficas alcalinas da fase Pós-Rifte extravasaram através de fissuras. Lavas podem extravasar por fraturas ou falhas da crosta terrestre sem formar estruturas cônicas ou em escudo evidentes. Esse tipo de vulcanismo é chamado fissural, sendo dominantemente efusivo. A lava extravasada por fissuras forma derrames ou fluxos de lava (lava flows) que tendem a se movimentar escarpa abaixo ao longo de correntes estreitas, sem erodir substancialmente o substrato. Em geral, os fluxos são confinados a canais criados pela solidificação das margens, sendo esses derrames chamados de levées. A geometria de um fluxo ou derrame depende de vários fatores, tais como a viscosidade e composição da lava, taxas eruptivas e gradiente do terreno. Lavas basálticas, pouco viscosas, fluem rapidamente e, em geral, num canal aberto com uma superfície incandescente. Se a parte superior do canal se solidifica parcialmente mas ainda é instável, pedaços de rocha solidificada se misturam à lava fluida, gerando os derrames do tipo A’a (Figura 4.5). O avanço do fluxo de lava do tipo A’a é da ordem de poucos metros por segundo. Lavas mais viscosas, extravasadas por fissuras ou condutos, tendem a formar derrames semelhantes ao tipo A’a, mas os pedaços de rocha solidificada são maiores, da

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ordem de dezenas a centenas de metros. Esses são os chamados derrames em bloco (block lava flow).

Figura 4.5: Derrame A’a de basalto alcalino do Grupo El Pungo (Cretáceo Superior), da região de Córdoba, Argentina.

As intrusões dos episódios magmáticos da fase Pós-Rifte na Bacia de Santos também devem ser estruturas condizentes com as características físicas de magmas máficos alcalinos. Há diversos tipos de estruturas geradas pela intrusão de magmas. Plútons (Figura 4.6) representam câmaras magmáticas podendo variar de poucos quilômetros a milhares de quilômetros quadrados após exposição à superfície.

Câmaras magmáticas menores e menos profundas dão origem aos stocks, enquanto batólitos são plútons maiores, que cobrem áreas com mais de 100 km2 _{após exposição à} superfície do planeta. A geometria dos plútons é muito variável, podendo ser regular (circular ou elíptica) a bastante irregular.

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Vulcão Stock Derrame Dique Material piroclástico Soleira Neck vulcânico e diques anelares Batólito Plúton

Figura 4.6: Bloco diagrama esquemático com diferentes tipos de estruturas intrusivas, hipabissais e vulcânicas. Modificado de: Understanding the Earth; W.H.Freeman & Co.; 2004.

As estruturas intrusivas de magmas máficos alcalinos são, em geral, hipabissais. Intrusões hipabissais podem ter geometria tabular e dimensões muito variáveis. As intrusões tabulares orientadas discordantemente às estruturas das rochas encaixantes são chamadas diques, enquanto que as orientadas concordantemente às estruturas das rochas encaixantes são chamadas soleiras (Figura 4.7). Diques podem ser desde horizontais até inclinados e verticais, o mesmo se aplicando a soleiras. Eles também podem ser retilíneos, curvilíneos ou interrompidos.

Muitas vezes estas estruturas tabulares estão relacionadas geneticamente a estruturas rúpteis observadas nas rochas encaixantes próximo aos contatos (Figura 4.8).

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Figura 4.7: Intrusão irregular de lamprófiro em ortognaisse. Dique (FC-AP-26) no Pontal do Atalaia, Arraial do Cabo, RJ.

Figura 4.8: Intrusão retilínea de lamprófiro em granitóide. Notar a assimetria na distribuição das juntas subparalelas à intrusão formadas na rocha encaixante. Dique (JUA-JM-08) na região da Juatinga, SP.

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Outros tipos comuns de estruturas relacionadas a intrusões hipabissais são lacólitos, lopólitos e facólitos.

Lacólitos são intrusões pequenas (~10 x km2_{), concordantes, rasas (2-3 km de} profundidade), subhorizontais, com convexidade no topo, o que gera uma geometria do tipo cogumelo (Figura 4.9). A intrusão subhorizontal é alimentada por diques verticais ou inclinados, localizados tanto na parte central da base quanto nas extremidades. A injeção de magma força as rochas sotopostas para cima, gerando uma geometria antiformal. Se a intrusão ocorre em estratos previamente dobrados, ela é denominada facólito, e tende a ser menor (~ 1km2_{) e lenticular.}

Intrusão concordante

Lacólito

Exudação e erosão

Crown Butte, EUA.

Figura 4.9: Esquemas representativos de lacólito. A exudação e posterior erosão geram, comumente, um relevo tabular, como o encontrado em Crown Butte, Montana, nos Estados Unidos.

Lopólitos (Figura 4.10) são intrusões rasas (3-4 km) em forma de funil (com concavidade para cima), assimétricas e subhorizontais, que podem variar de poucas centenas de metros (quando tendem a ser concordantes) até poucas dezenas de quilômetros (quando tendem a ser discordantes). As intrusões maiores são formadas,

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frequentemente, por magmas máficos e ultramáficos densos, podendo ser do tipo acamadads (p.ex.: Skaergaard, no oeste da Groenlândia, Bushveld, na África do Sul e Sudbury, no Canadá). A solidificação destes magmas gera rochas muito densas que, sob contração devido ao resfriamento, promovem a subsidência (sag) das rochas sotopostas e subjacentes.

Lopólito de pequenas dimensões

Lopólito de grandes dimensões

Lopólito

100 m

5 km

Figura 4.10: Esquemas representativos de lopólito. Aqueles de pequenas dimensões não deformam as rochas encaixantes, enquanto que os de grandes dimensões, geralmente densos, causam subsidência (sag).

4.2 Processos magmáticos e sistemas petrolíferos

O conceito de sistemas petrolíferos engloba um espaço tridimensional onde as condições satisfatórias de geração, migração e acumulação coexistiram numa determinada época (Demaison & Huizinga, 1991; Magoon & Dow, 1994). Sistemas petrolíferos são compostos por elementos (rochas e suas estruturas) onde ocorrem processos tais como

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geração, migração e armazenamento de hidrocarbonetos. A geração de petróleo (um termo comumente utilizado para designar hidrocarbonetos de óleo e gás) depende da existência de matéria orgânica que, obviamente, não pode ser encontrada em rochas magmáticas. No entanto, o calor proveniente dos processos magmáticos também pode influenciar nos processos de geração. Além disso, rochas magmáticas podem constituir selantes e reservatórios importantes. As estruturas associadas às rochas magmáticas também podem servir à migração primária e secundária em sistemas petrolíferos.

Rochas geradoras contêm (em %peso) entre 1,0% e 5% de carbono orgânico, podendo alcançar até 20% em alguns casos. Proteínas, carbohidratos, lipídios e lignitos são os principais componentes dos organismos. São estes componentes que serão transformados em petróleo sob condições em que a matéria orgânica pode ser preservada.

A matéria orgânica é usualmente dividida em dois tipos. O betume é formado por compostos solúveis em solventes orgânicos, enquanto o querogênio é formado por compostos insolúveis. A proporção da matéria orgânica que corresponde ao querogênio é de cerca de 85% a 90% em folhelhos, por exemplo. O querogênio é o componente orgânico mais abundante da Terra e é constituído por proporções variadas de C, H e O, sendo comumente classificado em quatro tipos distintos (liptinito ou tipo I, Exinito ou tipo II, Vitrinita ou tipo III e Inertinita ou tipo IV). A quantidade (ou TOC; total organic carbon, em %peso) e qualidade (razão entre volume de hidrocarboneto gerado e volume de rocha geradora, em kgHC/ton) do querogênio são controladas por diversos fatores relacionados ao ambiente de deposição da matéria orgânica. Os principais são: a taxa de deposição e soterramento, a contribuição relativa de organismos terrestres e marinhos, o estado de oxidação do ambiente deposicional e os graus de retrabalhamento dos sedimentos antes do soterramento.

A maturação é a transformação de querogênio em petróleo, resultando numa quebra das grandes moléculas de hidrocarbonetos do primeiro em moléculas menores, tanto líquidas quanto gasosas, do petróleo. Este processo requer calor. O grau geotérmico médio em bacias sedimentares varia entre 20ºC/km e 40ºC/km. Bacias ditas frias têm grau geotérmico menor que 20ºC/km, como o Mar Cáspio atual (10ºC/km). Diametralmente opostas estão as bacias quentes, como o Golfo da Tailândia (48ºC/km), o Gráben do Reno (50º-80ºC/km) e Sumatra Central (60º-120ºC/km). As bacias sedimentares quentes estão localizadas sobre litosfera fina em regiões onde o fluxo térmico é ditado pela proximidade do manto sublitosférico quente.

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A migração de hidrocarbonetos é um processo essencial à acumulação em armadilhas. A migração é comumente dividida em duas etapas. A migração primária é a expulsão do petróleo da rocha geradora. A migração secundária é aquela que o petróleo faz dentro da rocha reservatório até a armadilha, em geral utilizando uma camada carreadora (carrier bed). Alguns autores reconhecem ainda a migração terciária, que leva à dissipação e perda do petróleo em superfície.

Não há consenso entre os geólogos do petróleo quanto aos mecanismos que originam a migração primária, geralmente divididos em dois tipos, quais sejam: 1) por compactação da rocha geradora e 2) por fraturamento da rocha geradora (por fatores intrínsecos, tais como microfraturamento devido ao aumento do volume e, portanto, pressão, do petróleo na rocha geradora; ou extrínsecos, tais como deformação, dentre outros). O fraturamento deve ser um mecanismo necessário à migração a partir de rochas geradoras com baixa permeabilidade (2% a 3% de porosidade e poros com raios menores que 1nm, isto é, menores que a maioria dos componentes moleculares do petróleo).

O mecanismo de migração primária por compactação da rocha geradora implica a movimentação do petróleo (ou mesmo querogênio) acompanhada da água (conata) expulsa da rocha geradora. Água e petróleo devem constituir uma fase única por solução de óleo na água, solução de gás na água, solução de querogênio na água, emulsão de óleo na água e formação de micelas. A movimentação destas soluções e emulsões pode ocorrer por compactação da rocha geradora ou, ainda, por difusão, convecção, movimento de água meteórica ou perda de água durante a desidratação de argilominerais. Há também a possibilidade de movimentação do petróleo independentemente da movimentação ou não da água conata. Neste caso, água e petróleo têm que ser tratados como fases separadas. O petróleo pode estar sob a forma de uma solução de óleo em gás, gás em óleo ou exclusivamente óleo. A movimentação pode ocorrer através do querogênio ou minerais presentes na rocha geradora. A força necessária à movimentação do petróleo como fase única pode estar relacionada às diferenças de pressão entre a rocha geradora e a camada carreadora, levando à capilaridade no limite geradora/carreadora. Atualmente, a maioria dos pesquisadores aceita que o petróleo migra como uma fase separada dentro da rocha geradora saturada em água. Água e petróleo (à exceção de metano) são pouco miscíveis e micelas e emulsões são materiais essencialmente imóveis porque são normalmente maiores que os poros das rochas geradoras. Finalmente, outros fatores, tais como a proporção relativa de querogênio-retentor e querogênio-produtivo, também influenciam a migração primária.

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Uma vez expulso da rocha geradora por mecanismos de migração primária, o petróleo migra até uma armadilha através de camadas carreadoras (carrier beds), dando início à migração secundária. Ou seja, a migração primária leva, em geral, à dispersão do petróleo na rocha reservatório, e a acumulação de petróleo (ocupação de mais de 90% dos poros do reservatório) só se torna viável a partir da migração secundária. A migração primária pode ocorrer em várias etapas com o preenchimento de várias armadilhas a partir de uma mesma rocha reservatório. A rigor, a migração secundária só cessa na superfície do planeta. Velocidades de migração do petróleo foram calculadas para diferentes tipos de rochas, variando entre 1km a 1000km (para arenitos) e entre 0,01km a 10 km (para calcáreos) para 1 milhão de anos.

Armadilhas são uma descrição geométrica do conjunto reservatório-selante onde o petróleo se acumula. Se a conformação do conjunto reservatório-selante não gerar armadilhas capazes de acumular petróleo, a produção poderá se tornar economicamente inviável. No entanto, processos magmáticos em margens vulcânicas rifteadas podem ser acompanhados da formação de novas estruturas, remigração e mudanças de fases, incrementando o potencial de formação de armadilhas. Possivelmente, as armadilhas mais facilmente detectadas em exploração são as estruturais que, em geral, detêm grandes volumes de petróleo. Os antiformes são as dobras armadilhadoras mais frequentes. Antiformes com mergulhos para direções aproximadamente ortogonais formam domos ou braquiantiformes e são eles que aprisionam o petróleo nos chamados campos gigantes. O petróleo fica armadilhado sob a parte côncava do antiforme, sob uma selante. Já as falhas são estruturas armadilhadoras porque colocam reservatórios em contato com selantes. Esse tipo de armadilha estrutural é encontrado na Bacia do Recôncavo e nas bacias costeiras do Brasil. Combinações de antiformes e falhas também geram armadilhas em campos no Oriente Médio (Ghawar e Hassi R’; Mel) e Rússia (Samotlor). As armadilhas estruturais são desenvolvidas por processos tectônicos (dobras e falhas), diapíricos (halocinese e vulcões de lama), de compactação (sobre paleorelevos) e gravitacionais (roll-over). No entanto, vale lembrar que estruturas intrusivas, tais como lacólitos, geram estruturas antiformais que podem servir como armadilhas.

A acumulação de petróleo só ocorrerá se o sistema petrolífero for dotado de uma rocha selante. Boas selantes têm quatro características fundamentais: baixa permeabilidade, plasticidade (ou ductilidade), grande espessura (>50m) e área extensa (>1,0 km2_{). O sal é} um selante muito eficaz porque é tanto impermeável quanto plástico. No entanto, a interrupção do fluxo do petróleo também pode ocorrer ao longo de planos de falhas e/ou juntas, especialmente nos casos em que se formam farinhas de falha (fault gouges)

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associadas, algumas vezes, à pulverização de argilominerais (clay smear). Estas estruturas são comumente associadas à intrusões hipabissais rasas, tais como diques, soleiras, lacólitos, facólitos e lopólitos, e funcionam tanto como rotas de migração quanto selantes. Falhas que desenvolvem material finamente pulverizado, tais como gouge, ou processos tais como clay smear e cimentação por deposição de minerais autigênicos, tais como carbonatos e material silicoso, ao longo dos planos de falha e contatos com rochas magmáticas intrusivas, podem gerar selantes eficientes devido à elevada impermeabilidade. As falhas selantes são ainda mais relevantes quando impedem o fluxo lateral do petróleo dentro das armadilhas.

Rochas vulcânicas que resfriam rapidamente após a consolidação do magma desenvolvem pouco ou nenhum grupos de juntas de resfriamento. Este é o caso de derrames subaquosos, por exemplo. Em bacias sedimentares com longa história de evolução, a alternância entre períodos de vulcanismo ativo e sedimentação pode desenvolver conjuntos reservatório-selante capazes de acumular hidrocarbonetos. Semelhantemente, rochas magmáticas com grande volume de vidro, tais como rochas vulcânicas e hipabissais não fraturadas, podem constituir bons selantes. Em intrusões tabulares rasas, o contato entre as rochas magmáticas e as rochas encaixantes pode desenvolver uma margem resfriada vítrea ou criptocristalina, em geral com poucos centímetros a poucas dezenas de centímetros de espessura. Essas margens resfriadas podem, assim, selar os contatos com rochas reservatório. A condução térmica devido à intrusão pode, também, cimentar rochas porosas próximo ao contato , selando potenciais reservatórios. A alteração do vidro vulcânico gera diferentes produtos, a depender da sua composição inicial. No entanto, na maioria dos casos se formam argilominerais que, à semelhança do vidro, são materiais impermeáveis , conforme visto no estudo petrográfico desenvolvido nesta monografia (Capítulo 3).

A ocorrência de reservatórios de hidrocarbonetos representados por rocha magmáticas é do conhecimento da indústria petrolífera há muitos anos mas, em geral, estes reservatórios são avaliados como não produtivos. No entanto, rochas magmáticas compõem reservatórios de hidrocarbonetos comercialmente viáveis em aproximadamente trinta países diferentes.

Como exemplo aqui Na América do Sul temos:

1. Basaltos fraturados dos campos de Linguado e Badejo, na Bacia de Campos, por exemplo, produzem hidrocarbonetos (Nelson, 2001).