UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GEOLOGIA
ALINE ATTA LIMA COSTA
ESTUDO PETROLÓGICO DOS ARENITOS DO MEMBRO
BOIPEBA DA FORMAÇÃO ALIANÇA, NO CAMPO DE
ARAÇÁS, BACIA DO RECÔNCAVO - BAHIA.
Salvador
2013
ESTUDO PETROLÓGICO DOS ARENITOS DO MEMBRO
BOIPEBA DA FORMAÇÃO ALIANÇA, NO CAMPO DE
ARAÇÁS, BACIA DO RECÔNCAVO - BAHIA.
Monografia apresentada ao Curso de Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia.
Orientador: Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite
Salvador
2013
______________________________________________________ 1° Examinador – Dr. Carlson de Matos Maia Leite
IGEO-UFBA/PETROBRAS
______________________________________________________ 2° Examinador – MSc. Roberto Rosa da Silva
IGEO-UFBA/PETROBRAS
______________________________________________________ 3° Examinador – MSc. Edson Souza Medeiros
PETROBRAS
Salvador, 16 de Agosto de 2013
ALINE ATTA LIMA COSTA
ESTUDO PETROLÓGICO DOS ARENITOS DO MEMBRO
BOIPEBA DA FORMAÇÃO ALIANÇA, NO CAMPO DE
ARAÇÁS, BACIA DO RECÔNCAVO - BAHIA.
TRABALHO FINAL DE GRADUAÇÃO APROVADO COMO REQUISITO PARCIAL PARA OBTENÇÃO DO GRAU DE BACHAREL EM GEOLOGIA, UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA, PARA A SEGUINTE BANCA EXAMINADORA:
AGRADECIMENTOS
Agradeço aos meus pais, Aurora e Braulio, pela educação que me deram, os princípios morais e por todos os demais ensinamentos que trago comigo pra vida toda. Agradeço às minhas irmãs Luciana, Cristina e Daniela, e também a minha sobrinha Beatriz, pela nossa amizade e união.
Ao meu esposo Tiago, pelo amor, companheirismo, por todos os momentos felizes, pela paciência e apoio dedicado a mim, durante a graduação e por compreender a ausência em determinados momentos desta jornada.
Aos meus amigos, por todo apoio, pelas palavras de incentivo e diversos momentos de alegria.
Gostaria de agradecer também a algumas pessoas da Petrobras, que foram muito importantes para que eu conseguisse concluir esta etapa. Pra começar, quero agradecer aos gerentes Ricardo Defeo e Otaviano por terem participado das negociações para a minha transferência do Rio de Janeiro para Salvador e João Batista, por ter me recebido na gerência de Avaliação e Acompanhamento Geológico, permitindo que eu concluísse o curso de graduação. Agradeço a Márcio, gerente da Sedimentologia e Estratigrafia, por permitir e dar subsídios para a realização deste TFG. Agradeço ao meu orientador, Carlson, por aceitar esta tarefa, mesmo sabendo de todas as minhas limitações.
Agradeço também aos colegas do Laboratório de Sedimentologia e Estratigrafia da Petrobras/UO-BA por todo apoio durante o desenvolvimento do trabalho; aos colegas da UO-BA/ATP-N/RES, pelo fornecimento de dados e também aos colegas da UO-BA/EXP/AAG, pela ajuda e incentivo, durante essa caminhada.
A Iarinha e Nazinha, agradeço o apoio nos momentos que estive ausente do trabalho, além do incentivo e amizade.
RESUMO
Esta monografia apresenta os resultados da análise petrográfica de arenitos do Membro Boipeba da Formação Aliança, no Campo de Araçás na Bacia do Recôncavo, Bahia. Foram descritas nove lâminas, obtidas através de plugues selecionados de um intervalo de aproximadamente 124 metros de testemunhos de um poço da Petrobras.
A evolução diagenética experimentada por esses arenitos, em condições de clima árido a semiárido, mostra-se complexa, pois além da forte compactação a que foram submetidos, indica a presença dos seguintes tipos de cimento: a) hematita, leucoxênio, argila infiltrada, anidrita e calcita, estas últimas em hábito poiquilotópico, quartzo, calcedônia, esmectita e K-feldspato durante a eodiagênese; b) anidrita e calcita de hábito blocoso, clorita-esmectita, clorita, ilita e quartzo, este último resultante de processos de dissolução por pressão, que também acarretaram na impressão de estilolitos durante a mesodiagênese; (c) alteração de constituintes preexistentes por percolação de água meteórica, controlada pelo soerguimento da bacia, que resultou na criação de porosidade secundária, na neo-cristalização de hematita e leucoxênio e entrada de hidrocarbonetos no espaço poroso, durante a telodiagênese.
A complexa evolução destes arenitos resultou na baixa porosidade e permeabilidade dos mesmos, o que impacta significativamente na qualidade do reservatório.
Palavras-chave: Bacia do Recôncavo, Membro Boipeba, Campo de Araçás,
ABSTRACT
This monograph presents the results of petrography from the Boipeba Member sandstones of the Aliança Formation in the Reconcavo Basin, Bahia. Nine thin sections were described from a selected range of plugs of approximately 124 meters of cores, sampled in a well drilled by Petrobras.
The diagenetic evolution of theses sandstones, which is associated to arid and semi-arid conditions, is complex, because of the strong compactation and the diagenetic minerals indicates the presence of the following types of cement: a) hematite, leucoxene, infiltrated clay, anhydrite and calcite, the last two ones with poiquilothopic habit, quartz, calchedony, smectite and K-feldspar during the eodiagenesis; b) anhydrite and calcite with blocky habit, chlorite-smectite, chlorite, illite and quartz, this one is a result of pressure dissolution processes, which also resulted in the development of stylolites during mesodiagenesis; (c) alteration of preexisting constituents by percolation of meteoric water, controlled by the uplift of the basin, that has developed secondary porosity, neo-crystallization of hematite and leucoxene and the entrance of hydrocarbons inside the porous space, during the telodiagenesis.
The complex evolution of these sandstones resulted in their low porosity and permeability, which impacts in the quality of the reservoir.
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1 - Mapa de localização do Campo de Araçás... 14
Figura 2 - Localização da Bacia do Recôncavo. ... 17
Figura 3 - Limites da Bacia do Recôncavo e seu arcabouço estrutural. ... 18
Figura 4 - Modelo estrutural da Bacia do Recôncavo, em forma de meio-graben. ... 19
Figura 5 - Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo com destaque para o Membro Boipeba da Formação Aliança. ... 20
Figura 6 - Paleogeografia da Supersequência Pré-rifte da Bacia do Recôncavo. ... 23
Figura 7 - Paleoambiente deposicional da Bacia do Recôncavo durante a fase Rifte. ... 24
Figura 8 - Arcabouço estrutural e campos da Bacia do Recôncavo . ... 26
Figura 9 - Seção geológica A - A' da porção Sul da Bacia do Recôncavo. ... 26
Figura 10 - Modelos de migração de hidrocarbonetos na Bacia do Recôncavo. ... 28
Figura 11 - Carta sumarizada do timing de elementos e processos do sistema petrolífero. . 28 Figura 12 - (A) Perfil-tipo da Formação Aliança – Membro Boipeba; (B) Destaque para as zonas de produção BP-2 e BP-3. ... 30
Figura 13 - Modelo paleodeposicional para o Mb. Boipeba. ... 32
Figura 14 - Modelo Estrutural do Campo. ... 33
Figura 15 - Seção Geológica mostrando o estilo estrutural do Campo de Araçás. ... 34
Figura 16 - Classificação dos grãos quanto ao selecionamento. ... 36
Figura 17 - Classificação dos grãos quanto à esfericidade e arredondamento. ... 36
Figura 18 - Perfil esquemático, mostrando transporte e selecionamento de grãos. ... 37
Figura 19 - Empacotamento dos grãos. ... 38
Figura 20 - Contatos entre grãos. ... 38
Figura 21 - Diagrama de Pressão x Temperatura, mostrando o intervalo de ocorrência da diagênese. ... 42
Figura 22 - Estágios da Diagênese. ... 43
Figura 23 - Compactação de sedimentos, mostrando a diminuição dos poros e rearranjo dos grãos. ... 48
Figura 24 - Processo de cimentação de grãos. ... 49
Figura 25 - Gráfico de dispersão de constituintes primários. ... 63
Figura 26 - Gráfico de dispersão de constituintes diagenéticos (EODIAGÊNESE). ... 63
Figura 27 - Gráfico de dispersão de constituintes diagenéticos (MESODIAGÊNESE). ... 64
Figura 29 - Diagrama de Folk (composição original), apresentando a classificação dos arenitos: (a) Arcósio e (b) Arcósio lítico... 66
ÍNDICE DE FOTOMICROGRAFIAS
Fotomicrografia 1 - Constituintes primários. (Qtz - Quartzo; Pl - Plagioclásio; Mic - Microclina;
Pt - Pertita. ... 53
Fotomicrografia 2 - Cristais de muscovita. (Ms) ... 53
Fotomicrografia 3 - Biotita sendo substituída por anatásio. (Bt). ... 54
Fotomicrografia 4 - Fragmento de silcrete, encontrado no arcósio lítico. (Sct-Silcrete; Frg Met– Fragmento de rocha metamórfica; Pt – Pertita; Qtz – Quartzo. ... 54
Fotomicrografia 5 - Argila infiltrada ao redor do grão de quartzo. (Arg Inf)... 55
Fotomicrografia 6 - Hematita microcristalina preenchendo poro. (He) ... 56
Fotomicrografia 7 - Anidrita poiquilotópica preenchendo poro. (Adt Pq) ... 56
Fotomicrografia 8 - Anidrita blocosa preenchendo poro. (Adt Bl). ... 57
Fotomicrografia 9 - Calcita poiquilotópica preenchendo poro. (Cct Pq). ... 58
Fotomicrografia 10 - Calcita blocosa, preenchendo poros . (Cct Bl). ... 58
Fotomicrografia 11 - Crescimento de quartzo, posterior à preciptação de hematita. (Qtz Cr - Crescimento de Quartzo; Qtz - Quartrzo; He - Hematita). ... 59
Fotomicrografia 12 - Crescimento de k-feldspato (Cr K-Fd)). ... 59
Fotomicrografia 13 - Anatásio blocoso (Ant) e pigmento de leucoxênio (Lcx), substituindo clorita. ... 60
Fotomicrografia 14 - Clorita fibrosa preenchendo poro. (Clr - Clorita; Qtz - Quartzo; Adt - Anidrita). ... 61
Fotomicrografia 15 - Textura apresentando grãos orientados e presença de óleo biodegradado. ... 65
Fotomicrografia 16 - Textura de arenito maciço, apresentando estilolito preenchido por óleo biodegradado e anatásio. ... 65
Fotomicrografia 17 - Poro intergrãos, preenchido por óleo. ... 67
Fotomicrografia 18 - Poros resultantes de dissolução da clorita. ... 67
Fotomicrografia 19 - Estilolito preenchido por clorita... 67
Fotomicrografia 20 - Estilolito preenchido por anatásio e óleo biodegradado. ... 67
Fotomicrografia 21 - Cimentação por anidrita, posterior ao crescimento de k-feldspato (Cr K-Fd; Clr - Clorita; Adt - Anidrita). ... 69
ÍNDICE DE TABELAS
Tabela 1 - Histórico de poços ... 29
Tabela 2 - Minerais constituintes de arenitos. ... 40
Tabela 3- Composição modal dos constituintes encontrados em lâmina. ... 62
SUMÁRIO CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO ... 13 1.1 Objetivos ... 15 1.2 Justificativas ... 15 1.3 Fundamentação Metodológica ... 15 1.3.1 Pesquisa Bibliográfica ... 16
1.3.2 Materiais e Métodos de Estudo ... 16
1.3.3 Redação da Monografia ... 16
CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL ... 17
2.1 Estratigrafia ... 19 2.1.1 Embasamento ... 20 2.1.2 Supersequência Paleozóica ... 22 2.1.3 Supersequência Pré-Rifte ... 22 2.1.4 Supersequência Rifte ... 23 2.1.5 Supersequência Pós-Rifte ... 24 2.2 Arcabouço Estrutural ... 25 2.3 Sistema Petrolífero ... 27
CAPÍTULO 3 – GEOLOGIA E PRODUÇÃO DO CAMPO DE ARAÇÁS ... 29
3.1 Evolução Geológica do Membro Boipeba/Formação Aliança no Campo de Araçás ... 31
3.2 Arcabouço Estrutural do Campo de Araçás ... 32
CAPÍTULO 4 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ... 35
4.1 Petrologia de Arenitos ... 35
4.1.1 Diagênese ... 41
4.1.1.1 Eodiagênese ... 43
4.1.1.2 Mesodiagênese ... 45
4.1.1.3 Telodiagênese ... 50
CAPÍTULO 5 – PETROGRAFIA E DIAGÊNESE DOS ARENITOS DO MEMBRO BOIPEBA ... 52
5.1 Composição Modal... 52
5.1.1 Arcabouço ... 52
5.1.2 Cimento ... 55
5.3 Porosidade ... 66
5.4 Diagênese ... 68
CAPÍTULO 6 – EVOLUÇÃO DIAGENÉTICA ... 71
CAPÍTULO 7 – CONCLUSÃO ... 75
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ... 76
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO
Com área aproximada de 11.500 km2, a Bacia do Recôncavo está localizada no centro-leste do Estado da Bahia, e configura um rifte abortado do sistema de riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá, desenvolvido durante o processo de estiramento crustal que resultou na fragmentação do Gondwana e abertura do Oceano Atlântico (MILHOMEM et al., 2003).
Os principais reservatórios desta Bacia são de natureza siliciclástica, depositados em ambientes (a) fluvio-eólicos, representados pelo Membro Boipeba da Formação Aliança e Formações Sergi e Água Grande, (b) deltaicos sendo o caso das Formações Marfim e Pojuca, e por fim, (c) vinculados a fluxos gravitacionais que são o Membro Gomo da Formação Candeias, o Membro Caruaçu da Formação Maracangalha e a Formação Taquipe.
Dentre os campos petrolíferos operados pela Petrobras, o Campo de Araçás, descoberto em 1965, tem atualmente um número aproximado de 360 poços (PETROBRAS/UO-BA/ATP-N, 2012), dos quais suas produções de hidrocarboneto provêm das Formações Pojuca, Marfim, Candeias, Agua Grande, Itaparica, Sergi e Aliança (Mb. Boipeba).
Com uma área total de aproximadamente 53 km2, o Campo de Araçás está localizado na Bacia do Recôncavo, no Estado da Bahia, entre os Municípios de Araçás e Entre Rios, distando cerca de 120 km a NE de Salvador (Figura 1).
Figura 1 - Mapa de localização do Campo de Araçás.
Os principais reservatórios produtores do Campo de Araçás são os arenitos das Formações Água Grande e Sergi, tendo como reservatório secundário o Membro Boipeba.
O Membro Boipeba, objeto de estudo desta monografia, está inserido na Formação Aliança, juntamente com o Membro Capianga, tendo sido depositado durante o Jurássico, na fase Pré-rifte (SALEM et. al., 2000). Estes sedimentos foram depositados, por sistemas fluviais entrelaçados e meandrantes, com retrabalhamento eólico, sob clima árido/semiárido, durante a fase inicial de estiramento crustal.
1.1 Objetivos
O presente trabalho teve como objetivo geral a descrição de lâminas petrográficas a fim de identificar zonas permo-porosas no reservatório do Membro Boipeba da Formação Aliança, no campo de Araçás, a partir da observação de suas características, tais como: textura, hábitos, distribuição e abundância de porosidade e dos constituintes detríticos e diagenéticos.
Os objetivos específicos compreenderam a caracterização faciológica, a evolução diagenética e o estudo de porosidade dos arenitos do Membro citado.
1.2 Justificativas
Esta monografia foi idealizada com o intuito de contribuir para o acervo de dados científicos da Petrobras e para a comunidade geológica, uma vez que poucos trabalhos foram realizados acerca do Membro Boipeba.
O que se conhece na literatura sobre o Membro Boipeba é graças a um único trabalho desenvolvido por Salem et. al. (2000), nos Campos de Araçás, Água Grande e Fazenda Cazumba, onde foram estudados 500m de testemunhos, de onde foram retiradas 70 amostras e confeccionadas 36 lâminas delgadas.
Com o objetivo de desvendar a influência do soterramento progressivo, soerguimento e colocação do óleo, relacionando os eventos diagenéticos à evolução da qualidade dos reservatórios do Membro Boipeba, Salem et. al (2000) constataram que a qualidade destes reservatórios é bastante heterogênea, sendo altamente influenciada por processos diagentéticos.
Com a realização deste estudo, buscou-se descrever arenitos com granulometria variada (finos a conglomeráticos), provenientes de ambientes fluviais e eólicos, bem como a identificação de zonas com boas características permo-porosas, favoráveis à acumulação de hidrocarbonetos.
1.3 Fundamentação Metodológica
A metodologia aplicada para a elaboração desta monografia consistiu em três etapas fundamentais: pesquisa bibliográfica, aquisição e tratamento dos dados e redação da monografia a partir da interpretação dos resultados obtidos.
1.3.1 Pesquisa Bibliográfica
Esta etapa compreendeu a seleção e leitura de artigos, relatórios e livros relacionados ao tema escolhido, visando adquirir informações acerca do contexto deposicional de arenitos fluvio-eólicos, aspectos texturais e evolução diagenética destes reservatórios, bem como assuntos referentes à evolução tectônica da Bacia do Recôncavo e, mais especificamente, sobre o Membro Boipeba da Formação Aliança.
1.3.2 Materiais e Métodos de Estudo
Para a realização deste trabalho, foram descritas nove lâminas delgadas, obtidas através de plugues selecionados de um intervalo de aproximadamente 124 metros de testemunhos amostrados em um poço perfurado pela Petrobras no Campo de Araçás.
As descrições e o tratamento de dados foram realizados no Laboratório da Gerência de Sedimentologia e Estratigrafia da Petrobras, na Unidade de Operações da Bahia (UO-BA). Para o desenvolvimento desta etapa, foram utilizados: microscópio (ZEISS. Imager Z 2m), câmera (ZEISS. AxioCam MRc5) e os softwares Petroledge (para arquivamento de dados), ANASETE (consulta à descrição dos testemunhos) e AxionVision (para capturar as fotos).
As lâminas foram descritas observando-se os aspectos texturais, fábrica, relação inter-grãos (contatos), composição mineralógica (primária e diagenética), modificações diagenéticas, relações paragenéticas, sistema poroso e evolução diagenética, seguindo o padrão utilizado pela Petrobras. Além disso, foram feitas fotografias destas lâminas destacando as feições mais relevantes para este trabalho.
1.3.3 Redação da Monografia
Com base nos dados obtidos e a partir da sua interpretação, foi possível identificar as características permo-porosas do reservatório do Membro Boipeba da Formação Aliança, no Campo de Araçás e estabelecer a evolução diagenética, explicando-as nesta etapa do trabalho, onde as características descritas de cada lâmina se encontram em anexo.
CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL
A Bacia do Recôncavo está localizada no centro-leste do Estado da Bahia, constituindo a porção sul do sistema de riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá (Figura 2) (SALEM et. al., 2000; OLIVEIRA, 2005). Abrange uma área de aproximadamente 11.500km2 e seus limites são representados, a norte e noroeste, pelo Alto de Aporá; a sul, pelo Sistema de Falhas da Barra; a leste, pelo Sistema de Falhas de Salvador; e, a oeste, pela Falha de Maragogipe (Figura 3) (SILVA et. al., 2007; OLIVEIRA, 2005).
Figura 2 - Localização da Bacia do Recôncavo.
Sua origem está diretamente relacionada ao processo de estiramento crustal, que resultou na ruptura do Supercontinente Gondwana e abertura do Oceano Atlântico. O sistema de falhas normais planares com direção preferencial N30°E, que condicionaram o mergulho regional das camadas para SE, em direção às áreas mais subsidentes definem o modelo estrutural da Bacia do Recôncavo (SILVA et. al., 2007). Os esforços distensionais aos quais estava submetido o embasamento ocasionaram a formação de um meio-graben (Figura 4) (MILHOMEM et. al., 2003), com orientação NE-SW e falha de borda a leste (Sistema de Falhas de Salvador).
Figura 3 - Limites da Bacia do Recôncavo e seu arcabouço estrutural.
Neste contexto, o Membro Boipeba da Formação Aliança, inserido no Grupo Brotas juntamente com a Formação Sergi, está representado por ciclos fluviais e eólicos depositados durante a fase pré-rifte de evolução da Bacia do Recôncavo, no final do Jurássico (Figura 5). O Membro Boipeba engloba arenitos finos a conglomeráticos, ferruginosos, interdigitados com lamitos vermelhos lacustres do Membro Capianga.
2.1 Estratigrafia
Caixeta et al. (1994) apresentaram uma proposta diferenciada para a Carta Estratigáfica da Bacia do Recôncavo, adaptando-a aos trabalhos de Netto e Oliveira (1985) e Aguiar & Mato (1990) (SILVA et. al., 2007).
As unidades bioestratigráficas e cronoestratigráficas permaneceram essencialmente as mesmas, porém houve uma melhor caracterização das relações laterais e cronológicas entre as diferentes unidades, dando maior clareza à história de preenchimento da bacia (SILVA et. al., 2007).
Magnavita et. al,. 2005, publicaram que a sucessão estratigráfica do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá inclui estratos com idades desde o Paleozóico ao Cenozóico.
As sequências sedimentares que preencheram a Bacia do Recôncavo foram depositadas sobre o embasamento cristalino de idade pré-cambriana. Estas seqüências sedimentares compreendem os depósitos acumulados durante o
Fonte: Milhomem et al., 2003)
processo extensional juro-cretáceo e caracterizam cinco seqüências deposicionais, relacionadas aos estágios pré-rifte, rifte e pós-rifte (Figura 5). A espessura máxima foi observada no Baixo de Camaçari, com profundidade superior a 6.500 m (ARAGÃO, 1994, apud SILVA et. al., 2007).
Figura 5 - Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo com destaque para o Membro Boipeba da Formação Aliança.
2.1.1 Embasamento
Segundo Silva et. al. 2007, o embasamento cristalino da Bacia do Recôncavo é constituído predominantemente por gnaisses granulíticos arqueanos pertencentes ao Bloco Serrinha, a oeste e norte; aos cinturões granulíticos paleoproterozóicos de Itabuna-Salvador-Curaçá, a oeste-sudoeste; e de Salvador-Esplanada, a leste-nordeste, além de rochas metassedimentares de idade neoproterozóica, relacionadas ao Grupo Estância, ao norte.
O Bloco Serrinha é constituído por um conjunto gnáissico-granítico-migmatítico, metamorfizado na fácies anfibolito e retrabalhado no paleoproterozóico, tendo sido intrudido por granitoides mesoarqueanos. Estudos combinados de dados petrográficos, litogeoquímicos e geocronológicos mostraram que no mesoarqueano os granitoides variaram de trondhjemíticos até graníticos (TTG), enquanto que no paleoproterozóico, embora tenham sido encontrados trondhjemitos e tonalitos, predominam granitos e sienitos. Datações realizadas nos TTG, indicam idades entre 3,08 e 2,98Ga (BARBOSA et. al., 2012).
O Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá é constituído de rochas cujos protólitos plutônicos estão deformados e reequilibrados na fácies granulito, transformando-se em granulitos charnockitos ou granulitos tonalíticos-trondhjemíticos (BARBOSA et. al., 2012).
O Cinturão Salvador-Esplanada consiste em rochas metamórficas de médio e alto graus, orientadas na direção NNE, aproximadamente paralelas à Costa. A maioria das rochas deste Cinturão encontram-se fortemente cisalhadas e retrometamorfizadas para a fácies anfibolito, enquanto a parte sul da Zona Salvador-Conde está preservada na fácies granulito (BARBOSA et. al., 2012).
Segundo Silva et. al. 2007, o Grupo Estância é composto por rochas metassedimentares de baixo grau, relacionadas a uma bacia neoproterozóica (750-650 Ma) que se desenvolveu na borda nordeste do Cráton do São Francisco, sob um regime extensional a flexural-termal.
Seus depósitos são caracterizados, da base para o topo, pelas Formações Juetê (composta de siliciclásticos de origem litorânea), Acauã (constituída de rochas carbonáticas com intercalações de pelitos e níveis de intraclastos) e Lagarto (composta de arenitos com clastos carbonáticos intercalados a pelitos) (SILVA et. al,. 2007).
2.1.2 Supersequência Paleozóica
Inserido em contexto de bacia intracratônica, e tendo sua deposição sob características de um paleoclima árido, a Supersequencia Paleozóica, está basicamente representada pelos Membros Pedrão (Permiano) e Cazumba da Formação Afligidos (Permiano, segundo CAIXETA et al.,1994). Seqüências estas, que em geral, estão caracterizadas como tendências regressivas e posterior transição para ambiente marinho raso e evaporitos isolados (AGUIAR & MATO, 1990), evidenciadas por suas associações faciológicas.
Estas evidencias podem ser constadas nos arenitos, lamitos e evaporitos do Membro Pedrão, enquanto no Membro Cazumba predominam pelitos e lamitos avermelhados, com presença de anidrita na base da seção.
2.1.3 Supersequência Pré-Rifte
Ocorrida durante o Neojurássico e o Eocretáceo (REGALI & VIANA, 1989; ARAI et al., 1989) e com sedimentos depositados além dos limites atuais da bacia, fato este evidenciado por depósitos correlatos existentes em outras bacias como a do Araripe, Sergipe-Alagoas, Camamu e Almada, a fase pré-rifte estende-se temporalmente do Tithoniano ao Eoberriasiano, incluindo rochas dos andares Dom João e Rio da Serra Inferior. O primeiro é caracterizado por depósitos aluviais (Grupo Brotas) representados por folhelhos e arenitos avermelhados da Formação Aliança, seguido de arenitos fluvio-eólicos da Formação Sergi. A área fonte de abastecimento dos sedimentos estaria localizada a sudeste da atual Bacia do Recôncavo (MAGNAVITA et al,. 2005). Finalizando a fase pré-rifte, está a Formação Água Grande, sobreposta aos sedimentos anteriores e constituída de arenitos fluviais e lacustres. Esta formação teve como área-fonte a porção localizada a noroeste e norte da bacia (Figura 6).
Figura 6 - Paleogeografia da Supersequência Pré-rifte da Bacia do Recôncavo.
2.1.4 Supersequência Rifte
A fase rifte tem sido nos últimos anos, alvo de grande discussão entre autores (MAGNAVITA, 1996; DA SILVA, 1996 e GHIGNONE, 1979), sendo o motivo de tal polêmica, a interpretação do limite entre a fase pré-rifte e rifte. Para Ghignone (1979), a deposição das Formações Itaparica e Água Grande seria o início da fase rifte, devido a um incipiente controle tectônico. Da Silva (1993, 1996) atribui a Formação Água Grande como unidade da fase rifte. Para Caixeta et al. (1994) e Magnavita (1996), o início da fase rifte se daria na base dos conglomerados da Formação Salvador, estabelecendo a idade Berriasiana, com duração de aproximadamente 24 milhões de anos, coincidindo assim o limite entre a fase pré-rifte e pré-rifte na base do Membro Tauá (Formação Candeias). Esta proposta é aqui adotada para descrever a Supersequência Rifte.
Dois sistemas progradantes preencheram a Bacia do Recôncavo durante a fase rifte, sendo o fluvio-deltáico-lacustre (longitudinal a oblíquo) o principal deles, oriundo da Bacia do Tucano, este sistema depositou folhelhos prodeltaicos e arenitos turbidíticos contemplando as Formações Candeias e Maracangalha (Grupo Santo Amaro), Formação Marfim, Pojuca e Taquipe (Grupo Ilhas) e por fim a Formação São Sebastião (Grupo Massacará) depositada em ambiente fluvio-deltáico (Figura 7). Já o sistema secundário, localizado transversalmente à bacia, foi
depositado em leques conglomeráticos derivados da erosão do bloco alto da falha de borda, o qual constitui a Formação Salvador que, devido a seu evento deposicional está presente em todo o evento rifte da bacia.
Figura 7 - Paleoambiente deposicional da Bacia do Recôncavo durante a fase Rifte.
2.1.5 Supersequência Pós-Rifte
A fase Pós-rifte está inserida entre o Aptiano e o Albiano Inferior, tendo como principal ocorrência os depósitos conglomeráticos aluviais, arenitos, folhelhos e eventuais calcários da Formação Marizal de idade Alagoas. Embora cubra boa parte do Sistema de Riftes Recôncavo-Tucano-Jatobá, esta formação ocorre em menor exposição justamente na Bacia do Recôncavo, com espessura média de 50 m, enquanto que na Bacia de Jatobá a Formação Marizal chega a atingir 500 m. Sua deposição está relacionada a sistemas aluviais transcorridos de subsidência termal pós-rifte, fato este, evidenciado pela horizontalidade dos estratos, sobrepostos de forma discordante as seções relacionadas à fase rifte (DA SILVA, 1993)
2.2 Arcabouço Estrutural
A Bacia do Recôncavo revela sua geometria estrutural através de blocos falhados de direção NNE-SSW ao longo do seu eixo principal. Blocos estes que se encontram fragmentados em compartimentos por seguimentos transversais, denominados de zonas de transferência (Figura 8). Esta última, também chamada de falhas de acomodação, além de deslocar a borda da bacia também muda a polaridade estrutural dos meio-grabens nela existentes (Figura 9).
Limitada entre o Alto do Aporá, a norte e noroeste, pelo sistema de falhas da Barra, a sul, pela falha de Maragogipe, a oeste e pelo sistema de falhas de Salvador, a leste; a Bacia do Recôncavo é caracterizada estruturalmente pelo seu sistema de falhas normais, sintéticas e antitéticas, mantendo um trend geral NE-SW. A Falha Mata-Catu, transversalmente orientada (NW-SE), também classificada como falha de transferência (MILANI & DAVISON, 1988; ARAGÃO, 1994), interrompe os blocos orientados em geral a NE-SW que constituem a bacia, além de ser a principal controladora das ocorrências de petróleo da bacia. Destro et al.(2003), interpreta esta zona transversal como um par de falhas de alívio, compensando as variações de rejeito ao longo das falhas de Salvador (Oeste) e Tombador (Noroeste).
Figura 8 - Arcabouço estrutural e campos da Bacia do Recôncavo .
Figura 9 - Seção geológica A - A' da porção Sul da Bacia do Recôncavo.
Fonte: Magnavita et al., 2005
2.3 Sistema Petrolífero
Os membros Tauá e Gomo da Formação Candeias, constituídos em sua maior parte por folhelhos, representam os intervalos geradores da bacia. Apresentam concentrações de carbono orgânico total médio de 1% e com potencial gerador residual em torno de 5 kg HC/t, chegando a atingir 16 kg HC/t. Porém, de acordo com Santos et al, (1990), estes valores são considerados relativamente baixos, se levado em conta a alta convertibilidade da matéria orgânica em hidrocarbonetos.
Na Bacia do Recôncavo, os principais reservatórios são de natureza siliciclástica, envolvendo fácies fluvio-eólicas (Membro Boipeba da Formação Aliança, formações Sergi e Água Grande), deltaicas (Formações Marfim e Pojuca), ou até mesmo vinculadas a fluxos gravitacionais (Membro Gomo da Formação Candeias, Membro Caruaçu da Formação Maracangalha e Formação Taquipe). As acumulações de hidrocarbonetos podem ser divididas em três grande sistemas, segundo Santos et al.(1990), sendo eles: pré-rifte, rifte-Ilhas e rifte-Candeias. Com cerca de 60% do volume de óleo provado da bacia, os Campos de Dom João, Água Grande e Buracica estariam inseridos no sistema pré-Rifte e são aqueles mais importantes na bacia. Em segundo lugar e com volume de óleo provado em cerca de 30% estaria o rifte-Ilhas, seguido do sistema rifte-Candeias, com volume provado de óleo na casa dos 15%, sendo o Campo de Candeias seu principal produtor.
Além de ser o principal gerador de hidrocarboneto da Bacia do Recôncavo, os folhelhos da Formação Candeias, atuam também como trapas e selos para os reservatórios existentes (SILVA, 2006). Através do contato lateral dos folhelhos geradores com os reservatórios, pelos blocos altos do sistema de horsts e grábens, ocorrem migrações de pequenas distancias (Figura 10 - A), migração de mesmas características pode ser constatada em trapas estratigráficas ou mistas, ligando diretamente os reservatórios aos folhelhos geradores (Figura 10 - B) e por fim as migrações verticais ao longo de falhas regionais até os reservatórios deltaicos das Formações Pojuca e Marfim (Figura 10 - C), provocadas por falhamentos lístricos na seção rifte (rollovers).
Figura 10 - Modelos de migração de hidrocarbonetos na Bacia do Recôncavo.
Na Figura 11 pode-se ver uma carta sumarizando o timing dos elementos e processos desenvolvidos pelo sistema petrolífero na Bacia do Recôncavo.
Figura 11 - Carta sumarizada do timing de elementos e processos do sistema petrolífero. Gomo Gomo Pojuca Marfim Gomo Tauá Fonte: Silva, 2006
CAPÍTULO 3 – GEOLOGIA E PRODUÇÃO DO CAMPO DE ARAÇÁS
A produção de óleo no Campo de Araçás teve início em 1965, após a perfuração do segundo poço exploratório, com a descoberta dos Reservatórios Profundos do Bloco Baixo da Falha de Araçás. Nos anos seguintes, foram descobertos os Reservatórios Profundos e Rasos do Bloco Alto da Falha de Araçás e mais recentemente, descobriu-se o Bloco 4 do Campo, conforme histórico descrito na Tabela 1.
Tabela 1 - Histórico de poços
Após essas descobertas, concluiu-se que, os principais reservatórios produtores de óleo do Campo de Araçás estão divididos em dois grandes grupos: Rasos e Profundos. O primeiro é composto pelas Formações Pojuca (zonas Brejão, Azevedo, Imbé, Cambuqui, Santiago, Araçás e Biriba) e Marfim (zona Catu), enquanto o segundo é composto pelas Formações Candeias, Água Grande, Itaparica e Sergi, e Membro Boipeba da Formação Aliança.
As interpretações dos depósitos relacionados às Formações Pojuca e Marfim, sugerem ser provenientes de ambientes deltaicos, enquanto os depósitos da Fm. Candeias sugerem proveniência de fluxos gravitacionais em contexto de ambiente
ANO POÇO RESULTADO
1951 EXPLORATÓRIO Seco.
1965 EXPLORATÓRIO
Descobridor do campo, encontrou óleo na Fm. Sergi e gás na Fm. Água Grande, no Bloco Baixo da Falha de
Araçás (Reservatórios Profundos -Pré-Rifte). 1966 DESENVOLVIMENTO
Descobridor do Bloco Alto da Falha de Araçás, encontrou óleo nas Fm. Sergi e Água Grande (Reservatórios
Profundos -Pré-Rifte). 1967 ESTRATIGRAFICO
Descobridor dos Reservatórios Rasos (Rifte) do Bloco Alto da Falha de Araçás, encontrou óleo em arenitos das
Fm. Pojuca e Marfim.
2012 JAZIDA PROFUNDA
Descobridor do Bloco 4 do Campo de Araçás (Reservatórios Profundos - Pré-Rifte), encontrou óleo em
arenitos das Fm. Itaparica e Sergi.
deposicional lacustre. Já as Formações Água Grande, Itaparica e Sergi e Mb.Boipeba da Fm. Aliança, estão associados a ambientes fluviais com interdigitação eólica (PETROBRAS/UO-BA/ATP-N, 2012).
No Campo de Araçás, o Membro Boipeba constitui o reservatório secundário de hidrocarboneto, compartimentado em três zonas de produção: Boipeba 1 (BP1), Boipeba2 (BP2) e Boipeba3 (BP3), conforme Figura 12.
As propriedades petrofísicas analisadas nas 3 zonas de produção, indicam porosidade e permeabilidade máximas de 11% e 10mD, respectivamente (PETROBRAS/UO-BA/ATP-N, 2012).
Fonte: Petrobras/UO-BA/ATP-N, 2012
Figura 12 - (A) Perfil-tipo da Formação Aliança – Membro Boipeba; (B) Destaque para as zonas de produção BP-2 e BP-3.
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formatação da caixa de texto de citação.] A B BP -3 BP -2 BP -1
3.1 Evolução Geológica do Membro Boipeba/Formação Aliança no Campo de Araçás
Depositada durante a fase Pré-Rifte, a Fm. Aliança está inserida num contexto cíclico flúvio-eólico-lacustre. Segundo Santos et. al. (1990), estes sedimentos Jurássicos foram depositados em período de relativa calma tectônica e corresponde a seção estratigráfica basal do Grupo Brotas, depositada em contexto pré-rifte do Supercontinente Gondwana.
A Fm. Aliança é dividida em dois Membros: Capianga (superior) e Boipeba (inferior). Suas maiores espessuras estão na área sul da Bacia do Recôncavo, decrescendo gradativamente para N-NE (SANTOS et. al., 1990), indicando que houve maior subsidência nessa região, fator que haveria de se manter durante toda evolução estrutural posterior (GHIGNONE, 1979). Sua espessura média, no Campo de Araçás é de 350m (PETROBRAS/UO-BA/ATP-N, 2012).
O Membro Boipeba está associado a ambiente deposicional de sistema fluvial entrelaçado a meandrante, subordinado a processos de retrabalhamento eólico. Conforme a interpretação de Salem et. al. (2000), os sistemas fluviais foram progradantes do oeste para leste, enquanto os arenitos flúvio-eólicos do Membro Boipeba se interdigitam com lamitos vermelhos lacustres do Membro Capianga para leste (Figura 13).
É composto basicamente por camadas alternadas de arenitos finos a conglomeráticos, subarcóseos e, localmente, por folhelhos vermelhos, caracterizando um pacote de red-beds.
Figura 13 - Modelo paleodeposicional para o Mb. Boipeba.
Segundo Ghignone, (1979), as red-beds indicam que uma larga depressão margeada por linhas de flexura precedeu a fase principal de rifteamento, onde as condições de clima árido a semiárido, favoreciam a produção e preservação de sedimentos ricos em óxidos de ferro.
3.2 Arcabouço Estrutural do Campo de Araçás
O principal controle estrutural do Campo de Araçás, que favorece o acúmulo de hidrocarboneto, é a Falha de Araçás, que o separa em duas áreas denominadas de Bloco Alto e Bloco Baixo (Figura 14).
Com direção aproximada N60E e Bloco Baixo mergulhando para SE, apresenta rejeito crescente de NE para SW, variando de 300 a 500 m. O Campo ainda é subdividido em blocos menores, por falhas de rejeitos inferiores a 100m e direção NW-SE (PETROBRAS/UO-BA/ATP-N, 2012).
Figura 14 - Modelo Estrutural do Campo.
Como resposta ao desenvolvimento da Falha de Araçás, as falhas no Bloco Baixo mergulham para SW em degraus escalonados, enquanto que o Bloco Alto forma um homoclinal, cortado por falhas normais, mergulhando em torno de 6º para NE. O Bloco 4, localizado na porção sul do Bloco Baixo, foi descoberto após a interpretação sísmica do 3D realizado em 2012, confirmando a presença de hidrocarbonetos nos reservatórios da seção Pré-rifte (PETROBRAS/UO-BA/ATP-N, 2012).
A produção de hidrocarbonetos ocorre tanto nos Reservatórios Profundos do Bloco Baixo como nos Reservatórios Rasos e Profundos do Bloco Alto, pois a Falha de Araçás coloca os reservatórios do pré-rifte (Formações Água Grande, Itaparica e Sergi) do Bloco Alto contra os folhelhos da Formação Candeias no Bloco Baixo da
falha. Estes reservatórios são capeados pelos folhelhos da Formação Candeias (Figura 15).
Figura 15 - Seção Geológica mostrando o estilo estrutural do Campo de Araçás.
CAPÍTULO 4 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
A base teórica desta monografia se deu a partir de estudos bibliográficos referentes às características petrológicas de arenitos, envolvendo os conceitos básicos dos processos aos quais os sedimentos são submetidos até que se transformem em rocha.
Estes conceitos seguem descritos, com o intuito de se obter maior compreensão quando da abordagem principal deste trabalho e suas discussões.
4.1 Petrologia de Arenitos
Considerado uma das rochas mais abundantes da crosta terrestre, os arenitos constituem quase ¼ das rochas sedimentares no registro geológico (BOGGS JR., 2009).
São rochas siliciclásticas, cuja granulometria varia de 0,062 a 2,0mm, com composição, texturas e estruturas diversificadas, que dependem diretamente da rocha fonte, do ambiente deposicional e dos processos diagenéticos a que foram submetidas.
Suas propriedades petrofísicas, tais como porosidade e permeabilidade, são de grande importância para o estudo de reservatórios de petróleo e gás.
Textura
A textura dos arenitos é dada pela forma, tamanho, seleção (Figura 16), esfericidade e arredondamento (Figura 17) dos grãos constituintes. Estas características aumentam com a ação do transporte. Quanto maior for o tempo de transporte, os grãos tendem a ser mais bem selecionados e mais arredondados (Figura 18).
A maturidade textural está diretamente relacionada à seleção dos grãos, arredondamento e ausência de matriz.
Figura 16 - Classificação dos grãos quanto ao selecionamento.
A angularidade do grão pode ser proveniente também de sobrecrescimento diagenético.
Figura 17 - Classificação dos grãos quanto à esfericidade e arredondamento.
Fonte: Folk, 1968 apud Boggs Jr., 2009
Figura 18 - Perfil esquemático, mostrando transporte e selecionamento de grãos.
Fábrica
A fábrica dos arenitos é definida por Boggs Jr (2009), como a orientação e arranjo ou distribuição espacial de partículas sólidas e relações entre partículas.
As formas com que os grãos são colocados juntos para formar um agregado dependem de uma série de fatores, principalmente dos processos físicos e químicos aos quais são submetidos.
Corresponde às características texturais observadas na rocha, após a deposição, tais como orientação dos grãos, suporte, empacotamento e contatos.
O empacotamento se dá em função do tamanho e da forma do grão e como esses grãos se "arranjam" ou se empacotam dentro de uma rocha. Estes fatores vão depender dos processos físico-químicos pós-deposicionais que provocam a compactação dos sedimentos.
Boggs Jr (2009) elaborou um modelo onde é possível observar empacotamentos frouxo (cúbico) e apertado (romboédrico), indicando a porosidade esperada para cada um (Figura 19).
A orientação dos grãos é dada principalmente pela compactação mecânica, porém, segundo Boggs Jr., (2009), pode sofrer modificação após a deposição pelas atividades de organismos (bioturbação) e, em certa medida, os processos de compactação durante a diagênese.
Com a compactação, devido ao peso das camadas superpostas, há uma diminuição dos espaços vazios e expulsão de líquidos, aumentando o contato entre os grãos, que passam de flutuantes a suturados (Figura 20), aumentando a densidade da rocha.
Figura 20 - Contatos entre grãos.
Figura 19 - Empacotamento dos grãos.
Empacotamento cúbico (48% porosidade)
Empacotamento romboédrico (26% porosidade)
Fonte: Boggs Jr., 2009
Composição
A composição dos arenitos pode ser bastante heterogênea, dependendo da rocha-fonte e das condições diagenéticas envolvidas. Segundo Suguio, (1980), seu estudo é de grande importância para a reconstrução da proveniência, além da tectônica, clima, efeitos de transporte e condições físico-químicas do ambiente deposicional durante a diagênese.
Os minerais mais abundantes nos arenitos são quartzo, feldspato e argilominerais, além de cimento carbonático (Tabela 2).
Podem ocorrer ainda outros minerais e fragmentos de rochas em menores proporções, como: óxidos/hidróxidos de ferro e titânio, carbonatos, fosfatos, sulfatos, sulfetos e fragmentos de rochas metamórficas e plutônicas.
A maturidade mineralógica dos arenitos está relacionada à sua composição mineralógica. Arenitos ricos em feldspato, por exemplo, são considerados imaturos, indicando que se formaram próximo à fonte, enquanto que os ricos em quartzo são considerados maduros, principalmente devido ao fato do quartzo ser um dos minerais mais resistentes ao intemperismo.
Tabela 2 - Minerais constituintes de arenitos.
CONSTITUINTES % OBSERVAÇÕES
Quartzo 35 - 50 Considerado um dos minerais mais estáveis e de maior abundância na crosta terrestre.
Minerais de argila 25 - 35
São derivados principalmente do intemperismo de feldspatos e os principais tipos de minerais são os grupos da montmorillonita, ilita, caulinita
e clorita. Fragmentos de rochas 5 - 15
Não são minerais no sentido restrito e podem apresentar-se como fragmentos uni ou
pluriminerálicos.
Feldspatos 5 - 15 Compreendem dois grupos principais: potássicos e sódicos.
Sílex 1 - 4
Formado por SiO2 na forma de cripto ou microcristalina, é resultante principalmente do retrabalhamento de partes silicificadas de antigos
calcários.
Mica grossa 0,1 - 0,4
A muscovita é mais abundante por ser mais resistente ao intemperismo, porém, pode aparecer alguma biotita ou clorita, alteradas. Carbonatos 0,2 - 1 Os mais comuns entre as rochas sedimentares
são a calcita e a dolomita.
Minerais acessórios pesados 0,1 - 1
Podem ser encontrados diversos tipos: opacos (magnetita, ilmenita, hematita, etc.), ultra-estáveis (zircão, turmalina e rutilo) e menos
estáveis (granada, apatita , cianita, etc.)
Carbonatos 70 - 85
A calcita é o mineral mais comum dos carbonatos, seguida pela dolomita e menores quantidades de aragonita, siderita e ankerita. Sílica 10 - 15 Ocorre principalmente nas formas de quartzo e
sílex e menos frequentemente como opala. Sulfatos e outros sais 2 - 7
Os sulfatos mais comuns são gipsita e anidrita e os sais mais comuns são os depósitos de halita,
podendo ocorrer menores quantidades de silvita, carnalita e barita.
Minerais autigênicos 2 - 7 Pode ocorrer sobrecrescimento (overgrowths) de quartzo ou feldspato.
Minerais Terrígenos
Minerais Químicos e Autigênicos
Cor
A cor dos arenitos se deve principalmente à sua composição e aos processos de alteração que modificam os seus constituintes.
Arenitos de cor esverdeada, por exemplo, podem conter clorita e glauconita, ou até mesmo ser provenientes de basaltos com alto teor de olivina. Arenitos hialinos são ricos em quartzo hialino, com pouco cimento ou matriz. Já os esbranquiçados podem ser originados de rochas calcárias, ou podem ser quartzosos com matriz argilosa (caulim) e cimentados por carbonato de cálcio ou ainda podem ser ricos em sulfatos, como gipsita ou barita.
Arenitos ricos em k-feldspato geralmente apresentam uma cor rosada a avermelhada. Os mais escuros podem ser ricos em magnetita e ilmenita, sendo provenientes de rochas máficas. A presença de matéria orgânica também pode atribuir cores escuras ao arenito.
Algumas impurezas de ferro podem ser encontradas dentro dos cristais de quartzo, dando uma tonalidade amarelo-escura. Além destas impurezas, pode ocorrer cimentação por óxido de ferro, ou até mesmo reações de oxidação de ferro dos constituintes do próprio arenito, resultando em cores variando de amarelo a vermelho escuro.
A cor pode não ser um indicador confiável das condições de deposição, uma vez que esta pode ser alterada durante a diagênese ou mesmo durante o soerguimento, quando a rocha fica exposta ao intemperismo (BOGGS JR., 2009).
4.1.1 Diagênese
A diagênese abrange todos os processos que ocorrem após a deposição dos sedimentos e que são responsáveis pela transformação dos mesmos em rocha. Estes processos evoluem em termos de temperatura, química e pressão, incluindo modificações que variam desde o intemperismo em ambientes subaéreos e oxidação na coluna de água durante a deposição, compactação e litificação durante
o soterramento e o soerguimento dos pacotes sedimentares (BURLEY & WORDEN, 2003).
Segundo Suguio, (1980), durante este processo, a composição dos arenitos pode ser modificada por dissolução, precipitação ou transformações mineralógicas.
Durante a diagênese ocorre compactação dos sedimentos, expulsão de água, afinamento das camadas e diminuição da porosidade. Além disso, a cimentação, formação de minerais autigênicos e dissolução de minerais instáveis são modificações que podem ser concomitantes ou subsequentes aos processos anteriormente citados (OLIVEIRA, 2012).
Como pode ser observado na Figura 21, a diagênese ocorre até uma profundidade máxima de 20km, com temperaturas variando ente 0 e 250ºC e pressão máxima aproximada de 5 kbar.
Figura 21 - Diagrama de Pressão x Temperatura, mostrando o intervalo de ocorrência da diagênese.
Um conceito inicial foi definido por Choquette & Pray (1970) apud Burley e Worden (2003) para explicar os estágios da diagênese: diagênese precoce (eodiagênese), diagênese relacionada ao soterramento (mesodiagênese) e diagênese relacionada ao soerguimento (telodiagênese). Porém, este conceito foi
definido para descrever processos diagenéticos em calcários. Atualmente estes conceitos são aplicados, tanto para diagênese de carbonatos, quanto para diagênese de siliciclásticos (Figura 22) (BURLEY & WORDEN, 2003).
Figura 22 - Estágios da Diagênese.
4.1.1.1 Eodiagênese
A eodiagênese equivale aos primeiros estágios da diagênese, sendo definida como todos os processos que ocorrem na superfície ou perto dela, onde a química das águas intersticiais nos sedimentos é controlada principalmente pelo ambiente de deposição (BERNER, 1980; CHAPELLE, 1993 apud BURLEY & WORDEN, 2003).
Nesse estágio inicial da diagênese podem ocorrer importantes mudanças biológicas e químicas/mineralógicas, onde a diagênese mineralógica é determinada pelo Eh, pH e composição química das águas dos poros.
Bioturbação e Compactação
A bioturbação provoca a deformação de estruturas sedimentares primárias e dos padrões de textura, além de promover a mistura de sedimentos de camadas diferentes, com composição diferentes, podendo alterar o tamanho ou forma de grãos. Como resultado dessas atividades, os organismos podem criar em substituição aos sedimentos, uma variedade de traços, como manchas nas camadas, tocas, trilhas, entre outros. Porém, com exceção destes efeitos, a bioturbação não modifica substancialmente as características dos sedimentos (BOGGS JR., 2009).
Pode alterar localmente a porosidade e a permeabilidade dos sedimentos, mas essas alterações podem ser ofuscadas pela compactação (BOGGS JR., 2009).
Segundo Boggs Jr. (2009), pode ocorrer litificação em menor proporção, devido à cimentação, bem como ocorre pouca compactação, por causa da profundidade rasa e da baixa pressão de sobrecarga.
Reações Químicas e Bioquímicas
Dependendo do ambiente deposicional, as águas dos poros do sedimento podem ser caracterizadas segundo o pH, Eh e salinidade (BOGGS JR., 2009).
Em ambientes marinhos, as águas dos poros de sedimentos tendem a ser altamente salinas, com pH alcalino, potencial redox variando de óxicos a anóxicos e concentrações elevadas de bicarbonato e sulfato. Os sedimentos marinhos finos podem ainda preservar matéria orgânica que, a partir de reações diagenéticas, podem contribuir nas reações da água dos poros (BOGGS JR., 2009).
Dependendo do ambiente, segundo Boggs Jr.(2009), em zonas continentais, as características de Ph podem ser variadas, alcalina ou ácida; o teor de bicarbonato podem atingir valores elevados, no entanto as quantidades de sulfato é menor do que em ambientes marinhos. Climas com elevadas temperaturas e alta umidade
provocam intenso intemperismo químico nas áreas fontes destes ambientes, com isso, a água no interior dos poros destas rochas tendem a ter características ácidas e consequentemente elevadas concentrações de espécies químicas dissolvidas. Em ambientes marinhos, estas concentrações tendem a ser mais baixas. Sedimentos anóxicos podem manter a matéria orgânica preservada, desde que esta, se encontre em frações finas.
Ainda de acordo com Boggs Jr. (2009), a dissolução de minerais instáveis e a formação de novos outros minerais são predominantes em ambientes marinhos. Estas reações tendem a criar principalmente pirita e esmectita (água de poros oxigenada), seguidos da precipitação de quartzo e feldspato e, finalmente, a precipitação de cimentos carbonáticos.
Íons de bicarbonato, fosfato e amônia são gerados da oxidação da matéria orgânica em sedimentos óxicos, criando uma intensa atividade bacteriana neste estágio.
Ambientes marinhos e continentais apresentam reações diferentes, podendo neste caso ocorrer a dissolução total ou parcial de minerais pesados, feldspatos e fragmentos de rochas, assim como substituições por caulinita, esmectita e precipitações de minerais autigênicos como feldspato, quartzo, zeólitas, esmectita, óxidos de ferro e calcita (BOGGS JR., 2009).
4.1.1.2 Mesodiagênese
A mesodiagênese está diretamente relacionada aos processos que ocorrem durante o soterramento em profundidades maiores do que 3 km (WORDEN R.H. & MORAD S., 2003 ). Estes processos são provocados pelo aumento da temperatura e pressão, mudança da composição da água dos poros e a presença de matéria orgânica fina. Devido a esses fatores, podem ocorrer mudanças físicas como
compactação e diminuição/perda de porosidade e alterações
químicas/mineralógicas. Bem como, a precipitação de cimentos, a dissolução de minerais e substituição de minerais, tendendo a levar os sedimentos a um equilíbrio com o ambiente diagenético (BOGGS JR., 2009).
Aumento da Temperatura e Pressão
Segundo Boggs Jr. (2009), o aumento da temperatura acelera as reações químicas. Um aumento de temperatura em 10 ° C pode duplicar ou talvez triplicar a velocidade de reação (HUNT, 1979 apud BOGGS JR., 2009), transformando minerais estáveis em instáveis. Com isso, podem ser formados minerais pouco hidratados e também provocar um aumento da solubilidade da maioria dos constituintes, exceto carbonatos. As águas dos poros também são capazes de dissolver sílica a temperaturas mais elevadas.
Quando a temperatura de soterramento é elevada para 60°C ou mais, cátions de Fe e Mg tornam-se menos hidratados e, assim, podem entrar na estrutura dos carbonatos, formando dolomita, ankerita ou siderita, por exemplo (BOGGS JR., 2009).
A tensão entre os grãos é provocada pela pressão durante o soterramento, favorecendo a solubilidade dos minerais, a exemplo da sílica, que pode ser dissolvida e precipitada posteriormente, diminuindo a porosidade da rocha.
Mudança na Composição da Água dos Poros
De acordo com Boggs Jr. (2009), as mudanças na composição da água dos poros pode influenciar fortemente nas reações de dissolução e precipitação. A interação dessas águas com os minerais de argila pode promover a alteração de esmectita para ilita, por exemplo, em profundidades de soterramento cujas temperaturas variam de 55°C a 200°C, devido à desidratação. Estas reações também liberam sílica, sódio, cálcio, ferro, magnésio e outros íons em solução, alterando assim a composição química das águas dos poros.
A composição química das águas dos poros também pode ser alterada por infiltração de água doce sobre afloramentos sob um gradiente hidrodinâmico regional, pela circulação de fluidos na bacia devido à convecção térmica e pela migração ascendente das águas dos poros expelidas durante a compactação.
Presença da Matéria Orgânica
Em grandes profundidades, a redução de sulfato dá lugar à fermentação bacteriana, produzindo metano, íons de bicarbonato e íons de hidrogênio. Esta fermentação ocorre em profundidades onde a temperatura máxima alcança valores entre 75 e 80°C (BOGGS JR., 2009)
Durante o soterramento, a matéria orgânica é inicialmente alterada pela atividade microbiana, sofrendo modificações químicas subsequentes, devido a processos como a polimerização, policondensação (formação de ácidos húmicos e fúlvicos pela combinação de compostos orgânicos moleculares) e insolubilização (conversão de ácidos húmicos e fúlvicos para humina insolúvel). Estes processos convertem a matéria orgânica em querogênio (TISSOT & WELTE, 1984, p 90, CLAYTON, 1994), o qual pode ser um precursor na produção de petróleo (BOGGS JR., 2009).
Os grupos que formam o querogênio podem ser submetidos a processos químicos, a temperaturas inferiores a cerca de 80 ° C, para formar os ácidos orgânicos solúveis em água (por exemplo, ácidos carboxílicos e fenóis) em folhelhos e argilitos associados. Estes ácidos orgânicos são expulsos durante a transição da esmectita para ilita (desidratação), migrando para os poros dos arenitos (BOGGS JR., 2009).
Ainda segundo este autor, as reações orgânicas afetam a solubilidade de carbonatos e aluminossilicatos, porque eles tendem a produzir águas ácidas nos poros dos sedimentos.
Compactação
A compactação ocorre durante o soterramento, reduzindo a porosidade primária do pacote sedimentar, promovendo a expulsão da água dos poros e o afinamento das camadas. Com isso, os grãos são rearranjados, aumentando a densidade da rocha (Figura 23).
A compactação de areias pode envolver (1) rearranjo mecânico, onde os grãos ficam mais “apertados”, (2) dobra de grãos flexíveis, tais como micas, (3)
deformação dúctil e plástica, em particular de grãos maleáveis, como fragmentos de rochas, (4) fraturas, especialmente em material carbonático (conchas) e também em silicatos e (5) dissolução por pressão, podendo ocorrer com quartzo e outros minerais (WILSON & MCBRIDE, 1988, apud BOGGS JR., 2009).
Figura 23 - Compactação de sedimentos, mostrando a diminuição dos poros e rearranjo dos grãos.
Associado à compactação, ocorre ainda a cimentação que colabora para a diminuição da porosidade primária dos pacotes sedimentares (BOGGS JR., 2009).
Cimentação
As reações de precipitação podem começar durante a eodiagênese, resultando na formação de minerais de argila, overgrowths de k-feldspato autigênicos, overgrowths de quartzo e cimentos carbonáticos em profundidades rasas (Figura 24). A cimentação continua durante vários estágios de mesodiagênese, podendo ocorrer também em algumas condições de telodiagênese (BOGGS JR., 2009).
Estrutura deposicionalCompactação Mecânica
Deformação e fraturamento de grãos por compactação
Fragmento de Argilito deformado por contato com grãos rígidos Mica detrítica deformada entre grãos rígidos Contato longo entre grãos
Grãos dúcteis alterados e deformados, micas fraturadas e cimentação de quartzo
Fragmento de Argilito alterado preenchendo poros Cimentação de quartzo em superfície de quartzo detrítico Mica detrítica deformada entre grãos rígidos Estilolito desenvolvido entre grãos de quartzo
Compactação Química
Grãos suportados por matriz
Estrutura deposicional Intraclasto de Lamito Mica detrítica Feldspato detrítico Quartzo detrítico Grãos de quartzo Cimento de quartzo Mica detrítica Feldspato detrítico Fragmento de lamito
Figura 24 - Processo de cimentação de grãos.
A cimentação precoce pode restringir o movimento subsequente de fluidos através de sedimentos, onde grande parte da porosidade primária dos arenitos pode ser destruída em profundidades de soterramento até 5 km, por uma combinação de cimentação e compactação.
Os minerais mais comuns que ocorrem como cimentos em rochas siliciclásticas incluem quartzo, calcedônia, opala, K-feldspato, albita, calcita, aragonita, dolomita, siderita, ankerita, hematita, goethita (limonita), pirita, gipsita, anidrita, barita, clorita. Sendo que destes, a sílica, o carbonato, e os minerais de argila são, de longe, são os cimentos mais importantes e abundantes (BOGGS JR., 2009).
Os cimentos carbonáticos são mais típicos em arenitos quartzosos, porém ocorrem também em arenitos feldspáticos (MORAD et. al., 1990 apud BOGGS JR., 2009) e folhelhos. Sua distribuição irregular pode ser proveniente da precipitação, ou devido à remoção parcial decorrente da dissolução durante o soterramento ou a exposição do afloramento (BOGGS JR., 2009).
Grãos de quartzo
Cimento de quartzo
Cimento
de Albita Cimento de Calcita ou Dolomita Grãos de
Plagioclásio
O principal mineral carbonático que ocorre como cimento em sedimentos siliciclásticos é a calcita, podendo ocorrer em quantidades menos expressivas dolomita, ankerita (dolomita ferrosa), siderita e aragonita.
Os cimentos de sílica são comuns em arenitos quartzosos e feldspáticos e ocorrem sob a forma de overgrowths. O volume de cimento de quartzo em arenitos tende a diminuir exponencialmente com o aumento do teor da matriz (DUTTON & DIGGS, 1990 apud BOGGS JR., 2009).
A precipitação de sílica ocorre quando a água dos poros encontra-se saturada, devido ao enriquecimento durante a circulação de fluidos, por um longo período de tempo.Esse tipo de cimentação ocorre durante a eodiagênese e início da mesodiagênese porque, são necessárias condições de profundidade e temperatura mais baixas.
Dissolução de Cimento e Constituintes Minerais
O processo de dissolução consiste na remoção parcial ou total de um constituinte mineral pré-existente ou cimento. Ocorre quando a solubilidade de um mineral é excedida sob influência de modificações de Eh, pH, temperatura e salinidade. O cimento também pode ser dissolvido, por exemplo, no caso dos carbonatos, devido a diminuição do pH, da temperatura e aumento da salinidade. Além disso, nesse estágio, a dissolução pode ocorrer também por pressão.
A dissolução é dita completa, quando o material dissolvido tem a mesma composição do mineral, ou seletiva, quando a parte não dissolvida de um mineral tem sua composição alterada. (BOGGS JR., 2009).
4.1.1.3 Telodiagênese
A telodiagênese ocorre durante o soerguimento, onde o pacote sedimentar fica exposto a percolação de água meteórica, com baixas pressões e temperaturas, favorecendo alteração de seus constituintes por intemperismo.
Segundo Boggs Jr. (2009), dentre as alterações que podem ocorrer nesta fase, as mais comuns são a oxidação e destruição da matéria orgânica e oxidação de alguns minerais que contém ferro em sua composição.
A percolação de fluidos meteóricos pode provocar a dissolução de grãos ou cimento criando porosidade secundária, além de favorecer também a precipitação, formando novos constituintes.
CAPÍTULO 5 – PETROGRAFIA E DIAGÊNESE DOS ARENITOS DO MEMBRO BOIPEBA
Foram descritas 9 lâminas delgadas e detalhadas em fichas petrográficas (Anexo I), de forma a apresentar as características mais relevantes dos arenitos do Membro Boipeba da Formação Aliança, no Campo de Araçás.
As descrições foram feitas baseadas nos aspectos texturais, fábrica, relação inter-grãos (contatos), composição mineralógica (primária e diagenética), modificações diagenéticas, relações paragenéticas e sistema poroso, para interpretação da evolução diagenética dos arenitos deste reservatório.
5.1 Composição Modal
A composição foi obtida através da contagem de 200 pontos por lâmina, distribuídos de forma a se obter melhor representatividade dos seus constituintes.
5.1.1 Arcabouço
Os principais constituintes primários encontrados nas lâminas foram o quartzo e o plagioclásio detríticos, seguidos de microclínio e pertita (Fotomicrografia 1).
O quartzo mostra grãos predominantemente com forte extinção ondulante, mas também com fraca extinção e ainda em fragmentos de rochas plutônica e metamórfica. Enquanto que o plagioclásio detrítico aparece como grão monomirelálico, podendo apresentar alteração proveniente da fonte.
Fotomicrografia 1 - Constituintes primários. (Qtz - Quartzo; Pl - Plagioclásio; Mic - Microclina; Pt - Pertita.
.
As micas, muscovita (Fotomicrografia 2) e biotita (Fotomicrografia 3) , foram encontradas em menor proporção representando minerais detríticos, por vezes deformados pela compactação. A biotita apresenta pleocroísmo avermelhado indicando ser enriquecida em titânio. Por vezes mostra-se substituída por clorita, uma característica do retrometamorfismo da fonte.
Qtz
Pl
Mic
Pt
Fotomicrografia 2 - Cristais de muscovita. (Ms)
Foi encontrado fragmento de silcrete (Fotomicrografia 4), junto a fragmentos de rochas metamórfica e plutônica, além dos grãos de quartzo e plagioclásio como constituintes do arcabouço dos arenitos.
Fotomicrografia 4 - Fragmento de silcrete, encontrado no arcósio lítico. (Sct-Silcrete; Frg Met– Fragmento de rocha metamórfica; Pt – Pertita; Qtz – Quartzo.
0,1 mm
Bt
Fotomicrografia 3 - Biotita sendo substituída por anatásio. (Bt).
Sct
Frg Met
5.1.2 Cimento
A cimentação se deu principalmente por calcita e anidrita. Mas também foram observados minerais diagenéticos que expressam os primeiros estágios da eodiagênese que são argila infiltrada, hematita e leucoxênio.
A infiltração de argila observada em lâmina ocorre como um revestimento do grão (Fotomicrografia 5).
Hematita e leucoxênio formaram-se entre a eodiagênese precoce e tardia, apresentando hábitos microcristalinos, preenchendo poro intergranular no arcabouço. (Fotomicrografia 6)
Arg Inf
Fotomicrografia 5 - Argila infiltrada ao redor do grão de quartzo. (Arg Inf).
