FÁCIES ORGÂNICAS DE UMA SUCESSÃO SEDIMENTAR CRETÁCEA DA BACIA DE SOUSA, PB, BRASIL. Juliana Andrade Iemini

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1 Universidade Federal do Rio de Janeiro Dissertação de Mestrado Juliana Andrade Iemini FÁCIES ORGÂNICAS DE UMA SUCESSÃO SEDIMENTAR CRETÁCEA DA BACIA DE SOUSA, PB, BRASIL. FÁCIES ORGÂNICAS DE UMA SUCESSÃO SEDIMENTAR CRETÁCEA DA BACIA DE SOUSA, PB, BRASIL Juliana Andrade Iemini PPGL IGEO UFRJ

2 UFRJ FÁCIES ORGÂNICAS DE UMA SUCESSÃO SEDIMENTAR CRETÁCEA DA BACIA DE SOUSA, PB, BRASIL Juliana Andrade Iemini Dissertação de Mestrado submetida ao Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, da Universidade Federal do Rio de Janeiro UFRJ, como requisito necessário à obtenção do grau de Mestre em Ciências (Geologia). Orientador(es): Prof. Dr. João Graciano Mendonça Filho. Rio de Janeiro Setembro de 2009

3 FÁCIES ORGÂNICAS DE UMA SUCESSÃO SEDIMENTAR CRETÁCEA DA BACIA DE SOUSA, PB, BRASIL Juliana Andrade Iemini Orientador: Prof. Dr. João Graciano Mendonça Filho. Dissertação de Mestrado submetida ao Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, da Universidade Federal do Rio de Janeiro UFRJ, como parte dos requisitos necessários à obtenção do título de Mestre em Ciências (Geologia). Aprovada por: PROF. DR. ISMAR DE SOUZA CARVALHO (UFRJ/IGEO/DEGEL) DRA. JOALICE DE OLIVEIRA MENDONÇA (UFRJ/IGEO/DEGEL/LAFO) PROF. DR. MARCELO DE ARAÚJO CARVALHO (UFRJ/MN/DGP) Rio de Janeiro Setembro de 2009

4 FICHA CATALOGRÁFICA IEMINI,JULIANA ANDRADE FÁCIES ORGÂNICAS DE UMA SUCESSÃO SEDIMENTAR CRETÁCEA DA BACIA DE SOUSA, PB, BRASIL. [RIO DE JANEIRO] XI, 89 P., 9 ESTAMPAS 29,7 CM (INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS UFRJ, M.SC.,CURSO DE PÓSGRADUAÇÃO EM GEOLOGIA, 2009). DISSERTAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO DE JANEIRO, REALIZADA NO INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS. 1. BACIA DE SOUSA. 2. FÁCIES ORGÂNICA. 3. CRETÁCEO. 4. BRASIL I IGEO/UFRJ II TÍTULO (SÉRIE)

5 iii AGRADECIMENTOS Aos professores da pós-graduação da UFRJ e a todos os funcionários da faculdade de geologia, em especial aos professores DSc. Claudio Bettini, DSc. Ismar de Souza Carvalho, DSc. Marcelo de Araújo Carvalho e DSc. Leonardo Fonseca Borghi de Almeida que contribuíram com o desenvolvimento do trabalho. Agradeço a todos do Laboratório de Palinofácies e Fácies Orgânica no Departamento de Geologia, UFRJ, em especial ao MSc. Antônio Donizeti de Oliveira, MSc. Sinda Beatriz Vianna Carvalhal e DSc. Joalice de Oliveira Mendonça pelo apoio e auxílio na elaboração da tese, além da amizade e companheirismo durante o mestrado. Ao Programa de Recursos Humanos da ANP (PRH-18) pelo auxílio financeiro proporcionado durante o desenvolvimento desta pesquisa. A Gerência de Geoquímica do Centro de Pesquisas da Petrobras (GEOQ/CENPES), pela realização das análises de pirólise Rock-Eval. Ao Francisco Idalécio de Freitas (Geoparque Araripe-URCA)-CNPq pelo apoio durante aquisição do testemunho de sondagem, na Fazenda Carnaúbas. Agradeço as minhas amigas Luciana Santos de Oliveira, Anna Lucia Cunha Di Franco, Raquel Maia, Neyma Kurtz Azambuja, Eujana de Almeida Coelho, Renata Costa Leite de Albuquerque e Janaina Ana Ferreira pelas longas conversas de apoio nos momentos difíceis, sejam nos bares da vida ou nas salas da Universidade Petrobras. Um especial e eterno agradecimento ao meu Orientador Prf(o) DSc. João Graciano Mendonça Filho pela grande força, paciência e dedicação durante não só na elaboração desse trabalho, mais também por todos os anos de convivência desde a graduação. Outro especial agradecimento a MSc Taíssa Rego Menezes pela colaboração na realização deste trabalho compartilhando

6 iv RESUMO FÁCIES ORGÂNICAS DE UMA SUCESSÃO SEDIMENTAR CRETÁCEA DA BACIA DE SOUSA, PB, BRASIL JULIANA ANDREDE IEMINI Orientador: João Graciano Mendonça Filho Resumo da Dissertação de Mestrado submetida ao Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, da Universidade Federal do Rio de Janeiro UFRJ, como parte dos requisitos necessários à obtenção do título de Mestre em Ciências (Geologia). Este trabalho enfoca o estudo de fácies orgânica em rochas da Formação Sousa (Neocomiano), Bacia de Sousa através da integração de parâmetros organopetrográficos (palinofácies e maturação térmica) e organogeoquímicos (Carbono Orgânico Total-COT, Enxofre total-st, pirólise rock-eval) visando fornecer subsídios para contextualização geológica da ocorrência de exudação de óleo do Sítio Salguinho (município de Sousa), possibilitando caracterizar o paleoambiente deposicional e o potencial de geração de hidrocarbonetos líquidos e gasosos nesta bacia. A partir da qualificação e quantificação da matéria orgânica particulada (querogênio) através de técnicas de microscopia (palinofácies) foi possível observar que as amostras em geral apresentaram o predomínio do grupo dos fitoclastos, seguido do grupo de matéria orgânica amorfa e palinomorfos. De acordo com os dados de carbono orgânico total (COT) e razão C/S, o intervalo estudado correspondente a Formação Sousa foi depositado predominantemente sob condições paleoambientais oxidantes e de elevada salinidade. Com base nos resultados de pirólise rock-eval verificou-se que o querogênio é predominantemente do tipo II e III. A faciologia orgânica caracterizou variações de um paleoambiente lacustre marginal óxico a um lacustre salino anóxico-disóxico. Os parâmetros de maturação térmica (T max, Índice de Coloração de Esporos, Refletância da Vitrinita e Microespectro de Fluorescência) revelaram que o intervalo estudado encontra-se no início da janela de geração (0,6 %Ro), considerado ainda imaturo para geração de hidrocarbonetos. As análises organogêoquímicas e organopetrográficas revelaram que os sedimentos de granulometria fina, principalmente carbonáticos, presentes na Formação Sousa, apresentam quantidade e qualidade adequada de matéria orgânica para geração de hidrocarbonetos. Palavras-chave: Fácies Orgânica, Bacia de Sousa, Cretáceo, Brasil.

7 v ABSTRACT ORGANIC FACIES OF A CRETACEOUS SEDIMENTARY SUCCESSION IN THE SOUSA BASIN, PB, BRAZIL JULIANA ANDREDE IEMINI Orientador: João Graciano Mendonça Filho Abstract da Dissertação de Mestrado submetida ao Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, da Universidade Federal do Rio de Janeiro UFRJ, como parte dos requisitos necessários à obtenção do título de Mestre em Ciências (Geologia). This work focuses the study of organic facies in rocks belonging the Sousa Formation (Neocomian), Sousa Basin through the integration of microscope analyses (palynofacies and thermal maturation) and geochemical techniques (Total Organic Carbon-TOC, Total Sulfur, Rock-Eval Pyrolysis) in order to supply subsidies for a geological context of the occurrence of oil exudation in the Fazenda Salguinho (Sousa District), making possible to characterize the depositional environment conditions and hydrocarbon source rock potential in this basin. In relation to the qualitative and quantitative analyses of particulate organic matter (kerogen) through the microscope techniques (palynofacies) it was observed that the organic matter assemblage presents a predominance of phytoclasts (woody material), moderate percentage of Amorphous Organic Matter, and low to moderate percentage of palynomorphs. According to the geochemical parameters the TOC and C/S ratios suggest predominantly the oxic and brackish water conditions during sedimentation to the analyzed interval of the Sousa Formation. Based on the results of Rock-Eval pyrolysis, it was verified the predominance of Type II and II kerogen in the studied sedimentary section. The palynofacies and organic facies parameters pointed out paleoenvironmental variations in the studied sections from oxic shallow lacustrine to anoxic-dysoxic brackish lacustrine. The thermal maturity parameters (Spore Colour Index, Vitrinite Reflectance, Spectral Fluorescence and Tmax) shown that the analyzed samples present an initial stage of the thermal maturity. The integration of the geochemical and petrographical data also contributed to an assessment of potential for the generation of hydrocarbons. These results suggest for studied sedimentary section that have adequate quantity and quality of organic matter to generate hydrocarbons. Key-Words: Organic facies, Sousa Basin, Cretaceuos, Brazil

8 vi SUMÁRIO AGRADECIMENTOS RESUMO ABSTRACT ÍNDICE DE FIGURAS ÍNDICE DE QUADROS ÍNDICE DE TABELAS iii iv v viii x xi 1 INTRODUÇÃO Apresentação Objetivos 2 2 CONTEXTO GEOLÓGICO DA BACIA DE SOUSA Evolução Tectono-sedimentar 4 3 ROCHAS GERADORAS LACUSTRES Aspectos Geológicos e Físico-químico dos Lagos Acumulação da Matéria Orgânica em Lagos 14 4 MATÉRIAIS E MÉTODOS Material de Estudo Métodos e Metodologia de Estudo Palinofácies Técnicas de Preparação das Amostras para Análise de Palinofácies Técnicas de Microscopia Microscopia em Luz Branca Transmitida Microscopia em fluorescência Análise da Evolução Térmica da Matéria Orgânica Índice de Coloração de Esporos (ICE) Poder Reflector da Vitrinita (Ro%) Microespectro de Fluorescência 38

9 vii Análises Geoquímicas Carbono Orgânico Total - (%COT) Pirólise Rock-Eval Tratamento dos Dados 47 5 RESULTADOS E DISCUSSÕES Análise organogeoquímicas Carbono Orgânico Total (COT) e Enxofre Total (ST) Pirólise Rock-Eval Palinofácies Análise Qualitativa da Matéria Orgânica Particulada Descrição dos principais grupos da Matéria Orgânica Particulada Análise Quantitativa da Matéria Orgânica Particulada Fácies Orgânicas Caracterização Paleoambiental Estágios de Evolução Térmica Caracterização da Potencialidade de Geração de Hidrocarbonetos 78 6 CONCLUSÃO 80 7 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 81 ANEXO (ESTAMPAS)

10 viii ÍNDICE DE FIGURAS Figura 1: Contexto geológico das Bacias do Rio do Peixe (modificado de Santos et al., 1984). 3 Figura 2: Geologia da bacia do Rio do Peixe (modificado de Cavalcante, 1999). 4 Figura 3: Sistemas de riftes Cretáceos do nordeste brasileiro (modificado de Mattos, 1992). Figura 4: Coluna estratigráfica da Bacia de Sousa (modificada de Srivastava & Carvalho, 2004). Figura 5: Representação esquemática da estratificação térmica da coluna d água de um lago (modificado de Gonçalves, 2001). Figura 6: Padrão de circulação da massa d água em lagos de regiões de clima temperado durante o verão e outono (modificado de Wetezel, 1983). Figura 7: Perfis esquemáticos de concentração de oxigênio em diferentes tipos de lagos (adaptado de Esteves, 1988) Figura 8: Localização do poço FC-1-PB (mapa modificado de Srivastava & Carvalho, 2004). 16 Figura 9: Perfil litológico do testemunho FC-1-PB (Silva Filho, 2009). 17 Figura 10: Escala de ICE, (Barnard et al.,1981), padrão Robertson Research. 34 Figura 11: Relação entre o tempo (milhões de anos), Temperatura ( C) e Maturação (ICE e %Ro) ( Barnard et al., 1981). Figura 12: Parâmetros espectrais de fluorescência (modificado de Bertrand & Pradier,1993). Figura 13: Quadro de caracterização do estágio de maturação térmica através da correlação entre parâmetros de maturação organogeoquímicos e organopetrográficos. (modificado de Mukhopadhyay, 1994) Figura 14: Diagrama de Van Krevelen (H/C x O/C) (Tissot & Welte, 1978). 46 Figura 15: Diagramas binários que caracterizam o tipo de Matéria orgânica a Diagrama do tipo Van Krevelen (segundo Espitalié et al., 1977). b Diagrama binário COT versus S2 (segundo Langford & Blanc-valleron, 1990). 50

11 ix Figura 16: Distribuição do percentual dos principais componentes da matéria orgânica particulada das amostras ao longo do Testemunho FC-1-PB. Figura 17: Dendrograma composto obtido da análise de agrupamento modo-q e modo-r para os componentes da matéria orgânica particulada. Figura 18: Relação das fácies orgânicas e os ambientes sedimentares, principalmente quanto a oxigenação de fundo, proximidade da fonte flúvio-deltáica e ao clima (modificado de Tyson,1995 e Jones, 1987). Figura 19: Gráfico binário carbono orgânico total (COT%) versus enxofre orgânico total (S%). (modificado de Raiswell & Berner, 1985) Figura 20: Intervalos paleoambientais e seus respectivos parâmetros organofaciológicos (COT, C/S e distribuição organofaciológica). Figura 21: Histogramas de freqüência de medidas de reflectância em amostras da Forrmação Sousa, Bacia de Sousa. Figura 22: Curva do microespectro de fluorescência da população de esporinita com fluorescência amarela/laranja. Figura 23: Correlação de parâmetros de maturação térmica modificado de Mukhopadhyay (1993)

12 x ÍNDICE DE QUADROS Quadro 1: Classificação geral dos principais componentes da matéria orgânica (baseado em Tyson 1995; Mendonça Filho, 1999; Mendonça Filho et al., 2002, Mendonça Filho et al., 2008). 19 Quadro 2: Escala de coloração de fluorescência (Tyson, 1995). 32 Quadro 3: Correlação entre cores de fluorescência das esporinitas (esporos e grãos de pólen) em luz ultravioleta e reflectância da vitrinita (baseada em Tyson, 1995 e Jones, 1996). Quadro 4: Percentual dos principais grupos e subgrupos da matéria orgânica particulada obtida pela análise de palinofácies do testemunho FC-1-PB. Quadro 5: Intervalos Paleoambientais caracterizados através da associação palinofaciológica, COT e razão C/S. Quadro 6: Correlação dos parâmetros obtidos de organopetrográficos e organogeoquímicos de maturação

13 xi ÍNDICE DE TABELAS Tabela 1: Parâmetros organogeoquímicos obtidos em amostras da Formação Sousa. 51 Tabela 2: Parâmetros de Microespectro de Fluorescência obtidos em amostras da Formação Sousa, Bacia de Sousa, testemunho FC-1-PB. 76

14 1 1 INTRODUÇÃO 1.1 Apresentação A Bacia de Sousa é uma das pequenas bacias do interior do Nordeste do Brasil conhecida por abrigar registros fósseis de pegadas de dinossauros. Apesar da extensa área de afloramentos e do registro em testemunhos de sondagem, a bacia de Sousa, como outras bacias interiores do Nordeste, sempre tiveram o estudo posicionado a um segundo plano, devido principalmente à ausência de informações sobre a presença de recursos minerais de relevância econômica. Acontecimentos atuais, como a exsudação natural de óleo do Sítio Salguinho, no município de Sousa, é um forte indicativo do quão pouco se conhece acerca da geologia regional desta bacia. Tal situação gera informações pontuais e essencialmente descritivas sobre aspectos dos depósitos continentais cretáceos brasileiros, impossibilitando uma compreensão global dos fenômenos ambientais e biológicos. Em função de praticamente todos os dados disponíveis para a bacia de Sousa ser de superfície, o estudo de fácies orgânica de amostras de subsuperfície e a caracterização paleoambiental dessa sucessão sedimentar, proposta nesta dissertação de mestrado, mostramse importantes cientificamente por possibilitar a compreensão da evolução geológica da época Neocomiano na área. Esta dissertação de mestrado está inserida no projeto CTPETRO/MCT/CNPq nº 16/2005 (P&D Tecnológico nas Áreas de Cadeia Produtiva do Petróleo e Gás Natural) intitulado Furo de sondagem na Bacia de Sousa investigação da origem da exudação de petróleo em Sítio Salguinho, Sousa, Paraíba. Este projeto utiliza dados obtidos pelas análises visual dos componentes orgânicos particulados e organogeoquímicos na caracterização paleoambiental e na determinação do potencial de geração de hidrocarbonetos líquídos e gasosos. Para tal estudo, foram utilizadas técnicas de microscopia em luz branca transmitida e em fluorescência para a análise de palinofácies e de geoquímica orgânica (Carbono Orgânico total, Enxofre Total e Pirólise Rock-Eval) na identificação da matéria orgânica particulada

15 2 (querogênio), na determinação do estágio de maturação térmica e avaliação do potencial de geração de hidrocarbonetos líquidos e gasosos. Deste modo, os parâmetros palinofaciológicos e organogeoquímicos obtidos neste estudo correlacionados com as características geoquímicas do óleo exsudado na localidade do sítio de Salguinho, podem contribuir na investigação da ocorrência de óleo na bacia de Sousa. 1.2 Objetivos O objetivo principal deste trabalho foi determinar a variação de fácies orgânica em uma sucessão sedimentar da bacia de Sousa, através da caracterização petrográfica e geoquímica da matéria orgânica particulada, identificando os possíveis horizontes geradores de petróleo e determinando as condições paleoambientais de deposição da matéria orgânica sedimentar. Desta forma a finalidade desse estudo foi: determinação da maturação térmica dos intervalos amostrados; avaliar qualitativamente e quantitativamente a matéria orgânica particulada contida nos sedimentos e nas rochas sedimentares através da técnica de palinofácies; levantamento do potencial de geração de hidrocarbonetos líquidos e gasosos da bacia de Sousa; caracterização do paleoambiente deposicional; Identificação de tendências de proximalidade.

16 8 3 ROCHAS GERADORAS LACUSTRES As rochas sedimentares ricas em matéria orgânica de origem lacustre são responsáveis pela geração de uma pequena parcela das reservas mundiais de petróleo, principalmente geradas por sedimentos marinhos (Tissot & Welte, 1984). Contudo, algumas regiões como Indonésia, China, Sumatra, Oeste da África, Austrália e Brasil, rochas sedimentares lacustres podem constituir as principais geradoras de hidrocarbonetos (Katz, 1990 e 1995). Como resultado, as rochas geradoras lacustres costumam apresentar uma menor extensão geográfica e um maior grau de variabilidade composicional e de potencial petrolífero (Katz, 1995). No Brasil em especial, os sedimentos lacustres depositados nas bacias rift Eocretácicas da margem continental deram origem a mais de 90% das reservas de petróleo (Mello & Maxwell, 1990). Fatores tectônicos e climáticos podem afetar drasticamente os sistemas deposicionais, as características físico-químicas da coluna d água, a natureza da biota, a produção e as condições de preservação da matéria orgânica (Kelts, 1988). 3.1 Aspectos Geológicos e Físico-químicos dos Lagos O lagos é um corpo d água sem ligação direta com o mar, cuja formação depende basicamente da existência de uma depressão na superfície da terra e de um balanço hidrológico favorável (Esteves, 1988). Dentre os diversos tipos de bacias lacustres (p. ex., vulcânicas, fluviais, glaciais), as de origem tectônica em geral são mais constantes no tempo geológico e apresentam as maiores áreas superficiais e profundidade, possuindo, portanto, um maior potencial petrolífero (Katz, 1985). Os lagos são sistemas dinâmicos e sensíveis a mudanças sutis no clima tal como flutuações no regime de chuvas, contraposto com a maioria de ambientes marinhos que são influenciados fisicamente e quimicamente em menor escala por este fator (Tucker & Wright, 1990).

17 9 A aplicação direta, em lagos, dos conceitos normalmente usados no estudo de bacias marinhas é dificultada pelas diferenças de taxas de mudança nos fatores que controlam o desenvolvimento das sequências sedimentares e pelas características inerentes a esses ambientes (Scholz et al., 1998). Buoniconti & Scholz (2001) propõem para o Lago Malawi (África Oriental), por exemplo, que fases de nível de lago baixo correspondem a períodos de menor escoamento superficial e, consequentemente, de retenção de sedimentos nas áreas de drenagem, enquanto fases de nível de lago alto estão relacionadas a períodos de maior fluxo de água e aporte sedimentar para o lago. Assim, para exemplificar tal modelo podemos citar a deposição de lobos turbidíticos em fase de nível de lago alto, contrário ao que ocorre em depósitos marinhos. Nos lagos tectônicos, a interação entre subsidência, aporte sedimentar e balanço hidrológico, controlam as características físicas e químicas da massa d água, a natureza e arquitetura dos depósitos sedimentares e a distribuição e potencial das rochas geradoras de petróleo (Lambiase, 1990; Carroll & Bohacs, 1999). Quanto ao equilíbrio entre a taxa de subsidência e o aporte sedimentar, temos em bacias onde o primeiro excede o segundo a tendência de formar lagos profundos, enquanto nas bacias que o segundo prevalece sobre o primeiro tendem a formar lagos rasos e/ou pântanos. Já com relação ao balanço hidrológico, lagos em que o efluxo supera o influxo de água (balanço negativo) costuma ser salinos e efêmeros, enquanto lagos em que o influxo predomina (balanço positivo) são dominados por progradações deltaicas (Olsen, 1990). Os lagos podem ser hidrologicamente abertos ou fechados. O lagos abertos possuem saídas permanentes e são característicos de regiões exoreícas onde o fluxo de água da chuva retorna ao mar através de sistemas fluviais. Esses lagos apresentam uma maior estabilidade do nível do lago e da química d água. Os sistemas lacustres hidrologicamente fechados não possuem uma saída regular, portanto, o nível do lago e as condições químicas são controlados pelo balanço entre influxo, precipitação e evaporação. Sistemas lacustres fechados ocorrem em regiões endorreicas e áridas. Dois principais tipos de lagos fechados são reconhecidos: perenes e efêmeros.

18 10 Os lagos perenes contém corpos d água que podem permanecer por anos ou milhares de anos e mostram marcadas flutuações no nível do lago. Tais flutuações são resultantes de uma ligeira mudança da descarga na área de captação do lago causado por mudanças na evapotranspiração e na intensidade das chuvas, como no caso do Lago Chilwa em Malawi, um lago raso cobrindo 2000km 2 (Lancaster, 1979 apud Tucker & Wright, 1990) que suporta variações sazonais no nível do lago até um metro ao ano, com uma variação de 1-2m sobre um ciclo de seis anos e é dissecado em uma média de a cada 68 anos. Com mudanças no clima podem tornar um sistema aberto em fechado, passando para lagos efêmeros e sistema igualmente fechado pode tornar-se aberto. Qualquer região pode conter sistemas exorréicos e endorreicos ou ainda árido como ocorre hoje em Vitória, Austrália (Bayly & Williams, 1974). Uma das propriedades essenciais dos lagos é sua tendência de estratificação térmica da coluna d água (figura 5). A principal origem do calor é a radiação solar e seu efeito de aquecimento diminui com a profundidade, além dos casos geotermais em lagos de rifte e vulcânicos. Como resultado da má distribuição do calor solar absorvido pelas camadas superficiais para o restante da massa d água, se desenvolve uma camada superficial de águas menos densas e temperatura relativamente uniforme e quente (epilímnio), uma porção intermediária (metalímnio) caracterizada por uma marcante descontinuidade de temperatura (termoclina), e uma camada de águas mais densas com temperaturas relativamente uniformes e mais frias (hipolímnio) (Wetzel, 1983). Figura 5: Representação esquemática da estratificação térmica da coluna d água de um lago (modificado de Gonçalves, 2001).

19 11 A persistência da estratificação térmica dos lagos depende de diversos fatores como clima, temperatura e salinidade da água, área e profundidade do lago e regime de ventos. Os fatores como o clima, temperatura e salinidade da água, área e profundidade do lago e o regime dos ventos influenciam na manutenção da estratificação térmica dos lagos (Esteves, 1988). Em regiões de clima temperado, as superfícies dos corpos d água são aquecidas durante o verão tornando a coluna d água estratificada, enquanto no outono a radiação solar é menos intensa, resfria o epilímnio, homogeneizando a temperatura e provocando a circulação da massa d água (figura 6). Figura 6: Padrão de circulação da massa d água em lagos de regiões de clima temperado durante o verão e outono (modificado de Wetzel, 1983). Já em regiões tropicais, devido à intensa radiação solar durante a maior parte do ano, os lagos tendem a permanecer estratificados, com eventuais períodos de circulação nas fases de clima mais ameno (Esteves, 1988). A estratificação da coluna d água pode ser mantida por longos períodos de tempo em lagos profundos como no lago Tanganica (Kats, 1990). O contraste de densidade gerado por diferentes concentrações de salinidades em um mesmo corpo lacustre, onde a camada mais profunda é mais salina do que a rasa pode impedir a circulação. Tal contraste pode ser causado pelo aporte de águas salinas provenientes de fontes hidrotermais (ex. Lago Kivu; Degens et al., 1973) ou por um influxo de água doce subsequente a uma fase de aridez acentuada (Gonçalves, 2001).

20 12 O lago também pode ser classificado quanto ao padrão de estratificação/circulação de água (Wetzel, 1983) em: Holomítico: quando a circulação envolve toda a coluna d água. Meromítico: quando a circulação envolve apenas uma parte a coluna d água. Neste caso a termoclina separa uma parte da coluna d água que regularmente é submetida a renovação denominada de mixolímnio e de outra parte mais profunda que se mantém isolada denominada de monimolímnio. Como o transporte do oxigênio na água por difusão molecular é pouco eficiente (Esteves, 1988), sua quantidade ao longo da coluna d água é fortemente controlada pelo padrão de estratificação e circulação da massa d água (Wetzel, 1983; Esteves, 1988). Dessa forma, a região isolada (monimolímnio) dos lagos meromíticos desenvolve condições anóxicas que favorecem a preservação da matéria orgânica. A atividade dos organismos também influencia diretamente o grau de oxigenação. Em lagos com alta produtividade primária, a decomposição da matéria orgânica formada na zona fótica resulta num grande aumento de consumo de oxigênio no hipolímnio, que pode tornar-se anóxico (Fig.7b). Por outro lado, em lagos com baixa produtividade primária, podem prevalecer condições óxicas ao longo de toda coluna d água (Fig. 7c). Figura 7: Perfis esquemáticos de concentração de oxigênio em diferentes tipos de lagos (A) meromítico, e com altos (B) e baixos (C) níveis de produtividade primária no epilímnio (adaptado de Esteves, 1988).

21 13 Ao contrário dos sistemas marinhos onde os íons cloreto (Cl - ) e sódio (Na 2+ ) são predominantes, nos lagos podem ocorrer elevadas proporções de outros íons como cálcio (Ca 2+ ), magnésio (Mg 2+ ), potássio (K + ), bicarbonato (HCO 3- ) e sulfato (SO 2-4 ) (Wetzel, 1983). A água dos lagos pode variar de doce à hipersalina em função de uma série de fatores, dentre os quais se destacam a composição das rochas na área de drenagem e o balanço hidrológico do lago. Os lagos também podem ser classificados quanto a função trófica do sistema lacustre (produtividade de matéria orgânica), e também baseados na relação de predomínio entre fontes alóctones (proveniente de fora do sistema) e autóctones (oriunda do sistema). Podem ser, portanto, dos seguintes tipos: Eutróficos: apresentam uma alta produtividade primária. Observa-se o predomínio de matéria orgânica autóctone sobre alóctone. São lagos com altas concentrações de fósforo, nitrogênio e pouca transparência; Distrófico: apresentam o predomínio de matéria orgânica alóctone sobre a autóctone. Possuem alta concentração de material húmico e coloração escura da água; Oligotrófico: apresentam baixa produtividade primária, portanto baixas concentrações de fósforo e nitrogênio e alta transparência. O termo mesotrófico é aplicado para um estágio intermediário entre o nível eutrófico e oligotrófico. Uma série de fatores controlam diretamente a produtividade do lago, entre a hidrodinâmica, morfologia, luminosidade, temperatura, grau de mistura da coluna d água, oxigenação e entrada de nutrientes.

22 Acumulações da Matéria Orgânica em Lagos A acumulação da matéria orgânica em corpos lacustre ocorre através do balanço entre: biomassa produzida dentro do lago (autóctone) e/ou trazida de sua área de drenagem (alóctone); quantidade de biomassa alterada e reciclada na coluna d água e nos sedimentos. O tipo de matéria orgânica acumulada nos depósitos lacustres é controlado por diversos fatores tais como o clima, tamanho e profundidade do lago, e topografia de sua área de drenagem (Kelts, 1988), podendo variar desde completamente autóctone até quase toda proveniente de fora do lago (Meyers & Ishiwatari, 1993). As algas são as principais fontes de matéria orgânica autóctone nos lagos. Outra importante fonte primária de matéria orgânica autóctone são bactérias quimio- e fotossintéticas. A produtividade primária é condicionada por uma série de fatores, tais como luminosidade, temperatura, disponibilidade de nutrientes (especialmente fósforo e nitrogênio), salinidade, ph, etc. (Wetzel, 1983; Kelts, 1988; Katz, 1990 e 1995). Em lagos tropicais, os níveis de produtividade mais altos são essencialmente favorecidos por fatores como luminosidade e temperatura. No entanto, dentre todos os fatores, o mais importante é a disponibilidade de nutrientes (Katz, 1990). Em lagos pequenos o escoamento superficial e os rios podem representar importantes fontes de nutrientes. Em corpos d água de grandes dimensões, a manutenção de altos níveis de produtividade depende principalmente da eficiência da reciclagem de nutrientes a partir da biomassa depositada no fundo do lago (Gonçalves, 2001). O estado de preservação da matéria orgânica depende da concentração de oxigênio ao longo da coluna d água e na interface água/sedimento (Demaison & Moore, 1980). Em condições ambientais óxicas, a matéria orgânica é degradada por bactérias aeróbicas e metazoários.

23 15 Já em condições disóxicas/anóxicas ocorre a restrição desses organismos, e as bactérias anaeróbicas que empregam nitratos e sulfatos como agentes oxidantes tornam a ser as responsáveis pela alteração da matéria orgânica. Em lagos anóxicos de água doce, devido à pouca disponibilidade desses agentes oxidantes (oxigênio e sulfato.), a biomassa é alterada principalmente por bactérias metanogênicas (Katz, 1990). O tempo de exposição da biomassa ao longo da coluna d água e na interface água sedimento também afeta o grau de preservação da matéria orgânica. Enquanto o tempo de trânsito da biomassa entre a superfície e o fundo do lago é reflexo da profundidade e do contraste de densidade entre a água e a matéria orgânica, o tempo de permanência na interface água/sedimento é condicionado principalmente pela taxa de sedimentação. (Gonçalves, 2001). Nos lagos onde a coluna d água é essencialmente, óxica altas taxas de sedimentação podem auxiliar na preservação da matéria orgânica, retirando-a da interface água/sedimento. No caso onde os lagos apresentam a porção inferior da coluna d água anóxica, a matéria orgânica é degradada apenas ao longo da parte óxica da coluna e a taxa de sedimentação já não representa um fator tão crítico para sua preservação (Katz, 1990).

24 16 4 MATERIAIS e MÉTODOS 4.1 Material de Estudo Os dados estratigráficos foram obtidos através de amostras coletadas de um testemunho de sondagem, localizado no Estado da Paraíba, buscando a melhor representação das seções analisadas, visando à obtenção dos melhores resultados, para alcançar os objetivos propostos por este trabalho. O testemunho FC-PB-1 utilizado neste estudo foi realizado à oeste do Estado da Paraíba na Fazenda Carnaúbas (figura 8, ponto 2) obtido pelo projeto CTPETRO/MCT/CNPq nº 16/2005 (P&D Tecnológico nas Áreas de Cadeia Produtiva do Petróleo e Gás Natural) intitulado Furo de sondagem na Bacia de Sousa investigação da origem da exudação de petróleo em Sítio Salguinho, Sousa, Paraíba. Figura 8: Localização do poço FC-1-PB (mapa modificado de Srivastava & Carvalho, 2004). Foram coletadas 89 amostras do testemunho de sondagem FC-PB-1 nos intervalos onde existiram mudanças faciológicas. As amostras foram denominadas pela simbologia BS-PB seguida de suas numerações. O arcabouço faciológico da sucessão estudada abrange a Formação Sousa, constituído de argilitos avermelhados e acinzentados, margas e calcilutitos com laminações microbiais (figura 9).

25 Figura 9: Perfil Litológico do Testemunho 1-FC-PB (Silva Filho, 2009). 17

26 Métodos e Metodologia de estudo Para a caracterização de fácies orgânica empregada no presente estudo aplicou a integração dos dados de palinofácies e de geoquímica orgânica (Carbono Orgânico Total COT e pirólise Rock-Eval), que segundo Tyson (1195), o conceito de fácies orgânica pode ser definido como um grupo de sedimentos contendo um conjunto distinto de constituintes orgânicos que podem ser reconhecidos sob microscopia ou estar associado com uma composição organogeoquímica característica Palinofácies O conceito de palinofácies foi introduzido por Combaz (1964) e sua definição pode ser entendida como o estudo palinológico do total de componentes da matéria orgânica contida em um sedimento após a remoção da matriz sedimentar (mineral) pela acidificação com HCl (ácido clorídrico) e HF (ácido fluorídrico). De acordo com Tyson (1995), a análise de palinofácies é o estudo palinológico de ambientes deposicionais e do potencial de rochas geradoras de hidrocarbonetos, baseado na assembléia total de componentes da matéria orgânica particulada, sendo definida como um corpo de sedimento contendo uma assembléia distinta de matéria orgânica palinológica que reflete um grupo específico de condições ambientais, podendo ser associada com um potencial de geração de hidrocarbonetos característico. Esta análise compreende o exame qualitativo e quantitativo da matéria orgânica particulada (querogênio), ou seja, a integração de todos os aspectos dos componentes da matéria orgânica como: identificação dos componentes particulados individuais, determinação de suas proporções relativas e seu estado de preservação através de técnicas de microscopia. Para essa análise utilizam-se técnicas de microscopia de luz branca transmitida e luz azul/ultravioleta incidente (fluorescência) para identificação e contagem de 300 componentes da matéria orgânica particulada insolúvel em solvente orgânico (querogênio) obedecendo à classificação geral dos principais componentes da matéria orgânica (baseado em Tyson 1995; Mendonça Filho, 1999; Mendonça Filho et. al., 2009). As partículas orgânicas são divididas em três grupos principais: matéria orgânica amorfa (M.O.A.), fitoclasto e palinomorfo (quadro 1).

27 Quadro 1: Classificação geral dos principais componentes da matéria orgânica (baseado em Tyson 1995; Mendonça Filho, 1999; Mendonça Filho et al, 2002, Mendonça Filho et al, 2010). 19

28 Técnicas de Preparação das Amostras para Análise de Palinofácies Para a realização das análises palinofaciológicas é necessário concentrar a matéria orgânica particulada contida em rochas sedimentares, também comumente denominada de Querogênio, que segundo Welte (1972), é a fração da matéria orgânica sedimentar insolúvel em solventes orgânicos, sendo frequentemente mais rica em hidrogênio de baixa aromaticidade. Após a concentração do querogênio, são aplicadas técnicas para a confecção das lâminas organopalinológicas, que são analisadas em microscopia sob luz branca transmitida e fluorescente, e dos plugs de concentrado de querogênio, para a análise em microscopia sob luz branca refletida e microespectro de fluorescência. Primeiramente, as amostras são fragmentadas entre 2 e 5mm e cerca de 20g a 40g de material é separado para obtenção de um concentrado de querogênio, porém a litologia e o teor de COT podem influenciar na quantidade de material a ser processado. Caso a amostra apresente óleo de formação ou contaminação por aditivo de fluido de perfuração, é necessária a utilização de métodos extrativos com solvente orgânico e detergente industrial acompanhado de ultrassom para lavagem. ETAPA I - Ácido Clorídrico - (HCl) A primeira etapa do processamento químico consiste na acidificação da amostra com o ácido clorídrico (37%) para eliminação da fração carbonática. Deixa-se em repouso por 18 horas e posteriormente o material é neutralizado através da lavagem com água filtrada. Neutralização: Adiciona-se água filtrada na amostra num béquer (600ml), espera-se a decantação do material e com uma peneira de malha de poliéster (entre 10µm e 20µm), peneira-se somente o sobrenadante, e o material retido na peneira é retornado para o béquer. O béquer é preenchido novamente com água filtrada, espera-se a decantação e inicia-se novo peneiramento. Repete-se esse procedimento até que o ph do líquido sobrenadante torne-se neutro. ETAPA - II Ácido Fluorídrico - (HF) A segunda etapa de ataque ácido utiliza-se ácido fluorídrico (40%) para eliminação da fração silicosa da amostra. Adiciona-se o HF permanecendo em repouso por 24 horas, para esse processo é necessário que a amostra esteja com o mínimo de água possível no béquer.

29 21 Neutralização: Após 24 horas em repouso, acrescenta-se água filtrada no béquer (600ml), espera-se a decantação do material, inicia-se o peneiramento do sobrenadante. Realiza-se o mesmo procedimento utilizado para a neutralização da amostra com HCl. ETAPA - III Segunda adição do Ácido Clorídrico - (HCl) Após a completa neutralização, a amostra é novamente acidificada com aproximadamente 5ml a 10ml de HCl (37%), para eliminação dos possíveis fluorsilicatos formados durante as etapas anteriores, permanecendo em repouso por 3 horas. ETAPA - IV Limpeza e decantação do material Uma vez neutralizada a amostra, elimina-se o excesso de água, passa-se o material para um tubo de centrífuga (50ml) e centrifuga-se por 3 minutos (a rpm). ETAPA - V Líquido denso - Cloreto de Zinco (ZnCl2) Essa etapa da preparação consiste na separação por flotação utilizando-se ZnCl2, líquido de densidade (1,9 a 2 g/cm3) intermediária entre o material orgânico e inorgânico, com o objetivo de separar a fração orgânica da fração inorgânica residual. ETAPA - VI Lavagem do líquido denso Após a separação do resíduo orgânico (sobrenadante), passa-se somente a matéria orgânica isolada para outro tubo de centrífuga. Adiciona-se algumas gotas de HCl (10%), completa-se com água destilada, centrifuga-se novamente por 3 minutos (a 1.500rpm) e descarta-se o sobrenadante. Realiza-se esse procedimento até que o material esteja completamente neutralizado. ETAPA - VII Obtenção do resíduo orgânico Após a completa neutralização, o resíduo orgânico é transferido para um frasco com tampa devidamente identificado e etiquetado, e está pronto para a preparação das lâminas organopalinológicas.

30 22 ETAPA - VII Montagem de Lâminas Organopalinológicas Na montagem de lâminas organopalinológicas são utilizadas lâminas de vidro (24x76 mm), lamínula (24x24 mm) e Entellan-Merck (resina a base de xileno). Sobre uma chapa aquecida entre 40ºC e 50ºC, coloca-se 2 lamínulas onde cada uma recebe uma gota do resíduo orgânico juntamente com algumas gotas de água destilada para espalhar o material. Sendo que o resíduo colocado sobre a segunda lamínula é previamente peneirado em peneira de malha de poliéster de 10µm, sendo que a contagem dos componentes orgânicos particulados é feita no material peneirado. Após a secagem as duas lamínulas são coladas em uma mesma lâmina com Entellan-Merck Técnicas de Microscopia A principal finalidade da microscopia é a caracterização da origem da matéria orgânica, a determinação das percentagens relativas e o estado de preservação dos diferentes constituintes que compõem a matéria orgânica total. Secundariamente, a análise microscópica fornece informações sobre o grau de alteração térmica (maturidade) e o potencial de geração de hidrocarbonetos da matéria orgânica, além de determinar a natureza do ambiente deposicional. A combinação do procedimento de identificação visual dos componentes orgânicos sob luz branca transmitida, e a observação em fluorescência destes, são importantes para a detecção da presença de palinomorfos significativos, os quais poderiam passar despercebidos durante o procedimento de contagem. As análises microscópicas foram realizadas no Laboratório de Palinofácies e Faciologia Orgânica (LAFO), Setor de Paleontologia e Estratigrafia, Departamento de Geologia, Instituto de Geociências.

31 Microscopia sob Luz Branca Transmitida Composição orgânica Segundo Welte (1972), querogênio é a fração da matéria orgânica sedimentar que é insolúvel em solventes orgânicos, sendo comumente mais rica em hidrogênio de baixa aromaticidade. Querogênio é o termo usualmente mais utilizado para descrever a matéria orgânica particulada contida em rochas sedimentares. Na ausência de hidrocarbonetos migrados, o querogênio perfaz comumente 95% ou mais da matéria orgânica em rochas sedimentares. Devido aos processos de maceração utilizada para separar a matéria orgânica da matriz de sedimentos litificados usar normalmente, apenas HCl (ácido clorídrico) e HF (ácido flurorídrico), existem duas definições geoquímicas modernas comumente utilizadas: Querogênio é a matéria orgânica insolúvel em solventes orgânicos (Durand, 1980), ou os constituintes orgânicos das rochas sedimentares que são insolúveis em componentes aquosos alcalinos e solventes orgânicos (Tissot & Welte 1984). Para os petrólogos orgânicos e palinólogos, querogênio pode ser definido como matéria orgânica particulada, resíduo isolado de uma rocha sedimentar após a completa dissolução de sua matriz mineral por acidificação com HCl e HF. Este material particulado pode conter matéria orgânica extraível, ou seja, solúvel. Participantes do Open Workshop on Organic Matter Classification (University of Amsterdam, junho de 1991) coletivamente decidiram adotar o termo matéria orgânica palinológica para descrever o querogênio observado sob luz branca transmitida. De acordo com Tyson (1995), querogênio não é uma substância individual variável, mas uma mistura complexa e heterogênea cuja, composição reflete proporções grandemente variáveis de um grande número de materiais precursores. Estes materiais podem ter grandes variações no seu estado de preservação, e consequentemente, em sua composição, ao tempo de sua fossilização no sedimento hospedeiro. Tanto a associação total, quanto os componentes individuais estão frequentemente relacionados ao querogênio. A matéria orgânica original é transformada em querogênio por uma variedade de reações geoquímicas que ocorrem durante a diagênese e o soterramento.

32 24 Diferentes tipos de querogênio podem ser reconhecidos por exame óptico e análises físico-químicas. A composição atômica global dos três principais elementos (C, O e H) é mostrada em um gráfico (diagrama de Van Krevelen, figura 14) que representa as razões H/C versus O/C. As diferentes curvas iniciam com diferentes razões hidrogênio/oxigênio, de acordo com a matéria orgânica original e condições de deposição. As curvas se juntam quando a concentração de carbono no querogênio se aproxima dos 100%. Os tipos extremos de matéria orgânica disseminada correspondem, por um lado, ao querogênio do tipo I, o qual é rico em estruturas alifáticas e conseqüentemente em hidrogênio, como em alguns depósitos de algas, e por outro lado ao querogênio tipo III, o qual é rico em núcleos poliaromáticos e grupos oxigenados, como a matéria orgânica derivada de vegetais de origem terrestre. O tipo I refere-se ao querogênio com alta razão atômica inicial H/C (1,5 ou mais) e baixa razão O/C inicial (geralmente inferior a 0,1). Este tipo compreende muito material lipídico, particularmente cadeias alifáticas. O conteúdo de núcleos poliaromáticos e ligações heteroatômicas são baixos, quando comparado aos outros tipos de matéria orgânica. A pequena quantidade de oxigênio presente é principalmente encontrada nas ligações ésteres (- C=O). Quando sujeito à pirólise (550 a 600 C), o querogênio tipo I produz uma quantidade maior de voláteis e/ou compostos extraíveis que os outros tipos de querogênio e também uma quantidade mais elevada de óleo. A alta proporção de lipídios pode resultar de uma seletiva acumulação de material algálico ou de uma severa biodegradação da matéria orgânica durante a deposição. A primeira fonte inclui sedimentos ricos em matéria orgânica derivada de algas, particularmente de ambiente lacustre como algas do gênero Botryococcus e formas associadas e seus equivalentes marinhos como as algas do gênero Tasmanites. A segunda fonte inclui matéria orgânica disseminada, a qual tem sido extensivamente retrabalhada por microorganismos, tanto que o querogênio é derivado principalmente de uma biomassa de lipídios retrabalhados e outra de lipídios microbianos. Esta situação parece ocorrer principalmente em ambientes lacustres. O tipo II é particularmente frequente em muitas rochas geradoras de petróleo e folhelhos oleígenos, com a razão H/C relativamente alta e a O/C baixa.

33 25 O núcleo aromático e os grupos heteroatômicos cetona e ácido carboxílico são mais importantes que aqueles que estão no tipo I e menos importantes que aquelas do tipo III. Material saturado compreende abundantes cadeias alifáticas de comprimento moderado e anéis naftênicos. O enxofre está presente em quantidades substanciais, localizado nos heterociclos e provavelmente também como ligações sulfeto. O querogênio tipo II contém número maior de anéis aromáticos e naftênicos. A razão H/C e o potencial de geração de óleo e gás são mais baixos do que os observados no querogênio tipo I, embora ainda bastante significativos. O querogênio tipo II é usualmente relacionado com a matéria orgânica marinha depositada em ambientes redutores, com teor de S médio a alto, além de grãos de pólen, esporos e cutículas. A presença de íons livres no ambiente deposicional marinho empobrece a matéria orgânica de hidrogênio, pela combinação deste com os íons livres, dando origem aos sulfatos, nitratos e outros compostos. O tipo III refere-se ao querogênio com uma razão H/C inicial relativamente baixa (usualmente inferior a 1,0) e alta razão atômica inicial O/C (0,2 ou 0,3). Este tipo de querogênio compreende uma porção importante de núcleos poliaromáticos e grupos heteroatômicos como cetona e ácido carboxílico, mas nenhum grupamento éster. Grupos alifáticos são somente um constituinte menor da matéria orgânica. Eles consistem de umas poucas cadeias longas, originadas de ceras de vegetais terrestres, grupos metilas e outras cadeias curtas. Este tipo de querogênio é geralmente menos favorável para geração de óleo do que os tipos I e II, contudo ele pode fornecer rochas geradoras de gás, se soterrados a profundidades suficientes. Ele também é menos produtivo na pirólise. A composição de um querogênio imaturo depende da natureza da matéria orgânica incorporada ao sedimento e da extensão da degradação microbiana. A composição do querogênio, particularmente em respeito a hidrogênio (cadeias alifáticas) e oxigênio (grupos funcionais), determina o potencial genético de um sedimento, ou seja, a quantidade de hidrocarboneto que pode ser gerado durante o soterramento. De acordo com Tyson (1995), a rocha geradora mais clássica, contendo matéria orgânica marinha, depositada em um ambiente redutor, corresponde ao querogênio tipo II e tem um alto potencial genético. Contrariamente, matéria orgânica continental depositada em ambiente onde a biodegradação é limitada pelo soterramento rápido, corresponde ao tipo III e tem potencial comparativamente baixo para geração de óleo. Muitos querogênios, quando plotados no diagrama de Van Krevelen, caem nestes ou entre estes tipos.

34 26 O tipo I é muito menos frequente e refere-se a uma matéria orgânica seletivamente biodegradada, enriquecida em lipídios, ou a rochas consistindo quase que inteiramente de matéria orgânica tal como alginitas. Classificação do querogênio: Tipo I Matéria orgânica algal lacustre e matéria orgânica enriquecida em lipídios por ação bacteriana (amorfa). Tipo II Matéria orgânica depositada em ambientes redutores (mais esporos, grãos de pólen, cutículas de vegetais superiores). Tipo III Matéria orgânica lenhosa de vegetais superiores terrestres. Classificação do querogênio A classificação do querogênio, que foi usada neste trabalho foi dividida em três grupos principais: Fitoclasto, Palinomorfo e Matéria Orgânica Amorfa, de acordo com Tyson (1993; 1995) e Mendonça Filho et al., 2010 (quadro 1) GRUPO DOS FITOCLASTOS O termo fitoclasto foi designado por Bostick (1971) para referir a todas as partículas de tamanho argila ou areia-fina do querogênio, derivado de vegetais superiores ou fungos, com autofluorescência (dependendo do tecido do qual derivam). Este grupo é dividido em opacos (pretos, carbonizados), não-opacos (translúcidos), tecidos cuticulares e hifas de fungo. Fitoclastos opacos (pretos) Este grupo é representado por fragmentos de coloração preta, opacos, que podem apresentar uma forma equidimensional (quadrático) ou alongada (retangular - onde o eixo longo da partícula é maior que três vezes o comprimento do eixo curto) e exibir margens angulares a subangulares e contornos nítidos. Ainda dentro do subgrupo fitoclasto opaco ocorrem os esclereídeos carbonizados, células do tecido esclerenquimático com parede secundária espessada e impregnadas de lignina. Existem vários tipos e formas de esclereídeos, porém o tipo comumente identificado é o astroesclereídeo, devido à sua forma de estrela.

35 27 O processo de carbonização desses componentes está, muito provavelmente, relacionado à combustão em incêndios naturais (Mendonça Filho et al., 2007). Fitoclastos não-opacos (marrons) Esta série pode apresentar coloração amarela, marrom claro e marrom muito escuro (Tuweni & Tyson, 1994) e pode ser subdividida em: Não-bioestruturados fitoclastos não-degradados que não apresentam estrutura botânica interna. Bioestruturados (botanicamente estruturados) estão representados por fragmentos do xilema secundário dos vegetais e mostram alguma estrutura interna. E, de acordo com o tipo de estrutura interna que eles apresentam, são classificados como Estriados exibem lineações fibrosas (regulares) finas Listrados apresentam listras irregulares ou desiguais Bandados apresentam engrossamento lateral paralelo igual e regular (fusiforme Tyson, 1989) Perfurados apresentam perfurações (Tyson, 1989). Tecidos cuticulares São partículas de coloração amarelo pálido a marrom claro, delgadas em forma de lâmina com contornos nítidos, podendo demonstrar boas estruturas celulares (lados, restos ou paredes celulares circulares), representando a camada mais externa da epiderme das folhas dos vegetais. Ocasionalmente, podem ocorrer materiais cuticulares mais espessos, nesse caso a cutícula está associada às camadas mais internas da folha, como por exemplo, epiderme e mesófilo. Hifas de Fungo São fragmentos de restos de fungos semelhantes a tubos estreitos e delgados, os quais podem apresentar coloração de marrom a transparentes.

36 28 De acordo com a forma dos componentes do Grupo Fitoclasto as partículas podem se apresentar: a) Não-degradadas - exibem contornos nítidos, podendo ser levemente irregulares ou mesmo lascadas (termo não utilizado para partículas opacas); b) Degradadas - exibem contornos irregulares (termo não utilizado para partículas opacas), por vezes difusos; c) Corroídas (termo utilizado para as partículas opacas) - exibem contornos irregulares. De acordo com o grau de preservação, os componentes do Grupo Fitoclasto podem se apresentar: a) Pseudoamorfos - não exibem coloração de fluorescência e possuem aspecto de MOA, particularmente apresentam margens gradacionais, são homogêneos e sem inclusões. b) Amorfizados - apresentam coloração de fluorescência, exibem aspecto de MOA, contornos irregulares e podem apresentar inclusões (retrabalhados microbiologicamente); c) Altamente preservados ( em decomposição ) - exibem coloração de fluorescência e contornos irregulares. As características petrográficas indicam elevado grau de preservação em decorrência da preservação da composição química, porém com perda da integridade física. GRUPO DOS PALINOMORFOS Refere-se a todo componente de parede orgânica resistente ao ataque com HCl (ácido clorídrico) e HF (ácido fluorídrico), sendo dividido em: Esporomorfos, Microplâncton de parede orgânica (água doce ou marinho) e Zoomorfos. Sendo o menos abundante dos três principais grupos morfológicos da matéria orgânica particulada, a abundância relativa de palinomorfos é primeiramente controlada pela extensão da diluição por fitoclastos ou matéria orgânica amorfa (Tyson, 1993). Esporomorfos É um termo coletivo para todos os palinomorfos que são representados pelos esporos de Briófitas e Pteridófitas e pelos grãos de pólen de Gimnospermas e Angiospermas.

37 29 Se os esporomorfos forem submetidos a um processo de degradação, podem parecer desbotados e mostrar um colapso da parede e estrutura interna, escurecimento, perda da intensidade de fluorescência e, algumas vezes, perfurações devido a ataque de bactérias ou inclusões de sulfetos (pirita em geral). Sob luz ultravioleta apresentam fluorescência. Esporos Caracterizados pela forma circular ou triangular apresentando a marca trilete ou monolete e também ocorrem como mássulas (Azolla), aglomerados e tétrades. Grãos de Pólen Apresentam morfologias complexa a simples, usualmente esférica a subesférico, ornamentação variada e podem apresentar aberturas e também ocorrem como aglomerados e tétrades. Microplâncton de água doce Alga do gênero Botryococcus Esta alga ocorre em colônias com uma coloração amarelo brilhante em forma botrioidal, podendo algumas vezes se assemelhar aos fitoclastos não-opacos degradados (Whitaker et al., 1992), devido, provavelmente, a um escurecimento na cor da alga. Em tais casos, essas algas podem ser somente reconhecidas em luz fluorescente. Algas do gênero Pediastrum (Família Hydrodictyaceae) Este é o outro gênero comum de algas Chlorococcales fósseis. O registro geológico deste gênero se estende desde o Cretáceo Inferior (Barremiano) até o recente. As colônias de Pediastrum apresentam forma característica não-muscilaginosa, de unidades discoidais, que são uma camada espessa de células com contorno circular denteado, chamadas coenobia (colônias de algas onde as células sempre ocorrem e comportam-se como uma unidade única integrada, tendo um arranjo e número específico que não é alterado com a maturidade dos indivíduos). A coenobia de Pediastrum apresenta usualmente diâmetro na ordem de 200 µm e consiste de 4 a 256 células poligonais individuais. Microplâncton de parede orgânica marinha Este grupo inclui algas dos grupos Prasinophyta, Acritarcha e Dinophyta (dinocistos).

38 30 Dinophyta (dinocistos) Somente os cistos dos dinoflagelados integram o registro fóssil do grupo. Os cistos são produzidos durante a reprodução sexuada do ciclo de vida dos dinoflagelados. A característica distintiva é a paratabulação, presente na parede do cisto do dinoflagelado. Consiste em placas retangulares ou poligonais separadas por suturas. Podem apresentar variação de tamanho de seus processos em relação a teca como: corados, proximocorados e proximados. Muitas vezes com uma abertura (arqueópilo) através da qual ocorre o excistamento. Geralmente apresentam fluorescência esverdeada intensa. Prasinophyta De acordo com Fensome et al. (1990), as prasinophytas são consideradas as mais primitivas algas verdes. As formas modernas deste grupo de algas tem sido consideradas como classe Prasinophyceae, derivadas dos gêneros Cymatiosphaera, Leiosphaeridia, Maranhites, Pterospermele, Tasmanites entre outras. Acritarchos O termo Acritarcos foi criado por Evitt (1963) para nomear todos aqueles corpúsculos orgânicos semelhantes aos dinoflagelados, mas taxonomicamente distintos, com a condição de ser fitoplâncton marinho. Desse modo, os acritarcos são considerados como um grupo polifilético de palinomorfos, que significa origem incerta. Ocorrem desde o Pré-Cambriano ao Recente. Downie (1973) classifica o acritarco segundo critérios como: paredes estruturais, tipos de piloma (sutura resultante do encistamento), natureza dos processos, crista e forma do corpo central da vesícula. GRUPO DA MATÉRIA ORGÂNICA AMORFA Matéria Orgânica Amorfa (M.O.A.) O Grupo da Matéria Orgânica Amorfa, tradicionalmente referida como MOA, compreende todo componente orgânico particulado sem estrutura, incluindo matéria orgânica amorfa, derivada de bactérias, fitoplâncton, resinas de vegetais superiores e agregados orgânicos degradados (e.g. pelets fecais de zoomorfos).

39 31 Outros materiais amorfos produtos de vegetais superiores também estão incluídos nesse grande grupo (Bustin, 1988), porém não são considerados MOA no seu sensu usual (Tyson, 1995) Matéria Orgânica Amorfa Hialina / Resina São produtos naturais de vegetais superiores, especialmente coníferas e se assemelham a fragmentos de âmbar colorido não estruturado com fratura conchoidal (Parry et al., 1981), os quais podem ocorrer como secreções preenchendo células ou lacunas ou como exudações extracelulares sobre a superfície da planta (caule ou folha). Contudo, tais partículas podem ser confundidas com fitoclastos não-opacos (Tyson, 1995) se não for observada sob luz fluorescente Microscopia em fluorescência De acordo com Tissot & Welte (1984), a fluorescência é uma técnica utilizada para identificação de material liptinítico. Esta técnica pode ser empregada para diagnosticar os macerais do grupo da liptinita, bem como identificar matéria liptinítica amorfa, se constituindo em um dos melhores métodos para a visualização de partículas de alga ou de degradação microbiana finamente dispersas nos sedimentos. Outra maneira de se utilizar a fluorescência é, segundo Tissot & Welte (1984) e Tyson (1995), na determinação do nível de evolução térmica do querogênio pela estimativa da intensidade e cor da fluorescência. A fluorescência foi utilizada neste trabalho para a identificação de esporos, grãos de pólen, algas e outros componentes orgânicos inclusos na matéria orgânica amorfa, e principalmente na determinação do grau de influência térmica que a amostra sofreu. Para a qualificação do grau de fluorescência foi utilizado a escala de cores de fluorescência introduzida por Tyson (1995), mostrada no Quadro 2, e a correlação entre cores de fluorescência em luz ultravioleta e reflectância da vitrinita (baseada em Tyson, 1995 e Jones, 1996), Quadro 3.

40 32 Quadro 2: Escala de coloração de fluorescência (Tyson, 1995). Escala numérica Características da matéria orgânica em fluorescência querogênio se apresenta completamente sem coloração de fluorescência, exceto alguns raros palinomorfos fluorescentes, especialmente algas ou cutículas a) matéria orgânica muito rara (<5%)/ausente b) matéria orgânica amorfa presente (comum a abundante) a maioria dos palinomorfos apresenta fluorescência, porém a matriz da matéria orgânica amorfa autóctone (derivada do plâncton) permanece predominante sem fluorescência a) palinomorfos exibem fluorescência amarelo-laranja fraca (esmaecida) b) palinomorfos exibem fluorescência verde-amarelada a maioria dos palinomorfos apresenta fluorescência; a matriz da matéria orgânica amorfa exibe uma coloração de fluorescência fraca a matriz da matéria orgânica amorfa exibe uma coloração de fluorescência moderada e heterogênea (visível, porém claramente de menor intensidade que os palinomorfos "in situ") a matriz da matéria orgânica amorfa exibe uma coloração de fluorescência forte e heterogênea (intensidade próxima aquela dos palinomorfos "insitu") a matriz da matéria orgânica amorfa exibe uma coloração de fluorescência muito forte e mais heterogênea, brilho amarelo, como as telalginitas Quadro 3: Correlação entre cores de fluorescência das esporinitas (esporos e grãos de pólen) sob luz ultravioleta e reflectância da vitrinita (baseada em Tyson, 1995 e Jones, 1996). Cor de fluorescência Ro% verde/amarelo 0,30 amarelo 0,38 amarelo/laranja 0,48 laranja claro 0,65 laranja médio 0,85 laranja escuro 0,98 laranja/acastanhado 1, Análise da Evolução Térmica da Matéria Orgânica A avaliação do estagio de evolução térmica da matéria orgânica particulada contida em rochas sedimentares utiliza técnicas de microscopia sob luz branca transmitida, sob luz branca refletida e através do espectro de fluorescência, além do uso de parâmetros geoquímicos de pirólise Rock-Eval.

41 Índice de Coloração de Esporos (ICE) A coloração original de alguns componentes orgânicos das rochas sedimentares, tais como as esporinitas (esporos e grão de polens), é alterada de acordo com o efeito térmico à que foram submetido, tornando-se mais escuros com o aumento da temperatura. A atribuição de valores numéricos a estas variações de coloração constituiu o Índice de Coloração de Esporos (ICE), a partir do qual são desenvolvidos estudos de maturação térmica (figura 10). Em 1966 Gutjahr realizou as primeiras pesquisas para utilizar a variação de coloração de esporos e grãos de pólen como uma indicação do estágio de maturação térmica, observando uma variação na coloração dessas partículas desde o amarelo até o marrom escuro, e aplicou o termo carbonização para este processo de alteração térmica. Staplin (1969) introduziu a técnica do Índice de Alteração Térmica (IAT), a qual é baseada nas mudanças de coloração da matéria orgânica em relação ao nível de evolução térmica dos sedimentos. O IAT apresenta uma escala de 1 a 5. Em 1971, Correia verificou que as variações de coloração dos esporos de grãos de pólen, com o aumento da temperatura, eram mais favoráveis para uma correlação. O Índice de Coloração de Esporos (ICE), utilizado neste trabalho, foi desenvolvido por Barnard et al. (1981), e apresenta uma escala de 1 a 10 em intervalos de 0,5 obtido através da técnica de microscopia sob luz branca transmitida. Foi designado para dar linearidade com o aumento de profundidade e temperatura, pronunciado pela mudança de coloração (figura 10). Esses mesmos autores propuseram uma correlação de dados de ICE com as temperaturas e paleotemperaturas calculadas através da reflectividade da vitrinita (%Ro) (figura 11).

42 34 Figura 6: Escala de ICE, Barnard et al. (1981), padrão Robertson Research. Figura 10: Escala de ICE, Barnard et al., (1981), padrão Robertson research.

43 Poder Reflector da Vitrinita (Ro%) O estágio de evolução térmica indicado pelo poder reflector da vitrinita (Ro%) é obtido pela técnica de microscopia sob luz branca refletida em plugs de concentrado de querogênio. Para confecção dos plugs de concentrado de querogênio é utilizado uma porção do material utilizado resultante do processo de isolamento do mesmo. O concentrado é seco em estufa (40 C), macerado e colocada em formas de Teflon, recebendo, em seguida, uma mistura de resina Serifix (20 ml) e endurecedor (5 gotas) e novamente seco em estufa (40 C) por 24 horas. Após o processo de secagem, o material endurecido é retirado da forma, devidamente identificado e desbastado, utilizando-se, respectivamente, lixas d água de grana 220, 320, 400 e 600. Ao término deste processo, inicia-se o polimento com alumina e água, seguindo a sequência de granulometria de 0,3, 0,06 e 0,02 µm. De acordo com Stach et al. (1982), da mesma maneira que as rochas inorgânicas são constituídas por minerais, as rochas orgânicas são constituídas por macerais. O termo maceral foi usado primeiramente por Stopes (1935) para definir os constituintes orgânicos microscópicos do carvão, isolados pelo método da maceração. O sistema que define a classificação dos macerais do carvão é conhecido como Stopes-Heerlen, o qual inclui vitrinita como um grupo de macerais (Stach et al., 1982). A vitrinita é o mais frequente e, consequentemente, o mais importante grupo de macerais que ocorre em carvões betuminosos e outras rochas com matéria orgânica, e é subdividido em macerais e submacerais, sendo telinita e colinita os macerais mais comuns. Partículas orgânicas do grupo da vitrinita apresentam uma reflectância característica, o que permite diferenciá-las das partículas dos outros grupos de macerais constituintes do carvão e outras rochas orgânicas (Stach et al. 1982). A introdução de medidas fotométricas da reflectância das vitrinitas e a atribuição de valores numéricos a estas medidas tornaram este método objetivo e padronizado em escala internacional.

44 36 O poder refletor da vitrinita é um dos mais importantes parâmetros utilizados para estudo de evolução térmica da matéria orgânica contida nos sedimentos, partindo-se do princípio que a reflectância da vitrinita pode representar todos os possíveis intervalos de paleotemperaturas, ao contrário de todos os outros métodos, ópticos ou físico-químicos, que são restritos a determinados níveis de evolução térmica (Hunt, 1979). Teichmüller (1958) aplicou pela primeira vez o poder refletor da vitrinita para avaliar a evolução térmica dos sedimentos na Weaden Basin, Alemanha. As medidas do poder refletor foram obtidas em software MPM2OO em microcomputador, utilizando fotomicroscópio e objetiva de 50 x 10,65 de aumento em óleo de imersão com índice de refração de 1,518 à 23 C. A medida de reflectância da vitrinita foi efetuada em luz monocromática (546 nm). Para controlar a exatidão nas medições, foi utilizado um padrão de calibração de safira sintética com reflectância nominal de 0,58 %Ro. As análises foram realizadas no laboratório de Palinofácies e Faciologia Orgânica (LAFO) da Universidade Federal do Rio de Janeiro.

45 37 Figura 7: Relação entre o tempo (milhões de anos), Temperatura ( C) e Maturação (ICE e %Ro) (Barnard et al. 1981). Figura 11: Relação entre o tempo (milhões de anos), Temperatura ( C) e Maturação (ICE e %Ro) Barnard et al., 1981).

46 Microespectro de Fluorescência A fluorescência de componentes orgânicos de rochas sedimentares é o resultado da emissão rápida de energia luminosa quando os elétrons excitados de um átomo ou molécula que têm sido estimulados (por absorção de energia) a ocupar órbitas de energia mais elevada retornaram ao seu estado fundamental (Lin, 1988). Em 1936, a técnica de luz ultravioleta foi aplicada por Schochardt para estudos microscópicos em carvão, contudo somente nos últimos anos é que o método e os equipamentos foram desenvolvidos a fim de permitir que a técnica fosse utilizada para investigações tanto em carvões como em estudos de querogênio, com objetivo principal de determinar sua evolução térmica e identificar certos tipos de macerais (Stach et al, 1982). O efeito da radiação de curto comprimento de onda, luz ultravioleta, provoca em certos tipos de matéria orgânica a emissão de um espectro, o qual é característico da matéria emitente (Robert, 1981). As cores de fluorescência são dependentes da evolução térmica da matéria orgânica (Teichmüller, 1974). Segundo Ottenjahn (1975) as cores de fluorescência normalmente variam do verde ao vermelho e se correlacionam com a reflectância da vitrinita de aproximadamente 0,2%Ro para a cor verde (490nm) até cerca de 1,20%Ro para o vermelho (670nm). Para tal, foram realizadas medidas de microespectro de fluorescência, principalmente em esporinitas, a partir de plugs de concentrado de querogênio. A técnica de microscopia em fluorescência de superfícies polidas de carvões e plugs de concentrado de querogênio possuem sua importância continuamente destacada (Jacob, 1972; Van Gijzel, 1979; Ottenjann, 1981, 1982). A medida de fluorescência de carvões e folhelhos ricos em matéria orgânica tornou-se uma importante ferramenta na determinação do estágio de maturação térmica. A técnica tem sido especialmente útil na estimativa do potencial de geração de hidrocarbonetos. As lâminas ou seções polidas devem ser feitas com material não fluorescente (Elvacite). As mudanças na coloração de fluorescência são acompanhadas por uma redução significante na luminescência (intensidade). Fluorescência não é somente uma função do tipo e maturidade da matéria orgânica original, mudanças podem refletir o estado de preservação dos palinomorfos à maturidade constante.

47 39 O método quantitativo de avaliação da intensidade de fluorescência consiste em medirse a intensidade do espectro entre 400 e 700nm (Ottenjann et al. 1974,1975). Desta forma o método de avaliação da intensidade de fluorescência proporciona: Medir a intensidade de fluorescência a um específico comprimento de onda; Determinar a cor de fluorescência pelo registro da emissão do espectro entre 400 e 700nm ; Medida da alteração, que é a mudança na intensidade de fluorescência (e algumas vezes na distribuição espectral) que ocorre durante a irradiação. Os parâmetros obtidos (medidos em seções polidas sob luz UV, com comprimento de onda de excitação de 365nm) desta análise são (figura 12): I = Intensidade de fluorescência a 546nm lmax = comprimento de onda com maior intensidade Q= quociente vermelho/verde (650/500nm) Ai = Alteração da intensidade de fluorescência a 546nm, durante 30min de irradiação De acordo com o quadro de correlação de parâmetros organopetrográficos e organogeoquímicos de Mukhopadhyay (1994) (figura 13) é possível estimar o grau de maturação térmica do intervalo estudado. Figura 12: Parâmetros espectrais de fluorescência (modificado de Bertrand & Pradier,1993).

48 40 Figura 13: Quadro de caracterização do estágio de maturação térmica através da correlação entre parâmetros de maturação organogeoquímicos e organopetrográficos. (modificado de Mukhopadhyay, 1994) Análises Geoquímicas Carbono Orgânico Total - (%COT) A quantidade de matéria orgânica presente em sedimentos é usualmente expressa através do conteúdo de carbono orgânico total, o qual inclui tanto matéria orgânica insolúvel (querogênio) como a matéria orgânica solúvel (betume), sendo esta última, aproximadamente, 0,1% a 0,2% do conteúdo de carbono orgânico total (Tissot & Welte, 1984). A quantidade mínima de matéria orgânica necessária para que um sedimento possa ser considerado uma rocha potencialmente geradora, tem sido indicada, tentativamente, por diversos autores. Ronov (1958) estimou que o conteúdo mínimo de carbono orgânico para que folhelhos sejam considerados rochas geradoras teriam que alcançar os 0,5%. Gehman (1962) considerou o conteúdo mínimo de carbono orgânico para carbonatos como sendo de 0,3%. No entanto, existem diferentes requisitos, além da riqueza orgânica, para considerar uma rocha potencialmente geradora.

49 41 Alguns pesquisadores têm concluído que algumas rochas contendo cerca de 0,5% de carbono orgânico poderiam produzir óleo ou gás, desde que tenham sido soterradas a uma profundidade suficiente. De acordo com Tissot & Welte (1984), o limite mínimo do conteúdo orgânico frequentemente utilizado alcança os 5%. Estes valores mínimos de carbono orgânico para uma rocha potencialmente geradora, com 0,3% para carbonatos e 0,5% para folhelhos, deveria ser considerado somente como um background necessário, mais do que como uma indicação positiva para uma rocha geradora. Contudo, valores mínimos são importantes, não somente por causa da geração de hidrocarbonetos a partir do querogênio de rochas geradoras, mas também por causa de um nível crítico de hidrocarbonetos ter sido alcançado antes de uma possível expulsão da rocha geradora. Vale ressaltar que estes valores mínimos não são aplicados a rochas geradoras em estágio avançado de maturidade térmica, pois o conteúdo de carbono orgânico, neste caso, poderia indicar uma quantidade residual. Uma rocha geradora deve conter um teor médio a elevado de matéria orgânica (1%). Trata-se, portanto, de rocha formada sob condições excepcionais. No caso de folhelhos, somente pacotes com teores iguais ou superiores a 1% de carbono orgânico são considerados geradores potenciais de hidrocarboneto em quantidades comerciais. No caso dos calcários, o limite inferior é geralmente estabelecido entre 0,2% a 0,4%. A abundância de matéria orgânica em sedimentos é usualmente expressa como a percentagem em peso relativo de carbono orgânico (Jarvie, 1991). Contudo, o querogênio inclui também quantidades significativas de outros elementos, especialmente Hidrogênio (3-10%), Oxigênio (3-20%), Nitrogênio (0-4%) e Enxofre (0-4%). A proporção desses elementos não é constante, mas depende da origem, estado de preservação, idade e do estágio de evolução térmica da matéria orgânica. O conteúdo de matéria orgânica sedimentar pode ser derivado da seguinte equação, se o conteúdo de carbono orgânico do querogênio for conhecido (Littke, 1993): M.O.% peso = COT X 100 / % carb. Contido no querogênio

50 42 O conteúdo de COT fornece uma indicação do potencial geral de uma rocha para a geração de hidrocarbonetos. De acordo com Bordenave et al. (1993), as amostras com valores de COT entre 0,5 1,0% são geralmente consideradas conter um baixo ou nenhum potencial de geração. Com o objetivo de avaliar a natureza da matéria orgânica presente, a análise de COT deve ser usada em conjunto com outros métodos, como por exemplo, a Pirólise Rock-Eval (Bustin, 1988; Tyson, 1989; 1995; Bordenave et al., 1993) ou dados de estudos ópticos. Em sedimentos imaturos (excetuando carvão) o conteúdo de querogênio, dependendo de seu tipo, é de acordo com os estudos realizados por Tissot & Welte (1984), geralmente, equivalente ao COT multiplicado por um fator que varia de 1,25 a 1,48. Para sedimentos imaturos, o teor de carbono orgânico no querogênio Tipo I é cerca de 80%, no querogênio Tipo II é de aproximadamente 64-70% e o Tipo III imaturo lenhoso tem por volta de 56% de carbono (Bordenave & Espitalié, 1993). O alto conteúdo de carbono de querogênio tipo I tem 5 a 6 vezes menos oxigênio que o Tipo III, e assim, um conteúdo relativo mais elevado de carbono. É importante para qualquer trabalho de palinofácies saber previamente os teores de COT de uma determinada seção sedimentar, pois as proporções dos diferentes tipos de matéria orgânica refletem o controle de um determinado grupo do querogênio atuante no decréscimo ou no incremento dos teores de COT. Além disso, os valores de COT dependem da interação dos principais parâmetros: textura do sedimento, profundidade da coluna d água, produtividade primária, razão do suprimento de matéria orgânica terrestre versus marinha, taxa de acumulação de sedimento e oxigenação do fundo da coluna d água (Tyson, 1987). A técnica de análise de COT é uma análise rotineira e de baixo custo, entretanto, o resultado gerado fornece dados sobre a quantidade e as condições de preservação da matéria orgânica autóctone e/ou alóctone presentes no sistema. O equipamento utilizado para a obtenção do teor de Carbono Orgânico Total foi o analisador SC-144DR. Este é um instrumento de quantificação simultânea de Carbono e Enxofre através de um detector de infravermelho. Onde é possível quantificar esses elementos em vários materiais como: coque, hulha e óleos, e alguns materiais inorgânicos como: solo, rocha calcária e cimento.

51 43 As amostras, previamente descarbonatadas, são levadas a um forno numa atmosfera de oxigênio (superseco) à temperatura de 1.350ºC. A combinação temperatura e fluxo de oxigênio levam a amostra à combustão total. O processo para eliminar a fração carbonática e também obter o cálculo do resíduo insolúvel, está descrito logo a seguir. Todos os elementos contidos na amostra sofrerão, durante este processo, uma oxiredução. A leitura dos gases formados (carbono e enxofre oxidados formam, respectivamente CO 2 e SO 2 ) é feita pela célula de infravermelho respectiva. Com exceção das espécies dipolares como N 2, H 2 e O 2, todas as outras moléculas absorvem na região de infravermelho. O sinal analógico é convertido em digital e obtêm-se as concentrações em porcentagem (ou ppm), por uma equação pré-existente no software, que os relaciona à massa da amostra analisada e a área do pico respectivo aos do padrão de referência que compõe a curva de calibração de cada método. A curva é feita com variação de massa (0,10g a 0,30g) do padrão em triplicata e, para se obter um resultado preciso durante a análise, a área da amostra deve estar dentro do limite da variação indicada na curva de calibração. A umidade formada no processo é absorvida por dois tubos contendo Anidrônio (Perclorato de Magnésio), que devem ser substituídos assim que se observar saturação. Este método segue as normas de referência da ASTM (American Society for Testing and Materials) com algumas adaptações. Preparação das amostras Descarbonatação São pesados 0,26g da amostra in natura, previamente pulverizada, num cadinho de porcelana filtrante (de massa conhecida). Após a pesagem, as amostras são acidificadas com HCl 1:1 a frio, e permanecem assim por 24 horas, para eliminação de todo carbonato. Em seguida inicia-se a lavagem com água destilada quente, para eliminação dos cloretos. A amostra deve permanecer por uma hora nesta etapa, e logo após continua-se a lavagem com água destilada em temperatura ambiente, até que o ph fique próximo de seis (6). Escoando o excesso de água. As amostras devem ser secas em estufa à 65ºC, por aproximadamente 3 horas. Após o resfriamento, os cadinhos são pesados novamente.

52 44 Para combustão (queima), utiliza-se a massa inicial, ou seja, antes da acidificação, indicando no programa do equipamento o valor dessa massa inicial. Cálculo do Resíduo Insolúvel O resíduo insolúvel (RI) corresponde à fração de amostra não eliminada pelo tratamento ácido, pressupondo-se a eliminação total dos carbonatos existentes, haverá apenas Carbono Orgânico no resíduo restante. % RI = PI x 100 PA Onde: PI = Peso do insolúvel (massa da amostra descarbonatada) PA= Peso da amostra (massa inicial) Esta análise foi realizada no laboratório de Palinofácies e Faciologia Orgânica (LAFO/DEGEO/IGEO/UFRJ) Pirólise Rock-Eval A técnica de pirólise Rock-Eval, desenvolvida por Espitalié et al., (1977), é um método padrão da geoquímica do petróleo e quando combinada com dados de COT, permite a identificação de rochas geradoras potenciais, além da caracterização do tipo de querogênio. Esta técnica consiste na simulação laboratorial do processo natural de geração de hidrocarbonetos, envolvendo temperaturas experimentais consideravelmente superiores àquelas normalmente registradas em subsuperfície, tornando possível a ocorrência das reações termoquímicas num curto espaço de tempo. As análises de pirólise Rock-Eval foram realizadas no Centro de Excelência em Geoquímica (CEGEQ) do Centro de Pesquisas e Desenvolvimentos Leopoldo A. Miguez de Mello (CENPES) da PETROBRAS.

53 45 Os resultados são registrados através de três picos característicos. O primeiro deles (P1 e sua área correspondente S1), está relacionado aos hidrocarbonetos presentes nos sedimentos e que poderiam ser extraídos normalmente por solventes orgânicos; o segundo pico (P2 e sua área correspondente S2), refere-se aos hidrocarbonetos liberados pelo craqueamento térmico do querogênio durante a pirólise e o terceiro pico (P3 e sua área correspondente S3), se relaciona ao dióxido de carbono (CO 2 ) liberado durante a pirólise do querogênio. Parâmetros Obtidos Temperatura máxima (Tmáx), em o C, é a temperatura em que ocorre a taxa máxima de geração (do pico S2) e pode ser usada como uma estimativa de evolução térmica; Razão S2/COT ou Índice de Hidrogênio (IH) expresso em mg Hc/gRocha, indicativo da razão entre os hidrocarbonetos liberados e o conteúdo de carbono orgânico total; Razão S3/COT ou Índice de Oxigênio (IO) expresso em mg CO 2 /grocha, indicativo da razão entre o dióxido de carbono (CO 2 ) e o conteúdo de carbono orgânico total; Razão S1/S1 + S2 ou Índice de Produção (IP) ou Razão de Transformação é uma indicação da quantidade relativa de hidrocarbonetos livres presentes na amostra; Potencial de Geração (PG = S1+S2), expresso em mg Hc/gRocha, representa a quantidade total de hidrocarbonetos produzidos pela rocha durante a pirólise. Os parâmetros mais confiáveis obtidos são o IH, a Tmax e os valores dos picos S1 e S2. O parâmetro menos confiável é o pico S3, correspondendo à quantidade de CO 2 derivado da alteração térmica de componentes orgânicos oxigenados. O resultado de IH é importante, pois sugere a origem, o estado de preservação e maturidade térmica da matéria orgânica (Peters, 1986; Bordenave & Espitalié, 1993; Bordenave et al., 1993). Contudo, de acordo com Tyson (1995), o IH é considerado de pouco significado para amostras com valores de COT inferiores a 0,5%. Além disso, devido ao sucesso da técnica de pirólise Rock-Eval, os resultados de IH e IO, derivados desta análise rotineira, podem ser usados similarmente às razões atômicas de H/C e O/C, utilizadas no diagrama de van Krevelen (figura 14), para sintetizar a relação entre as propriedades físico-químicas e petrográficas do querogênio.

54 46 Esses parâmetros são utilizados para construir um diagrama modificado de van Krevelen para classificação do tipo de querogênio e para a identificação de diferentes fácies orgânica (Espitalié et al., 1986; Peters, 1986). Segundo Tissot & Welt (1984), o querogênio do tipo I se caracteriza por IH entre 600 e 900 mg HC/g de COT e IO < 15mg de CO 2 /COT; o tipo II valores de IH entre 150 e 700 mg HC/g de COT e IO < 22 e o tipo III por IH entre 25 e 250 mg HC/g de COT e IO >40. Figura 14: Diagrama de Van Krevelen (H/C x O/C) (Tissot & Welte, 1978).

55 Tratamento dos Dados Após a contagem dos componentes orgânicos particulados, os valores absolutos foram recalculados para valores percentuais e normalizados a 100%. Para uma melhor resolução das informações obtidas, empregou-se análise de agrupamento hierárquica através do programa Statistic Basic versão 7. Esta ferramenta estatística foi empregada para reconhecer a associação linear entre os grupos e subgrupos de componentes do querogênio (coeficiente de correlação r- Pearson/modo-R) e para a observação de similaridades entre as amostras (modo-q). Para a representação dos resultados foram gerados diagramas binários e dendrograma (two-ways) para denotar as variações nas assembléias de palinofácies e dos dados organogeoquímicos e por fim, melhor caracterizar as fácies orgânicas ao longo do intervalo estudado.

56 48 5 RESULTADOS E DISCUSSÃO 5.1 Análises organogeoquímicas Carbono Orgânico Total (COT%) e Enxofre Total (S%) As amostras da formação Sousa analisadas apresentaram teores de carbono orgânico total (COT) entre 0,1-3,43% (tabela I). A maior parte das amostras apresentou valores abaixo de 0,5%, sendo os menores valores para as amostras situadas mais próximas ao topo da seção estudada. Os valores de resíduo insolúvel por sua vez, variaram entre 60 a 85%, correspondendo a teores de carbonato total de 40 a 15%, respectivamente (tabela 1). O teor de enxofre total também apresentou valores muito baixos, as amostras apresentaram teores de enxofre total variando entre 0,01 e 1,44%. A maior parte das amostras apresentou valores abaixo de 0,1%, sendo os menores valores para as amostras também situadas mais próximas ao topo da seção estudada (tabela 1) Pirólise Rock-Eval A partir dos resultados de COT (superiores a 0,6%), foram selecionadas 8 amostras do Poço FC-1-PB para análise de pirólise Rock-Eval (tabela 1). As amostras de BS-PB-60, BS-PB-63, BS-PB-64, BS-PB-70, BS-PB-73 e BS-PB-80 apresentaram valores de potencial gerador (S2) muito pobre (S2 < 2,0 mg HC/g rocha); o teor de hidrocarbonetos livres (S1) é muito baixo nas amostras de BS-PB-60, BS-PB-64, BS-PB- 73, BS-PB-80, BS-PB-85 e as amostras BS-PB-63, BS-PB-70, BS-PB-76 e BS-PB-77 apresentaram valores de hidrocarbonetos livres mais elevados variando de 0,64 a 0,94 kg HC/t rocha, podendo indicar a presença de óleo migrado. A amostra de BS-PB-77 apresentou potencial gerador bom (8,57 mg HC/g rocha) e o potencial de geração da amostra BS-PB-83 é excelente atingindo o valor de 25,11 mg HC/g rocha.

57 49 O valor de Tmáx variou de 292 a 439 ºC, mas como parâmetro confiável de maturação, deve-se considerar apenas as amostras com S2 acima de 1,6 mg HC/g rocha. Assim as amostras de BS-PB-76, BS-PB-77 e BS-PB-83 apresentaram valores abaixo de 440 ºC que indicam que o intervalo está imaturo. De acordo com os resultados de Índice de Hidrogênio (IH) e Índice de Oxigênio (IO), notou-se uma variação da fácies orgânica. Os valores de IH variaram de 54 a 639 mg HC/gCOT e os de IO variaram de 4 a 87 mg CO 2 /g COT. Os valores de IH e IO plotados no diagrama do tipo Van Krevelen caracterizaram querogênio tipo I para as amostra de BS-55 e BS-83 e querogrênio tipo II para as amostras BS-63, BS-64, BS-70, BS-76, BS-77 e BS-80 e querogênio tipo III para as demais amostras (figura 15a). Igualmente foi possível caracterizar o tipo de querogênio através dos valores de S2 e COT% plotados no gráfico binário (figura 15b) segundo Langford & Blanc-valleron (1990).

58 Figura 15: Diagramas binários que caracterizam o tipo de Matéria orgânica: 10) a Diagrama do tipo Van Krevelen (segundo Espitalié et al., 1977); 10) b Diagrama binário COT versus S2 (segundo Langford & Blancvalleron, 1990). 50

59 51 Tabela 1: Parâmetros organogeoquímicos obtidos em amostras da Formação Sousa. Amostra Prf(m) COT% S% RI% C/S S1* S2* S3* T Max IH** IO** IP PG* BS-PB-3 10,78 0,10 0, , BS-PB-4 11,78 0,14 0, , BS-PB-5 13,01 0,16 0, , BS-PB-6 13,41 0,44 0, , BS-PB-7 13,53 0,25 0, , BS-PB-8 14,2 0,24 0, , BS-PB-11 17,55 0,11 0, , BS-PB-13 20,8 0,22 0, , BS-PB-14 21,96 0,19 0, , BS-PB-15 22,16 0,34 0, , BS-PB-16 22,36 0,87 0, , BS-PB-17 22,57 0,70 0, , BS-PB-19 23,61 0,55 0, , BS-PB-20 23,79 0,81 0, , BS-PB-21 24,46 0,24 0, , BS-PB-22 24,91 0,11 0, , BS-PB-25 27,8 0,16 0, , BS-PB-26 28,37 0,20 0, , BS-PB-27 29,07 0,28 0, , BS-PB-28 29,36 0,18 0, , BS-PB-29 29,8 0,18 0, , BS-PB-30 30,15 0,64 0, , BS-PB-31 30,42 0,14 0, , BS-PB-32 30,61 0,36 0, , BS-PB-35 34,36 0,20 0, , BS-PB-37 36,64 1,16 0, , BS-PB-38 37,09 0,33 0, , BS-PB-39 37,39 0,14 0, , BS-PB-40 37,87 0,10 0, , BS-PB-55 92,35 3,43 0, ,5 0,21 26,68 0, ,6 0,21 27 BS-PB ,5 0,68 0, , , ,3 BS-PB ,2 2,10 0, , BS-PB ,65 0,25 1, , BS-PB ,75 0,71 0, , ,9 BS-PB ,75 0, , , ,4 BS-PB ,17 0, , BS-PB ,3 0,25 0, , BS-PB ,15 0,40 0, , BS-PB ,2 0,30 0, , BS-PB ,7 0,43 0, , BS-PB ,2 0,69 1, , , ,8 BS-PB ,3 1,30 0, , , ,4 BS-PB ,3 0,42 0, , BS-PB ,35 1,26 0, , , ,5 BS-PB ,34 1, , , ,4 BS-PB ,85 0,78 0, , , ,6 BS-PB , , , , BS-PB ,2 0,30 0, ,

60 52 BS-PB ,85 0,44 0, , BS-PB ,8 0,27 0, , MÉDIA 0,55 0,31 70,2 6,7 * S1, S2, S3 e PG mg Hc/g de rocha **IH e IO mg Hc/g COT 5.2 Palinofácies Dentre as 89 amostras coletadas do testemunho FC-1-PB apenas 49 amostras apresentaram conteúdo orgânico recuperável, como mostra o resultado da análise qualitativa e quantitativa do querogênio expresso no quadro 4. O resultado da análise qualitativa e quantitativa do querogênio das amostras coletadas no testemunho FC-1-PB está expresso no gráfico mostrando a variação da composição orgânica com a profundidade em metros (figura 16) Análise Qualitativa da Matéria Orgânica Particulada Descrição dos principais grupos da matéria orgânica GRUPO DO FITOCLASTO Este grupo representa os principais constituintes orgânicos contidos nos sedimentos do intervalo estudado (estampa 9). Foram observados predominantemente fitoclastos opacos alongados (estampa 9.2) e corroídos (estampa 9.1) ao longo de todo testemunho e secundariamente fitoclastos bioestruturados bandados (estampa 9.7) e perfurados (9.5 e 9.7), não bioestruturados (estampa 9.5) cutículas e amorfizados, estes estão representados em ordem decrescente de proporção respectivamente. Os fitoclastos bioestruturados representam em grande parte, partículas de grande dimensão (> 50µm) (estampa 9.5). Os fragmentos de cutículas em algumas amostras apresentam a camadas mais interna da epiderme preservada (estampa 3.3). As membranas constituem os principais tecidos cuticulares observados ao longo de todo intervalo e apresentam em diversas amostras a impressão de moldes que devem estar relacionados à dissolução de cristais de carbonatos no processo de preparação das mesmas (estampa 2). Neste grupo também podemos observar a presença de esclereídeos (estampa 9.8 e 9.10).

61 53 GRUPO DOS PALINOMORFOS Os palinomorfos representam os constituintes orgânicos de menor representatividade de acordo com a análise de palinofácies. Este grupo é composto por esporomorfos (grãos de pólen e esporos), Botryococcus (estampa 7.1, 7.4, 7.3, e 7.4) e indeterminados em ordem decrescente de proporção respectivamente. Os esporomorfos são constituídos principalmente de grãos de pólen do gênero Classopolis e esporos do gênero Cicatricosisporites (estampa 1). Os palinomorfos indeterminados são constituídos por uma parede circular fina e um corpúsculo alaranjado em seu interior, sob luz branca transmitida apresenta-se quase imperceptível e sob fluorescência o cisto possui uma fluorescência amarelo esverdeada e o seu corpúsculo uma alta intensidade de fluorescência como observado nas estampas 7.5 e 7.6. GRUPO DA MATÉRIA ORGÂNICA AMORFA Este grupo é composto de matéria orgânica amorfa homogênea grumosa, finamente dispersa com fluorescência fraca a moderada (laranja a marrom) observada na estampa 4, provavelmente derivada do ataque microbiológico em matéria orgânica de origem vegetal (tecido cuticular e lenhoso) e também de uma matéria orgânica sem estrutura com intensa fluorescência de origem bacteriana ( muscilagem ) (Mendonça Filho et al., 2009, Borrego et al., 2009). De acordo com a escala de coloração de fluorescência de Tyson (1995) (quadro 2), a maioria dos palinomorfos apresenta fluorescência e a matriz da matéria orgânica amorfa exibe uma coloração de fluorescência fraca a moderada (escala 3 e 4). A matéria orgânica sem estrutura com intensa fluorescência (Mendonça Filho et al., 2009; Borrego et al., 2009) constitui uma matéria orgânica de origem bacteriana (muscilagem) característica de esteiras microbianas. Geralmente essas bactérias possuem um habito de crescimento filamentoso cercado por um envoltório mucilaginoso (Tyson, 1995). Como elas são compostas de açúcares e amino-ácidos, as células bacterianas se decompõe rapidamente depois de mortas, porém seu envoltório possui um alto potencial de preservação (Horodyski et al.,1977).

62 54 Portanto esse material amorfo altamente fluorescente, rico em lipídios encontrado representa esse envoltório mucilaginoso. Observa-se que esse material amorfo com intensa fluorescência (estampa 6) possui, em diversas amostras, aberturas circulares que representam moldes originados pelo crescimento de cristais de carbonato dissolvidos pela acidificação durante a preparação organopalinofaciológica, MOA pelicular segundo Combaz, (1980 apud Tyson, 1995) Análise Quantitativa da Matéria Orgânica Particulada. Ao longo do testemunho FC-1-PB as amostras apresentaram geralmente, um predomínio do grupo fitoclasto com percentual médio de 49%, o grupo da matéria orgânica amorfa um percentual médio de 39% (matéria orgânica amorfa usual e matéria sem estrutura altamente fluorescente) e o grupo dos palinomorfos apresentaram uma média percentual de 12%. De acordo com o tratamento estatístico, as análises de agrupamento modo-q e modo-r, a partir dos percentuais relativos dos componentes da matéria orgânica particulada (quadro 4) foi possível estabelecer oito palinofácies (figura 17) e três intervalos paleoambientais (quadro 5). O modo-r organizou em dois agrupamentos principais (Figura 17), onde os componentes orgânicos com maior associação linear, ou seja, maior grau de similaridade foi organizado de acordo com a tendência de proximalidade da distribuição dos componentes orgânicos. O Grupo I é composto por matéria orgânica amorfa, fitoclasto amorfizado e palinomorfo indeterminado e representa uma tendência relativamente mais distal que o Grupo II, ou seja, componentes orgânicos resultantes do retrabalhamento microbial sob condições baixa energia em um paleoambiente anóxico-disóxico; o Grupo II é composto por matéria orgânica bacteriana, esporomorfos (grãos de pólen e espororos), membrana, cutículas, fitoclastos e algas lacustres do gênero botryococcus, que apresentam uma distribuição relativamente mais proximal, transportados por ação fluvial ou por elementos que se proliferam em ambientes rasos e luminosos como bactérias fotossintéticas (matéria orgânica sem estrutura com intensa fluorescência muscilagem ).

63 58 Quadro 4: Percentual dos principais grupos e subgrupos da matéria orgânica particulada obtida pela análise de palinofácies do testemunho FC-1-PB Amostra Prf(m) COT% S% RI% GRUPO FITOCLASTO GRUPO PALINOMORFO GRUPO MATÉRIA ORGÂNICA AMORFA FOP FNOP CUT FAMORF MEMB ESPOROM BOTRY INDET. MOA MOAB TOTAL BS-PB-3 10,78 0,10 0, ,2 20,5 0,0 0,0 2,6 0,0 2,8 0,0 57,8 0,0 100,0 BS-PB-4 11,78 0,14 0, ,1 12,8 0,0 0,0 1,2 15,6 11,8 0,0 7,5 0,0 100,0 BS-PB-5 13,01 0,16 0, ,5 26,8 1,2 0,0 0,0 4,1 1,8 0,0 2,1 22,6 100,0 BS-PB-6 13,41 0,44 0, ,2 23,3 0,0 0,0 0,0 12,2 1,4 0,0 17,3 37,5 100,0 BS-PB-7 13,53 0,25 0, ,8 7,4 0,0 0,0 0,0 0,6 3,4 0,0 6,2 59,7 100,0 BS-PB-8 14,2 0,24 0, ,6 18,0 0,0 0,0 29,6 5,3 1,5 0,0 1,5 19,5 100,0 BS-PB-11 17,55 0,11 0, ,0 9,0 0,5 0,0 1,0 1,0 0,5 8,0 73,0 0,0 100,0 BS-PB-13 20,8 0,22 0, ,1 21,4 0,3 0,0 0,3 0,6 6,0 0,0 64,3 0,0 100,0 BS-PB-14 21,96 0,19 0, ,8 5,2 0,0 0,0 15,8 34,5 0,6 0,0 0,0 32,1 100,0 BS-PB-15 22,16 0,34 0, ,3 12,0 0,6 0,0 8,0 29,7 0,9 0,0 0,0 36,6 100,0 BS-PB-16 22,36 0,87 0, ,3 53,7 7,8 0,0 16,2 2,8 0,3 0,0 0,0 11,9 100,0 BS-PB-17 22,57 0,70 0, ,9 5,6 0,6 0,0 8,0 8,8 0,0 8,6 67,6 0,0 100,0 BS-PB-19 23,61 0,55 0, ,4 7,2 0,0 0,0 43,6 2,3 0,3 0,0 1,1 40,1 100,0 BS-PB-20 23,79 0,81 0, ,2 18,6 1,7 3,7 23,1 2,5 2,8 0,0 20,0 19,4 100,0 BS-PB-21 24,46 0,24 0, ,3 19,3 0,0 0,0 23,5 7,1 2,0 0,0 0,0 30,9 100,0 BS-PB-22 24,91 0,11 0, ,8 24,1 0,6 0,0 0,0 3,7 14,2 0,0 11,5 0,0 100,0 BS-PB-25 27,8 0,16 0, ,7 19,1 0,3 0,0 0,3 5,7 2,6 0,0 5,4 34,9 100,0 BS-PB-26 28,37 0,20 0, ,2 16,0 0,3 0,0 0,0 13,7 0,3 0,0 0,0 14,4 100,0 BS-PB-27 29,07 0,28 0, ,3 4,9 0,3 0,0 27,1 5,5 0,6 0,0 19,8 34,7 100,0 BS-PB-28 29,36 0,18 0, ,3 17,1 0,0 0,0 0,0 4,7 1,6 0,0 0,0 39,2 100,0 BS-PB-29 29,8 0,18 0, ,8 19,5 1,2 0,0 1,5 15,5 2,2 0,0 0,0 31,3 100,0 BS-PB-30 30,15 0,64 0, ,3 41,9 1,1 0,0 9,0 17,5 1,1 0,0 14,2 8,8 100,0

64 59 BS-PB-31 30,42 0,14 0, ,0 39,7 0,0 0,0 3,7 0,9 2,2 0,0 0,9 8,6 100,0 BS-PB-32 30,61 0,36 0, ,8 12,1 0,0 0,0 41,3 15,9 1,2 0,0 0,9 16,8 100,0 BS-PB-35 34,36 0,20 0, ,8 3,5 1,6 0,0 0,0 0,6 12,6 0,0 77,9 0,0 100,0 BS-PB-37 36,64 1,16 0, ,1 2,7 0,0 9,1 4,9 5,2 0,0 0,0 71,6 4,3 100,0 BS-PB-38 37,09 0,33 0, ,9 38,7 0,6 0,0 0,0 0,3 0,0 0,0 0,0 11,5 100,0 BS-PB-39 37,39 0,14 0, ,4 39,0 1,0 0,0 0,0 4,8 7,0 0,0 28,9 0,0 100,0 BS-PB-40 37,87 0,10 0, ,3 51,9 0,6 0,0 0,0 0,0 24,1 0,0 4,1 0,0 100,0 BS-PB-55 92,35 3,43 0, ,9 14,9 0,0 0,6 23,5 13,5 0,0 0,0 40,7 0,0 100,0 BS-PB ,5 0,68 0, ,4 8,6 0,0 1,8 5,2 0,9 0,0 0,0 77,1 0,0 100,0 BS-PB ,2 2,10 0, ,6 0,9 0,0 26,7 1,9 5,3 0,0 0,0 64,6 0,0 100,0 BS-PB ,65 0,25 1, ,5 13,1 1,5 0,0 7,3 25,1 0,6 0,0 0,0 19,0 100,0 BS-PB ,75 0,71 0, ,2 7,5 0,3 0,0 5,5 6,1 6,1 0,0 71,3 0,0 100,0 BS-PB ,75 0, ,3 16,4 0,5 11,7 8,6 14,6 0,8 0,0 37,2 3,9 100,0 BS-PB ,17 0, ,6 16,8 0,0 0,0 4,4 5,3 0,0 0,0 0,0 16,8 100,0 BS-PB ,3 0,25 0, ,5 54,8 9,1 0,0 5,8 12,2 0,0 0,0 0,8 1,8 100,0 BS-PB ,15 0,40 0, ,7 12,9 0,0 0,0 20,0 13,9 0,0 0,0 8,7 25,8 100,0 BS-PB ,2 0,30 0, ,8 22,0 0,6 0,0 20,8 26,7 0,0 0,0 0,6 15,5 100,0 BS-PB ,7 0,43 0, ,0 26,2 0,0 0,0 17,2 31,1 0,0 0,0 0,0 5,5 100,0 BS-PB ,2 0,69 1, ,6 12,4 0,3 5,2 7,5 12,1 0,0 0,0 51,1 6,9 100,0 BS-PB ,3 1,30 0, ,4 1,5 0,0 4,3 2,2 5,2 0,3 0,0 81,5 1,5 100,0 BS-PB ,3 0,42 0, ,9 24,6 1,4 0,0 0,8 20,7 0,0 0,0 11,5 14,0 100,0 BS-PB ,35 1,26 0, ,9 2,8 0,0 33,3 0,3 4,4 0,9 0,0 56,3 0,0 100,0 BS-PB ,34 1, ,7 1,8 0,3 30,0 0,0 5,9 0,6 0,0 56,4 2,4 100,0 BS-PB ,85 0,78 0, ,9 7,8 0,0 3,5 9,6 3,7 5,9 0,0 58,3 5,3 100,0 BS-PB ,4 3,93 1, ,6 2,4 0,6 45,2 0,9 4,5 0,0 0,0 42,8 0,0 100,0 BS-PB ,2 0,30 0, ,5 40,3 0,6 0,0 0,6 27,2 1,0 0,0 2,6 1,3 100,0

65 60 BS-PB ,85 0,44 0, ,4 9,3 0,0 0,0 8,6 12,1 0,3 0,0 18,5 5,8 100,0 BS-PB ,8 0,27 0, ,8 27,6 0,0 0,0 0,0 22,1 0,6 0,0 39,0 0,0 100,0 MÉDIA 0,61 0,31 70,2 18,33 18,31 0,71 3,5 8,2 9,9 2,5 0,33 25,4 12,8 100,00 COT%: Carbono Orgânico Total; S%: Enxofre orgânico total; RI%: Resíduo Insolúvel; FOP: Fitoclasto opaco; FNOP: fitoclasto não-opaco; CUT: cutícula; FAMORF: fitoclasto amorfizado; MEMB: membrana; ESPOROM: esporomorfo; BOTRY: Botryococcus; INDET.: indeterminado; MOA: matéria orgânica amorf; MOAB: matéria orgânica amorfa bacteriana

66 Figura 16: Distribuição do percentual dos principais componentes da matéria orgânica particulada das amostras ao longo do Testemunho FC-1-PB. 61

67 Figura 17: Dendrograma composto obtido da análise de agrupamento modo-q (eixo vertical) e modo-r(eixo horizontal) para os componentes da matéria orgânica particulada. Palino. Indet.: palinomorfo indeterminado; MOA: matéria orgânica amorfa; FA: fitoclasto amorfizado; ESPOROM.: esporomorfos (grãos de pólen e esporos); MOAB: matéria orgânica amorfa bacteriana; MB: membrana; CUT: cutícula; FNOP: fitoclasto não opaco; FOP: fitoclasto opaco; BOTRY: Botryococcus.Gr1:Grupo 1; Gr2: Grupo 2. 62

68 63 Palinofácies A A Palinofácies A contém uma alta percentagem de MOA, correspondendo em média percentual 70%, o grupo dos fitoclastos 21% e o grupo dos palinomorfos 9% (figura 16). A matéria orgânica sem estrutura com alta intensidade de fluorescência, a muscilagem, representa 2% do total de matéria orgânica. Tais características sugerem um retrabalhamento microbiológico de uma matéria orgânica provavelmente de origem vegetal e microbiana sob condições moderadamente redutoras. O grupo dos fitoclastos é constituído por 9% de fitoclasto não opacos não bioestruturados, 6% de opacos, 4% de membranas e 2% de fitoclasto amorfizado. O grupo de palinomorfos é composto por 4% de alga lacustre do gênero Botryococcus, 4% de esporomorfos (grãos de pólen e esporos) e 1% de palinomorfos indeterminados. A amostra BS-17 apresenta o maior percentual de palinomorfos indeterminados (9%) observado ao longo do testemunho FC-1-PB, (estampas 7.5 e 7.6). As amostras BS-17, BS-37, BS-60, BS-63, BS-70, BS-73 e BS-80 (Palinofácies A1) apresentam uma matéria orgânica amorfa grumosa, finamente dispersa e com uma fluorescência moderada (laranja) e um teor de COT entre 0,7-1,3% que indicam um melhor grau de preservação. Nas amostras BS-3, BS-11, BS-13 e BS-35 (Palinofácies A2) são dominadas por uma matéria orgânica amorfa finamente dispersa, fluorescência muito fraca (marrom) como observado na estampa 4.2. Estão associadas à argilitos vermelhos a castanhos avermelhados calcíferos, correspondendo amostras de baixo grau de preservação (COT 0,1%). Sua origem provável é de matéria orgânica vegetal degradada, refletindo o estágio final de degradação (Tyson, 1995), retrabalhada e remobilizada por ação fluvial. Palinofácies B Tal palinofácies possui grande semelhança com a Palinofácies A, porém apresentou um maior destaque através dos componentes lenhosos amorfizados (34%) (figura 16). A matéria orgânica amorfa possui em média 55%, o grupo dos fitoclastos 39% e os palinomorfos (5%) do total da matéria orgânica particulada.

69 64 A matéria orgânica amorfa dominante apresenta-se grumosa e com fluorescência moderada (laranja) (estampa 5). As amostras pertencentes à Palinofácies B estão associadas a calcilutitos cinza escuro e apresentam um teor de COT médio de 2%, um percentual médio de resíduo insolúvel de 65% e uma matéria orgânica amorfa com fluorescência moderada. É importante notar que o baixo teor de resíduo insolúvel corresponde uma forte influência de uma sedimentação carbonática. Tais parâmetros sugerem baixa oxigenação no substrato deposicional. Palinofácies C Nesta palinofácies é observado uma queda brusca na proporção de matéria orgância amorfa (15%) e um aumento significativo de fitoclasto (74%). Os palinomorfos perfazem em média (11%) com o predomínio de esporomorfos 7% (grãos de pólen e esporos), as algas do gênero Botryococcus apresenta em média 4%. A Palinofácies C está associada principalmente a calcilutitos vermelhos com baixo teor de COT (0,2%) e ao predomínio de fitoclasto opaco (49%) (estampa 9, seções 9.1, 9.4 e 9.7) que caracteriza condições óxicas para a deposição. Palinofácies D Na Palinofácies D observa-se um predomínio do grupo de fitoclasto (60%) constituindo principalmente de fitoclastos não-opacos (49%) associada à calcilutitos cinza com teor médio de COT de 0,3% e resíduo insolúvel de 70%. O grupo dos palinomorfos é constituído de esporomorfos (26%) e algas do gênero Botryococcus (0,3%). O predomínio de fitoclastos não-opacos (35%) correspondendo principalmente a bioestruturados, não-bioestruturados e membranas concomitantemente com esporomorfos demonstram um aumento do aporte fluvial. Esta palinofácies é constituída de 11% de matéria orgânica bacteriana e 3% de matéria orgânica amorfa derivada do ataque microbiológico. Palinofácies E A Palinofácies E é composta de fitoclasto (76%), matéria orgânica amorfa (5%), matéria orgânica amorfa altamente fluorescente (5%) e palinomorfos (14%). O grupo dos fitoclastos é composto predominantemente de fitoclastos não-opacos não-bioestruturados (51%), de opacos (12%), de membranas (8%), de cutículas (5%).

70 65 Os palinomorfos são constituídos de 8% de esporomorfos (estampa 1) e 6% de Botryococcus. Está associada à calcilutitos cinza claro, a um teor médio de COT de 0,5%, a um teor de resíduo insolúvel de 72% indicando um aumento do grau de preservação e um aporte maior de siliciclásticos. Uma peculiaridade da Palinofácies E é a presença de cutícula associada as camadas mais internas da epiderme (estampa 3) e aglomerados de esporomorfos sugerindo que a deposição ocorreu muito próxima a área fonte com altas taxas de sedimentação, retirando-a da interface água/sedimento auxiliando na preservação dos componentes. Palinofácies F A Palinofácies F é composta de fitoclasto (47%), matéria orgânica amorfa (37%) e palinomorfos (16%). Nesta palinofácies a principal característica é um conteúdo relativamente moderado dos três principais grupos da matéria orgânica. O grupo dos fitoclastos é composto de 24% de fitoclasto não-opaco, 11% de opacos, 8% de membrana, 3% de fitoclasto amorfizado e 1% de cutícula. Observou-se uma matéria orgânica amorfa com fluorescência fraca a moderada (marrom ao laranja) derivada predominantemente de tecido cuticular (estampa 2, seção 2.1). A palinofácies F está associada à calcilutitos castanho avermelhados a cinza, a um teor de COT entre 0,2-3,4%. Tal palinofácies demonstra um paleoambiente moderadamente oxidante a um redutor com um aporte fluvial subordinado. Palinofácies G A Palinofácies G apresenta um domínio de fitoclastos (44%), matéria sem estrutura com intensa fluorescência 34% e 10% de palinomorfos e 6% de matéria orgânica amorfa. Nesta palinofácies também é observado o predomínio de calcilutitos aroxeadodos. O grupo do fitoclasto é composto principalmente por fitoclastos opacos (26%) e fitoclastos não opacos (17%). Os palinomorfos são constituídos por 8% de esporomorfos e 2% de Botryococcus. Associada principalmente à calcilutitos (vermelho e roxo), teor médio de COT (0,2%), resíduo insolúvel médio de 71%.

71 66 Palinofácies H Nesta palinofácies observou-se 57% de fitoclastos, 9% de palinomorfos e 35% de matéria orgânica amorfa. O grupo de fitoclasto é composto principalmente por membranas provenientes de coníferas da família Cheirolepidiácea (30%) (Borrego et al., 2009), ricas em lipídios, que indicam condições de um paleoambiente árido durante a deposição da sucessão analisada. Foram também observados associados à membrana a presença de grãos de pólen do gênero Classopollis típico de clima árido e semi-árido (tétrade, estampa 1.4). A matéria orgânica sem estrutura altamente fluorescente constitui 27% e apresenta um menor grau de preservação. A matéria orgânica amorfa apresenta fluorescência moderada laranja e corresponde 7% da matéria orgânica, sua provável origem é de vegetais e do próprio material bacteriano. A palinofácies H está associada a um teor médio de 0,4%, a teor de resíduo insolúvel médio de 70%. 5.3 Fácies Orgânicas A identificação das fácies orgânicas pertencentes à Formação Sousa foram estabelecidas principalmente através de parâmetros de palinofácies e de parâmetros geoquímicos segundo Jones (1987) e Tyson (1995). Os autores mencionados propuseram um modelo de distribuição de suas fácies orgânicas em relação aos ambientes sedimentares, as condições de oxigenação de fundo, proximidade da fonte flúvio-deltáica e também quanto ao clima (figura 18). Com auxílio desse modelo, foram estabelecidas cinco fácies orgânicas que foram definidas em uma escala hierárquica de 1 a 5 (figura 20). O conceito de fácies orgânica de Jones (1987) principalmente enfatiza a distinção entre fácies anóxica-disóxica (A, AB, B e BC), proximal óxica fluvio-deltáica a prodeltaica (C e CD), e (D) muito óxica. As principais fácies orgânicas (B, BC, C, ou D) em uma determinada sequência lacustre geralmente ocorrem no depocentro da bacia, como esperado, e a qualidade das principais fácies orgânicas é aparentemente determinada através das taxas de subsidência controladas tectonicamente (Tyson, 1995).

72 67 Figura 18: Relação das fácies orgânicas e os ambientes sedimentares, principalmente quanto à oxigenação de fundo, proximidade da fonte flúvio-deltáica e ao clima (modificado de Tyson,1995, Jones, 1987). Foram caracterizadas cinco fácies orgânicas (F1, F2, F3, F4 e F5, ver figura 20) com base nos parâmetros palinofaciológicos e organogeoquímicos obtidos em amostras da Formação Sousa, que podem corresponder as fácies B e BC (disóxica-anóxica), C (proximal óxica fluvio-deltaica), CD (prodelta) e D (muito óxica com lenta taxa de sedimentação). Os parâmetros palinofaciológicos foram essenciais na caracterização da faciologia orgânica, devido à pequena quantidade de dados obtidos através da técnica analítica de pirólise Rock-Eval a partir do qual fornecem parâmetros organogeoquímicos que refletem uma caracterização essencialmente química influenciada não só pela origem molecular da matéria orgânica, mas também por processos preservacionais e diagenéticos. A fácies orgânica 1 foi caracterizada pelo alto conteúdo de matéria orgânica amorfizada, cuticular e principalmente lenhosa, com alto grau de preservação (Palinofácies B e a amostra BS-55 da Palinofácies F), teor de COT médio de 2,6%, índice de hidrogênio (IH) variando entre 220 a 638 mg de HC/ g COT, correspondendo a fácies orgânica B de Jones (1987), lacustre anóxica-disóxica. A fácies orgânica 2 foi caracterizada principalmente por uma complexa mistura de matéria orgânica com o predomínio de matéria orgânica amorfizada, derivada de tecido cuticular (membranas), com moderado grau de preservação (associação entre as palinofácies A1 e F), teor de COT médio de 0,9%, índice de hidrogênio (IH) varia entre mg de HC/g de COT e pode corresponder a fácies orgânica BC de Jones, 1987, lacustre marginal disóxico.

73 68 As fácies orgânicas 3, 4 e 5 foram definidas principalmente através de parâmetros organopetrográficos (palinofácies) e dados analíticos de carbono orgânico total (COT). A fácies orgânica 3 é predominantemente composta por fitoclastos não opacos (associação entre as palinofácies D e E), teor médio de COT (0,4%), baixo percentual de matéria orgânica amorfa, correspondendo a fácies orgânica C (Jones, 1987), proximal óxica fluvio-deltaica. A fácies orgânica 4 é caracterizada por um teor médio de COT de 0,3%, pela presença de membranas, matéria orgânica amorfa com intensa fluorescência (muscilagem) e fitoclastos predominantemente opacos (associação entre as palinofácies G e H), correspondendo a fácies orgânica CD (Jones, 1987), prodeltaica. A fácies orgânica 4 é composta por uma matéria orgânica retrabalhada e parcialmente oxidada. A fácies orgânica 5 foi caracterizada pelo predomínio de fitoclastos opacos e matéria orgânica amorfa grumosa, finamente dispersa e com baixa/ausência de fluorescência (associação entre as palinofácies A2 e C), teor médio de COT de 0,2% correspondendo a fácies orgânica D (Jones, 1987), óxica lentamente depositada. 5.4 Caracterização Paleoambiental Para a caracterização paleoambiental do testemunho FC-PB-1, composto por sedimentos correspondentes a Formação Sousa, utilizou-se as análises de agrupamento modo-q e modo-r (figura 17), a associação de fácies orgânica, a relação C/S e o teor de COT (quadro 5). Foi possível estabelecer três intervalos paleoambientais (figura 20). De acordo com o gráfico binário proposto por Berner & Raiswell (1984) as amostras da Formação Sousa foram depositadas predominantemente sob um paleoambiente lacustre salino (figura 19). Berner & Raiswell (1984) também propuseram uma razão de C/S para distinguir ambientes lacustres de água doce, salobro e marinho. A razão C/S de 0,5 a 5 representa sedimentos marinhos, maior que 10 típicos de ambientes lacustres de água doce e valores intermediários entre 5-10 depositados sob água salobra. Na ausência de dados que indique uma deposição marinha, a razão C/S semelhantes ao paleoambiente marinho sugere uma salinização do paleoambiente lacustre.

74 69 Na sucessão estudada da Formação Sousa, a razão C/S apresenta valores entre 0,3 a 57,6, com um predomínio da razão entre 0,5 a 5. Altas concentrações de sulfato em corpos lacustres rasos são aceitáveis devido a pequenas áreas alagadas através de chuvas concentradas em terrenos adjacentes seguidos por períodos de alta evaporação sob condições áridas e semi-áridas (Utting, 1987). Assim a deposição da seção sedimentar estudada estaria condicionada a um forte controle climático influenciada por uma baixa taxa de subsidência. Figura 19: Gráfico binário carbono orgânico total (COT%) versus enxofre orgânico total (S%). (modificado de Raiswell & Berner, 1984).

75 Quadro 5: Intervalos Paleoambientais caracterizados através da associação palinofaciológica, COT e razão C/S. Amostra Prf(m) Litologia COT% C/S Ass. Palinof. A e B Ass. Palinof C, D, E e F Ass. Palinof. G e H INTERVALO BS-PB-3 10,78 calcilutito vermelho 0,10 6,8 A2 BS-PB-4 11,78 calcilutito vermelho 0,14 6,0 BS-PB-5 13,01 calcilutito vermelho 0,16 7,4 BS-PB-6 13,41 Argilito cinza claro 0,44 1,3 BS-PB-7 13,53 calcilutito vermelho 0,25 1,2 BS-PB-8 14,2 calcilutito vermelho 0,24 12,5 BS-PB-11 17,55 calcilutito vermelho 0,11 5,5 A2 BS-PB-13 20,8 calcilutito vermelho 0,22 11,4 A2 BS-PB-14 21,96 argilito vermelho 0,19 2,8 BS-PB-15 22,16 calcilutito cinza 0,34 5,5 III BS-PB-16 22,36 calcilutito cinza claro 0,87 1,2 BS-PB-17 22,57 calcilutito cinza escuro 0,70 1,1 BS-PB-19 23,61 calcilutito cinza claro 0,55 9,1 BS-PB-20 23,79 calcilutito cinza claro 0,81 5,5 BS-PB-21 24,46 calcilutito roxo 0,24 0,3 BS-PB-22 24,91 calcilutito vermelho 0,11 6,4 BS-PB-25 27,8 calcilutito vermelho 0,16 18,3 BS-PB-26 28,37 calcilutito vermelho 0,20 10,2 BS-PB-27 29,07 calcilutito roxo 0,28 13,0 BS-PB-28 29,36 calcilutito roxo 0,18 16,5 BS-PB-29 29,8 calcilutito roxo 0,18 9,6 BS-PB-30 30,15 calcilutito cinza 0,64 1,4 BS-PB-31 30,42 calcilutito roxo 0,14 2,0 BS-PB-32 30,61 calcilutito roxo 0,36 1,2 BS-PB-35 34,36 calcilutito vermelho 0,20 7,3 A2 BS-PB-37 36,64 calcilutito cinza escuro 1,16 57,6 70

76 BS-PB-38 37,09 calcilutito vermelho 0,33 1,5 BS-PB-39 37,39 calcilutito cinza claro 0,14 1,1 III BS-PB-40 37,87 calcilutito vermelho 0,10 8,0 Média 0,33 8,0 BS-PB-55 92,35 calcilutito cinza escuro 3,43 6,5 BS-PB ,5 calcilutito cinza escuro 0,68 4,0 BS-PB ,2 calcilutito cinza escuro 2,10 2,1 BS-PB ,65 calcilutito cinza 0,25 0,2 BS-PB ,75 calcilutito cinza escuro 0,71 4,4 BS-PB calcilutito cinza escuro 0,75 1,2 BS-PB calcilutito cinza 0,17 0,2 BS-PB ,3 calcilutito cinza 0,25 0,6 BS-PB ,15 calcilutito roxo 0,40 21,8 BS-PB ,2 calcilutito cinza 0,30 6,4 BS-PB ,7 calcilutito cinza 0,43 0,4 BS-PB ,2 calcilutito cinza escuro 0,69 0,5 BS-PB ,3 calcilutito cinza claro 1,30 10,8 BS-PB ,3 calcilutito cinza 0,42 2,4 Média 0,57 7,7 BS-PB ,35 calcilutito cinza escuro 1,26 1,7 BS-PB calcilutito cinza escuro 2,34 2,2 BS-PB ,85 calcilutito cinza claro 0,78 30,2 BS-PB ,4 calcilutito cinza escuro 3,93 3,4 I BS-PB ,2 calcilutito cinza 0,30 0,4 BS-PB ,85 calcilutito roxo 0,44 0,7 BS-PB ,8 calcilutito cinza claro 0,27 6,1 Média 0,84 6,85 Ass. Palinof.: Associação Palinofaciológica II 71

77 72 O intervalo I (195,8m 154,35m) apresenta razão média de C/S igual a 6,8 e um teor médio de COT de 1,3% (quadro 5) e a associação organofaciológica DC/B/BC/B (figura 20) caracterizando um raseamento do lago em direção ao topo do intervalo. É possível inferir um nível mínimo de lâmina d água do corpo lacustre na profundidade de 173,4m, onde é observado um alto grau de preservação de uma matéria orgânica lenhosa amorfizada (COT 3,9%). O conteúdo orgânico característico deste intervalo apresenta um intenso retrabalhamento microbiológico, tendo como matéria orgânica derivada de vegetais superiores, principalmente de tecido vegetal lenhoso. Tais características reforçam a caracterização de um paleoambiente lacustre raso salino anóxico-disóxico, onde altas taxas de evaporação favoreceram a preservação da matéria orgânica lenhosa amorfizada pela rápida depleção de oxigênio dissolvido. O intervalo II 154,35m 92,35m possui uma razão média de C/S igual a 7,7, um teor médio de COT de 0,8% (quadro 5) e o predomínio de uma associação organofaciológica C/BC (flúvio-lacustre) (figura 20). Observa-se um aumento da oxigenação e das flutuações do nível d água do corpo lacustre refletindo nos parâmetros palinofacilógicos e nos organogeoqímicos através diminuição do grau de preservação da matéria orgânica (redução do teor médio de COT, e da intensidade de fluorescência) e aumento da proporção relativa de principalmente fitoclastos não opacos e esporomorfos e posteriormente um raseamento ao topo evidenciado por um aumento da salinização do corpo lacustre e aumento do grau de preservação da matéria orgânica através da diminuição da razão C/S e aumento do teor de COT. O aporte fluvial é caracterizado por pulsos intermitentes típicos de bacias endorreicas, típicas de clima árido ou semi-árido em regiões adjacentes a terrenos montanhosos que armazenam grandes volumes de água no decorrer de períodos chuvosos acarretando inundações em regiões mais distais. Esses pulsos proporcionam um transporte rápido com taxas moderada a alta de sedimentação que retiram o material orgânico da interface água/sedimento auxiliando na preservação do mesmo. Esta hipótese é corroborada pela presença de tecidos cuticulares com a camada mais interna da epiderme preservada acompanhados de aglomerados de pólen e grandes partículas de fitoclasto.

78 73 Figura 20: Intervalos paleoambientais e seus respectivos parâmetros organofaciológicos (COT, C/S e distribuição organofaciológica). O intervalo III (92,35m 10,78m) possui uma razão C/S um pouco menor que 10, porém maior freqüência de razões maiores que 10, um teor médio de COT (0,3%) (quadro 5) e o predomínio de uma associação organofaciológica CD/D e C (figura 20). É observado o predomínio da presença de membranas e de uma matéria sem estrutura altamente fluorescente (muscilagem bacteriana) e fitoclastos predominantemente opacos, demonstrando uma diminuição da lâmina d água de um paleolago. Esta diminuição contínua do corpo lacustre em direção ao topo é verificada pela crescente presença de fácies orgânicas óxicas (fácies orgânica D, Tyson 1995).

79 Estágios de Evolução Térmica O grau de evolução térmica das amostras foi obtido pelo Índice de Coloração de Esporos (ICE), pelo Poder Refletor da Vitrinita (%Ro) e pelo Microespectro de Fluorescência. O parâmetro organogeoquímico de pirólise Rock-Eval, temperatura máxima de craqueamento (T máx), também foi utilizado para a caracterização do grau de evolução térmica que varia de 292 a 439 C (tabela 1, ver p.54). O ICE foi realizado em esporos e grãos de pólen. Desta forma, para cada amostra procurou-se determinar a cor de maior número de indivíduos possível, estabelecendo de um modo geral, como índice da amostra, a cor predominante. Para tal, foi utilizado o padrão de ICE da Robertson Research International Group (figura 10). Os resultados mostram que na Formação Sousa as medidas de Índice de Coloração de Esporos apresentaram variação de ICE (4,5-6,0) com a medida de maior frequência de ICE (5,5) e a média ICE (5,0). De acordo com Barnard et al., (1981), o grau de evolução térmica de uma rocha potencialmente geradora deve respeitar suas respectivas zonas de maturidade segundo seu período geológico (quadro 6). Quadro 6: Representação dos intervalos de ICE e suas respectivas zonas de maturidade para o Cretáceo Inferior (segundo Barnard et al., 1981) ICE IMATURA MATURA SUPERMATURA ,5 9,5 10

80 75 As amostras da Formação Sousa apresentaram variação nas medidas de Ro % (0,56-0,66) com a medida de maior freqüência de Ro % 0,6 e a média Ro% 0,6 % (figura 21). Figura 21: Histogramas de freqüência de medidas de reflectância em amostras obtidas do testemunho FC-PB- 1, Formação Sousa, Bacia de Sousa. O microespectro de fluorescência foi realizado em três superfícies polidas de diferentes plugs de concentrado de querogênio correspondentes as amostras BS-PB-20, BS-PB-61 e BS- PB-83. Os parâmetros de microespectro de fluorescência foram obtidos através de um valor médio de dez medidas de campos de esporinitas distintas por amostra. As esporinitas exibem uma coloração amarelo/laranja de fluorescência e seus parâmetros microespectrais estão na tabela 2. As curvas do microespectro de fluorescência da população de esporinitas podem ser observadas na figura 22.

81 76 Figura 22: Curva do microespectro de fluorescência da população de esporinita com fluorescência amarela/laranja. Tabela 2: Parâmetros de Microespectro de Fluorescência obtidos em amostras da Formação Sousa, Bacia de Sousa, testemunho FC-1-PB. Amostra λmáx a. Q b Qmáx. c BS-PB ,72 1,25 BS-PB ,99 1,39 BS-PB ,88 1,31 a Comprimento de onda com maior intensidade. b Quociente vermelho/verde (I650/I500nm). c Qmáx= Imáx/I500. De acordo com os parâmetros de maturação térmica (índice de coloração de esporos, reflectância da vitrinita, microespectro de fluorescência e parâmetros de pirólise Rock-eval), obtidos nas análises organopetrográficas e organogeoquímicas (quadro 4 e tabela 1, respectivamente), correlacionados na tabela de Mukhopadhyay (1994) (figura 23), respeitando as zonas de maturidade para o período do Cretáceo inferior (Barnard et al., 1981) obtido pela figura 11 como mostra o quadro 6, as amostras analisadas da Formação Sousa demonstram um baixo grau de evolução térmica correspondendo a zona imatura.

82 77 Quadro 6: Correlação dos parâmetros obtidos de organopetrográficos e organogeoquímicos de maturação. Amostra Prf(m) Ro% λmáx Q ICE T máx BS-PB-6 13,41 0, ,5 - BS-PB-20 23, , BS-PB-30 30,15 0, ,5 - BS-PB , ,99 5,5 - BS-PB-155,44 155,44 0, BS-PB , , Figura 23: Correlação de parâmetros de maturação térmica modificado de Mukhopadhyay (1993).

83 Caracterização da Potencialidade de Geração de Hidrocarbonetos A maior parte do petróleo encontrado nas bacias sedimentares é formada a partir da degradação térmica do querogênio, como resultado do soterramento progressivo das rochas geradoras (Tissot & Welte, 1984). Na caracterização da evolução do processo de transformação do querogênio em petróleo foram empregados dois parâmetros de pirólise: o potencial gerador (pico S2), definido como a quantidade de petróleo (óleo e gás) que um querogênio é capaz de gerar, e o parâmetro potencial de geração (PG) que corresponde ao somatório da fração do potencial de geração original que teria sido transformado em hidrocarbonetos presente na amostra (S1) e o potencial gerador (pico S2). Segundo Tissot e Welte (1984): Rochas que apresentam potencial (S1+S2) inferior a 2 mg de Hc/g de rocha(2000 ppm), não são consideradas rochas geradoras de petróleo, mas apresentam algum potencial para gás. Rochas com o potencial (S1+S2) entre 2 e 6 mg Hc/g de rocha (2000 e 6000ppm) são consideradas rochas com potencial moderado para geração de hidrocarbonetos Rochas que apresentam o potencial (S1+S2) superior a 6 mg Hc/g de rocha(6000ppm) são consideradas boas rochas geradoras. As análises de pirólise Roch-Eval e COT revelaram poucas amostras com parâmetros geoquímicos relevantes à qualidade e quantidade de matéria orgânica que favoreçam a geração de hidrocarbonetos, ou seja, COT maior que 0,5%, IH variando entre 200 e 700 mg de HC/g de rocha e um potencial de geração (S1+ S2) maior que 2 mg Hc/g de rocha (tabela 1) e correspondem a intervalos relativamente pouco espessos.

84 79 As amostras apresentam em geral, teores de COT menores que 0,5%, que implica em um predomínio de rochas consideradas não geradoras de hidrocarbonetos para o intervalo estudado, considerando que este é teor mínimo de COT (0,5%) necessário para que rochas carbonáticas, contidas nesta formação sejam consideradas potencialmente geradoras segundo Tissot & Welte (1984). Cerca de 20 amostras apresentam teores de COT entre 0,55% e 3, 93% (tabela 1) revelando quantidade necessária a geração de hidrocarbonetos. Os valores de S1+S2 para as amostras de calcilutitos e folhelhos da Formação Sousa analisadas estão apresentados na tabela 1. De acordo com estes parâmetros, as amostras BS- PB-55, BS-PB-77 e BS-PB-83 são consideradas boas rochas geradoras; a amostra BS-PB-76 é considerada uma rocha com potencial moderado; as demais amostras BS-PB-60, BS-PB-63, BS-PB-64, BS-PB-70, BS-PB-73 e BS-PB-80 não são consideradas rochas geradoras de petróleo, mas apresentam algum potencial para gás (tabela 1).

85 80 6 CONCLUSÕES Através dos parâmetros palinofaciológicos e organogeoquímicos obtidos em amostras da Formação Sousa, coletadas no testemunho de sondagem 1-FC-PB realizado no oeste do Estado da Paraíba, localizado na Fazenda Carnaúba foi possível concluir que: O tipo querogênio foi caracterizado a partir do diagrama de Van Krevelen, que utiliza os parâmetros Índice de Hidrogênio (IH) e Índice de Oxigênio (IO), obtido pela relação do resultado da análise de pirólise Rock Eval e do teor de Carbono Orgânico Total (COT). O querogênio foi caracterizado predominantemente como querogênio do tipo II e III. Secundariamente, também foi caracterizado o querogênio do tipo I. Os estudos organopalinofaciológicos realizados em uma sucessão sedimentar de espessura de 196m da Formação Sousa revelaram o predomínio fitoclasto, depositados em um sistema deposicional lacustre de água doce raso óxico a salino anóxicodisóxico. Foi constatado em direção ao topo do testemunho FC-1-PB uma diminuição da qualidade das fácies orgânicas quanto ao potencial de geração de hidrocarbonetos observado pela diminuição do grau de preservação da matéria orgânica através da redução dos teores de COT, o que foi provavelmente uma consequência de uma diminuição do lago na época de deposição da matéria orgânica. A avaliação do potencial gerador de hidrocarbonetos para os calcilutitos da Formação Sousa, realizado através das análises organopetrográficas associadas aos dados de COT e Pirólise Rock-Eval, mostrou que a seção analisada, apresenta quantidade e qualidade adequada de matéria orgânica para geração de hidrocarbonetos. A avaliação do estágio de evolução térmica, através de análises organopetrográficas (Índice de Coloração de Esporos - ICE, Reflectância da Vitrinita - %Ro e Microespectro de Fluorescência - MF) e organogeoqúimicas (T max da Pirólise Rock- Eval), demonstrou que a sucessão sedimentar estudada da Formação Sousa encontrase termicamente imatura, no início da janela de geração de hidrocarbonetos.

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95 ANEXO

96 ESTAMPA (a) Esporo visto sob luz branca transmitida com aumento de objetiva x 40 (Echinatisporis sp.). 1.1 (b) Esporo visto sob fluorescência com aumento de objetiva x 40 (Echinatisporis sp.). 1.2 (a) Esporo visto sob luz branca transmitida com aumento de objetiva x 40 (Cicatricosisporites sp.). 1.2 (b) Esporo visto sob fluorescência com aumento de objetiva x 40 (Cicatricosisporites sp.). 1.3 (a) Aglomerado de esporomorfo visto sob luz branca transmitida com aumento de objetiva 20 (Cycadopites sp.). 1.3 (b) Aglomerado de esporomorfo visto sob fluorescência com aumento de objetiva x (a) Tétrade de Classopollis visto sob luz branca transmitida com aumento de objetiva x (b) Tétrade de Classopollis visto sob fluorescência com aumento de objetiva x 40 (Cycadopites sp.). 1.5 (a) Grão de pólen bissacado visto sob luz branca transmitida com aumento de objetiva x 40 (Vitreisporites sp.). 1.5 (b) Grão de pólen bissacado visto sob fluorescência com aumento de objetiva x 40 (Vitreisporites sp.).

97 ESTAMPA (a) 1.1 (b) 1.4 (a) 50µm 50µm 50µm 1.4 (b) 1.2(a) 1.2 (b) 50µm 1.5(a) 50µm 50µm 1.3 (a) 1.3(b) 50µm 1.5 (b) 100µm 100µm 50µm

98 ESTAMPA (a) Membranas (Mb.) e matéria orgânica amorfa (MOA) sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Membranas e membranas amorfizadas (Mb.A.) sob fluorescência com objetiva x (a) Membrana sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Membrana sob fluorescência com objetiva x (a) Membranas e fitoclastos opacos (F.O) sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Membranas e fitoclastos opacos sob fluorescência com objetiva x20.

99 ESTAMPA (a) 2.1 (b) MOA. Mb. 2.2 (a) 2.2( b) 2.3 (a) 2.3 (b) F.O

100 ESTAMPA (a) Tecido cuticular com as camadas mais internas das folhas associada visto sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Tecido cuticular com as camadas mais internas das folhas associada visto sob fluorescência com objetiva x (a) Tecido cuticular com as camadas mais internas das folhas associada visto sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Tecido cuticular com as camadas mais internas das folhas associada visto sob fluorescência com objetiva x ) Tecido cuticular com as camadas mais internas das folhas associada visto sob luz branca transmitida com objetiva x ) Tecido cuticular com as camadas mais internas das folhas associada visto sob fluorescência com objetiva x40 (a seta vermelha indica a presença de estômatos).

101 ESTAMPA (a) 3.1 (b) 3.2 (a) 3.2(b) ESTÔMATO

102 ESTAMPA (a) Matéria orgânica amorfa sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Matéria orgânica amorfa sob fluorescência com objetiva x (a) Matéria orgânica amorfa finamente dispersa sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Matéria orgânica amorfa finamente dispersa sob fluorescência com objetiva x20, com fluorescência baixa a ausente. 4.3 (a) Matéria orgânica amorfa sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Matéria orgânica amorfa sob fluorescência com objetiva x20.

103 ESTAMPA (a) 4.1( b) 4.2 (a) 4.2 (b) 4.3 (a) 4.3 (b)

104 ESTAMPA (a) Matéria orgânica amorfa sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Matéria orgânica amorfa sob fluorescência com objetiva x (a) Fitoclasto amorfizado (F.A) sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Fitoclasto amorfizado (F.A) sob fluorescência com objetiva x (a) Fitoclasto amorfizado (F.A) e matéria orgânica amorfa (MOA) sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Fitoclasto amorfizado (F.A) e matéria orgânica amorfa sob fluorescência com objetiva x10.

105 ESTAMPA (a) 5.1 (b) 5.2 (a) 5.2 (b) F.A 5.3 (a) 5.3 (b) MOA F.A

106 ESTAMPA (a) Matéria orgânica sem estrutura altamente fluorescente sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Matéria orgânica sem estrutura altamente fluorescente sob fluorescência com objetiva x (a) Matéria orgânica sem estrutura altamente fluorescente e fitoclasto opaco corroído sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Matéria orgânica sem estrutura altamente fluorescente e fitoclasto opaco corroído sob fluorescência com objetiva x (a) Matéria orgânica sem estrutura altamente fluorescente sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Matéria orgânica sem estrutura altamente fluorescente sob fluorescência com objetiva x (a) Matéria orgânica sem estrutura altamente fluorescente em luz branca transmitida com objetiva x20 apresentando impressões de cristais de carbonato dissolvido. 6.4 (b) Matéria orgânica sem estrutura altamente fluorescente sob fluorescência com objetiva x20 apresentando impressões de cristais de carbonato dissolvido.

107 ESTAMPA (a) 6.1 (b) 6.2 (a) 6.2 (b) F.O.C 6.3 (a) 6.3 (b) 6.4 (a) 6.4( b)

108 ESTAMPA (a) Alga do gênero Botryococcus e matéria orgânica amorfa sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Alga do gênero Botryococcus e matéria orgânica amorfa sob fluorescência com objetiva x (a) Alga do gênero Botryococcus sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Alga do gênero Botryococcus sob fluorescência com objetiva x (a) Alga do gênero Botryococcus e matéria orgânica amorfa sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Alga do gênero Botryococcus e matéria orgânica amorfa sob fluorescência com objetiva x (a) Alga do gênero Botryococcus sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Alga do gênero Botryococcus sob fluorescência com objetiva x (a) Palinomorfo indeterminado sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Palinomorfo indeterminado sob fluorescência com objetiva x (a) Palinomorfo indeterminado sob luz branca transmitida com objetiva x (b) Palinomorfo indeterminado em fluorescência com objetiva x40.

109 ESTAMPA (a) 7.1 (b) 7.2 (a) 7.2 (b) 7.3 (a) 7.3 (b) 7.4 (a) 7.4 (b) 7.5 (a) 7.6 (a) 7.6 (b) 7.5 (b)

110 ESTAMPA 8 8.1) Maceral do grupo da liptinita (esporinita) visto sob fluorescência com objetiva de x50 (amostra BS-PB-20). 8.2) Maceral do grupo da liptinita (cutinita) visto sob fluorescência com objetiva de x50 (amostra BS-PB-20). 8.3) Macerais do grupo da liptinita, cutinita e amorfinita, visto sob fluorescência com objetiva de x50 (amostra BS-PB-20). 8.4) Esporinita visto sob fluorescência com objetiva de x50 (amostra BS-PB-83). 8.5) Partículas de vitrinita vista sob luz branca refletida com objetiva de x50 (amostra 6). 8.6) Partícula de inertinita vista sob luz branca refletida com objetiva de x50 (amostra BS-PB- 30).

111 ESTAMPA Esporinita Cutinita Amorfinita

112 ESTAMPA 9 9.1) Fitoclastos opacos visto sob luz branca transmitida com objetiva x ) Fitoclastos opacos alongado (F.O.AL) visto sob luz branca transmitida com objetiva x ) Fitoclastos opaco alongados, visto sob luz branca transmitida com objetiva x ) Fitoclasto opaco alongado (F.O.AL) e não opaco bioestruturado (F.NO.B) degradado (perfurado) visto sob luz branca transmitida com objetiva x ) Fitoclastos não opaco, bioestruturado perfurado (F.NO.B) degradado visto sob luz branca transmitida com objetiva x ) Fitoclasto opaco alongado (F.O.AL) visto sob luz branca transmitida com objetiva x20 9.7) Fitoclasto não opaco, bioestruturado (F.NO.B) bandado visto sob luz branca transmitida com objetiva x ) Fitoclasto não opaco, bioestruturado (F.NO.B) perfurado visto sob luz branca transmitida com objetiva x20.

113 ESTAMPA 9 (9.1) (9.2) F.O.Al. (9.3) F.NO.B (9.4) (9.6) F.O.Al. (9.5) F.NO.B (9.7) (9.8) F.O.Al. F.NO.B