UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA

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1 UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA LUANA SILVA CASTRO ESTUDO PETROGRÁFICO COMPARATIVO ENTRE A FORMAÇÃO MORRO DO CHAVES DA BACIA (SE/AL) E O GRUPO LAGOA FEIA DA BACIA DE CAMPOS E O SEU POTENCIAL COMO RESERVATÓRIO DE HIDROCARBONETOS. Salvador 2011

2 i LUANA SILVA CASTRO ESTUDO PETROGRÁFICO COMPARATIVO ENTRE A FORMAÇÃO MORRO DO CHAVES DA BACIA (SE/AL) E O GRUPO LAGOA FEIA DA BACIA DE CAMPOS E O SEU POTENCIAL COMO RESERVATÓRIO DE HIDROCARBONETOS. Monografia apresentada ao curso de Geologia, do Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia. Orientador: Prof. Cícero da Paixão Pereira Salvador 2011

3 ii TERMO DE APROVAÇÃO LUANA SILVA CASTRO ESTUDO PETROGRÁFICO COMPARATIVO ENTRE A FORMAÇÃO MORRO DO CHAVES DA BACIA (SE/AL) E O GRUPO LAGOA FEIA DA BACIA DE CAMPOS E O SEU POTENCIAL COMO RESERVATÓRIO DE HIDROCARBONETOS. Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora: 1 Examinador - Prof. Cícero da Paixão Pereira Instituto de Geociências, UFBA. 2 Examinador Prof. Msc. Félix Ferreira Farias Professor do Instituto de Geociências, UFBA. 3 Examinador Prof. Msc. Roberto Rosa Professor do Instituto de Geociências, UFBA/PETROBRAS. Salvador, 18 de Novembro de 2011

4 iii Dedico aos meus pais Jorge e Luzinete, ao meu irmão Ramon e à Alexandre.

5 iv AGRADECIMENTOS Aos meus pais, agradeço por me proporcionarem a vida, pelo apoio e ajudar sempre que preciso e por me amar. A vocês, meu muito obrigada e meu amor incondicional. Ao meu irmão pelas palavras de apoio, de motivação e pelo seu carinho. Agradeço ao meu orientador Cícero, pelo seu ótimo humor, pela sua disponibilidade, paciência, pelos bate papos, dedicação, por estar sempre disposto a ajudar e ouvir. Muito obrigada, guardarei suas sabias palavras. Agradeço a todos os meus familiares e amigos, pelo carinho e por compreenderem a minha ausência, em diversos momentos. Aos professores Flávio, Marcão, Amalvina, Angela, Carlson, Haroldo Sá, Félix, Olivia, Rosa e Zoltan pelo aprendizado e por contribuírem para minha evolução acadêmica e interesse pela Geologia. Ao meu namorado, meu conselheiro e meu amigo, Alexandre, pelo seu companheirismo nos momentos de alegria e nos momentos difíceis desta minha longa caminhada e que nunca me deixou desistir dos meus sonhos. Agradeço de coração pela sua tolerância, compreensão e paciência nos meus momentos difíceis. Serei eternamente grata. Aos meus amigos geológicos da UFBA por me acompanharem e por dividirmos bons e difíceis momentos nesta caminhada geológica, momentos estes, que ficaram guardados em minha memória e serão lembrados com alegria: Iarinha, Aline, Laurinha, Alexandre, Rebeca, André Deco, Anderson Roque, Adson, Nelize, Dona Florinda, Milena, Mari, Creula Eula, Acácio, Lucas Gontijo, Muriel, Fabiane, Brutos Jaime, Falcão, Gleide, Anderson Muniz, Vera, Seu Boneco Luciano, Priscila Freitas e a todos que fizeram parte desta caminhada. Aos funcionários da PETROBRAS Paulo Milhomem, Soninha, Edson Medeiros, Rodrigão, Edson Cosme, Iguatemi, Itana,Marilene, Ionar, Fafá, Cris e Dora. Aos funcionários do IGEO Aldacir, Mércia, André, Alberto, Bossal, Caetano, Deraldo e Gil pela constante boa vontade e auxílio. À CPRM e a PETROBRAS pela confecção das lâminas. Muito obrigada a todos que contribuíram de alguma forma para este momento.

6 v RESUMO A presente monografia tem como objetivo principal fazer um estudo petrográfico comparativo entre as coquinas da Formação Morro do Chaves, pertencentes à Bacia de Sergipe-Alagoas, e as coquinas do Grupo Lagoa Feia da Bacia de Campos. A importância deste estudo petrográfico se fez devido à necessidade de se avaliar o potencial da Formação Morro do Chaves como reservatório de hidrocarbonetos, por essa Formação apresentar o mesmo tipo de constituinte bioclástico e intervalo de deposição que o Grupo Lagoa Feia (que constitui um dos reservatórios carbonáticos da Bacia de Campos). Verificou-se que, a partir dos estudos petrográficos, foi possível reconhecer diversos aspectos dessas rochas tais como: os constituintes, o aspecto textural, os tipos de porosidade e seu percentual, as feições diagenéticas presentes e o seu ambiente deposicional. Com o suporte das descrições macroscópicas e da caracterização petrográfica comparativa, foi possível interpretar que as coquinas da Formação Morro do Chaves, em termos de valores de porosidade, possuem um potencial para reservatório carbonático, apesar desta não ocorrer como rocha reservatório na Bacia de Sergipe-Alagoas. Palavras-chave: Bacia de Sergipe-Alagoas; Formação Morro do Chaves; Grupo Lagoa Feia; Reservatório Carbonático; Coquinas

7 vi ABSTRACT The monograph s main objective is to make a comparative study between petrographic Coquinas of Morro do Chaves Formation belonging to the Sergipe - Alagoas basin and the coquinas of Lagoa Feia group of Campos basin. The importance of this petrographic study is done because of the need to evaluate the potential formation of Morro do Chaves as a reservoir of oil, because these carbonate rocks present the same kind of constituent bioclastic interval deposition and the Lagoa Feia group which is one of carbonate reservoirs the Campos basin. It was found that from petrographic studies it was possible to recognize different aspects of these carbonate rocks such as constituents, the textural aspect the types of porosity and percentage, the diagenetic features present and their depositional environment. With the support of macroscopic descriptions and comparative petrographic characterization, it was possible to interpret the coquinas of Morro do Chaves formation in terms of porosity have a potential for carbonate reservoir, although this does not occur of as reservoir rock in Sergipe Alagoas basin. Keywords: Segipe Alagoas basin; Morro do Chaves formation; Lagoa Feia group; carbonate reservoir; coquinas.

8 vii SUMÁRIO LISTA DE FIGURAS... ix LISTA DAS FOTOGRAFIAS...xi LISTA DE FOTOMICROGRAFIAS...xiii CAPÍTULO 1 INTRODUÇÃO LOCALIZAÇÃO E ACESSOS OBJETIVOS Objetivo Geral Objetivos Específicos METODOLOGIA CAPÍTULO 2 GEOLOGIA REGIONAL A BACIA DE SERGIPE-ALAGOAS Contexto Geológico ESTRATIGRAFIA E ARCABOUÇO ESTRUTURAL FORMAÇÃO MORRO DO CHAVES CAPÍTULO 3 PETROLOGIA DE ROCHAS CARBONÁTICAS: CONCEITOS BÁSICOS CONSTITUINTES CARBONÁTICOS Grãos Aloquímicos Cimento Matriz ou Calcita microcristalina CLASSIFICAÇÃO DE ROCHAS CARBONÁTICAS Classificação de Folk (1959; 1962) Classificação de Dunham (1962) Embry & Klovan (1971) Classificação de Rochas Carbonáticas Aplicável às bacias Sedimentares Brasileiras45 CAPÍTULO 4 FEIÇÕES DIAGENÉTICAS DAS ROCHAS CARBONÁTICAS DISSOLUÇÃO CIMENTAÇÃO SUBSTITUIÇÃO... 49

9 viii 4.4 COMPACTAÇÃO NEOMORFISMO DOLOMITIZAÇÃO CAPÍTULO 5 POROSIDADE TIPOS DE POROSIDADE CAPÍTULO 6 DESCRIÇÃO MACROSCÓPICA E CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA DESCRIÇÃO MACROSCÓPICA CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA Formação Morro do Chaves Grupo Lagoa Feia AMBIENTE DEPOSICIONAL CONCLUSÃO REFERÊNCIAS ANEXOS... 78

10 ix LISTA DE FIGURAS Figura 1. 1: Mapa de localização dos afloramentos da Formação Morro do Chaves na Bacia de Sergipe-Alagoas Figura 2. 1: Localização da Bacia de Sergipe-Alagoas (modificado de Souza-Lima et. al., 2002) Figura 2. 2: Mapa de localização da bacia de Sergipe-Alagoas em seu contexto geológico regional e delimitações conforme propoto por Souza-Lima et. al., 2006 apud Larré Figura 2. 3: Arcabouço estrutural da bacia Sergipe-Alagoas sensu-stricto. Modificado de Falkenhein, 1986 (apud Figura 2. 4: Carta estratigráfica da Sub - Bacia de Sergipe (Neto et. al., 2007) Figura 2. 5: Carta estratigráfica da Sub - Bacia de Alagoas (Neto et. al., 2007) Figura 2. 6: Mostrando a carta estratigráfica da sub-bacia de Alagoas (Campos Neto et. alii., 2007 apud LARRÉ, 2009). Destacado em vermelho, as alterações feitas após a revisão estratigráfica relativa ao intervalo em estudo; 1- Corresponde a plataforma carbonática Morro do Chaves o objeto de estudo deste trabalho retoma seu status de formação Figura 3. 1: Principais tipos de microestuturas vistas em oolitos recentes e antigos (adaptado a de Tucker & Wright, 1990) Figura 3. 2: Principais constituintes das rochas carbonáticas (Modificada de Terra et. al., 2010) Figura 3. 3: Classificação de rochas carbonáticas (adaptado de Folk, 1959 apud TERRA et. al., 2010) Figura 3. 4: Classificação de rochas carbonáticas (adaptado de Dunham, 1962 apud TERRA et. al., 2010) Figura 3. 5: Classificação de rochas carbonáticas (adaptado Embry e Klovan, 1971apud TERRA et. al., 2010) Figura 3. 6: Classificação de Rochas Carbonáticas Aplicável às bacias Sedimentares Brasileiras (Terra et. al., 2010) Figura 3. 7: Classificação de Rochas Carbonáticas Aplicável às bacias Sedimentares Brasileiras (Terra et. al., 2010) Figura 5. 1: Tipos básicos de porosidade (Choquette & Pray, 1970) Figura 6. 1: Tipos de contatos entre os grãos do arcabouço (Silva, 2009)

11 x Figura 6. 2: Modelo deposicional, da Formação Morro do Chaves. (Adaptado de Guardado, Gamboa & Lucchesi, 1990)

12 xi LISTA DE FOTOS Foto 01: Foto do afloramento, sequência empilhada da base para o topo da Formção Morro do Chaves, constituído por conglomerados com seixos de filitos e grãos de quartzo, passando a calcirrudito bioclástico impuro. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM / Foto 02: Base da Formação Morro do Chaves, constituida por conglomerados com seixos de filitos e grãos e seixos de quartzo leitoso. Coordenadas UTM / Foto 03: Coquinas neomorfisadas próximas a base da Formação Morro do Chaves. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM / Foto 04: Detalhe da foto 03, coquinas neomorfisadas. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM / Foto 05: Bloco de calcirrudito impuro com seixos e grânulos de quartzo leitoso, com gradação normal. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM / Foto 06: Nível rico em grãos e seixos de quartzo intercalados nas coquinas da Formação Morro do Chaves. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM / Foto 07: Lobos de depósitos das coquinas, vistas em planta com paleocorrente para NE. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM / Foto 08: Lobos deposicionais progante das coquinas neomorfisadas, como na foto 07, os lobos indicam paleocorrente para NE. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM / Foto 09: Detalhe da foto 01, mostrando a passagem do nível siliciclástico, formado por fluxos de grãos e gradação normal, passando para depósitos carbonáticos de coquinas. Afloramento localizado na margem direita do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM /

13 xii Foto 10: Nível bioturbado nas coquinas. Afloramento visto em planta, localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM / Foto 11: Foto geral do afloramento da Formação Morro do Chaves na pedreira CIMPOR, localizada na cidade de São Miguel dos Campos, no Estado de Alagoas. Coordenadas UTM / (NOGUEIRA, 2003) Foto 12: Testemunho do Grupo Lagoa Feia da Bacia de Campos, mostra as coquinas que são rochas reservatório nesta bacia. (NOGUEIRA, 2003.)... 60

14 xiii LISTA DAS FOTOMICROGRAFIAS Fotomicrografia 01: Mostra os oólitos, sem analisador (TERRA et. al., 2010) Fotomicrografia 02: Mostra os oncólitos e pelóides. Luz polarizada (TERRA et. al., 2010) Fotomicrografia 03: Grainstone/Rudstone de conchas de pelecípodos que ainda preservam parte de sua estrutura fibrosa, alguns tipos de contatos entre as conchas e sua porosidade tipo interpartícula (em azul). Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC Fotomicrografia 04: Grainstone/Rudstone constituídos pelas conchas de pelecípodos preenchidas com calcita (mostra suas duas direções de clivagem) e a porosidade do tipo móldica (em azul). Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC Fotomicrografia 05: Grainstone/Rudstone constituídos pelas conchas de pelecípodos preenchidas com calcita maclada e espática. Em luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC Fotomicrografia 06: Porosidade do tipo vulgular (em azul). Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC Fotomicrografia 07: Ostracode preenchido por calcita espática e concha preservando parte da sua estrutura fibrosa original (aragonita?) que está sendo preenchida por calcita. Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC Fotomicrografia 08: Fragmentos de rochas (metaquartzito e filito) subordinados ao Grainstone/Rudstone. Com analisador, objetiva (2,5X). Amostra: LC Fotomicrografia 09: Romboedros de dolomita dentro do espaço poroso (em azul). Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC Fotomicrografia 10: Processo de limonitização da pirita. Em luz plana, objetiva (5X). Amostra: LC Fotomicrografia 11: Porosidade móldica (em azul) e as conchas preservando parte da sua estrutura fibrosa original (aragonita?). Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC Fotomicrografia 12: Tipos de porosidade (em azul): Intrapartícula, móldica e intercristalina. Em luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC Fotomicrografia 13: Bioclastos de ostracode e de concha de pelecípodo (preenchidos com calcita) e um fragmento de Biotita lixiviada. Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC

15 xiv Fotomicrografia 14: Contato suturado devido a processos de dissolução entre as conchas de pelecípodo (preenchidas com calcita). Em luz plana, objetiva (10X). Amostra: LC Fotomicrografia 15: Micas deformadas e lixiviadas parte da matriz desta rocha. Polarizador em luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC Fotomicrografia 16: Mostra a matriz calcarenítica impura. Com analisador, objetiva (2,5X). Amostra: LC Fotomicrografia 17: Aspecto geral da lâmina, mostra os bioclastos neomorfisados. Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC Fotomicrografia 18: Feições diagenéticas de silicificação e cimentação nas conchas de pelecípodos neomorfisadas. Com analisador, objetiva (2,5X). Amostra: LC Fotomicrografia 19: Feição diagenética do tipo silicificação, evidenciada pela presença de megaquartzos que substituem parcialmente as conchas de pelecípodos. Com analisador, objetiva (2,5X). Amostra: LC Fotomicrografia 20: Evidencia a presença de porosidade do tipo intercristalina (em azul). Polarizador em luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC

16 15 CAPÍTULO 1 Introdução Os reservatórios de petróleo e gás natural, em rochas carbonáticas, são responsáveis por cerca da metade das reservas de hidrocarbonetos mundialmente conhecidas. Até meados da década de 70, a produção de hidrocarbonetos nas bacias sedimentares brasileiras era restrita aos reservatórios formados por rochas siliciclásticas (dominantemente arenitos, conglomerados e folhelhos fraturados). A primeira descoberta comercial de petróleo na Bacia de Campos teve como reservatório os calcarenitos de idade Albiana da Formação Macaé. Outro reservatório carbonático nessa bacia é a antiga Formação Lagoa Feia que foi elevada à categoria de Grupo. Seus depósitos carbonáticos constituídos por coquinas, agora denominados de Formação Coqueiros do andar Jiquiá. Esses depósitos chegaram a formar espessas camadas porosas (barras de coquinas), acima de 100 metros, com diferentes características em termos de permo-porosidade. A importância deste estudo petrográfico comparativo entre as coquinas da Formação Morro do Chaves com as coquinas da Formação Coqueiros se deu porque ambas as formações apresentam o mesmo tipo de sedimento bioclástico (coquinas) e foram depositadas no mesmo intervalo de tempo (Aptiano) nas fase rifte das suas respectivas bacias. Além do fato de que as coquinas constituem importantes intervalos produtores na Bacia de Campos. O estudo dos afloramentos em superfície de rochas análogas da Formação Morro do Chaves, dentro da Bacia Sergipe-Alagoas (BSA), pode auxiliar de maneira eficaz o entendimento da história evolutiva da BSA e da Bacia de Campos, ajudar a esclarecer os processos deposicionais destas bacias e a compreensão de suas diferentes características em termos de reservatório. No registro sedimentar das bacias costeiras brasileiras, sobretudo no Cretáceo, ocorrem espessos pacotes carbonáticos que preservam informações essenciais para o entendimento da evolução da abertura do Atlântico Sul (Schobbenhaus et al., 2003 apud CAMACHO, 2009).

17 Localização e Acessos Os afloramentos da Formação Morro do Chaves (Figura 1.1), objeto de estudo desta monografia, encontram-se situados na pedreira CIMPOR (antiga Atol), que está localizada na cidade de São Miguel dos Campos, a 5 km oeste da BR-101 no Estado de Alagoas, ligada pela estrada secundária não pavimentada que leva a Fazenda São Sebastião, tendo coordenadas UTM / e nas proximidades da cidade de Propriá, no estado de Sergipe, nas margens do rio São Francisco, tendo coordenadas UTM / Figura 1. 1: Mapa de localização dos afloramentos da Formação Morro do Chaves na Bacia de Sergipe-Alagoas Figura 1.1. :.

18 Objetivos Objetivo Geral O presente trabalho tem como objetivo principal realizar um estudo petrográfico comparativo entre os calcirruditos bioclásticos do Grupo Lagoa Feia da Bacia de Campos com os depósitos equivalentes em termos de constituintes bioclásticos da Formação Morro do Chaves, da Bacia de Sergipe/ Alagoas. Ambas as seqüências carbonáticas foram depositadas nas suas respectivas fases rifte de suas bacias Objetivos Específicos Como objetivos específicos, têm-se: Caracterizar e classificar petrograficamente as amostras coletadas nas diferentes áreas visitadas em campo. Descrever petrograficamente os carbonatos, abordando a identificação detalhada dos constituintes carbonáticos, assim como as suas relações texturais. Interpretar as feições diagenéticas das rochas carbonáticas e o seu ambiente deposicional. Discutir os diversos parâmetros que condicionaram a não ocorrência de reservatórios nas coquinas da Formação Morro do Chaves, ao contrário do que ocorre nas coquinas do Grupo Lagoa Feia.

19 Metodologia Para a realização deste trabalho e execução dos objetivos propostos, o método de trabalho empregado no desenvolvimento dessa monografia constou de três fases: Etapa 1 - Pré-Campo Essa etapa teve como objetivo o levantamento bibliográfico e pesquisas bibliográficas sobre a Bacia de Sergipe-Alagoas e os constituintes das rochas carbonáticas, aulas com o próprio orientador a respeito de alguns conceitos básicos, treinamento em petrologia das rochas carbonáticas. Etapa 2 - Campo A fase campo consistiu em levantamento e visita de pontos, em rochas carbonáticas albianas, já conhecidos na literatura. Foram visitados dois afloramentos da Formação Morro do Chaves, sendo retirada as coordenadas UTM (Datum SAD 69) e feitas amostragens, descrição e fotodocumentação dos afloramentos visitados. Etapa 3 - Pós-Campo Esta etapa correspondeu ao tratamento, interpretação e integração dos dados obtidos. Foram feitas atividades como a confecção de lâminas delgadas das amostras coletadas em campo, descrição macroscópica das amostras coletadas, sua descrição microscópica das lâminas delgadas petrográficas, interpretação das feições diagenéticas e do ambiente deposicional. As lâminas delgadas foram confeccionadas no Laboratório de Laminação da Companhia de Pesquisa e Recursos Minerais (CPRM), sendo que algumas lâminas que necessitaram de impregnação foram elaboradas no laboratório de Sedimentologia e Estratigrafia da PETROBRAS. O estudo petrográfico foi realizado com o auxílio de microscópios binoculares Olympus modelo BX41 do Laboratório de Mineralogia Óptica e Petrográfica do Instituto de Geociências UFBA. Esses procedimentos irão concretizar os objetivos propostos, na elaboração e apresentação da monografia de graduação.

20 19 CAPÍTULO 2 GEOLOGIA REGIONAL 2.1. A Bacia de Sergipe-Alagoas A Bacia de estudo encontra-se situada nos estados de Sergipe e Alagoas, no litoral do nordeste brasileiro, e compreende uma área de aproximadamente Km² (Figura 2.1), sendo um terço desta área emersa e dois terços submersa. Ocupa uma faixa alongada na costa leste brasileira entre os paralelos 9º e 11º 30 Sul e os meridianos 35º30 a 37º oeste, constituindo aproximadamente 350 km de comprimento, disposta segundo a direção N45º E. A história evolutiva desta Bacia está intimamente relacionada à abertura do Atlântico Sul, com a fragmentação do supercontinente Gondwana (Milani et al., 2007 apud Camacho A idade Albiana nas bacias marginais brasileiras é marcada pelo desenvolvimento de plataformas carbonáticas. Segundo Souza-Lima (2008), a porção emersa da Bacia ocupa uma estreita faixa da porção costeira dos estados de Pernambuco, Alagoas e Sergipe, com uma porção submersa distribuída além dos limites da estreita plataforma continental. Trata-se de uma bacia de margem passiva, com registro de depósitos do final da fase rifte e fase marinha, ambos relacionados à fragmentação do Gondwana e formação do Atlântico Sul (ARAÚJO et. al., 2009). Figura 2. 1: Localização da Bacia de Sergipe-Alagoas (modificado de Souza-Lima et. al., 2002).

21 Contexto Geológico Segundo Szatmari et. al. (1974) apud Araújo et. al. (2009), o arcabouço tectônico da Bacia de Sergipe Alagoas foi moldado, principalmente durante a fase pré-rifte (pré-meso Alagoas), gerando suas principais feições estruturais: Alto de Aracajú, Alto de Riachuelo e Baixo da Divina Pastora-Siriri. Estas estruturas são delimitadas por falhas normais, ocasionalmente escalonadas, com direção preferencial NE-SW e NW-SE. De acordo com Rancan et. al. (2008), a Bacia de Sergipe-Alagoas está estabelecida em um contexto regional que inclui terrenos geológicos de diferentes idades e ambiências tectônicas. A Bacia de Sergipe-Alagoas foi implantada sobre o Cráton do São Francisco e a Província de Borborema (Maciço Pernambuco-Alagoas e Faixa Sergipana) que são caracterizados pela presença de diversas faixas móveis brasilianas. As bacias rifte desenvolveram-se circundando um grande bloco crustal, a Microplaca Sergipana (Lana e Milani, 1983; Szatmari et. al., 1984; Lana e Milani, 1986 apud LANA, 1990), cuja movimentação durante o Eocretáceo foi praticamente independente daquela dos continentes africano e sul-americano. O rifteamento no nordeste do Brasil pode ser atribuído a uma rotação anti-horária do continente africano em relação ao sul-americano, em torno de um pólo situado sobre o Lineamento de Pernambuco (LANA 1990). A distribuição dos depocentros e o padrão de falhas no início do rifteamento na bacia de Sergipe-Alagoas são indicativos de que no limite da Microplaca Sergipana deveria ocorrer um cisalhamento sinistral transtencional no sul, com um aumento da componente compressional na norte (LANA 1990). A partir do Eoalagoas, o regime de esforços responsável pela implantação da bacia é modificado e a intensidade da componente distencional aumenta. A taxa de sedimentação aumenta, coincidindo com a implantação da Linha de Charneira Alagoas (LANA 1990) Estratigrafia e Arcabouço Estrutural Segundo Souza-Lima et. al. (2002) apud Souza-Lima (2008), a bacia é representada geologicamente por um meio gráben assimétrico, limitado a norte, através do lineamento de Pernambuco-Paraíba (Figura 2.2) e, a sul, através da Falha de Itapuã, com a Bacia de Camamu.

22 21 Figura 2. 2: Mapa de localização da bacia de Sergipe-Alagoas em seu contexto geológico regional e delimitações conforme propoto por Souza-Lima et. al., 2006 apud Larré A bacia subdivide-se em blocos ou compartimentos tectônicos, em geral, limitados por grandes falhas, diferenciados com base na profundidade e na configuração da superfície do embasamento, na natureza da cobertura sedimentar, intensidade do falhamento e padrão de anomalias gravimétricas (LANA, M. C, 1990).

23 22 De acordo com Souza-Lima et. al. (2002), a Bacia de Sergipe-Alagoas encontra-se diferenciada internamente em quatro sub-bacias, com evoluções tectonosedimentares ligeiramente distintas: Cabo, Alagoas, Sergipe e Jacuípe, nesta ordem, de norte para sul, destacando-se a ocorrência dos baixos de Mosqueiro e Coruripe na sua plataforma continental (Figura 2.3). O preenchimento sedimentar da Bacia de Sergipe-Alagoas varia de um compartimento tectônico para outro, sendo sua estratigrafia uma consequência direta de sua evolução estrutural. A complexa distribuição espacial das unidades crono e litoestratigráficas, é resultado do modo desigual como se processou a subsidência ou eventual soerguimento ao longo do tempo (LANA, M. C, 1990). O pacote sedimentar da Bacia de Sergipe-Alagoas pode ser dividido em quatro megassequências (Falkenhein et. al., 1985 apud LANA, M. C. 1990), que geralmente encontram-se separadas por discordâncias regionais, caracterizadas por mudanças no estilo tectônico e na sedimentação (LANA, M. C, 1990), correlacionáveis aos estágios evolutivos que ocorreram nas bacias da margem leste brasileira e formação do Atlântico Sul. Figura 2. 3: Arcabouço estrutural da bacia Sergipe-Alagoas sensu-stricto. Modificado de Falkenhein, 1986 (apud Van Der Vem et. al.1989 apud Souza-Lima 2002)

24 23 A primeira sequência pré-rifte foi depositada em condições intracratônicas. A segunda sequência rifte é caracterizada tectonicamente pelo evento que deu origem à separação das placas continentais Sul-Americana e Africana. A terceira sequência é transicional e constituída por sedimentos que marcam o surgimento do Atlântico Sul. A quarta sequência, pós-rifte, foi desenvolvida sob condições de mar aberto (SANTOS, 2008). Diversos trabalhos adotam a Bacia de Sergipe-Alagoas como uma única bacia, com destaque para o trabalho de Lana (1985). Na última revisão das cartas estratigráficas (Figuras 2.4 e 2.5), Feijó (1994) estabeleceu que o Alto de Japoatã-Penedo seria o limite das bacias de Sergipe e Alagoas. De acordo com Neto et. al. (2007), o Alto de Japoatã-Penedo não se caracteriza como um divisor das bacias de Sergipe e Alagoas, devido ao fato do mesmo está restrito apenas a uma porção emersa e de águas rasas, não se prolongando até o bloco baixo da charneira Eoalagoas. Outra justificativa é que não há nenhuma feição geológica que justifique um limite das bacias na região de águas profundas. Entretanto, foram elaboradas duas cartas estratigráficas (Figuras 2.4 e 2.5), pelo fato do preenchimento sedimentar e o estilo tectônico na Bacia de Sergipe-Alagoas variar da porção sergipana para a alagoana. Das bacias da margem continental brasileira, a Bacia de Sergipe-Alagoas é a que apresenta a mais completa sucessão estratigráfica, parte dela aflorante, estando representados desde depósitos relacionados às sinéclises paleozóicas até seqüências características da evolução de bacias do tipo rifte e drifte em margens passivas (SOUZA-LIMA, 2008). Neste trabalho serão mantidas as nomenclaturas litoestratigráficas de Schaller (1969), Feijó (1994) e as novas definições de Campos Neto et al. (2007).

25 Figura 2. 4: Carta estratigráfica da Sub - Bacia de Sergipe (Neto et. al., 2007). 24

26 Figura 2. 5: Carta estratigráfica da Sub - Bacia de Alagoas (Neto et. al., 2007). 25

27 26 Sinéclise O estágio de sinéclise ocorreu entre o neocarbonífero e o eopermiano. Sobre o embasamento pré-cambriano, em condições intracratônicas, depositou-se, inicialmente, a Seqüência Carbonífera, representada pela Formação Batinga, e, posteriormente, a Seqüência Permiana, representada pela Formação Aracaré. Ambas as seqüências representam o registro sedimentar de sinéclises paleozóicas que cobriam extensas áreas do continente Gondwana (NETO et. al., 2007). Supersequência Pré-Rifte A Bacia de Sergipe-Alagoas constituía um dos segmentos da depressão afro-brasileira, que foi deformada por um soerguimento crustal no Neojurássico (Ponte e Asmus, 1986 apud NETO, 2007). Essas depressões foram preenchidas por sedimentos fluviais e lacustres, representados na Bacia Sergipe-Alagoas pelas Formações Candeeiro, Bananeiras e Serraria. De acordo com Souza-Lima et. al. (2002), a distribuição original destes sedimentos estendeuse além dos limites da bacia em áreas tão afastadas quanto à bacia do Araripe, nos estados do Ceará e Pernambuco. Supersequência Rifte O início e o término do estágio rifte da bacia ainda é motivo de controvérsia. Alguns autores posicionaram esse limite em idades diferentes. Segundo Neto et. al., (2007), o início da fase rifte ocorreu no Andar Rio da Serra ao instalar-se o lago da Formação Feliz Deserto. Esse lago indica que além das variações climáticas também ocorreu um aumento progressivo da taxa de subsidência da bacia. Com o aumento do tectonismo, um rift-valley subsidente foi instalado, provavelmente a partir do final do eocretáceo (Falkenhein, 1986 apud SOUZA-LIMA, et. al., 2002). A partir da integração de dados das bacias do nordeste brasileiro e do Gabão (África), chegou-se a conclusão que esse processo teria sido iniciado algum tempo antes, posicionando a sedimentação de unidades crono-equivalentes à Formação Serraria no estágio rifte (Bradley & Fernadez 1992 apud SOUZA-LIMA et. al. 2002). De idade Rio da Serra, a Formação Feliz Deserto foi depositada durante o estiramento inicial do rifte, quando se instalou o sistema lacustre-deltaico (Neto et. al., 2007).

28 27 O rifte foi preenchido por um sistema alúvio-flúvio-deltaico representado pelas Formações Rio Pitanga, Penedo, Morro do Chaves e Barra de Itiúba. A tectônica atuante exibiu um forte controle sob a sedimentação, depositando espessos depósitos de conglomerados ao longo das falhas de borda da bacia (Fernandes et. al., 1981; Falkenhein, 1986 apud SOUZA-LIMA et. al., 2002). Na idade Neojiquiá a Eoalagoas, a intensidade do tectonismo aumentou, depositando no início do segundo pulso do estágio rifte, o sistema alúvio-deltaico da Formação Coqueiro Seco, que em virtude da elevada subsidência da bacia teve uma alta taxa de sedimentação (NETO et. al., 2007). Durante o Eoalagoas, a porção emersa sergipana e parte da porção terrestre alagoana foram soerguidas, ficando a sedimentação restrita ao bloco baixo da Charneira e ao nordeste de Alagoas (Neto et. al., 2007). Nessa mesma época ocorreu a deposição dos evaporitos Paripueira, na sub-bacia alagoana, sendo este depósito uma evidência de que nessa época a Bacia de Sergipe-Alagoas sofreu incursões marinhas, enquanto que nas outras bacias da margem leste brasileira, predominava a sedimentação continental (Dias, 2005 apud NETO et. al., 2007). As Formações Rio Pitanga, Poção e Maceió, segundo Neto et. al. (2007), são resultantes dos fluxos gravitacionais que ocorreram nos períodos de clima úmido e de grande aporte sedimentar. De acordo com Neto et. al., (2007), o término do estágio rifte ocorreu no Eoalagoas, quando o tectonismo foi bastante intenso e delineou-se a linha de charneira. Posteriormente, ocorreu uma discordância regional, denominada de pré-neo-alagoas, que afetou toda bacia seguida pela deposição do Membro Carmópolis, da Formação Muribeca. O estágio transicional teria sido iniciado a partir do Eoaptiano (Rabinowitz & LaBrecque, 1979 apud SOUZA-LIMA et. al., 2002), quando depositou-se os evaporitos Paripueira, que correspondem aos primeiros sedimentos marinhos. Segundo Souza-Lima et. al., (2002), uma seqüência progadante, composta por clásticos alúvio-flúvio-deltaico, separa esta seqüência do ciclo evaporítico seguinte (ciclo Ibura), relacionado a uma nova transgressão marinha no Neoaptiano. A cadeia Rio Grande-Walvis atuou como uma importante barreira topográfica, separando intermitentemente o proto-atlântico aberto já instalado ao sul, do extenso e raso golfo, com incursões marinhas periódicas, instalado ao norte sendo a sedimentação marinha fortemente controlada por essa barreira (SOUZA-LIMA et. al., 2002).

29 28 Supersequência Pós-Rifte Na idade Neo-Alagoas, com o início da subsidência térmica, a bacia sofreu basculamento para sudeste e ocorreu a primeira grande incursão marinha que proporcionou a deposição da Formação Muribeca. Na porção emersa da Sub-bacia de Sergipe, a sedimentação foi retomada, enquanto que na Sub-bacia de Alagoas, a deposição continuou restrita à área nordeste e ao bloco baixo da Charneira (NETO et. al., 2007). Os sedimentos evaporítico-lacustres e os folhelhos e carbonatos de baixa energia do ciclo Ibura, inclusos na Formação Muribeca, ocorrem principalmente na porção sul da bacia Sergipe (Souza-Lima et. al., 2002). Na porção norte da bacia de Alagoas foram depositados, predominantemente, arenitos e folhelhos do sistema alúvio-deltaico da Formação Maceió (Ojeda & Fugita, 1976 apud SOUZA-LIMA et. al., 2002). Supersequência Drifte Corresponde ao estágio de subsidência térmica da bacia, onde a deposição inicial ocorreu em condições marinhas restritas e, posteriormente, em mar aberto. Próximo ao término da idade Alagoas, as barreiras de restrição foram desfeitas e, em conseqüência da subida do nível do mar, estabeleceu-se a sedimentação marinha franca da Formação Riachuelo (Koutsoukos, 1989 apud NETO et. al., 2007). Segundo Souza-Lima et. al. (2002), o estágio drifte começou no Eo- a Mesoalbiano; onde a sedimentação marinha já havia sido estabelecida desde o Neoaptiano com a deposição da Formação Riachuelo, em uma ampla e rasa plataforma carbonática. No limite e nas partes rebaixadas da bacia depositaram-se as rochas siliciclásticas do Membro Angico, através de um sistema de leques deltaicos. Entretanto, nas áreas de menor aporte sedimentar desenvolveu-se uma rampa carbonática com bancos de oncólitos e oólitos do Membro Maruim, que durante os rebaixamentos do nível do mar era parcialmente dolomitizado. Nas lagunas e no talude ocorria a deposição dos calcilutitos e folhelhos do Membro Taquari (NETO et. al., 2007). Do Neocenomaniano ao Coniaciano ocorreu um grande evento transgressivo cujo ápice foi no Eoturoniano (NETO et. al., 2007). Causando o afogamento do sistema plataformal da Formação Riachuelo e o desenvolvimento da rampa carbonática da Formação Cotinguiba. A deposição prosseguiu até o Mesoconiaciano, o depocentro da bacia foi alcançado provavelmente no Santoniano (SOUZA-LIMA et. al., 2002).

30 29 No final do Coniaciano houve um rebaixamento do nível do mar que propiciou a erosão das sequências subjacentes. Esse evento erosivo de caráter regional é denominado de discordância Sub-formação Calumbi (NETO et. al., 2007). Houve um novo evento transgressivo e a sedimentação que era predominantemente carbonática passa a ser siliciclástica, com a deposição da Formação Calumbi, sobre os carbonatos da Formação Contiguiba. Este evento é considerado um provável registro da ruptura final entre a África e a América do Sul (Souza-Lima et. al. 2002). Este processo causou o basculamento da bacia para sudeste (Perreira, 1994 apud SOUZA-LIMA et. al., 2002) e o soerguimento das áreas marginais (SOUZA-LIMA et. al., 2002). Nas porções proximais da bacia foram depositadas as areias costeiras e plataformais da Formação Marituba, enquanto nas partes distais, depositavam-se os folhelhos da Formação Calumbi com intercalações de arenitos (NETO et. al, 2007). Na borda da plataforma siliciclástica da Formação Marituba, foram acumulados os calcarenitos bioclásticos da Formação Mosqueiro (Feijó, 1995 apud NETO et. al, 2007). No Plioceno, ocorreu um evento regressivo que propiciou a deposição dos sedimentos siliciclásticos costeiros do Grupo Barreiras (NETO et. al, 2007) Formação Morro do Chaves A Formação Morro do Chaves, que é o objeto de estudo deste trabalho, constitui um espesso pacote, abrangendo o intervalo Eoaptiano, que corresponde ao andar local Jiquiá, sendo está Formação depositada durante o primeiro pulso tectônico do estágio rifte da bacia. Feijó (1994) havia rebaixado essa unidade para membro da Formação Coqueiro Seco, mas na revisão estratigráfica realizada por Neto et. al. (2007), foi retomada a denominação de Formação Morro do Chaves (Figura 2.6), atribuída por Schaller (1969), aos carbonatos coquinados e folhelhos que ocorrem interdigitados às rochas das Formações Rio Pitanga, Poção e Coqueiro Seco.

31 30 Figura 2. 6:: Mostrando a carta estratigráfica da sub-bacia de Alagoas (Campos Neto et. alii., 2007 apud LARRÉ, 2009). Destacado em vermelho, as alterações feitas após a revisão estratigráfica relativa ao intervalo em estudo; 1- Corresponde a plataforma carbonática Morro do Chaves o objeto de estudo deste trabalho retoma seu status de formação. De acordo com Schaller (1969), a Formação Morro do Chaves compreende uma sequência de calcário, margas coquinóides e dolomitos, com intercalações clásticas, superposta à Formação Penedo e subjacente aos sedimentos da Formação Coqueiro Seco. O contato superior da Formação Morro do Chaves, em Sergipe, é erosivo com a Formação Coqueiro Seco. Em Alagoas, o aparecimento de calcário gredoso marca o contato gradacional. Já o contato inferior é do tipo concordante com a Formação Penedo, e o aparecimento de arenitos grosseiros marca os estratos subjacentes. Em direção às margens da bacia, a unidade grada lateralmente para conglomerados da Formação Rio Pitanga (SCHALLER, 1969). As coquinas refletem, antes de tudo, um aumento da influência marinha no sistema lacustre (LARRÉ, 2009). Segundo Azambuja et. alii. (1998) apud Larré (2009), a Formação Morro do Chaves corresponde a uma sedimentação em um ambiente de lago que durante a fase rifte proto- Atlântica sofreu um forte controle tectônico e climático. Estes depósitos foram submetidos, com frequência, a altas oscilações climáticas. O andar Jiquiá marcaria o último registro da deposição tipicamente continental. A fauna da Formação Morro do Chaves consiste principalmente de bivalves Anodontophora sp., Gonodon sp., Psammobia? Nucula sp. E Astarte sp., (Borges, 1937;

32 31 Oliveira, 1937 apud SOUZA-LIMA et. al., 2002) e de pequenos gastrópodes nas coquinas. Os calcilutitos são, localmente, ricos em fragmentos de peixes muito bem preservados. Os ostracodes são também, localmente, muito comuns (SOUZA-LIMA et. al., 2002).

33 32 CAPÍTULO 3 PETROLOGIA DE ROCHAS CARBONÁTICAS: CONCEITOS BÁSICOS 3.1 Constituintes Carbonáticos Para analisar e classificar os diversos tipos de rochas carbonáticas é indispensável a identificação de seus principais constituintes que são: os grãos aloquímicos, matriz e cimento Grãos Aloquímicos Os grãos aloquímicos são gerados no interior da bacia sedimentar que podem ou não sofrer transporte na própria bacia. Esses grãos são de origem orgânica ou inorgânica. Incluem oólitos, oncóides, bioclastos, pellets fecais, peloides, esferulitos e intraclastos. Oólitos Os oólitos são grãos carbonáticos que possuem uma morfologia tipicamente esférica ou elipsoidal (Fotomicrografia 01), compostos por envoltórios concêntricos e contínuos, que circundam um núcleo que pode ser de natureza diversa, podendo ser material terrígeno (grãos de quartzo, feldspatos ou outros), bioclastos, ou material micrítico, como pelóides ou pellets (Figura 3.2). Segundo Tucker e Wright (1990), os oólitos podem ser classificados de acordo com sua micro-textura e mineralogia. A diagênese pode obliterar muitas feições características, especialmente nos casos em que os oólitos eram constituídos originalmente por aragonita e foram substituídos por calcita. Os oólitos possuem geralmente uma faixa de tamanho areia, que varia normalmente entre 0,2mm e 1,0mm. Porém, em alguns raros casos, podem ultrapassar os 2,0mm (TERRA et. al., 2010). Quimicamente os oolitos são formados quase que totalmente por CaCO 3, com pequenas quantidades de Mg e Sr, outros elementos traços e quantidades variáveis de matéria orgânica (RANGEL, 2002).

34 33 Fotomicrografia 0 1: Mostra os oólitos, sem analisador (TERRA et. al., 2010). A origem dos oólitos esta relacionada aos processos de precipitação química em torno de um núcleo. Os grãos mais comuns são os oólitos revestidos encontrados em calcários marinhos antigos, análogos aos que são abundantes nas águas rasas tropicais. Um conjunto de três processos tem sido invocados para a formação de oólitos: Mecânico, químico e biogênico (TUCKER & WRIGHT,1990) Os envoltórios concêntricos que ficam em torno do núcleo são constituídos por cristais de calcita aciculares, onde os seus eixos maiores são dispostos tangencialmente (concêntrico tangencial), radialmente (concêntrico radial) à superfície do grão ou aleatoriamente (Figura 3.1). A microestrutura interna dos oólitos marinhos recentes é formada por cristais de aragonita acicular com 2μm de comprimento e encontra-se orientada tangencialmente à superfície do envoltório (Tucker, 1991 apud TERRA et. al., 2010). Essa constatação, fez com que por muito tempo se acreditasse que os oólitos de rochas antigas tinham uma composição originalmente aragonítica. Os oólitos antigos apresentam frequentemente uma estrutura fibro-radiada, diferente da estrutura tangencial que os oólitos aragoníticos recentes apresentam, sendo interpretado como resultado da recristalização da aragonita para calcita. Diversos autores mostraram em seus trabalhos, que a mineralogia dos oólitos no tempo geológico se alternou entre aragonítica e calcítica. Durante o Fanerozóico, os oólitos calcíticos foram dominantes do Ordoviciano ao Mississippiano e no Juro-Cretáceo, enquanto nos demais períodos, incluindo o presente, ocorrem predominância de oólitos aragoníticos (TERRA et. al., 2010).

35 34 Figura 3. 1: Principais tipos de microestuturas vistas em oolitos recentes e antigos (adaptado a de Tucker & Wright, 1990). Os principais fatores que estão relacionados à formação de oólitos são: (1) presença de águas mornas e agitadas com existência de núcleos diversos disponíveis; (2) ocorrência de correntes multidirecionais para que os núcleos sejam mantidos em movimento constante. A agitação e a temperatura das águas resultam em uma supersaturação do ambiente em CaCO 3, a partir da perda de CO 2, proporcionando a precipitação dos cristais e a formação das lamelas ao redor dos núcleos (RANGEL, 2002). Alguns autores preferem utilizar o termo ooide para denominar a partícula e o termo oólito para denominar a rocha (Scholle, 2003 apud TERRA et. al., 2010). Entretanto no Brasil, usa-se o termo oólito para denominar a partícula. Oncólitos Os oncólitos, também denominados de oncoides, são grãos formados pela acresção organo-sedimentar, envolvendo cianobactérias. Esses grãos são revestidos por envelopes

36 35 descontínuos de calcário e poucos nítidos em torno de um núcleo (Figura 3.2) frequentemente com fragmentos sedimentares presos entre os envelopes, sua forma pode variar de subesférica a subelíptica (Fotomicrografia 02), em alguns oncólitos falta um núcleo claro. Ao contrário dos oóides, os oncolitos são formados em ambientes de baixa energia. As construções de cianobactérias se formam a partir do aprisionamento de material disponível no ambiente durante o movimento promovido pelas correntes (in Flügel, 2004 apud CAMACHO, 2009). Fotomicrografia 0 2: Mostra os oncólitos e pelóides. Luz polarizada (TERRA et. al., 2010). O núcleo geralmente é formado por fragmentos de conchas, litoclastos, grãos terrígenos, oólitos ou outros oncolitos. As camadas formadas ao redor do núcleo constituemse principalmente de micrita, podendo conter grãos tamanho areia aprisionados (RANGEL, 2002). Segundo Tucker e Wright (1990), os tipos mais comuns de oncólitos, no registro geológico, são os grãos revestidos biogenicamente. Estes podem ser formados revestindo uma variedade de organismos incrutantes tais como brizoários, corais, foraminíferos, algas (especialmente as coralinas incrustantes) e cianobactérias. Além das características da estrutura interna, são utilizados outros critérios indiretos para diferenciar os oncólitos dos oólitos: seleção granulométrica e arredondamento dos grãos (os oólitos são de um ambiente de maior energia, logo são mais bem arredondados e selecionados que os oncólitos), presença de matriz micrítica (deposição simultânea de oncólitos e matriz micrítica) e uma maior frequência de grãos aglomerados nas rochas oncolíticas (TERRA et. al., 2010).

37 36 Os oncólitos podem ocorrer em ambientes de águas doces a hipersalinas, devido as cianobactérias suportarem altas variações de salinidade, temperatura e oxigenação. Entretanto, os oncólitos recentes encontram-se associados em ambientes de inframaré raso a intermaré, bordejando as barras e bancos carbonáticos rasos ou ao longo das margens de grandes canais de maré (Wilson, 1975 apud RANGEL, 2002). Peloides De acordo com Tucker e Wright (1990), peloides são grãos aloquímicos micritizados de origem múltipla, geralmente variando entre μm, composto por carbonato microcristalino. Eles são geralmente arredondados ou subarredondados, esféricos, elipsoidais de forma irregular e não possuem estrutura interna (Figura 3.2). Os peloides resultam pela fragmentação de bioclastos micritizados, intraclastos e de oncólitos intensamente fragmentados. Pellets Fecais Os pellets são de origem fecal, sendo formados por calcita microcristalina. São bem arredondados e selecionados, gerados por uma variedade de organismos que ingerem lama carbonática e expele esse material sob a forma de pellets fecais (Folk, 1974 apud RANGEL, 2002). Um critério prático para diferenciar os peloides e os pellets fecais é que, em termos de tamanho e forma, os peloides são bastante uniformes, o que não acontece com os pellets fecais que são bastante heterogêneos (PEREIRA 2007). Esferulitos São partículas que apresentam forma esférica ou subesférica com seus contornos lobados ou lisos, geralmente de tamanho menor que 2mm (Figura 3.2). Sem núcleo e com uma estrutura interna que varia desde radial à vacuolada. Quando observados ao microscópio, apresentam uma porção central com forma esférica ou subesférica, de composição micrítica e rica em vacúolos. Devido à possibilidade dos esferulitos serem retrabalhados, estes foram incluídos na categoria de grãos aloquímicos. Os esferulitos são considerados como partículas

38 37 in situ podendo ocorrer de forma isolada ou amalgamada (TERRA et. al., 2010). Todavia, sua origem ainda é muito discutida e incerta. Intraclastos Intraclastos são fragmentos de rochas carbonáticas retrabalhadas e penecontemporâneos de rochas carbonáticas, com fração granulométrica entre areia fina e matacão, que foram erodidos e incorporados a um novo sedimento carbonático, no interior da bacia de deposição (FOLK, 1959). Os intraclastos podem ser compostos por fragmentos de lama parcialmente consolidada ou de areia carbonática parcialmente litificada (Figura 3.2). O reconhecimento dos intraclastos em uma rocha carbonática pode ser muito útil para ajudar a reconstituir as condições paleoambientais. A ocorrência de rochas compostas por fragmentos de trombolitos e estromatólitos é bastante comum. Por isso, sugere-se que seja utilizada a designação de fragmentos, pois não são intraclastos, conforme a definição acima e, tampouco, bioclastos, pois mesmo considerando que todos os estromatolitos e trombolitos sejam de origem biogênica, a construção é considerada um depósito organo-sedimentar (TERRA et. al., 2010). Bioclastos São os principais constituintes das rochas carbonáticas, englobando todos os fósseis de estruturas calcárias de organismos ou fragmentos desses organismos. Para identificar esses constituintes, utiliza-se os estudos petrográficos com o reconhecimento em lâminas delgadas. Entre os principais organismos que formam os bioclastos estão às algas calcárias (verdes e vermelhas), os foraminíferos, equinodermos, moluscos, ostracodes e corais (Horowitz & Potter, 1971 apud CAMACHO, 2009). Os principais organismos que compõem os bioclastos das rochas carbonáticas que foram objeto deste estudo são as conchas de pelecípodos que pertencem ao filo molusco com a ocorrência de alguns raros ostracodes. Os ostracodes, por sua vez, pertencem ao filo artrópodes. O filo molusco constitui o segundo maior filo e é um dos mais diversificados. Compreende as seguintes classes: 1 Anfineura 2 Pelecípoda (Bivalva)

39 38 3 Gastrópoda 4 Cefalópoda 5 Scafópoda Os organismos pertencentes ao filo molusco possuem conchas geralmente de composição calcárea, às vezes constituídas por várias camadas. O mineral mais comum é a calcita, podendo ocorrer também a aragonita em camadas alternadas com a calcita. Nas espécies recentes as camadas de calcita e aragonita aparecem sempre alternadas. Existem moluscos recentes constituídos inteiramente por aragonita (Pereira, 2007). A Classe Pelecípoda ou Bivalva, inclui todos os moluscos de vida sedentária ou móvel, que vive tanto em ambientes marinhos, água doce ou salobra. Os pelecípodos perfuradores vivem em águas rasas e substrato firme. Os escavadores vivem em águas calmas, em ambiente de sub-maré. Essa classe possui uma amplitude geológica do Ordoviciano Recente. Os ostracodes são minúsculos crustáceos bivalves pertencentes ao grande filo dos artrópodes. Possuem carapaça calcítica ou quitinosa. Ocorrem tanto em ambiente lacustre e fluvial como em ambiente marinho (NEALE & BRASIER, 1981 apud CAMACHO 2009). São encontrados no registro geológico desde o Cambriano Superior (raros) até os dias de hoje Cimento É um dos constituintes mais freqüentes nas rochas carbonáticas, normalmente ocorre em profundidades relativamente rasas. A cimentação ocorre quando os fluídos nos poros estão supersaturados com a fase cimentante; há fluxo desses fluídos e não ocorrem fatores cinéticos que inibam a sua precipitação (TERRA et. al., 2010). O cimento é o material cristalino que precipita quimicamente e preenche os espaços porosos existentes na rocha, sendo composto por calcita espática e apresenta granulação maior que 10μm. É um material indicativo de ambientes de energia moderada a alta. Os minerais carbonáticos mais importantes que cimentam são a aragonita, a calcita magnesiana, a calcita de baixo teor de magnésio e a dolomita (TERRA et. al., 2010). De acordo com Pereira (2007), as condições necessárias para a cimentação ocorrer são: Estabilidade dos sedimentos; Manutenção do estado de supersaturação nos poros das rochas; Renovação no suprimento do material em solução.

40 Figura 3. 2: Principais constituintes das rochas carbonáticas (Modificada de Terra et. al., 2010). 39

41 Matriz ou Calcita microcristalina A matriz microcristalina, denominada micrita, também é um dos constituintes mais comuns e abundantes nas rochas carbonáticas (TERRA et. al., 2010). Constitui a fração fina (tamanho silte e argila) de calcita depositada juntamente com outros grãos. Micrita é a denominação da partícula calcária, quando ela é microcristalina (Folk, 1959 apud Tucker, 1991 apud CAMACHO, 2009). A maioria dos calcários é geralmente constituída por uma densa matriz composta por cristais de calcita finamente granulados, normalmente referidos como micrita (Flügel, 1982 apud TUCKER & WRIGHT, 1990). Diversos limites granulométricos já foram utilizados para estabelecer o tamanho máximo dos constituintes da matriz (TERRA et. al., 2010), porém alguns autores definiram que o tamanho do cristal é geralmente menor que 4μm, mas uma variedade de termos têm sido usados para descrever os diferentes tamanhos das populações de cristais que ocorrem (Flügel, 1982 apud TUCKER & WRIGHT, 1990). Nas rochas carbonáticas, a formação de matriz, simultaneamente com os componentes aloquímicos, é bastante comum (TERRA et. al., 2010). A origem da matriz carbonática possui origem diversa e é um dos assuntos mais polêmicos na sedimentologia dos carbonatos. Encontram-se registrados na literatura, mecanismos cíclicos que propõem explicar a origem da lama orgânica e inorgânica. São citados como mecanismos principais para a origem da lama carbonática: abrasão mecânica e biológica; desintegração de organismos calcários frágeis; bioacumulação de microrganismos; e intervenção de organismos na precipitação bioquímica (TERRA et. al., 2010). A lama carbonática pode se acumular em diversos tipos de ambientes recentes que vão da planície de maré até as regiões abissais. É altamente susceptível às alterações diagenéticas, podendo ser transformada, através do neomorfismo, em um mosaíco espático grosso (RANGEL 2002). 3.2 Classificação de Rochas Carbonáticas Classificar e denominar as rochas carbonáticas sempre foi um grande desafio da sedimentologia dos carbonatos. A complexidade e a variabilidade dessas rochas, além da forte ação da diagênese, sempre dificultaram a criação de uma classificação que abrangesse todo o espectro de rochas carbonáticas existente. Na grande maioria das vezes, as soluções foram

42 41 customizadas para atender demandas regionais ou problemas específicos (TERRA et. al., 2010). As classificações mais utilizadas são as de Folk (1962), Dunham (1962) e Embry & Klovan (1971) e, mais recentemente, a de Terra et. al. (2010). A classificação de Folk é fundamentalmente composicional (Figura 3.3), e a de Dunham é baseada na textura deposicional (Figura 3.4). As classificações que foram publicadas após as de Folk e Dunham, utilizaram ambas como base fundamental. A classificação de Embry e Klovan (1971) é largamente utilizada em áreas que ocorrem calcários bioconstruídos (TERRA et. al., 2010) Classificação de Folk (1959; 1962) Folk (1959, 1962) reconheceu os três principais constituintes das rochas carbonáticas: os grãos aloquímicos, matriz (micrita) e calcita espática (cimento). Ele reconheceu também quatro categorias de grãos aloquímicos: peloides, oólitos, bioclastos e intraclastos. Ele identificou quatro grupos básicos de rochas carbonáticas (Figura 3.3): os carbonatos onde os grãos aloquímicos estão cimentados por calcita espática; carbonatos microcristalinos com os grãos aloquímicos em matriz micrítica, carbonatos microcristalinos sem aloquímicos ou mostrando pequenas manchas de calcita espática, que representam na verdade a recristalização parcial ou fenestral de micrita; e o grupo de carbonatos sem aloquímicos que mostram estruturas orgânicas desenvolvidas in situ denominadas biolititos. Rochas Aloquímicas - constituídas predominantemente de grãos, onde o teor de matriz e cimento é levado em consideração. Rochas Ortoquímicas não possuem grãos e são exclusivamente químicas, sendo formadas somente por micrita (micrito), ou alguns cristais de calcita espática, no entanto com o predomínio de micrita (dismicrito). Rochas Recifais Autóctones carbonatos bioconstruídos (biolititos), isto é, constituídos por esqueletos de organismos coloniais, tais como recifes de corais, espongiários, algas vermelhas e/ou cianobactérias.

43 42 Figura 3. 3: Classificação de rochas carbonáticas (adaptado de Folk, 1959 apud TERRA et. al., 2010) Classificação de Dunham (1962) É a classificação mais simples e a mais utilizada. Ela baseia-se nas feições texturais deposicionais dos sedimentos carbonáticos, bem como a presença de qualquer ligação biogênica (Figura 11) (TUCKER & WRIGHT, 1990). Dunham (1962) definiu os seguintes grupos de carbonatos: 1. Carbonatos com lama (sustentados ou não por grãos) 2. Rochas carbonáticas sustentadas por grãos sem lama 3. Carbonatos formados por estruturas orgânicas

44 43 4. Rochas carbonáticas formadas exclusivamente por cristais de calcita e/ou dolomita. Esta classificação permite o reconhecimento de 5 classes: Mudstone essa denominação é utilizada para as rochas carbonáticas suportadas pela matriz e com menos de 10% de grãos aloquímicos tamanho areia ou maior. Wackestone rocha carbonática que possui mais de 10% de grãos tamanho areia ou maior e é suportada por uma matriz. Packstone termo proposto para denominar um tipo textural com lama carbonática, porém suportado por um arcabouço de aloquímicos. Grainstone rocha carbonática suportada pelos grãos sem matriz ou no máximo 5% de cimento espático. Boundstone rocha carbonática formada in situ, cujos componentes da trama original (fabrica original) foram ligados durante a deposição. Esse termo equivale ao Biolitito de Folk. Representam rochas bioconstruídas ou edificadas por organismos, sem sofrer qualquer tipo de transporte. Cristalina a textura original da rocha foi totalmente metamorfizada, recristalizada ou dolomitizada. Figura 3. 4: Classificação de rochas carbonáticas (adaptado de Dunham, 1962 apud TERRA et. al., 2010).

45 44 A presença de grãos nas rochas carbonáticas permite que as denominações descritas anteriormente sejam complementadas, com a inclusão da preposição com, mais um termo composicional: oólitos, oncólitos, peloides, pelletes fecais, intraclastos, bioclastos, esferulitos Embry & Klovan (1971) De acordo com Terra et. al. (2010), esta classificação (Figura 3.5) é uma ampliação dos termos de Dunham (1962) para rochas recifais, em razão da grande diversidade de bioconstruções de recifes e da necessidade de um melhor detalhamento das feições observadas nesses recifes (CAMACHO, 2009). Embry & Klovan (1971) ampliaram a classificação de Dunham. Para tanto, eliminaram a categoria de Boundstone e criaram cinco novas categorias: Floatstone, rudstone, bafflestone, bindstone e framestone. Figura 3. 5: Classificação de rochas carbonáticas (adaptado Embry e Klovan, 1971apud TERRA et. al., 2010).

46 Classificação de Rochas Carbonáticas Aplicável às bacias Sedimentares Brasileiras Refere-se à classificação de Terra et. al. (2010) que, a partir das classificações existentes, criou uma classificação que se adapta aos tipos litológicos encontrados nas bacias sedimentares brasileiras. Nesta classificação, por muitas vezes, a terminologia na definição dos termos foi mantida na língua inglesa, tendo em vista, o seu uso consagrado na literatura e nos países que utilizam outras línguas (Figuras 3.6 e 3.7).

47 Figura 3. 6: Classificação de Rochas Carbonáticas Aplicável às bacias Sedimentares Brasileiras (Terra et. al., 2010). 46

48 Figura 3. 7: Classificação de Rochas Carbonáticas Aplicável às bacias Sedimentares Brasileiras (Terra et. al., 2010). 47

49 48 CAPÍTULO 4 FEIÇÕES DIAGENÉTICAS DAS ROCHAS CARBONÁTICAS A susceptibilidade aos processos diagenéticos é uma das características mais comuns nas rochas carbonáticas. Elas são, de modo geral, extremamente sensíveis às mudanças de natureza físico-química e biogênica que ocorrem em seu ambiente deposicional (PEREIRA, 2007). Os mecanismos diagenéticos podem ser: mecânicos, biológicos, químicos ou uma combinação desses três (WAYNE, 2008). As feições diagenéticas mais comuns nas rochas carbonáticas são: Dissolução, cimentação, substituição, compactação e o neomorfismo. 4.1 Dissolução É o processo responsável pela formação de espaços vazios, dentro das rochas, pela remoção, em solução, de minerais carbonáticos (PEREIRA, 2007). Segundo Wayne (2008), a dissolução ocorre quando o sistema rocha-água está fora de equilíbrio, neste caso, a água está com baixa saturação em CaCO 3. Por exemplo, a água meteórica dissolve CaCO 3 até que o equilíbrio de saturação entre a água e a rocha seja atingido. Geralmente, a dissolução continua enquanto houver suprimento de água com pouca saturação em CaCO 3 para reagir com a rocha. Uma extensa dissolução pode criar canais, cavernas, grutas e porosidade vulgular e móldica. A solubilidade dos minerais aumenta especialmente quando eles possuem uma mineralogia metaestável e um alto teor de Mg, sendo assim, a ordem de solubilidade dos minerais carbonáticos, em relação às águas naturais, é: calcita com alto teor de Mg, aragonita e calcita com baixo teor de Mg (TUCKER & WRIGHT, 1990). A dissolução pode ser seletiva e não seletiva. Seletiva é quando apenas alguns minerais são dissolvidos e não seletiva quando se dissolve de forma indistinta todos os minerais carbonáticos (PEREIRA, 2007). 4.2 Cimentação É a formação de novos minerais (geralmente cristalinos) nos espaços vazios, independente da origem desses espaços vazios (PEREIRA, 2007). A precipitação de cimentos em sedimentos carbonáticos é o maior processo diagenético e ocorre quando os poros e os fluídos estão supersaturados com a respectiva fase

50 49 de cimento e existem fatores cinéticos que inibem a precipitação. Estudos petrográficos e geoquímicos desses cimentos permitem fazer deduções sob o ambiente e das condições de cimentação. As influências geoquímicas orgânicas são importantes em alguns casos. Aragonita, calcita de alto teor em Mg, calcita de baixo teor em Mg e dolomita são os cimentos carbonáticos mais comuns nos calcários e compreendem uma variedade de morfologias. A identificação de cimento torna-se mais simples, quando é precipitado dentro de muitos tipos de cavidades e entre os grãos. Muitos cristais de cimento mostram uma textura particular indicativa de preenchimento de vazio. A mineralogia atual e a textura dependem principalmente da composição dos fluídos nos poros (especialmente da relação Mg/Ca e da origem dos fluídos), das taxas de fornecimento de carbonato e da precipitação (TUCKER & WRIGHT, 1990). 4.3 Substituição É a combinação simultânea dos processos diagenéticos de dissolução e cimentação, onde o mineral existente é dissolvido e um novo mineral é precipitado nos espaços que foram deixados pelo mineral levado em solução, ou ainda, quando há crescimento do mineral secundário como cimento nos poros existentes. O fenômeno de substituição mais freqüente é a dolomitização, embora silicificação, fosfatização e outras substituições sejam também conhecidas (Tucker, 1991apud Camacho 2009). 4.4 Compactação É a redução do volume das rochas carbonáticas pelo seu soterramento. Nos carbonatos de textura fina, tais como os calcilutitos, a compactação é geralmente acompanhada pela expulsão dos fluídos intersticiais, redução da espessura das camadas e um aumento da densidade da rocha (WAYNE, 2008). 4.5 Neomorfismo É um termo utilizado para designar todos os espatos formados in situ, originados pela substituição de um mosaíco de cristalinidade mais fina. O termo neomorfismo deve ser usado em substituição aos termos recristalizado ou recristalização que são muito utilizados para as rochas metamórficas.

51 Dolomitização A dolomitização é um processo de substituição que ocorre comumente nas rochas carbonáticas, onde ocorre uma substituição total ou parcial do cálcio pelo magnésio, como pode ser visto na reação: Mg ++ +2CaCO 3 CaMg(CO 2 ) + Ca ++ As dolomitas do registro geológico constituem espessos pacotes formados por cristais de granulometria grossa (20 m), altamente ordenados, formados através da recristalização ou substituição estequiométrica de íons cálcio por magnésio em calcários precursores (RANGEL, 2002). O mineral dolomita possui uma estrutura cristalina complexa. Deveria ser precipitado naturalmente nas águas do mar, mas isso não acontece (PEREIRA, 2007).

52 51 CAPÍTULO 5 POROSIDADE São os espaços vazios existentes e que são de fundamental importância nas pesquisas de hidrocarbonetos. A porosidade é tão importante quanto os grãos aloquímicos, a matriz e o cimento. 5.1 Tipos de Porosidade Existem várias classificações descritivas de porosidade disponíveis, mas a que será utilizada neste trabalho será a proposta por Choquette & Pray (1970). Está classificação é composta, basicamente, por quatro elementos: (a) tipo de porosidade propriamente dita; e três conjuntos termos modificadores que se subdividem em: (i) tempo e origem da porosidade; (ii) tamanho e a forma do poro; (iii) abundância. Choquette & Pray (1970) dividiram a porosidade em três grupos (Figura 5.1): Textura seletiva, textura não seletiva e um grupo onde a textura pode ser seletiva ou não. O termo textura pode ser definido como: o tamanho, a forma e o arranjo dos elementos que compõem uma rocha sedimentar. A porosidade é classificada como textura seletiva quando é possível estabelecer uma relação de dependência entre a porosidade e os elementos que constituem a textura da rocha. A porosidade é dita de textura não seletiva quando não é possível estabelecer uma relação de dependência entre a porosidade existente e os elementos que constituem a textura da rocha. (CHOQUETTE & PRAY, 1970 apud TUCKER & WRIGHT, 1990), De acordo com Pereira (2007), a textura seletiva pode se dividida em dois tipos: Textura deposicional reflete feições relacionadas aos elementos deposicionais originais. Textura diagenética reflete as feições diagenéticas sofridas pela rocha. Os espaços porosos podem ser criados, modificados ou destruídos em qualquer época da história dos depósitos carbonáticos. De acordo com a variação do tempo, são usados os termos: Porosidade Primária é formada imediatamente após a deposição do sedimento. Porosidade Secundária é formada posteriormente à deposição do sedimento. Para que seja feita uma caracterização mais detalhada do significado da porosidade em relação ao tempo, se faz necessário o uso de três estágios mais amplos e que podem ser identificados em relação aos eventos reconhecíveis na evolução da porosidade.

53 52 Os três estágios são: O estágio pré-deposicional, estágio deposicional e o estágio pósdeposicional. Estágio pré-deposicional tem início quando o material sedimentar é formado e termina com a deposição e o soterramento dos constituintes das rochas. Estágio deposicional é o período de tempo envolvido na deposição do material sedimentar, no sítio deposicional. Estágio pós-deposicional abrange todo o tempo após a deposição final do sedimento. A porosidade secundária é gerada neste estágio deposicional. As porosidades criadas em cada desses estágios recebem, respectivamente, os nomes de porosidade prédeposicional, porosidade deposicional e porosidade pós-deposicional. Tipos descritivos de porosidade, segundo a classificação de Choquette & Pray (1970) (Figura 5.1): Intergranular (interpartícula) é de origem primária, forma-se durante a deposição do sedimento. O tipo de empacotamento pode ser importante para controlar o espaço entre os poros. Intrapartícula essa porosidade ocorre dentro do grão, especialmente em material esqueletal. Tal porosidade é comumente muito localizada e sua efetividade irá depender da micropermeabilidade do grão e da textura total da rocha. Intercristalina é a porosidade que ocorre entre os cristais da rocha. Predomina nos carbonatos dolomitizados. Móldica ocorre em grãos que possuem uma composição susceptível a dissolução (aragonita e calcita de alto teor em Mg) em águas subsaturadas, resultando uma textura seletiva altamente porosa. Fenestral são pequenos poros que ocorrem comumente alinhados em carbonatos de ambiente de inter-maré e supra-maré. Shelter pode ser chamador de poros de abrigo. São cavidades formadas abaixo de fósseis ou outras partículas. É um tipo raro de porosidade, mas pode complementar outros tipos de porosidades. Fratura tipo canal vulgular e porosidade de caverna, Sua textura não é seletiva e corta elementos da textura da rocha. Resultam, normalmente, de deformações tectônicas ou colapso devido à dissolução. Canal é normalmente desenvolvida pela percolação de águas subsaturadas em CaCO 3. Desenvolve-se, mais comumente, ao longo das fraturas. Caverna é originada por dissolução e está associada a processos cársticos.

54 53 Brecha é a continuação da porosidade do tipo fratura, onde os fragmentos possuem uma porosidade interpartícula. Resulta, geralmente, de quebramento devido ao tectonismo. Figura 5. 1: Tipos básicos de porosidade (Choquette & Pray, 1970).

55 54 CAPÍTULO 6 DESCRIÇÃO MACROSCÓPICA E CARACTERIZAÇÃO PETROGRÁFICA Neste capítulo serão apresentados os trabalhos desenvolvidos em campo e no laboratório. Foi feita a descrição macroscópica e o estudo petrográfico comparativo da Formação Morro do Chaves da Bacia de SE-AL e do Grupo Lagoa Feia da Bacia de Campos. 6.1 Descrição Macroscópica No afloramento 01 da Formação Morro do Chaves, que está localizado no estado de Sergipe, nas margens do Rio São Francisco (Foto 01 e 02), segundo a classificação de Folk (1959), é caracterizado texturalmente como um calcirrudito bioclástico recristalizado com fragmentos de rochas e grãos de quartzo leitoso. Neste afloramento constatou-se que há uma alternância entre as coquinas e um material de origem siliciclástica. As rochas apresentam uma cor cinza acastanhada e um mal selecionamento. A Formação Morro do Chaves nesse local é composta predominantemente por coquinas de moluscos bivalvos, filitos e arenitos com granulometria fina a média. As conchas apresentam um tamanho centimétrico a subcentimétrico. Foto 01: Foto do afloramento, sequência empilhada da base para o topo da Formção Morro do Chaves, constituído por conglomerados com seixos de filitos e grãos de quartzo, passando a calcirrudito bioclástico impuro. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM /

56 55 Foto 02: Base da Formação Morro do Chaves, constituida por conglomerados com seixos de filitos e grãos e seixos de quartzo leitoso. Coordenadas UTM / A base da Formação Morro do Chaves é constituída por um calcirrudito recristalizado (coquinas neomorfizadas) (Fotos 03 e 04). N Foto 03: Coquinas neomorfisadas próximas a base da Formação Morro do Chaves. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM /

57 56 N Foto 04: Detalhe da foto 03, coquinas neomorfisadas. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM / Verificou-se, também, que associadas às coquinas, tinham folhelhos, que não são os geradores, e intercalações de siliciclásticos finos com seixos (Foto 05 e 06). Uma provável explicação para esta associação litológica seria a existência de um sistema rifte com lagos associados. Foto 05: Bloco de calcirrudito impuro com seixos e grânulos de quartzo leitoso, com gradação normal. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM /

58 57 Foto 06: Nível rico em grãos e seixos de quartzo intercalados nas coquinas da Formação Morro do Chaves. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM / N Neste aflorameno da Formação Morro do Chaves, foram encontradas feições que indicam a paleocorrente das coquinas neomorfizadas. São lobos deposicionais progradante que indicam paleocorrentes para NE (Fotos 07 e 08). N Foto 07: Lobos de depósitos das coquinas, vistas em planta com paleocorrente para NE. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM /

59 58 Foto 08: Lobos deposicionais progante das coquinas neomorfisadas, como na foto 07, os lobos indicam paleocorrente para NE. Afloramento localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM / N Também ocorrem fluxos de grãos detríticos constituído de conglomerados de filitos e quartzo leitoso, provenientes do embasamento, que se intercalam com os arenitos (Foto 09) e feições de bioturbação no carbonato (Foto 10). N Foto 09: Detalhe da foto 01, mostrando a passagem do nível siliciclástico, formado por fluxos de grãos e gradação normal, passando para depósitos carbonáticos de coquinas. Afloramento localizado na margem direita do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM /

60 59 N Foto 10: Nível bioturbado nas coquinas. Afloramento visto em planta, localizado nas margens do Rio São Francisco no estado de Sergipe próximo a cidade de Própria. Coordenadas UTM / A partir da descrição macroscópica de amostras de mão, que foram coletadas no afloramento 02, da Formação Morro do Chaves que está localizada na pedreira CIMPOR (antiga Atol) (Foto 11), no estado de Alagoas. A rocha foi caracterizada, texturalmente, segundo a classificação de Folk (1959), como um calcirrudito bioclástico. Foto 11: Foto geral do afloramento da Formação Morro do Chaves na pedreira CIMPOR, localizada na cidade de São Miguel dos Campos, no Estado de Alagoas. Coordenadas UTM / (NOGUEIRA, 2003) Este calcirrudito bioclástico apresenta uma cor cinza acastanhada, granulometria variando de grossa a muito grossa e selecionamento bom a regular. É constituída por conchas de pelecípodos, com tamanho que varia de subcentimétrico a centimétrico. Possui estruturas sedimentares do tipo subparalela e paralela. A porosidade da rocha varia de 15 20%.

61 60 A partir da descrição macroscópica de uma amosta de testemunho do Grupo Lagoa Feia da Bacia de Campos (Foto 12), foi possível classificar essa rocha carbonática Folk (1959), como um calcirrudito bioclástico. Esse calcirrudito bioclástico apresenta uma cor acastanhada, bom selecionamento e granulometria muito grossa. Esta rocha é composta por coquinas de moluscos bivalvos, com um tamanho que varia de subcentimétrico a centimétrico, com baixa porosidade. Foto 12: Testemunho do Grupo Lagoa Feia da Bacia de Campos, mostra as coquinas que são rochas reservatório nesta bacia. (NOGUEIRA, 2003.) 6.2 Caracterização Petrográfica Estudos petrográficos da Formação Morro do Chaves e do Grupo Lagoa Feia, descritos macroscopicamente, tem como objetivo reconhecer seus constituintes, as suas relações texturais, o contato entre seus grãos (Figura 6.1) e as transformações diagenéticas que ocorreram nessas rochas carbonáticas e a determinação de sua porosidade. Para se fazer estas considerações, foram estudadas e descritas 17 lâminas petrográficas, sendo que 02 destas lâminas estavam sem as lamínulas protetoras sobre a rocha, para que fosse possível se fazer o teste de dolomitização utilizando solução de alizarina

62 61 (vermelha). A partir destas descrições, foi possível encontrar quatro litologias que serão descritas a seguir Formação Morro do Chaves Foram descritas 16 lâminas petrográficas da Formação Morro do Chaves, sendo que, dessas 16, 04 foram impregnadas com resina colorida e 02 descobertas para testes de dolomita. Essas lâminas foram confeccionas a partir das amostras retiradas nos afloramentos descritos anteriormente e correspondem às seguintes litologias: (i) Grainstone/ Rudstone constituído por bioclastos de pelecípodos, algumas dessas conchas ainda preservam sua estrutura fibrosa (aragonita?) (Fotomicrografia 03) e outras estão preenchidas por calcita espática (Fotomicrografia 04). Fotomicrografia 03: Grainstone/Rudstone de conchas de pelecípodos que ainda preservam parte de sua estrutura fibrosa, alguns tipos de contatos entre as conchas e sua porosidade tipo interpartícula (em azul). Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC Esses bioclastos compõem 81% da lâmina. Sua textura é grossa a muito grossa e a relação de contato entre seus grãos pode ser classificada como reto, côncavo-convexo e flutuante (Figura 6.1). As conchas possuem dimensões que variam entre 1,0 mm a 6,0 mm.

63 62 Figura 6. 1: Tipos de contatos entre os grãos do arcabouço (Silva, 2009). Os processos diagenéticos comumentes encontrados nesta litologia são: dissolução; evidenciada pela presença das porosidades móldica (Fotomicrografia 04) e vulgular que são características deste processo, substituição e cimentação onde parte das conchas está preenchida por calcita bem formada, calcita espática e calcita maclada (Fotomicrografia 05). Fotomicrografia 04: Grainstone/Rudstone constituídos pelas conchas de pelecípodos preenchidas com calcita (mostra suas duas direções de clivagem) e a porosidade do tipo móldica (em azul). Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC

64 63 Fotomicrografia 05: Grainstone/Rudstone constituídos pelas conchas de pelecípodos preenchidas com calcita maclada e espática. Em luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC Foram observados os seguintes tipos de porosidade: interpartícula, intrapartícula, intercristalina, vulgular (Fotomicrografia 06) e móldica. A porosidade compreende 19% da lâmina. Fotomicrografia 06: Porosidade do tipo vulgular (em azul). Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC

65 64 De acordo com a classificação de Terra et. al. (2010), a rocha é classificada como um Grainstone/Rudstone Bioclástico de Pelecípodos. (ii) Grainstone/Rudstone constituído por bioclastos, além de presença de calcita, grãos de quartzo, grãos de biotita e fragmentos de rochas (filitos e metaquartzitos). Os bioclastos compõem 64% das lâminas, com as maiores ocorrências relacionadas a conchas de pelecípodos e alguns raros ostracodes (Fotomicrografia 07). Fotomicrografia 07: Ostracode preenchido por calcita espática e concha preservando parte da sua estrutura fibrosa original (aragonita?) que está sendo preenchida por calcita. Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC A textura é grossa a muito grossa, com contatos flutuantes, retos e côncavo-convexos. As conchas de pelecípodos são, por vezes, fibrosas (constituídas por aragonita) e preenchidas por calcita, possuindo um tamanho variando de 0,3 mm a 8,0 mm. Os ostracodes possuem tamanhos de 0,5 mm a 2,0 mm e estão preenchidos por calcita. Os grãos de quartzo compõem, em média, 13% das lâminas com dimensões que variam em torno de 0,02 mm a 0,4 mm. Os grãos de biotita compõem, em média, 5,4% das lâminas com dimensões que variam entre de 0,03 mm a 0,6 mm. Os fragmentos de rochas (Fotomicrografia 08) constituem, em média, 5% das lâminas com dimensões que variam de 0,1 mm a 7,0 mm e os grãos de pirita ocorrem como traços.

66 65 Fotomicrografia 08: Fragmentos de rochas (metaquartzito e filito) subordinados ao Grainstone/Rudstone. Com analisador, objetiva (2,5X). Amostra: LC São comuns feições diagenéticas de cimentação, com duas gerações de cimento, formados por franja prismática e mosaíco granular nos grãos bioclásticos. Há ocorrência também de feições de dissolução evidenciadas pela presença da porosidade móldica e intrapartícula. Ocorrem alguns romboedros de dolomita preenchendo os poros e os grãos aloquímicos (Fotomicrografia 09). Foi observado o processo de limonitização dos grãos de pirita (Fotomicrografia 10). Fotomicrografia 09: Romboedros de dolomita dentro do espaço poroso (em azul). Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC

67 66 Fotomicrografia 10: Processo de limonitização da pirita. Em luz plana, objetiva (5X). Amostra: LC Os tipos de porosidades encontradas nas lâminas foram: Móldica (Fotomicrografia 11), vulgular, intercristalina, interpartícula e intrapartícula (Fotomicrografia 12). A porosidade encontrada foi, em média, de 12,6%. Fotomicrografia 11: Porosidade móldica (em azul) e as conchas preservando parte da sua estrutura fibrosa original (aragonita?). Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC

68 67 Fotomicrografia 12: Tipos de porosidade (em azul): Intrapartícula, móldica e intercristalina. Em luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC Segundo a classificação de Terra et. al. (2010), a rocha pode ser classificada como um Grainstone/Rudstone Bioclástico de Pelecípodos Impuro (iii) Packstone constituído por bioclastos, além da presença de calcita, grãos de quartzo, grãos de biotita, fragmentos de rochas (filitos e metaquartzitos). Os bioclastos constituem, uma média, de 64% com predominância das conchas de pelecípodos e alguns raros ostracodes (Fotomicrografia 13). Fotomicrografia 13: Bioclastos de ostracode e de concha de pelecípodo (preenchidos com calcita) e um fragmento de Biotita lixiviada. Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC

69 68 A textura é grossa a muito grossa, com contato entre os grãos classificado como flutuante, reto, côncavo-convexo, suturado e pontual (Fotomicrografia 14). Algumas conchas de pelecípodos são, por vezes, fibrosas e outras preenchidas por calcita. Possuem um tamanho que varia de 1,0 mm a 9,0 mm. Os ostracodes têm dimensões em torno de 0,5 mm a 2,0 mm e encontram-se preenchidos por calcita (Fotomicrografia 13). Os grãos de quartzo constituem, em média, 11,5% das lâminas com tamanho variando entre 0,01 mm a 0,3 mm. Os fragmentos de rochas constituem, em média, 3% das lâminas e seu tamanho varia entre 0,1 mm a 2,0 mm. Os grãos de biotita compõem 5,0% das lâminas, na média, com dimensões que variam entre de 0,01 mm a 0,4 mm. Fotomicrografia 144: Contato suturado devido a processos de dissolução entre as conchas de pelecípodo (preenchidas com calcita). Em luz plana, objetiva (10X). Amostra: LC Este tipo litológico apresenta uma matriz, compreende 20% da lâmina, (Fotomicrografia 15 e 16) composta por um calcarenito impuro, micas deformadas e lixiviadas e alguns fragmentos de filitos deformados (Fotomicrografia 15 e 16).

70 69 Fotomicrografia 155: Micas deformadas e lixiviadas parte da matriz desta rocha. Polarizador em luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC Fotomicrografia 16: Mostra a matriz calcarenítica impura. Com analisador, objetiva (2,5X). Amostra: LC São comuns feições diagenéticas de cimentação. O cimento de calcita, por vezes, preenche os grãos aloquímicos com calcita drusiforme de baixo teor em Mg, calcita espática e maclada.

71 70 O tipo de porosidade encontrada nas lâminas foi o intercristalina. Não foi possível fazer uma estimativa da porosidade devido à espessura das lâminas. Segundo a classificação de Terra et. al. (2010), a rocha pode ser classificada como um Packstone Bioclástico Impuro Grupo Lagoa Feia Foi descrita 01 lâmina petrográfica impregnada com resina do Grupo Lagoa Feia, para que fosse possível determinar a porosidade. (iv) Grainstone/ Rudstone constituído boclástico, esses bioclastos são de conchas de pelecípodos, com dimensões variando entre 1,5 mm a 5,0 mm. Os seus contatos são do tipo reto, côncavo-convexo e flutuante (Figura 6.1). As conchas de pelecípodos encontram-se completamente neomorfisadas (Fotomicrografia 17). Essas conchas, que eram originalmente compostas por aragonita, foram dissolvidas e substituídas por calcita espática de baixo teor em Mg. Fotomicrografia 17: Aspecto geral da lâmina, mostra os bioclastos neomorfisados. Luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC

72 71 As feições diagenéticas, comumente encontradas, são silicificação (Fotomicrografia 18 e 19) e a cimentação do tipo calcita espática e calcita maclada que preenchem os bioclastos. Fotomicrografia 18: Feições diagenéticas de silicificação e cimentação nas conchas de pelecípodos neomorfisadas. Com analisador, objetiva (2,5X). Amostra: LC Fotomicrografia 19: Feição diagenética do tipo silicificação, evidenciada pela presença de megaquartzos que substituem parcialmente as conchas de pelecípodos. Com analisador, objetiva (2,5X). Amostra: LC

73 72 O tipo de porosidade encontrada nesta litologia foi intercristalina (Fotomicrografia 20) que corresponde aproximadamente a 3% da lâmina. A baixa porosidade é em decorrência das feições diagenéticas presentes que preencheram os poros. Fotomicrografia 20: Evidencia a presença de porosidade do tipo intercristalina (em azul). Polarizador em luz plana, objetiva (2,5X). Amostra: LC Segundo a classificação de Terra et. al. (2010), a rocha pode ser classificada como um Grainstone/Rudstone Bioclástico de Pelecípodos Espático Parcialmenete Silicificado Ambiente Deposicional A Formação Morro do Chaves foi depositada ainda na fase rifte da Bacia de SE/AL, em um ambiente lacustrino não muito profundo. Nas fases de lago alto e, durante os períodos de baixo aporte de sedimentos siliciclásticos, ocorreu a formação das coquinas de pelecípodos tão características da Formação Morro do Chaves e que eram produzidas abaixo da ação das ondas normais do lago e que, durante épocas de tempestades que ocorreram nesse lago, foram remobilizadas e depositadas provavelmente nas partes mais rasas desse lago, onde, temporariamente, ficavam expostas durante o rebaixamento do nível do lago. A geometria sigmoidal das barras dessas coquinas, aliada a estratificação cruzada tabular e acanalada indicam transporte por tração em ambiente sub aquoso. A associação e

74 73 interdigitação com sedimentos siliciclásticos grossos (Fotos 05 e 06) próximos às margens da bacia, sugerem um aumento periódico do tectonismo que atuava principalmente na borda oeste da bacia, contribuindo para a formação de leques deltaícos constituídos por fragmentos de filito, quartzo leitoso e alguns metaquartzito, que ora predominavam, ora se interdigitavam com as camadas de coquinas. Figura 6. 2: Modelo deposicional, da Formação Morro do Chaves. (Adaptado de Guardado, Gamboa & Lucchesi, 1990).