PETROGRAFIA DAS ROCHAS SILICICLÁSTICAS DA FORMAÇÃO URUCUTUCA, BACIA DE ALMADA / PORÇÃO EMERSA - BA

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1 UNIVERSIDADE DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO - UERJ FACULDADE DE GEOLOGIA - FGEL PROGRAMA DE RECURSOS HUMANOS DA ANP PARA O SETOR PETRÓLEO E GÁS CONVÊNIO ANP/ MCT/ UERJ/ FGEL PRH-17 PETROGRAFIA DAS ROCHAS SILICICLÁSTICAS DA FORMAÇÃO URUCUTUCA, BACIA DE ALMADA / PORÇÃO EMERSA - BA CANDIDA MENEZES DE JESUS ORIENTADOR: Prof. PEDRO DE CESERO

2 ii PETROGRAFIA DAS ROCHAS SILICICLÁSTICAS DA FORMAÇÃO URUCUTUCA, BACIA DE ALMADA / PORÇÃO EMERSA BA CANDIDA MENEZES DE JESUS DISSERTAÇÃO SUBMETIDA AO CORPO DOCENTE DO PROGRAMA DE PÓS- GRADUAÇÃO EM ANÁLISE DE BACIAS E FAIXAS MÓVEIS DA UNIVERSIDADE DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO COMO REQUISITO PARCIAL À OBTENÇÃO DO GRAU DE MESTRE EM CIÊNCIAS. ÁREA DE CONCENTRAÇÃO: ANÁLISE DE BACIAS ORIENTADOR: Prof. Pedro De Cesero APROVADA POR: Prof. Luiz Carlos Bertolino Dr. Rogério Schiffer de Souza Prof. Dr. Sérgio Bergamaschi RIO DE JANEIRO - RJ - BRASIL AGOSTO

3 iii FICHA CATOLOGRÁFICA JESUS, CANDIDA MENEZES Petrografia das Rochas Siliciclásticas da Formação Urucutuca, Bacia de Almada / Porção Emersa - BA [Rio de Janeiro] XV, 134 p. 29,7 cm (Faculdade de Geologia - UERJ, Programa de Pós- Graduação em Análise de Bacias e Faixas Móveis, 2004). Dissertação de Mestrado - Universidade do Estado do Rio de Janeiro, realizada na Faculdade de Geologia. 1. Petrografia, Proveniência e Diagênese. I- FGEL/UERJ II - Título (série)

4 iv AGRADECIMENTOS A autora agradece especialmente ao seu orientador, professor Pedro de Cesero por sua ajuda durante o desenvolvimento deste trabalho. Agradece também à Agência Nacional do Petróleo ANP e à Financiadora de Estudos e Projetos FINEP por meio do Programa de Recursos Humanos da ANP para o Setor Petróleo e Gás PRH-ANP/MCT, por proverem os recursos necessários ao desenvolvimento desta pesquisa. DEDICATÓRIA Dedico esta dissertação de mestrado a Fábio Nunes Ferreira, por seu apoio e incentivo nos momentos mais difíceis. Diversity of opinion about a work of art shows that the work is new, complex and vital. When critics disagree, the artist is in accord with himself. We can forgive a man for making a useful thing as long as he does not admire it. The only excuse for making a useless thing is that one admires it intensely. All art is quite useless. Oscar Wilde The Picture of Dorian Gray

5 v RESUMO Este trabalho compreende o estudo petrográfico de proveniência e diagênese dos arenitos e conglomerados cretácicos da Formação Urucutuca, que ocorrem na porção emersa da Bacia de Almada. Estas rochas representam sedimentos de maré e fluxos turbidíticos depositados em um ambiente de estuário, no Cretáceo Superior. As amostras foram separadas em três classes granulométricas: conglomerados e arenitos grossos; arenitos médios; e arenitos finos a muito finos, e foram caracterizadas quanto a sua composição detrítica e evolução diagenética. Composicionalmente estas rochas são arcósicas, sendo os K-feldspatos, quartzo monocristalino, fragmentos de rochas plutônicas e gnáissicas os seus principais constituintes. A proveniência destas rochas corresponde ao ambiente de embasamento soerguido, na classificação de Dickinson (1985). Neste ambiente, uma das principais fontes de material sedimentar para as rochas da Formação Urucutuca foi a Suíte Intrusiva Itabuna, composta por rochas graníticas alcalinas, sem metamorfismo nem deformação. As demais áreas contribuíram principalmente com fragmentos de quartzo monocristalino e de rochas gnáissicas. A área-fonte provavelmente apresentava um relevo bastante elevado nas proximidades da bacia de deposição, o que possibilitou a preservação de alguns fragmentos bastante instáveis sob condições intempéricas. Os processos diagenéticos de substituição e dissolução modificaram a composição original das rochas da Formação Urucutuca. Os feldspatos, fragmentos líticos finos, minerais acessórios e bioclastos foram os mais afetados por estes processos. Entretanto, as modificações diagenéticas não foram suficientemente fortes para alterar significativamente a razão quartzo/feldspato e, conseqüentemente, a composição original arcósica. O principal evento de cimentação destas rochas ocorreu na eodiagênese, sendo que a partir da precipitação inicial de anidrita, dolomita ou calcita, os arenitos desenvolveram sete paragêneses distintas. A variação na composição das paragêneses foi controlada pela oscilação da maré dentro de um ambiente de estuário. A mesodiagênese está representada pela ocorrência restrita de feldspatos albitizados e pela compactação mecânica por soterramento. Posteriormente, houve um soerguimento da porção proximal da bacia, que expôs estas rochas a processos de telodiagênese continental, que geraram a dissolução parcial de alguns constituintes do arcabouço e a precipitação de caulinita nos poros. A cimentação precoce, aliada a um arcabouço de composição muito resistente, ajudou a evitar a perda total de porosidade por compactação durante o soterramento. A cimentação não fechou por completo os poros das rochas, e foi seguida por um evento importante de geração de porosidade secundária. Estes fatores combinados conferem aos depósitos siliciclásticos da Formação Urucutuca um bom potencial para reservatórios de petróleo.

6 vi ABSTRACT This work involves a petrographic study with emphasis on provenance and diagenesis of the Cretaceous siliciclastic rocks of the Urucutuca Formation, which occur within the onshore potion of the Almada Basin. These rocks represent tidal sediments and turbiditic flows deposited on an estuarine environment during Late Cretaceous. The samples were divided in to three grain size classes: coarse grained sandstones and conglomerates; medium grained sandstones; and fine/very fine grained sandstones. They were characterized according to their detrital composition and diagenetic evolution. Sandstones and conglomerates are classified as arkoses, and K-feldspar, monocrystalline quartz and plutonic/gneissic rock fragments are their most important constituents. The provenance of these rocks is correlated with a uplifted basement environment according to Dickinson s classification (1985). One of the major sources for the Urucutuca siliciclastic rocks were alkaline granitic rocks, of the Suite Intrusiva Itabuna. The other areas provided mainly monocrystalline quartz and gneissic rock fragments. This source areas probably presented a very high relief near to the deposition basin, what permitted the preservation of some fragments that are unstable under weathering conditions. Framework grain replacement and dissolution during diagenesis slightly changed the original composition of the Urucutuca siliciclastic rocks. Feldspars, finecrystalline lithic fragments, accessory minerals and carbonate bioclasts were the most affected constituents. However, the diagenetic processes were not strong enough to change substantially the quartz/feldspar rate and, consequentially, the original arkosic framework composition. The rock s major cementation event occurred early, forming anhydrite, dolomite or calcite. After the initial precipitation, eodiagenesis controlled the following pathways, divided into seven distinct paragenesis. Variation in the paragenesis composition was mainly controlled by the tide oscillation in an estuarine environment. Mesodiagenesis is represented by local feldspar albitization and mechanical compaction during late burial. Afterwards, the proximal portion of Almada Basin was uplifted and its rocks were exposed to continental telodiagenetic processes that caused partial framework grain dissolution, and kaolinite precipitation in the pore space. Not only the early cementation but also the framework brittle composition helped to prevent total porosity loss during burial. Where the cementation processes was incomplete secondary porosity generation was an important diagenetic process. All these factors together played crucial control on the quality of the Urucutuca rocks as potential petroleum reservoirs.

7 vii ÍNDICE Agradecimentos e Dedicatória Resumo Abstract Índice Lista de tabelas Lista de Figuras iv v vi vii viii ix 1. Introdução Métodos Petrologia Sedimentar Componentes Detríticos Composição, Proveniência e Ambientes Tectônicos dos Arenitos Diagênese dos Arenitos Contexto Geológico Regional Geologia do Embasamento da Bacia de Almada A Bacia de Almada e sua Evolução Tectono-Sedimentar Estratigrafia da Bacia de Almada Fácies Sedimentares e Ambientes Deposicionais Aspectos Petrográficos dos Arenitos e Conglomerados Composição Detrítica Classificação dos Arenitos Minerais Diagenéticos Sulfatos Carbonatos Outros Constituintes Diagenéticos 98

8 viii Macroporosidade Discussão dos Resultados Conclusões Bibliografia Anexos 134 LISTA DE TABELAS Tabela 1. Classificação dos tipos de grãos de areia. (Dickinson, 1985) 14 Tabela 2. Fatores que favorecem (1) a preservação versus (2) a destruição da porosidade primária e (3) a formação de porosidade secundária (adaptado de Tucker, 1991). 30 Tabela 3: Valores percentuais médios e máximos do conjunto das amostras. 76 Tabela 4: Principais constituintes diagenéticos e seus percentuais médios e máximos. 77 Tabela 5: Percentuais médios e máximos dos diferentes tipos de macroporosidade. 108 Tabela 6: Valores percentuais estimados a partir das contagens modais para as substituições, porosidade secundária e volume intergranular primário. 108 LISTA DE FIGURAS Figura 1: Localização geográfica da Bacia de Almada 01 Figura 2: Seção geológica esquemática da Bacia de Almada, a seta indica a Formação Urucutuca. 02 Figura3: principais minerais formadores de rocha em ordem crescente de estabilidade no ambiente sedimentar (Tucker, 1991). 05 Figura 4: Diagramas Qt x F x L e Qm x F x Lt, aplicados neste trabalho (modificado de Dickinson, 1985). 15 Figura 5: Distribuição dos estágios diagenéticos (modificado de Choquette & Pray, 1970 in Scholle & Schluger, 1979). 17

9 ix Figura 6: Mapa geológico de Itabuna, Facuri, Figura 7: Mapa geológico da porção emersa da Bacia de Almada (Bruhn & Moraes, 1989). 34 Figura 8: Coluna estratigráfica da Bacia de Almada (Netto et al., 1994). 40 Figura 9: Localização dos poços estudados, adaptado de Bruhn & Moraes, Figura 10: Esquerda: arenitos com mud coupplets e ripples. Direita: Arenito com lentes de lama gerando a estrutura flaser. 47 Figura 11: Esquerda: concentrações de opacos na porção anterior de ripple (4X- LN), Direita: concentração de intraclastos na porção frontal das ripples (4X- LN). 48 Figura 12: Esquerda: Arenito com lentes de lama gerando a estrutura wavy, e com mud coupplets no topo. Direita: arenito com estrutura wavy e bioturbação associada. 48 Figura 13: Esquerda: Detalhe de bioturbação do tipo ophiomorpha. Direita: Arenito com estrutura sedimentar destruída pela sobreposição da bioturbação. 49 Figura 14: Esquerda: Lamito com fissilidade e lentes de areia gerando estrutura do tipo linsen. Direita: lamito maciço. 50 Figura 15: Esquerda: arenito com estratificação plano-paralela. Direita: Arenito maciço. 51 Figura 16: Esquerda: conglomerado com baixo teor de matriz arenosa, com poros secundários gerados pela dissolução de alguns componentes (indicados por setas). 52 Figura 17:Esquerda: Lamito deformado, provavelmente devido a um processo de slump. Direita: Diamictito provavelmente resultante do deslizamento de depósitos de grãos de areia e lama dentro da bacia. 53 Figura 18: Esquerda: grãos de quartzo monocristalino (4X- LP), Direita: grãos de quartzo monocristalino e policristalino(4x- LP). 55 Figura 19: Esquerda: grão de quartzo policristalino (10X LP), Direita: grão de quartzo plutônico(4x LP). 55 Figura 20: Esquerda: grãos de ortoclásio (10X LP), Direita: grão de pertita com sobrecrescimento (40 X LP). 56 Figura 21: Esquerda: grão de microclínio (10X LP), Direita: grão de plagioclásio (20X LP). Figura 22: Esquerda: grão de feldspato plutônico (4X LP), Direita: grão plutônico com pertita e quartzo (10X LP) Figura 23: Esquerda: fragmento de rocha gnáissica (4X LP). Direita: fragmento de rocha metamórfica quartzo-micácea foliada (10X LP). 57 Figura 24: Esquerda: fragmento metamórfico não foliado com clorita (20X LP), Direita: grão metamórfico micáceo foliado (20X LP). 57 Figura 25: Esquerda: grão vulcânico (?) com piroxênio e plagioclásio (10X LP), Direita: fragmento de rocha vulcânica básica ( 10X LP). 58

10 x Figura 26: A: grão de granada e mineral opaco (10X LN), B: grão de anfibólio (10X LP). C: grão de zircão (10X LP), D: grão de epidoto (20X LP). 58 Figura 27: Esquerda: Intraclasto lamoso (10X LN), Direita: bioclasto carbonático (alga?) (10X LN). 59 Figura 28: Esquerda: Arenito fino intercalado à fácies Arll (20X-LN). Direita: Fácies Csmi (4X- LP). 59 Figura 29: Esquerda: Grãos de ortoclásio monocristalino (20X LP). Direita: grão de plagioclásio (10X- LP). 60 Figura 30: Esquerda: grão de microclínio (20X LP). Direita: grão de pertita (20X LP). 60 Figura 31: Esquerda: Grãos de quartzo monocristalino (amarelo) e feldspato (cinza) (10X LP). Direita: Fragmento quartzo (e feldspato) em rocha gnáissica (4X LP). 61 Figura 32: Esquerda: Fragmento de rocha plutônica com quartzo e K-feldspato (10X LP). Direita: Fragmento de rocha plutônica com quartzo e K-feldspato (20X LP). 62 Figura 33: Esquerda: Fragmento de rocha metamórfica quartzo-micácea foliada (20X LP). Direita: Fragmento de rocha metamórfica micácea foliada (40X LP). 62 Figura 34: Esquerda: Fragmento de rocha metamórfica micácea foliada (20X LP). Direita: Fragmento de rocha vulcânica básica-intermediária (10X LP). 62 Figura 35: Esquerda: Granada, opacos e anfibólio (10X LN). Direita: Grãos de granadas e minerais opacos (20X LN). 63 Figura 36: Esquerda: Grão de muscovita (10X LP). Direita: grão de biotita (10X LP). 63 Figura 37: Esquerda: Intraclasto lamoso piritizado (20X LN). Direita: Intraclasto carbonático (10X LN). 64 Figura 38: Esquerda: Grãos de glauconita com dolomita (20X LN). Direita: bioclasto carbonático (20X LP). 64 Figura 39: Esquerda: Bioclastos carbonáticos (20X LP). Direita: Bioclasto fosfático (20X LN). Figura 40: Esquerda: grão de ortoclásio (40X LP). Direita: grão de plagioclásio (20X LP). 65 Figura 41: Esquerda: grão de pertita (20X LP). Direita: grão de microclínio (20X LP). 65 Figura 42: Esquerda: grão de quartzo monocristalino (10X LP). Direita: quartzo em fragmento de rocha gnáissica (20X LP). Figura 43: Esquerda: fragmentos de rocha plutônica (10X LP). Direita: fragmento de rocha metamórfica micácea, substituído por dolomita (20X LP). 66 Figura 44: Esquerda: fragmento de rocha metamórfica micácea foliada (20X LN). Direita: fragmento de rocha metamórfica quartzo-micácea foliada (40X LP)

11 xi Figura 45: A: grão de pirita detrítica (40X LR) B: mineral opaco não identificado (40X LR). C e D: grão de epidoto em LN e LP (20X). 67 Figura 46: A: grão de granada (20X LN) B: grão de anfibólio (20X LP) C e D: grão de turmalina LN e LP (20X). 68 Figura 47: A: intraclasto lamoso (10X LN). B: fragmentos de matéria orgânica (40X LP). C: intraclasto carbonático (20X - LP). D: bioclasto (espinho de equinóide?) (20X - LN). 69 Figura 48: A: bioclasto carbonático (foraminífero Quinqueloculina?) (20X LN). B: bioclasto carbonático (foraminífero Globigerina) (20X LP). C: grão de glauconita com pirita framboidal (10X - LN). D: bioclasto fosfático (10X LN). Figura 49: Gráfico de classificação composicional dos arenitos e conglomerados. 71 Figura 50. Resultados totais de petrografia quantitativa plotados no diagrama Qt x F x L de Dickinson (1985). 72 Figura 51. Composição atual x composição original do conjunto das amostras plotados no diagrama de Folk (1980). 73 Figura 52. Composição original x composição atual dos arenitos grossos plotados no diagrama de Folk (1980). 73 Figura 53. Composição original x composição atual dos arenitos médios plotados no diagrama de Folk (1980). 74 Figura 54. Composição original x composição atual dos arenitos finos plotados no diagrama de Folk (1980). 75 Figura 55: Esquerda: mosaico de anidrita intergranular (20x LP). Direita: mosaico de anidrita intergranular de microcristalina (20x LP). 80 Figura 56: Esquerda: grão de K feldspato parcialmente substituído por anidrita (20x LP). Direita: grão de microclínio parcialmente substituído por anidrita (10x LP). 80 Figura 57: Esquerda: grão de K feldspato parcialmente substituído por anidrita (20x LP). Direita: detalhe da substituído do feldspato por anidrita (20x LP) Figura 58: Esquerda: anidrita substituindo feldspatos por corrosão (20x LP). Direita: anidrita substituindo fragmento metamórfico micáceo - clorita (20x LP). 81 Figura 59: Esquerda: anidrita substituindo feldspato por corrosão das bordas (40x LP). Direita: anidrita substituindo feldspato por corrosão das bordas (20x LP). 81 Figura 60: Esquerda: cristais de anidrita em contato com feldspato (40x LP). Direita: porosidade da rocha com cimento de dolomita (40x LN). 82 Figura 61: Esquerda: mosaico de anidrita intergranular (20x LP). Direita: cristais de anidrita com núcleo dissolvido (20x LP). 83 Figura 62: Esquerda: cristais de anidrita com núcleo dissolvido, associados a cristais de barita (20x LP). Direita: 20x LN. 83

12 xii Figura 63: Esquerda: cristais de anidrita parcialmente dissolvidos (20x LN). Direita: relação da anidrita com a dissolução dos feldspatos, obedecendo ao contorno dissolvido do grão. (40x LP). 84 Figura 64: Esquerda: cristais de anidrita substituindo a matriz (10x LP). Direita: mosaico de anidrita dentro de uma cavidade (10x LP). 84 Figura 65: Esquerda: cristal de barita com núcleo dissolvido (20x LP). Direita: cristais de barita associados a cristais de anidrita (20x LP). 85 Figura 66: Esquerda: cristais de dolomita euédricos associados a pirita (20x LP). Direita: cristais de dolomita zonados (20x LP). 86 Figura 67: Esquerda: cristais de dolomita euédricos formados em torno de uma camada argilosa icnofóssil (20x LP). Direita: dolomita preenchendo os poros e fraturas dos grãos do arcabouço (10x LP). Figura 68: Esquerda: plagioclásio parcialmente substituído por dolomita observar resquício de anidrita no lado inferior direito da foto (20x LP). Direita: feldspatos quase completamente substituídos por dolomita (40x LP) Figura 69: Esquerda: grão de feldspato com bordas substituídas por dolomita (20x LP). Direita: grão de pertita parcialmente substituído por dolomita (20x LP). 87 Figura 70: Esquerda: grão de quartzo policristalino com bordas corroídas por dolomita (10x LP). Direita: grão de feldspato parcialmente dissolvido e substituído por dolomita (20x LP). 87 Figura 71: Esquerda: dolomita substituindo fragmento metamórfico micáceo (10x LP). Direita: dolomita substituindo intraclasto lamoso (10x LN). 88 Figura 72: Esquerda: (em cima) dolomita substituindo grão metamórfico, e (em baixo) resquícios de anidrita englobados por dolomita (40x LP). Direita: pequenos cristais de anidrita englobados por dolomita (40x LP). Figura 73: Esquerda: resquícios de anidrita dissolvida e parcialmente substituída por dolomita (20x LP). Direita: cristais de anidrita parcialmente substituídos por dolomita (40x LP) Figura 74: Esquerda: cristais de anidrita substituídos por dolomita (20x LP). Direita: resquícios de anidrita entre os cristais de dolomita (20x LP). 89 Figura 75: Esquerda: cristal de dolomita zonado com dissolução parcial. (20x LP). Direita: cristal de dolomita dissolução parcial, concentrada no núcleo (20x LP). 90 Figura 76: Esquerda: relação da dolomita com a dissolução do feldspato, obedecendo ao contorno dissolvido do grão (20x LP). Direita: relação da dolomita com a dissolução do grão de feldspato (20x LP). 90 Figura 77: Esquerda: pirita framboidal preenchendo os interstícios dos cristais de dolomita (40x LN). Direita: pirita framboidal englobada por dolomita (20x LP). 91 Figura 78: Esquerda: crescimento de feldspato limitado pela borda do cristal de dolomita (40x LP). Direita: pseudomorfose de dolomita sobre cristal de anidrita (indicado pelas setas brancas) e a relação da dolomita com o crescimento de feldspato (indicada pelas setas amarelas) (40x LP). 91

13 xiii Figura 79: Esquerda: calcita poiquilotópica (10x LP). Direita: calcita euédrica com franjas (10x LP). 92 Figura 80: Esquerda: detalhe de cristal de calcita (20x LP). Direita: distribuição heterogênea dos cristais de calcita (40x LN). 92 Figura 81: Esquerda: calcita substituindo feldspato (20x LN). Direita: calcita precipitada dentro de uma fratura de um grão de plagioclásio (20x LP). (20x LP). 93 Figura 82: Esquerda: grão de quartzo com bordas corroídas por calcita poiquilotópica a seta indica restos de anidrita (10x LP). Direita: calcita substituindo anidrita e preenchendo fraturas de grão do arcabouço as setas indicam restos de anidrita (20x LP). 94 Figura 83: Esquerda: calcita substituindo grão de biotita (10x LP). Direita: fragmento de rocha vulcânica parcialmente substituído por calcita (10x LP). 94 Figura 84: Esquerda: mineral pesado totalmente substituído por calcita (possivelmente anfibólio) (10x LP). Direita: turmalina detrítica parcialmente substituída por calcita (20x LP). 95 Figura 85: Esquerda: restos de cristais de anidrita substituídos por calcita (20x LP). Direita: calcita substituindo anidrita (20x LP). 95 Figura 86: Esquerda: cimento de calcita englobando cristais de dolomita (10x LP). Direita: detalhe de dolomita envolvida por calcita (20x LN). 96 Figura 87: Esquerda: calcita preenchendo poro após a precipitação de dolomita (40x LP). Direita: calcita substituindo feldspato (20x LP). 96 Figura 88: Esquerda: calcita preenchendo poro intragranular em felsdspato (20x LP). Direita: calcita preenchendo poro intragranular em feldspato (20x LP). 97 Figura 89: Esquerda: grão de feldspato parcialmente dissolvido e parcialmente substituído por calcita (20x LP). Direita: detalhe da substituição por calcita (40x LP). 97 Figura 90: Esquerda: molde de grão de feldspato dissolvido e parcialmente substituído por calcita (10x LP). Direita: detalhe do cimento de calcita e do crescimento de feldspato (20x LP). 97 Figura 91: Esquerda: cristal de pirita euédrica intergranular (10x LN). Direita: pirita framboidal em luz refletida ao lado de um grão opaco (40x LR). 99 Figura 92: Esquerda: pirita framboidal associada a glauconita (40x LN). Direita: pirita associada a glauconita e a fragmento metamórfico micáceo dolomitizado (10x LN). 99 Figura 93: Esquerda: pirita framboidal gerada na alteração de intraclasto lamoso: (20x LN). Direita: zonas de concentração de pirita framboidal (20x LP). 100 Figura 94: Esquerda: pirita framboidal gerada na alteração de fragmento micáceo: (20x LP). Direita: pirita framboidal (seta vermelha) associada a calcita (seta amarela) e glauconitização (20x LN). 100

14 xiv Figura 95: Esquerda: pirita framboidal (à direita, em cima) em luz refletida e alterando mineral opaco(à esquerda) (40x LR). Direita: pirita depositada em torno dos grãos detríticos (20x LN). 101 Figura 96: Esquerda: pirita framboidal intragranular em k-feldspato (40x LP). Direita: pirita framboidal intragranular em pertita (20x LN). 101 Figura 97: Esquerda: crescimento de feldspato sintaxial, note a borda do grão arredondada (20x LP). Direita: crescimento de feldspato antitaxial (20x LP). 102 Figura 98: Esquerda: crescimento de feldspato antitaxial em grão de pertita (20x LP). Direita: plagioclásio albitizado (20x LP). 102 Figura 99: Esquerda: feldspato albitizado (10x LP). Direita: feldspato albitizado (20x LP). 103 Figura 100: Esquerda: feldspato vacuolizado (10x LN). Direita: feldspato sericitizado ao longo das clivagens (20x LP). 104 Figura 101: Esquerda: feldspato sericitizado ao longo das clivagens (10x LP). Direita: detalhe de inclusões de sericita em grão de feldspato (40x LP). 104 Figura 102: Esquerda: caulinita preenchendo poro (40x LP). Direita: (40x LN). 105 Figura 103: Esquerda: caulinita pseudomórfica em feldspato (10x LP). Direita: (10x LN). 105 Figura 104: Esquerda: caulinita preenchendo poro e substituindo feldspato (20x LP). Direita: (20x LN). 106 Figura 105: Esquerda: caulinita substituindo feldspato (40x LP). Direita: restos da estrutura do feldspato substituído por caulinita (40x LN). 106 Figura 106: Esquerda: cimento de quartzo observe os delicados limites do grão e do sobrecrescimento (20x LP). Direita: Óxidos de TiO 2 intergranulares (seta vermelha) envoltos por dolomita (seta amarela) (20x LN). Figura 107: Esquerda: (4x LN). Direita: (4x LN). Exemplos de amostras com alta porosidade primária + secundária - (em azul) dos arenitos. Pode-se observar muitos poros primários preservados, apesar da cimentação, bem como poros secundários (setas) Figura 108: Critérios petrográficos para o reconhecimento da porosidade secundária (Schmidt & McDonald; apud: Schole & Schluger, 1979). 111 Figura 109: Esquerda: resquícios de grão de feldspato dissolvido e caminho de dissolução em amostra de arenito com matriz argilosa (10x LN). Direita: grão de feldspato parcialmente dissolvido ligado a um caminho de dissolução (20x LN). 112 Figura 110: Esquerda: dissolução intragranular em pertita (10x LN). Direita: dissolução intragranular em plagioclásio (20x LP). Ambos após a cimentação por calcita. 112 Figura 111: Esquerda: resquícios de grão de feldspato dissolvido (10x LP). Direita: resquícios de grão de feldspato dissolvido (20x LN). 113 Figura 112: Esquerda: porosidade intragranular em k-feldspato plutônico (10x LN). Direita: porosidade intragranular em fragmento de gnaisse (10x LN). 113

15 xv Figura 113: Esquerda: porosidade intragranular em mica (40x LN). Direita: fragmento metamórfico parcialmente dissolvido e parcialmente substituído por dolomita e pirita (40x LN). Figura 114: Esquerda: resquícios de um grão dissolvido (possivelmente um mineral pesado) (10x LN). Direita: resquícios de mineral pesado dissolvido (seta vermelha) e substituído por pirita (seta amarela) (20x LN). Figura 115: Esquerda: poros móldicos e grãos parcialmente dissolvidos (10x LN). Direita: exemplo de porosidade móldica (20x LN). Figura 116: Bloco diagrama mostrando a distribuição espacial da alteração eogenética nos sedimentos de uma plataforma progradante dominada por ondas e tempestades, e sua influência na evolução mesogenética destes sedimentos (adaptado de Morad et al., 2000) Figura 117: Esquema ilustrativo dos processos que deram origem à formação das paragêneses A e B. 120 Figura 118: Esquema ilustrativo dos processos que deram origem à formação das paragêneses C e D 121 Figura 119: Esquema ilustrativo dos processos que deram origem à formação das paragêneses E, F e G. 122 Figura 120: Diagrama total mostrando a relação das paragêneses com os estágios diagenéticos. 125 Figura 121: Bloco diagrama ilustrando a situação da área-fonte e o provável ambiente deposicional dos arenitos da Formação Urucutuca. 130

16 1 1. INTRODUÇÃO Este trabalho tem por objetivo estudar a proveniência sedimentar e a evolução diagenética dos arenitos e conglomerados da Formação Urucutuca (Cretáceo Superior), amostrados em furos de sondagem na porção emersa da Bacia de Almada, BA (Fig. 1). Este tema está inserido no projeto Estudo Geológico de Afloramentos Análogos aos Reservatórios Turbidíticos da Bacia de Campos (desenvolvido em associação pela UENF, PETROBRAS e UERJ), e é de grande importância para futuros trabalhos de pesquisa e exploração de petróleo na Bacia de Almada. Figura 1: Localização geográfica da Bacia de Almada

17 2 A Bacia de Almada localiza-se na margem continental, ao sul do Estado da Bahia (Fig. 1). A bacia possui uma pequena porção emersa, com extensão aproximada de 300 km 2 e espessura máxima de 1800 metros de sedimentos. Na plataforma continental, entretanto, sua área atinge maior expressão com cerca de km 2 até a cota batimétrica de 200 m, possuindo uma coluna sedimentar com espessuras superiores a m (Fig. 2). A Bacia é delimitada a norte pelo Alto de Itacaré, que a separa da Bacia de Camamu; e a sul pelo Alto de Olivença, que a separa da Bacia do Jequitinhonha (Fig. 1). Estas bacias, em conjunto, são freqüentemente denominadas de Bacia Bahia Sul, e se estendem por estreitas e descontínuas faixas de terra no continente, e pela plataforma continental adjacente (Bruhn & Moraes, 1989). Figura 2: Seção geológica esquemática da Bacia de Almada. A seta indica a Formação Urucutuca. Os sedimentos aflorantes da Formação Urucutuca, estudados neste trabalho, são considerados como uma porção exumada de preenchimento do Cânion de Almada. Este Cânion foi identificado por Ferradaes & Souza (1972) ao mapearem a superfície de discordância pré Urucutuca na porção marítima da Bacia de Almada e representa uma grande feição erosiva, pós cenomaniana, preenchida por uma coluna de sedimentos campaniano-maastrichtianos e terciários da Formação Urucutuca, com espessura de até 600m.

18 3 A extensão estratigráfica do sistema petrolífero da Bacia de Almada está restrita às seqüências pré-rifte e rifte nas porções oeste e sul da bacia. O petróleo da bacia provém dos folhelhos lacustres da Formação Morro do Barro (Cretáceo Inferior fase rifte), sendo que a maior parte das acumulações de petróleo encontradas estão restritas aos reservatórios associados à esta mesma Formação. A segunda ocorrência mais importante está relacionada aos reservatórios da Formação Sergi (pré-rifte) e da Formação Rio das Contas (rifte) (Gonçalves et al., 2000). Entretanto, as características do sistema petrolífero em águas profundas ainda são desconhecidas, o que torna de extrema importância as pesquisas que venham a caracterizar reservatórios também na seção pós-rifte, como os da Formação Urucutuca. Portanto, cabe a este projeto identificar a proveniência sedimentar dos arenitos e conglomerados da Formação Urucutuca, buscando a definição das relações entre as áreasfonte dos sedimentos e a Bacia de Almada na época da deposição destes sedimentos, bem como a caracterizar a evolução diagenética destas rochas e avaliar sua qualidade como reservatórios, através de análise petrográfica.

19 4 2. MÉTODOS Os estudos de petrografia das rochas siliciclásticas, da seção marinha cretácica do Cânion de Almada, foram efetuados em várias etapas de trabalho. A etapa inicial envolveu a revisão de trabalhos científicos publicados a fim de estabelecer uma base de conhecimentos geológicos acerca da Bacia de Almada e das rochas da Formação Urucutuca. A segunda etapa envolveu a descrição geológica dos testemunhos de sondagem dos poços F1, F2 e F3 a fim de estabelecer uma base para correlação litológica e, se possível, estratigráfica dos reservatórios. Nesta etapa foram também coletadas 38 amostras dos arenitos e conglomerados para a confecção de lâminas delgadas impregnadas por resinas coloridas, método desenvolvido por Cesero et al., As descrições sintéticas dos testemunhos dos poços F1, F2 e F3, bem como a localização das amostras coletadas e os seus principais constituintes diagenéticos, encontram-se apresentadas nos anexos I, II e II. A terceira etapa do trabalho compreendeu a análise petrográfica quantitativa das lâminas delgadas das rochas amostradas através de contagens modais dos constituintes detríticos, segundo o método Gazzi-Dickinson (Zuffa, 1985), com caracterização das modificações diagenéticas sobre a composição detrítica e suas implicações. Estas análises de composição modal detalhada têm por objetivo caracterizar a proveniência dos componentes detríticos dos sedimentos siliciclásticos, bem como identificar os processos diagenéticos ocorridos durante a história de soterramento destas rochas e seu potencial como reservatórios de petróleo. A seleção granulométrica dos arenitos e conglomerados (matriz arenosa) foi estimada através da utilização de tabelas de comparação (Beard & Weil, 1973). Os resultados da quantificação petrográfica foram analisados estatisticamente, visando o reconhecimento de tendências, correlações e padrões de distribuição dos dados

20 5 descritivos dos perfis com os dados petrográficos dos arenitos e conglomerados. 2.1 PETROLOGIA SEDIMENTAR COMPONENTES DETRÍTICOS A composição mineralógica dos sedimentos siliciclásticos depende diretamente da composição das rochas da área fonte da bacia de deposição. Praticamente, qualquer espécie mineral ou fragmento de rocha presente na área fonte pode ser depositado como grão em um sedimento siliciclástico. Entretanto, algumas espécies minerais e alguns tipos de fragmentos de rochas são muito mais estáveis do que outros no ambiente sedimentar, razão pela qual o número de tipos de grãos mais freqüentes nos arenitos é relativamente pequeno. Olivina Plagioclásio (rico em Ca) Tempertatura de Formação Piroxênio (augita) Biotita (mica) Anfibólio (hornblenda) Plagioclásio (rico em Na) Ortoclásio Microclínio Muscovita (mica) Chert Quartzo Zircão Turmalina Estabilidade Sedimentar Figura 3: Principais minerais formadores de rocha em ordem crescente de estabilidade no ambiente sedimentar (Tucker, 1991).

21 6 Assim, não é apenas a disponibilidade do mineral na área fonte que determina a sua presença em uma rocha sedimentar, mas também a sua estabilidade química e mecânica. Pode-se dizer que, em geral, a estabilidade física e química de um mineral é inversamente proporcional às condições em que ele foi gerado. Segundo Tucker (1991), os minerais formadores de rochas podem ser classificados, quanto à estabilidade química, em uma série desde o mais estável ao menos estável, conforme a figura 3. O processo de dissolução dos minerais começa na área fonte, e o clima predominante na região é um fator determinante, visto que a dissolução é mais efetiva em regiões de clima quente e úmido do que em regiões quentes e semi-áridas ou regiões polares. Além do clima, o relevo da área fonte é também muito importante, porque ele define o gradiente de erosão e, logo, a velocidade de transporte e deposição: -Quanto maior o relevo, maior a velocidade de erosão e deposição e menor o tempo de exposição do grão aos agentes intempéricos. -Quanto menor o relevo, menor a velocidade de erosão e deposição e maior o tempo de exposição do grão aos agentes intempéricos. Assim, com baixo relevo e intemperismo em clima quente e úmido, os processos de erosão e transporte destroem a maioria dos minerais mecânica e quimicamente instáveis, tendo como produto depósitos de areias principalmente quartzosas. Se o intemperismo for muito intenso, até mesmo o quartzo é destruído e formam-se depósitos residuais de bauxita e laterita. Entretanto, em regiões de alto relevo, alguns grãos mais instáveis serão sempre liberados para erosão e deposição, mesmo que o intemperismo seja intenso, pois o tempo de exposição aos agentes intempéricos é curto e a velocidade de soterramento é alta. A estabilidade mecânica de um mineral depende da presença de clivagem e da dureza do mineral. O quartzo, sendo relativamente duro e sem clivagens, é mecanicamente muito estável e pode resistir a considerável atrito durante o transporte. Por outro lado, os feldspatos, com sua forte clivagem, e os fragmentos de rocha, com suas fracas ligações intercristalinas ou intergranulares, são mais facilmente quebrados durante o transporte.

22 7 Segundo Tucker (1991), os componentes detríticos de rochas siliciclásticas podem ser divididos em seis categorias: (a) quartzo, (b) feldspatos, (c) micas e argila, (d) minerais pesados, (e) fragmentos de rochas e (f) outros. Com base nos componentes minerais, os sedimentos podem ser classificados em termos de sua maturidade composicional. A) Quartzo É o mineral mais comum em arenitos, o mais estável de todos os minerais sob condições sedimentares. A maioria dos grãos de quartzo são derivados de rochas plutônicas graníticas, gnaisses e xistos. Dois tipos principais de grãos de quartzo podem ser distintos: monocristalinos (Qm), compostos de um único cristal, e policristalinos (Qp), compostos de dois ou mais cristais. No cálculo percentual do arcabouço, Qp é usualmente incluído nos fragmentos líticos (L). Maiores subdivisões de quartzo monocristalino podem ser feitas em função do número de cristais, da extinção e das inclusões. Os cristais de quartzo em fragmentos de rochas de textura grossa são também separados na contagem e classificados de acordo com o tipo de rocha: plutônica ou gnáissica. B) Feldspatos O teor médio de feldpatos em arenitos está entre 10 e 15%, mas nos arcósicos comumente alcança 50%. A estabilidade mecânica do feldspato é menor que o quartzo, visto que os feldspatos são menos duros e têm clivagens, o que favorece a desintegração dos cristais durante o transporte. Assim, sedimentos fluviais contém mais feldspatos do que sedimentos de praia, marinhos e eólicos (Tucker 1991). A estabilidade química dos feldspatos é também menor por causa da facilidade com que eles são hidrolisados. A alteração química tipicamente envolve substituições por argilominerais como a sericita (variedade de muscovita), caulinita e ilita. A alteração incipiente dá aos feldspatos uma aparência suja (vacuolização) e a substituição completa produz pseudomorfos de argilominerais.

23 8 A alteração dos feldspatos começa no local de intemperismo, se este for dominantemente químico, e continua durante a diagênese, tanto no soterramento quanto no soerguimento subseqüente. A substituição diagenética de feldspato por carbonato, por exemplo, é muito comum. Os feldspatos estão também sujeitos à dissolução, que pode ser parcial e até total durante a diagênese. Arenitos próximos à superfície ou a discordâncias podem ter poros móldicos, onde o feldspato é dissolvido pelo contato com água meteórica. Dos diferentes tipos de feldspatos, os potássicos (K-f), ortoclásio e microclínio, são mais comuns em arenitos do que os plagioclásios (P). Existem duas razões para isso. Os K- feldspatos possuem maior estabilidade química que os plagioclásios, assim, este último sofre maior alteração na área fonte. Adicionalmente, os K-feldspatos são mais comuns em rochas do embasamento continental (granitos e gnaisses ácidos), que são as áreas mais comuns de proveniência. O plagioclásio é mais comum em arenitos derivados de terrenos oceânicos e arcos de ilha soerguidos, que são áreas-fonte incomuns. O microclínio é facilmente identificado em lâmina por sua macla xadrez, mas já o ortoclásio é mais difícil de reconhecer. Os cristais geralmente quebram ao longo dos planos de geminação, e assim a macla de Carlsbad é raramente vista nos grãos de ortoclásio. Fora os testes ópticos, o ortoclásio pode ser usualmente reconhecido por sua aparência suja e parcialmente alterada (para caulinita ou sericita), especialmente em relação aos grãos límpidos de quartzo, e pela clivagem que é visível no feldspato. Mesmo assim, o teor de ortoclásio é normalmente subestimado em análises modais de arenitos, pois podem ser confundidos com quartzo em análises de microscopia óptica devido a sua birrefringência de primeira ordem. O plagioclásio pode ser identificado pela macla polissindética. Os grãos de feldspato são derivados das mesmas rochas que o quartzo. As texturas dos grãos de feldspato podem identificar sua origem. Zoneamentos são mais comuns em feldspatos de origem vulcânica. Grãos de origem piroclástica tendem a ser anédricos e freqüentemente são quebrados. As pertitas são o resultado da exsolução durante o lento resfriamento no magma granítico, logo, são típicas de rochas plutônicas.

24 9 Além das rochas-fonte disponíveis, o teor de feldspato de um sedimento é largamente controlado pela taxa de erosão e pelo clima. Um clima úmido na área fonte promove a destruição do feldspato devido ao intemperismo químico predominante, enquanto que em regiões áridas, os feldspatos resistem ao intemperismo físico predominante. Entretanto, uma erosão rápida, conforme ocorre em áreas de relevo elevado, devido ao tectonismo ativo, poderá produzir grãos de feldspato, apesar de um clima úmido. C) Micas e argilominerais Os filossilicatos são particularmente comuns na matriz dos arenitos e conglomerados e são os principais componentes dos lamitos. Biotita e muscovita ocorrem como lâminas, as quais podem estar concentradas ao longo de lentes e planos de acamamento. Devido a sua natureza laminar, as micas são facilmente retiradas de sedimentos grossos e tendem a acumular em arenitos e siltitos finos; elas são também facilmente removidas de sedimentos eólicos. Muscovita e biotita são derivadas de várias rochas ígneas, mas provém principalmente de rochas metamórficas como filitos e xistos. Embora a biotita seja mais comum na área fonte do que a muscovita, esta última é mais estável quimicamente e, logo, mais comum. Biotita e muscovita são facilmente identificáveis por sua natureza laminar e extinção paralela. A biotita tem pleocroísmo marrom-esverdeado, o qual mascara as cores de interferência, e a muscovita é incolor em LN (luz natural) e possui cores de segunda ordem em LP (luz polarizada). Os argilominerais raramente são identificáveis ao microscópio petrográfico, sendo necessárias técnicas analíticas mais avançadas para a correta identificação. As argilas podem ser tanto detríticas quanto autigênicas nos arenitos. Todos os principais grupos minerais estão presentes: caulinita, illita, clorita, esmectita e argilominerais de camadas mistas. Argilominerais detríticos refletem a geologia da área fonte, clima e processos de intemperismo. Durante a diagênese, os argilominerais podem ser alterados para outras argilas, ou elas podem se formar às custas de outros grãos, especialmente dos feldspatos.

25 10 Em alguns arenitos, a maior parte da matriz argilosa é formada pela compactação e alteração de grãos instáveis. Este tipo de matriz é chamada pseudomatriz, pois pode ser confundida com a matriz deposicional. D) Minerais pesados Os minerais pesados são principalmente silicatos e óxidos, muitos dos quais são bastante resistentes ao intemperismo químico e à abrasão. Os minerais pesados, não opacos, mais comuns são a apatita, o epidoto, a granada, o rutilo, a estaurolita, a turmalina e o zircão. Ilmenita e magnetita detríticos são os minerais opacos mais comuns. A densidade dos minerais pesados, maior que 2,9, é maior que a do quartzo e do feldspato (2,6), o que os torna mais difíceis de serem transportados pela água e favorece a concentração em camadas e lâminas pelo processo de seleção hidráulica. O estudo dos minerais pesados pode fornecer indicações de proveniência e de eventos geológicos na área fonte. Certos minerais pesados, como a granada, epidoto e estaurolita são derivados de terrenos metamórficos, enquanto outros, rutilo, apatita e turmalina, indicam fontes ígneas. Os minerais pesados são afetados pelo intemperismo da mesma forma que outros minerais. Muitos podem ser dissolvidos devido ao intemperismo intenso, mas enquanto o relevo for elevado, com uma taxa suficiente de erosão, alguns grãos menos estáveis acabam entrando na bacia sedimentar. Além disto, a maioria dos minerais pesados são mecanicamente fortes o suficiente para resistir às perdas por abrasão durante o transporte. Os minerais pesados podem ser dissolvidos também durante a diagênese por dissolução intraestratal. A ordem geral crescente de resistência à dissolução é dada a seguir, mas esta depende do ph da água de formação, Eh e outros fatores: olivina silimanita piroxênio esfeno andalusita anfibólio epidoto cianita estaurolita apatita granada zircão turmalina rutilo.

26 11 E) Fragmentos de Rocha (FR): Os fragmentos de rocha predominam em conglomerados e brechas e nos arenitos tendem a ser partículas mais grossas que as demais. Ao passo que os fragmentos sofrem abrasão eles tendem a quebrar em partículas monominerálicas. A composição dos fragmentos de rocha depende basicamente da geologia da área fonte e da durabilidade das partículas durante o transporte. Em arenitos os fragmentos mais comuns são: (a) rochas sedimentares de tamanho de grão fino (Ls), e metassedimentares (Lm) como lamitos, siltitos e folhelhos e ardósia, pelito e micaxisto, respectivamente; (b) rochas sedimentares silicosas como o chert (qz policristalino) (Qp); (c) rochas ígneas vulcânicas (Lv). Os fragmentos plutônicos tendem a ser mais grossos e a se fragmentar em grãos monominerálicos, portanto são mais raros que os demais. Os fragmentos vulcânicos podem ser reconhecidos pela presença de feldspatos euédricos em uma massa microlítica de texturas microgranular ou vítrea. Rochas vulcânicas ácidas podem ser difíceis de distinguir de fragmentos de chert (rocha silicosa precipitada em ambiente sedimentar), exceto pela presença de fenocristais de feldspato, que indica a origem vulcânica. Fragmentos de rocha podem ser muito úteis no estudo de proveniência, mas fragmentos líticos intrabaciais, comumente grãos de lama e carbonato, são usualmente excluídos quando é calculado o percentual de grãos. Em estudos de proveniência, é muito importante estudar arenitos de tamanho de grão similar. O percentual de FR aumenta com o aumento do tamanho de grão, e pode se cometer erros se este fator não for considerado. No método Gazzy-Dickinson, cristais e grãos de tamanho areia dentro de um FR maior são contados na categoria de cristal ou grão, em vez de na classe de fragmento de rocha. Este método é melhor para relacionar a composição com o ambiente tectônico, bem como amenizar o problema do tamanho de grão.

27 12 A compactação e a alteração diagenética podem tornar fragmentos de folhelho, ardósia e rochas ígneas difíceis de distinguir de uma matriz lamosa, e os fragmentos de rocha ígneas podem ser substituídos por clorita e zeolita. Em conglomerados e brechas ocorrem dois tipos de clastos: os extraformacionais (extraclastos) e intraformacionais (intraclastos). Clastos intraformacionais são principalmente pedaços de lama, derivados de retrabalhamento erosivo de lamas previamente depositadas. Clastos extraformacionais são derivados de quase todos os tipos de rochas, até as variedades mais instáveis, caso o percurso de transporte seja curto. Conglomerados e brechas que contém uma grande variedade de clastos são chamados polimíticos e ocorrem principalmente quando a distância de transporte é grande. Conglomerados contendo um único tipo de clasto são chamados monomíticos e implicam uma fonte muito próxima. Os fragmentos de rocha em arenitos dão informações muito específicas sobre a proveniência de um depósito se eles puderem ser relacionadas a uma formação-fonte. Fragmentos de rocha são geralmente derivados de rochas supracrustais que sofreram rápido soerguimento e erosão. Os cinturões montanhosos e áreas vulcânicas fornecem grande quantidade em comparação com áreas continentais graníticas. Assim, os tipos de fragmentos líticos relacionam-se ao ambiente tectônico da área fonte e da bacia adjacente. F) Outros componentes detríticos: Outros componentes comuns de arenitos e conglomerados são as partículas carbonáticas, que dividem-se em fragmentos de fósseis e não fósseis, como oóides, pelóides e intraclastos. Grãos detríticos de calcários e dolomitos são componentes de ocorrência restrita, a menos que essas rochas ocorram em abundância na área fonte. A importância de um fóssil em um arenito ou conglomerado está na informação estratigráfica e ambiental que ele pode fornecer. Outros grãos minerais em sedimentos siliciclásticos são esqueletos fosfáticos (fragmentos de ossos), glauconita, chamosita e fragmentos carbonosos de plantas.

28 13 G) Maturidade Composicional: Um arenito composicionalmente imaturo contém muitos fragmentos líticos finos, i.e., minerais e fragmentos de rocha instáveis, e altos teores de feldspato. Quando os fragmentos de rocha são de uma variedade mais estável e há algum feldspato e maior quantidade de quartzo, então o sedimento é chamado maturo. Para um arenito composto quase inteiramente por quartzo, aplica-se o termo supermaturo. A maturidade composicional reflete basicamente os processos de intemperismo na área fonte e o grau e extensão de retrabalhamento e transporte. Tipicamente, sedimentos composicionalmente imaturos estão localizados perto da sua área fonte. Entretanto, sedimentos imaturos podem também ser produto de um transporte rápido a partir de uma área-fonte com intemperismo químico e físico limitado, e de uma deposição com pouco retrabalhamento. Exemplos deste caso são sedimentos fluviais próximos da fonte, depósitos glaciais e flúvio-glaciais. No outro extremo, sedimentos supermaturos são o produto final de intenso intemperismo, ou de abrasão intensa e retrabalhamento COMPOSIÇÃO, PROVENIÊNCIA E AMBIENTE TECTÔNICO DOS ARENITOS A classificação quanto à composição de um arenito é baseada em estudos microscópicos e requer que sejam conhecidos os percentuais de cada um dos tipos de grãos presentes na rocha. Centenas de grãos (recomenda-se 400) são identificados por contagem de pontos em lâmina, e quando são comparados diferentes arenitos, deve-se usar amostras com o mesmo tamanho de grão. Existem muitos esquemas de classificação disponíveis, mas a maioria usa um diagrama triangular com quartzo (Q), feldspato (F) e fragmentos de rocha (L) nos extremos. O triângulo é dividido em vários campos onde as rochas analisadas podem ser plotadas e classificadas. Recentemente, o estudo de proveniência de arenitos tem evoluído bastante, assim, a composição de um arenito pode ser relacionada mais precisamente a sua área fonte e seu ambiente tectônico. Isto envolve a contagem de todos os diferentes tipos de

29 14 quartzo, feldspato e grãos líticos e a plotagem dos resultados de diferentes maneiras ou em vários diagramas triangulares. No trabalho de Dickinson (1985), com arenitos, foram distintos 4 terrenos principais de proveniência: Cráton Estável, Embasamento Soerguido, Arco Magmático e Reciclagem Orogênica. Crátons estáveis e Embasamentos soerguidos formam os blocos continentais, que são regiões tectonicamente consolidadas formadas por agrupamentos de antigos cinturões orogênicos que foram erodidos a grandes profundidades. Arcos magmáticos incluem arcos continentais e de ilhas associados a zonas de subducção, são áreas onde ocorrem rochas vulcânicas, plutônicas e metasedimentos. Zonas de reciclagem orogênica são formadas por rochas supracrustais soerguidas e deformadas, as quais formam cadeias de montanhas, que consistem principalmente de sedimentos quartzo-líticos com alguns fragmentos de rochas vulcânicas e metasedimentares. Detritos provenientes destes terrenos geralmente possuem uma composição específica e estes materiais são depositados na bacia sedimentar associada, que ocorre em um número limitado de ambientes tectônicos. Tabela 1. Classificação dos tipos de grãos de areia. (Dickinson, 1985) A: Grãos de Quartzo (Qt = Qm + Qp) Qt = total dos grãos de quartzo Qm = quartzo monocristalino Qp = quartzo policristalino B: Grãos de Feldspato ( F = P + K) F = total de grãos de feldspato P = grãos de plagioclásio K = grãos de feldspato potássico C: Fragmentos Líticos Instáveis ( L = Lv + Ls) L = total de fragmentos líticos instáveis Lv = fragmentos líticos vulcânicos e meta-vulcânicos Ls = fragmentos líticos sedimentares e meta-sedimentares D: Total de fragmentos Líticos ( Lt = L + Qp)