Severino Fernandes Neto. Orientador: Prof. Dr. Francisco Hilário Rêgo Bezerra. Co-orientadora: Marcela Marques Vieira

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1 UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM CIÊNCIA E ENGENHARIA DO PETRÓLEO DISSERTAÇÃO DE MESTRADO CONTRIBUIÇÃO DA CATODOLUMINESCÊNCIA PARA O ENTENDIMENTO DA DIAGÊNESE DA FORMAÇÃO JANDAÍRA: ÁREAS DO CAMPO DE PETRÓLEO DA FAZENDA BELÉM E LAJEDO DO ROSÁRIO Severino Fernandes Neto Orientador: Prof. Dr. Francisco Hilário Rêgo Bezerra Co-orientadora: Marcela Marques Vieira Natal (RN), Novembro de 2010

2 CONTRIBUIÇÃO DA CATODOLUMINESCÊNCIA PARA O ENTENDIMENTO DA DIAGÊNESE DA FORMAÇÃO JANDAÍRA: ÁREAS DO CAMPO DE PETRÓLEO DA FAZENDA BELÉM E LAJEDO DO ROSÁRIO Natal / RN Novembro / 2010 Fernandes Neto, S. Novembro/2010 ii

3 Severino Fernandes Neto CONTRIBUIÇÃO DA CATODOLUMINESCÊNCIA PARA O ENTENDIMENTO DA DIAGÊNESE DA FORMAÇÃO JANDAÍRA: ÁREAS DO CAMPO DE PETRÓLEO DA FAZENDA BELÉM E LAJEDO DO ROSÁRIO Dissertação de mestrado apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Ciência e Engenharia do Petróleo PPGCEP da Universidade Federal do Rio Grande do Norte, pré-requisito para obtenção do titulo de mestre em Ciências e Engenharia do Petróleo. Aprovado em de de 2010 Prof. Dr. Francisco Hilário Rêgo Bezerra UFRN Orientador Prof. Dra. Marcela Marques Vieira UFRN Co-Orientadora Prof. Dr. Pedro Xavier Neto- Petrobrás Membro Externo Maria Osvalneide Lucena Sousa UFRN Membro Interno Fernandes Neto, S. Novembro/2010 iii

4 Fernandes Neto, Severino Contribuição da Catodoluminescência para o entendimento da diagênese da Formação Jandaíra: Áreas do Campo de Petróleo da Fazenda Belém e Lajedo do Rosário. Dissertação de mestrado, UFRN, Programa de Pós-Graduação em Ciência e Engenharia do Petróleo. Área de Concentração: Engenharia e Geologia de Reservatórios e de Explotação de Petróleo e Gás Natural (ERE), Natal-RN, Brasil. RESUMO O objetivo geral deste trabalho foi contribuir para a compreensão da evolução química dos fluidos percolantes através das rochas carbonáticas da Formação Jandaíra. As condições oxidantes e redutoras nas quais grãos, matriz e cimento foram formadas foi investigada usando a técnica da catodoluminescência (CL). A área de estudo localiza-se a oeste da Bacia Potiguar (Campo da Fazenda Belém) e no Lajedo do Rosário (Município de Felipe Guerra, Estado do Rio Grande do Norte, Brasil). As análises das lâminas delgadas das rochas carbonáticas sob CL revelou que grãos (aloquímicos ou não) e produtos diagenéticos (micritização, dolomitização, neomorfismo e cimentação) exibiu desde ausência de luminescência à várias cores de luminescência (amarela, laranja, vermelha, marrom e azul) numa variedade de intensidades. Como a calcita pura mostrou luminescência azul escuro, a ocorrência de diferentes cores de luminescência em cristais de calcita sugere um ou mais defeitos pontuais nos cristais tais como elétrons livres, espaços livres e impurezas. O tingimento das lâminas delgadas com alizarina e ferrocianeto de potássio revelou ausência de carbonatos ferrosos nos diferentes litótipos da Formação Jandaíra. Portanto, as diferentes cores e intensidades de CL observada nestas rochas são provavelmente causadas pela presença de íons ativadores tais como Mn 2+ e não uma combinação ativador / inibidor. Da mesma forma, a ausência de luminescência é muito provavelmente causada pela ausência de íons ativadores e não devido a uma baixa concentração de íons inibidores tais como Fe 2+. A incorporação do Mn 2+ nos diferentes constituintes da Formação Jandaíra deve ter sido controlada através do estado redox do meio ambiente deposicional e diagenético. Portanto é possível que os constituintes luminescentes tenham se formados (Ex: oóides) ou tenham sido modificados (Ex: neomorfismo de gastrópodes) sob condições redutoras no meio ambiente deposicional, em subsuperfície durante o soterramento, ou, no caso das amostras do Lajedo do Rosário, durante o pós-soterramento, no retorno às condições superficiais. No que diz respeito às mudanças bruscas de luminescência baixa para moderada e forte, estas características devem indicar a precipitação de um fluido com flutuações químicas, nas quais formou freqüentes zonações no cimento blocoso das amostras do Lajedo do Rosário. Este estudo sugere que as diferentes intensidades e cores de CL deve ser correlacionado com o conteúdos de Mn 2+ e Fe 2+ e isótopos estáveis das amostras para determinar a salinidade, temperatura, ph e Eh durante deposição. Palavras Chaves: Formação Jandaíra, Carbonatos, Catodoluminescência, Bacia Potiguar Fernandes Neto, S. Novembro/2010 iv

5 ABSTRACT The general objective of this study was to contribute to the understanding of the chemical evolution of fluids that percolate through carbonate rocks of the Jandaíra Formation. The oxidation and reduction conditions in which grains, source and cement were formed was investigated using the cathodoluminescence technique (CL). The study area is located in the west part of the Potiguar Basin (Fazenda Belém field) and Rosário Ledge (Felipe Guerra municipality, State of Rio Grande do Norte, Brazil). The analysis of thin sections of carbonate rocks under CL revealed that grains (allochemical or not) and diagenetic products (micritization, dolomitization, neomorphism and cementation) exhibit since absence of luminescence the various luminescence colors (yellow, orange, red, brown, and blue) in a variety of intensities. As pure calcite shows dark blue luminescence, the occurrence of different luminescence colors in calcite crystals suggest one or more punctual crystal defects such as free electron, free space and impurity. The dyeing of thin sections with alizarin and potassium ferrocyanide revealed the absence of ferrous carbonate in the different lithotypes of Jandaíra Formation. Therefore, the different colors and intensities of CL observed in these rocks are probably caused by the presence of ion activators such as Mn 2+ and is not an activator/inhibitor combination. In the same way, the absence of luminescence is very probably caused by the absence of activator ions and not due to the low concentration of inhibitor ions such as Fe 2+. The incorporation of Mn 2+ in the different members of the Jandaíra Formation must have been controlled by the redox state of the depositional environment and diagenesis. Therefore, it is possible that the luminescent members have been formed (e.g.,ooids) or have been modified (gastropod neomorphism) under reduction conditions in the depositional environments, in subsurface during the burial, or, in the case of Rosario Ledge samples, during the post-burial return to surface conditions. As regards the sudden changes from low to moderate and to strong luminescence, these features should indicate the precipitation of a fluid with chemical fluctuations, which formed the frequent zonations in the block cement of the Rosario Ledge samples. This study suggests that the different intensities and colors of CL should be correlated with the Mn 2+ and Fe 2+ contents, and stable isotopes of samples to determine the salinity, temperature, ph e Eh conditions during deposition. Keywords: Jandaíra Formation, Cathodoluminescence, Carbonates, Potiguar Basin Fernandes Neto, S. Novembro/2010 v

6 DEDICATÓRIA Dedico este trabalho a Deus, pois sem ele, não seria possível o desenvolvimento e conclusão do mesmo. Fernandes Neto, S. Novembro/2010 vi

7 AGRADECIMENTOS Agradeço a todos pelo apoio direto e indireto neste trabalho, e em especial à Elivânia Moura Costa (aluna de Geologia) e Ângela (colega de química), à primeira, pelas figuras desenhadas no Corel Draw, e as duas pela ajuda na organização deste trabalho, em colocá-lo de acordo com as normas do programa. Ao meu orientador Dr. Francisco Hilário Rêgo Bezerra pela confiança, conselhos e ensinamentos sobre a geologia regional. À minha co-orientadora Drª Marcela Marques Vieira, agradeço pelos conselhos, confiança, amizade e ajuda para finalizar este trabalho. Ao Professores Dr. Antônio Barbosa e Virgínio Henrique Neumann por ajuda para obter confiança em manipular o microscópio com a catodoluminescência acoplada. Agradeço, também, ao Dr. Antônio Barbosa por fornecer dados referentes ao microscópio petrográfico. À minha mãe, que apesar das dificuldades sempre me incentivou a terminar este trabalho. À CNPQ pelo apoio financeiro e pela bolsa de estudo. Agradeço a Anderson Henrique (Geólogo) por auxiliar na obtenção das imagens fornecidas pela catodoluminescência no computador. Agradeço a Zenilda (Mestranda-UFPE), Antônio (doutorando-ufpe), que de alguma forma chegaram a contribuir para a realização deste trabalho, seja diretamente, ou simplesmente para proporcionarem momentos de descontração. Fernandes Neto, S. Novembro/2010 vii

8 ÍNDICE Resumo iv Abstract v 1. Introdução Pág Apresentações Iniciais Justificativa Objetivos Localização da Área de Estudo Metodologia 3 2. Geologia Regional 2.1. Introdução Arcabouço Estrutural Estratigrafia Magmatismo A Evolução Tectono-Sedimentar da Bacia Potiguar Formação Jandaíra Diagênese da Formação Jandaíra 3.1. Introdução Diagênese da Formação Jandaíra Catodoluminescência 4.1. Mineralogia e Geoquímica dos Carbonatos Fundamentos Físicos da Catodoluminescência em Carbonatos Processos Principais de Produção da Luminescência Aplicações da Catodoluminescência na Geologia do Petróleo Catodoluminescência em Rochas Carbonáticas Zonações em Rochas Carbonáticas A Catodoluminescência no Estudo das Zonações Resultados e Discussão Catodoluminescência dos carbonatos da Formação Jandaíra no Campo 33 da Fazenda Belém e Lajedo do Rosário 6. Conclusões Referências Anexos 47 Fernandes Neto, S. Novembro/2010 viii

9 INDICE DE FIGURAS E TABELA Figura Localização da área de estudo. Em (A), mapa simplificado do RN mostrando a Bacia Potiguar com destaque para o Lajedo do Rosário (Retângulo Preto) e para o Campo da Fazenda Belém (Retângulo Vermelho); (B) Área do Campo da Fazenda Belém com a localização dos poços dos quais foram produzidas as lâminas de estudo da Catodoluminescência (Melo, 2010)...pág.: 3 Figura Equipamento de catodoluminescência pertencente à UFPE. O mesmo é composto de um microscópio petrográfico modelo NIKON ECLIPSE E600 W POL, com câmera acoplada para micrografias modelo NIKON H-III e módulo de catodoluminescência para microscópio ótico CLmK da Cambridge Technology LTD...pág.: 4 Figura Mapa de localização da Bacia Potiguar. Modificada de Mont Alverne et al. (1998, apud Menezes, 2004)...pág.: 5 Figura Arcabouço tectônico da Bacia Potiguar (modificado de Cremonini et al.,1996)...pág.: 6 Figura Carta estratigráfica da Bacia Potiguar (modificado de Pessoa Neto et.al., 2007)...pág.: 8. Figura Arenito da Formação Açu em contato com os calcários da Formação Jandaíra, na borda sudoeste da Chapada do Apodi (Cassab, 2003)...pág.: 13 Figura Calcário micrítico intercalado com camadas de folhelhos, próximo do contato com a Formação Açu (Cassab,2003)... pág.: 13 Figura Rocha carbonática da Formação Jandaíra, falhada e carstificada, resultando em dolina controlada por uma falha de direção E-W. Lajedo do Rosário, Município de Felipe Guerra, RN...pág.: 15 Fernandes Neto, S. Novembro/2010 ix

10 Figura 3.1 (A) Neomorfismo de gastrópode evidenciado pela manutenção da borda micritizada (Poço CRI-SD-04, Lâmina 12); (B) Arcabouço Caracterizado pela predominância de grãos totalmente micritizados (05, Lâmina 8)...pág.: 17 Figura 3.2 (A) Franjas prismáticas isópacas ao redor de grãos do arcabouço (05, Lâmina 3.1); (B) Mosaico irregular. À esquerda, cristais blocosos e, à direita, cristais mesocristalinos (Lajedo do Rosário, Lâmina N3-N4); (C) Crescimento secundário ao redor de equinoderma (Poço CRI- SD-05, Lâmina 13)...pág.: 19 Figura 3.3 Neomorfismo de gastrópode (Lajedo do Rosário, Lâmina N1-A)...pág.: 20 Figura 3.4 Concentração de romboedros em mudstone (05, Lâmina 16)...pág: 21 Figura 4.1- Efeitos de interação que emergem da amostra devido ao bombardeamento eletrônico. As linhas dentro do volume de interação delineia região onde indica predominância do efeito. Por exemplo, somente raios-x emergem da amostra das partes mais profundas do volume (Wittke, 2008)...pág.: 25 Figura 4.2 -Tipos de zonações comuns em carbonatos. A) Zonação concêntrica simples. B) Zonação Oscilatória. C) Zonação Setorial. D) Zonação Intrasetorial(Machel, 2000)...pág.: 30 Tabela 1 Possíveis ativadores, sensibilizadores e inibidores da luminescência, e sua concentração mínima efetiva, em calcita e dolomita (Machel et al, 1991)...pág.: 29 Tabela 2 Alguns resultados da Catodoluminescência para os diversos constituintes (grãos, matriz e cimento) do Campo da Fazenda Belém e Lajedo do Rosário da Formação Jandaíra- Bacia Potiguar...pág.: 33 Tabela 3 Cores e intensidades observada a partir da análise sob catodoluminescência de diferentes constituintes da Formação Jandaíra, nas lâminas estudadas. A quantidade de X reflete a frequência com que as cores aparecem...pág.: 34 Tabela 4 Alguns resultados da CL que revelaram a presença de zonações em cimento blocoso no Lajedo do Rosário da Formação Jandaíra- Bacia Potiguar...pág.: 36 Fernandes Neto, S. Novembro/2010 x

11 Capítulo 1 Introdução

12 1.1. Apresentações Iniciais A presente dissertação de mestrado constitui a última etapa exigida pelo Programa de pósgraduação em Ciência e Engenharia do Petróleo (PPGCEP) da Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN) para obter o grau de Mestre em Engenharia de Reservatório e de Explotação de Petróleo. Neste sentido, este trabalho se propõe a contribuir para um melhor conhecimento dos diversos constituintes (grãos, matriz e cimento) que compõem as rochas carbonáticas da Formação Jandaíra (Turoniano Campaniano da Bacia Potiguar, estados do RN e CE) e dos processos diagenéticos que as afetaram através da aplicação da técnica da CATODOLUMINESCÊNCIA Justificativa Trabalhos anteriores têm demonstrado que a Formação Jandaíra foi afetada por diversos eventos diagenéticos, tanto em subsuperfície quanto em superfície. Estes eventos foram estudados, sobretudo, através de petrografia microscópica qualitativa e quantitativa e, em menor número, através das seguintes análises especiais: tingimento, microscopia eletrônica de varredura (Silva, 2008) e isótopos estáveis (Córdoba, 2001). Um instrumento muito utilizado em estudos sobre diagênese de rochas carbonáticas vem a ser a CATODOLUMINESCÊNCIA (CL). O principal uso desta técnica nestas rochas consiste na identificação e interpretação da estratigrafia dos cimentos (ex: cimentos zonados). Quando utilizados em conjunto com outros dados geoquímicos (isótopos estáveis e radiogênicos, inclusões fluidas e paleomagnetismo), os resultados provenientes da CL contribuem no reconhecimento das condições oxidantes e/ou redutoras sob as quais ocorreram as diversas fases diagenéticas. Além disso, como as rochas carbonáticas são caracterizadas por apresentar um complexo meio poroso, em uma diversidade de fácies deposicionais, esta técnica auxilia no entendimento da evolução deste meio poroso, a partir da análise dos materiais que as preencheram (ex: cimento em fraturas). A despeito de sua grande aplicabilidade às rochas carbonáticas, observa-se a inexistência de trabalhos que utilizem esta técnica em estudos sobre a diagênese da Formação Jandaíra, reconhecida como a maior plataforma carbonática de idade cretácea, o que torna esta dissertação significativa, na medida em que a mesma contribui para reduzir esta lacuna e servir de base para trabalhos posteriores. Fernandes Neto, S. Novembro/2010 1

13 1.3. Objetivos O objetivo geral deste trabalho é contribuir para uma melhor compreensão da evolução química dos fluidos percolantes nas rochas carbonáticas da Formação Jandaíra através de uma melhor caracterização das condições oxidantes e/ou redutoras das diferentes fases minerais em que se formaram os diferentes constituintes (grãos, matriz e cimento), através da aplicação da técnica de CL. Como objetivos específicos têm-se: a) Inferir a composição química dos diferentes constituintes da Formação Jandaíra (grãos, matriz e cimento), a partir da presença ou ausência de luminescência provocada por íons ativadores ou inibidores da mesma; b) Identificar as diferentes fases minerais que preencheram fraturas e vugs a elas associados, bem com suas condições de formação. c) Reconhecer a presença de zonações em cimentos e de que tipos elas são Localização da Área de Estudo As áreas alvo para a realização deste trabalho (Figura 1.1) situam-se a oeste da Bacia Potiguar (Campo de Fazenda Belém) e no Lajedo do Rosário, localizado no sudoeste da Bacia (Município de Felipe Guerra - RN, coordenadas UTM: X: N/948000E; S/ E; S/ W; N/948000W). Os seis furos de sondagem do Campo de Fazenda Belém foram fornecidos pela PETROBRAS (UN-RNCE) e têm as seguintes localizações (em coordenadas UTM): CVA-PM-01 X: , Y: ; CRISD-02 X: , Y: ; CVA-SD-03 X: , Y: ; CVASD-04 X: , Y: ; CRI- SD-04 X: , Y: ; CRLSD-05 X: , Y: ; CRI-SD-07 X: , Y: Fernandes Neto, S. Novembro/2010 2

14 Figura 1.1. Localização da área de estudo. Em (A), mapa simplificado do RN mostrando a Bacia Potiguar com destaque para o Lajedo do Rosário (Retângulo Preto) e para o Campo da Fazenda Belém (Retângulo Vermelho); (B)Área do Campo da Fazenda Belém com a localização dos poços dos quais foram produzidas as lâminas de estudo da Catodoluminescência (Melo, 2010) Metodologia O desenvolvimento do trabalho do qual resultou a presente dissertação consistiu das seguintes etapas principais: a) Pesquisa bibliográfica visando fornecer o embasamento teórico necessário à pesquisa a ser empreendida; b) Seleção de lâminas delgadas para análise sob catodoluminescência. Foram escolhidas lâminas, tanto de superfície (Lajedo do Rosário) quanto de subsuperfície (Campo de Fazenda Belém). Foram escolhidas aquelas que apresentavam diferentes gerações de cimento, identificadas a partir de características texturais e composicionais; Fernandes Neto, S. Novembro/2010 3

15 c) Descrição petrográfica qualitativa das lâminas selecionadas em (b), visando à determinação dos aspectos texturais básicos, identificação dos componentes detríticos e reconhecimento da sequência diagenética. Técnicas padronizadas de identificação da mineralogia do cimento carbonático (alizarina vermelha-s e ferrocianeto de potássio) foram utilizadas; e) Seleção de campos, nas lâminas delgadas selecionadas e descritas em (b) e (c), para posterior análise sob catodoluminescência. Cada campo foi circundado com lápis e fotografado com a máquina NIKON H-III e no segundo momento com o USB Digital Eyepiece for Microscope Max. 2.0 MB (Programa de Captura de imagens - MIAS 2008), para posterior comparação com as imagens obtidas através da catodoluminescência; f) Análise sob catodoluminescência dos campos selecionados em (e). O sistema analítico utilizado foi do tipo acoplado ao microscópio óptico (Figura 1.2). As análises foram realizadas no Laboratório de Catodoluminescência da UFPE, sob a responsabilidade do Prof. Dr. Virgínio Henrique Neumann. Cada imagem efetuada sob a CL foi precedida da obtenção de duas outras, com polarizadores cruzados e descruzados, respectivamente. Mais detalhes sobre a fundamentação teórica do uso da CL serão fornecidos no Capítulo 4; g) Integração e interpretação de todos os dados obtidos para elaboração e digitação da presente dissertação. Figura 1.2. Equipamento de catodoluminescência pertencente à UFPE. O mesmo é composto de um microscópio petrográfico modelo NIKON ECLIPSE E600 W POL, com câmera acoplada para micrografias modelo NIKON H-III e módulo de catodoluminescência para microscópio ótico CLmK da Cambridge Technology LTD. Fernandes Neto, S. Novembro/2010 4

16 Capítulo 2 Geologia Regional

17 2.1. Introdução A área de estudo insere-se na Bacia Potiguar, localizada na Região Nordeste do Brasil. A maior parte desta bacia pertence ao Estado do Rio Grande do Norte, estendendo-se até o início do Estado do Ceará. A Bacia Potiguar compreende uma área de km 2, sendo, na área emersa, km 2 e, na parte submersa (plataforma e talude continentais), km 2 (Bertani et al., 1990). É no Alto de Fortaleza, com a Bacia do Ceará, o limite noroeste da bacia, e no Alto de Touros, com a Bacia de Pernambuco-Paraíba (Figura 2.1), o seu limite a leste. Figura 2.1. Mapa de localização da Bacia Potiguar. Modificada de Mont Alverne et al. (1998, apud Menezes, 2004 ). A Bacia Potiguar está geneticamente relacionada a uma série de bacias neocomianas intracontinentais que compõem o Sistema de Riftes do Nordeste Brasileiro, sendo a mais oriental das bacias da margem equatorial (Matos, 1987). O preenchimento sedimentar da Bacia Potiguar ocorreu durante o Mesozóico e o Cenozóico Arcabouço Estrutural Grabens, altos internos e plataformas de embasamento (Figura 2.2) são as três unidades básicas que compõem a estrutura da Bacia Potiguar, sendo que cada unidade comporta distintas sequências sedimentares neocomianas a terciárias (Bertani et al., 1990). Fernandes Neto, S. Novembro/2010 5

18 Figura 2.2. Arcabouço tectônico da Bacia Potiguar (modificado de Cremonini et al., 1996) Os grabens são assimétricos e estão divididos em partes emersas e submersas. Os de Apodi, Umbuzeiro, Guamaré e Boa Vista são os mais importantes da parte emersa, com feições lineares e eixos orientados na direção NE-SW, levemente oblíquos em relação aos principais lineamentos do embasamento sul da bacia, os quais estão orientados para NNE-SSW. Eixos orientados paralelamente à atual linha da costa estão localizados na parte submersa da bacia. Os Altos de Quixaba, Serra do Carmo e Macau são os principais altos internos. Os principais grabens estão separados pelas cristas do embasamento, as quais consistem altos internos e são compostos por blocos de gnaisse, migmatitos ou xistos soerguidos por falhas normais. Limitam-se, de um lado, por uma rampa composta por falhas sintéticas secundárias e, do outro lado, por escarpas abruptas. Normalmente, a erosão ou não deposição são as causas principais da ausência das sequências do Cretáceo Inferior sobre os altos internos. Os sedimentos do Aptiano e Cretáceo Superior são normalmente os que recobrem, na parte terrestre, as plataformas de embasamento enquanto, na parte marítima, os mesmos são recobertos por sequências terciárias. Os altos internos SW-NE são deslocados e cortados por falhas E-W, com rejeitos significativos, o que é observado nas principais plataformas de embasamento: Touros (a leste) e Aracati (a oeste). Fernandes Neto, S. Novembro/2010 6

19 São observadas outras importantes estruturas de direção NW-SE, além das primeiras estruturas de direção NE-SW presentes na bacia, as quais, segundo Hackspacher et al. (1985), são interpretadas como produto de reativações pós-campanianas. Já o padrão de falhamentos NW-SE e NE-SW, na porção submersa da bacia, foi caracterizado por Cremonini et al. (1996) como sendo o produto de superposição de diferentes fases de rifteamento Estratigrafia A carta estratigráfica da Bacia Potiguar adotada nesta dissertação foi proposta por Pessoa Neto et al. (2007), os quais dividiram as rochas sedimentares da bacia, da base para o topo, em três grandes grupos: Areia Branca, Apodi e Agulha (Figura 2.3). As formações Pendência, Pescada e Alagamar estão reunidas no Grupo Areia Branca que tem um conteúdo predominantemente clástico. A Formação Pendência (Souza, 1982) é composta de arenitos finos a grossos com intercalações de folhelhos e siltitos; esta unidade ocorre sobreposta, discordantemente, ao embasamento cristalino e sotoposta, também discordantemente, aos clásticos e carbonatos da Formação Alagamar (Araripe & Feijó, 1994). A Formação Pescada constitui-se de arenitos médios a finos, possuindo intercalações de folhelhos e siltitos, ocorrendo em contato discordante com as formações Alagamar (superior) e Pendência (inferior). Os sedimentos que deram origem à Formação Pescada foram depositados, principalmente, em sistemas de leque aluvial e flúvio-deltaico, com pelitos lacustres entremeados por turbiditos. A Formação Alagamar (Souza, 1982) compreende uma seção areno-carbonática sotoposta discordantemente à Formação Açu e seu contato inferior também é discordante sobre as formações Pescada ou Pendência, ou sobre o embasamento (Silva, 2008). As Camadas Ponta do Tubarão (calcarenitos e calcilutitos ostracoidais e folhelhos escuros) separam os membros Galinhos (predominantemente pelítico, com folhelhos e calcilutitos) e Upanema (composto por arenitos finos a grossos e folhelhos) que compõem esta formação. A interpretação do sistema deposicional é lagunar (Camadas Ponta do Tubarão), nerítico (Membro Galinhos) e flúvio-deltaico (Membro Upanema, Araripe & Feijó, 1994). Fernandes Neto, S. Novembro/2010 7

20 Figura 2.3. Carta estratigráfica da Bacia Potiguar (modificado de Pessoa Neto et.al., 2007). Fernandes Neto, S. Novembro/2010 8

21 O Grupo Apodi caracteriza-se por um aumento considerável de rochas carbonáticas, as quais foram depositadas desde o Eoalbiano até o Eocampaniano. As formações Açu, Ponta do Mel, Quebradas e Jandaíra constituem este grupo (Araripe & Feijó, 1994). A Formação Açu é caracterizada por uma seção inferior mais espessa, constituída por conglomerados e arenitos com delgadas intercalações de folhelhos e uma seção superior de arenitos finos com intercalações de folhelhos (Souza, 1982). O contato inferior desta formação é discordante com a Formação Alagamar, enquanto o contato superior é concordante com a Formação Jandaíra. Lateralmente, a Formação Açu interdigita-se com as formações Ponta do Mel e Quebradas (Araripe & Feijó, 1994). Quatro unidades (Açu 1 a Açu 4) foram reconhecidas, informalmente, por Vasconcelos et al. (1990), os quais identificaram leques aluviais, sistemas fluviais entrelaçado e meandrante e uma transgressão costeira estuarina. Tibana e Terra (1981) definiram a Formação Ponta do Mel como de idade neoalbiana, sendo a mesma constituída por calcarenitos oolíticos, doloespatitos e calcilutitos com camadas de folhelhos. A deposição destas rochas ocorreu, predominantemente, em plataforma rasa associada à planície de maré e mar aberto (Tibana & Terra, 1981). O contato inferior da Formação Quebradas é discordante com a Formação Ponta do Mel e o contato superior é concordante com a Formação Jandaíra. A Formação Quebradas é constituída por arenitos finos, folhelhos e siltitos e sua idade é cenomaniana. Esta formação é subdividida nos seguintes membros: Porto do Mangue (representado por folhelhos e arenitos subordinados) e Redondas (intercalações de arenitos, folhelhos e siltitos) (Araripe & Feijó, 1994). A Formação Jandaíra tem idade turoniana a mesocampaniana e é constituída de calcarenitos bioclásticos a foraminíferos bentônicos, por vezes associados a algas verdes (Silva, 2008). Como esta formação constitui o principal enfoque deste trabalho, a mesma será explorada no item 2.6. O Grupo Agulha compõe-se de clásticos terrígenos e carbonatos de alta e baixa energia (Araripe & Feijó, 1994). As formações Ubarana, Guamaré, Tibaú e Barreiras constituem este grupo. A Formação Ubarana, datada do Albiano até o Holoceno, constitui uma espessa seção de folhelhos e argilitos, entremeada por camadas relativamente delgadas de arenitos grossos a muito finos, siltitos e calcarenitos. Os sedimentos que compõem esta formação foram originalmente depositados em taludes e bacias, interdigitando-se lateralmente com o Grupo Apodi e a Formação Guamaré. A Formação Guamaré compõe-se de calcarenitos bioclásticos, em parte recristalizados e dolomitizados, com intercalações de calcilutitos, folhelhos e arenitos (Souza, 1982) depositados em plataforma e talude carbonáticos. Interpõe-se, lateralmente, aos pelitos Ubarana e aos arenitos Tibau, com conteúdo fossilífero que vai do Neocampaniano ao Holoceno (Araripe & Feijó, 1994). A Formação Tibau constitui-se de arenitos Fernandes Neto, S. Novembro/2010 9

22 quartzosos grossos a conglomeráticos, com intercalações de calcarenitos e argilitos (Souza, 1982). O contato inferior, emerso, desta formação é discordante com a Formação Jandaíra e contato superior, submerso, é concordante com a Formação Guamaré. Seus sedimentos foram originalmente depositados em um sistema de leques costeiros atuante do Holoceno ao Neocampaniano (Araripe & Feijó, 1994). A Formação Barreiras é composta de conglomerados e arenitos ferruginosos friáveis, de cor avermelhada a esbranquiçada, com matriz caolinítica e abundantes concreções lateríticas. Constituem depósitos de sistemas aluviais, fluviais e costeiros (Córdoba, 2001) Magmatismo Araripe e Feijó (1994) individualizaram três eventos magmáticos de idades distintas que ocorrem entremeadas aos grupos Areia Branca, Apodi e Agulha.A Formação Rio Ceará-Mirim está presente na borda da bacia, na forma de diques de diabásio toleítico orientados na direção E-W (Araripe & Feijó, 1994) e idade entre 120 a 140 Ma (Mizusaki 1993, apud Araripe & Feijó, 1994). A Formação Serra do Cuó corresponde a diques de diabásio com tendência alcalina (Silva, 2008) e idade 83 ± 6Ma (Mizusaki, 1993, apud Araripe & Feijó, 1994) A Formação Macau corresponde a derrames de basalto, diabásio e vulcânicas associadas, possuindo intercalações de rochas sedimentares das Formações Tibau, Guamaré e Ubarana (Silva, 2008). A idade da Formação Macau está entre 29 a 45Ma (Mizusaki, 1987, apud Araripe & Feijó, 1994) Evolução tectono-sedimentar da Bacia Potiguar As diferentes fases da evolução tectônica da Bacia Potiguar relacionam-se intimamente com o seu preenchimento sedimentar (Bertani et al., 1990). As formações Pendência e Pescada compreendem a fase Rifte; a Formação Alagamar constitui-se na fase transicional; as formações Açu, Ponta do Mel, Quebradas e Jandaíra, também conhecidas como sequências fluvio-marinhas transgressivas, constituemse na fase de deriva continental e as formações Ubarana, Guamaré, Tibau e Barreiras fazem parte da fase regressiva (Araripe & Feijó, 1994). Fernandes Neto, S. Novembro/

23 A Bacia Potiguar originou-se no final do Jurássico, no contexto da evolução da margem equatorial atlântica. O processo teve origem na Província Borborema, na qual um regime de esforços com distensão norte-sul e compressão leste-oeste ocorreu devido à rotação diferencial dextral entre a América do Sul e a África, propiciando, deste modo, o desenvolvimento de diversas bacias Rifte, sob regime transtensional, como é o caso do Rifte Potiguar (Françolin & Szatmari, 1987). O início de uma subsidência termal, lenta e generalizada, provocou o começo da deposição da sequência transicional pós-rifte, durante o Neoaptiano, sobre uma forte discordância angular (Soares et al., 2003). Os sedimentos da Formação Alagamar são constituídos por esta sequência transicional pósrifte (Costa et al., 1983). Segundo Soares et al. (2003), o desenvolvimento de uma plataforma carbonática denominada Formação Ponta do Mel e os sedimentos siliciclásticos das formações Açu e Quebradas são as representações reais do início da deposição da sequência flúvio-marinha transgressiva na Bacia Potiguar, a partir do Albiano. Na passagem do Turoniano para o Campaniano aconteceu o apogeu desta transgressão com a inserção de uma ampla plataforma carbonática denominada Formação Jandaíra. O Magmatismo Serra do Cuó e o soerguimento da Bacia Potiguar, no Mesocampaniano, foram os dois eventos representativos da evolução tectono-sedimentar que marcaram a transição do Mesozóico para o Cenozóico (Silva, 2008). A discordância (subaérea e submarina) de caráter erosivo (Pereira, 1992), posicionada no Neoturoniano/Eociano, foi gerada no evento Magmatismo Serra do Cuó. O soerguimento da Formação Jandaíra foi a feição gerada em decorrência deste evento, provocando, entre as formações Jandaíra e Ubarana, uma discordância regional denominada Pré-Ubarana, e divergência na direção das drenagens para NW, com dissecação e erosão do relevo. Durante o Mesocampaniano, o soerguimento na Bacia Potiguar foi provocado devido à passagem de um centro de espalhamento oceânico ao longo da margem equatorial brasileira (Cremonini & Karner, 1995), causando intenso processo erosivo de alcance regional e reativação de falhas pré-existentes. Fernandes Neto, S. Novembro/

24 2.6. Formação Jandaíra A Formação Jandaíra é uma seqüência de sedimentação carbonática depositada a partir do Turoniano até o Eocampaniano e aflorante em grande parte da Bacia Potiguar, sob a forma de um platô mergulhando suavemente para nordeste, no sentido do Oceano Atlântico. A característica principal desta formação é a predominância de carbonatos marinhos, tanto em superfície como em subsuperfície. O limite inferior com a Formação Açu é caracterizado por uma feição geomorfológica de grande expressão em todo o Estado do RN e leste do Estado do CE. Esta feição é representada pela cuesta da chapada do Apodi (Andrade, 2007). A área de ocorrência da Formação está ilustrada na Figura 2.1. A seqüência marinha transgressiva carbonática da Formação Jandaíra encontra-se parcialmente recoberta, na porção emersa da Bacia, pelas rochas siliciclásticas da Formação Barreiras. Na porção submersa, encontra-se recoberta pelas rochas das formações Ubarana, Tibau e Guamaré. A seqüência marinha carbonática Jandaíra compõe a fase drifte (Bertani et al., 1990), registrando o final de um pulso de subida do nível do mar. Esse registro imprimiu à sedimentação condições marinhas cada vez mais profundas ( Andrade, 2007). Segundo Araripe e Feijó (1994), o contato inferior da Formação Jandaíra é concordante com a Formação Açu ou com a Formação Quebradas. Lateralmente, interdigita-se com a parte inferior da Formação Ubarana. O contato superior com o Grupo Agulha é discordante. A Formação Jandaíra é composta por mudstones a grainstones bioclásticos e intraclásticos, com eventuais intercalações de folhelhos, margas e evaporitos, depositados em sistemas de planícies de maré (Andrade, 2007). A presença de um arenito calcífero marca a entrada do mar na bacia, considerado estratigraficamente como a parte superior da Formação Açu. Este arenito representa a transição entre os calcários da Formação Jandaíra e os arenitos da Formação Açu (Cassab, 2003). Nos afloramentos localizados nos cortes de estradas de rodagem pode-se observar o contato entre as formações Jandaíra e Açu, nos limites meridionais da bacia. As Figuras 2.4 e 2.5 mostram esse contato. A ocorrência dos primeiros sedimentos carbonáticos intercalados com as camadas de folhelhos é uma característica dessa fase de transição, como mostra a Figura 2.5 (Cassab, 2003). Fernandes Neto, S. Novembro/

25 Figura 2.4. Arenito da Formação Açu em contato com os calcários da Formação Jandaíra, na borda sudoeste da Chapada do Apodi (Cassab, 2003). Figura 2.5. Calcário micrítico intercalado com camadas de folhelhos, próximo do contato com a Formação Açu (Cassab, 2003). Fernandes Neto, S. Novembro/

26 Na área entre o limite ocidental da Formação Jandaíra e o Rio Açu, tanto em afloramento como em poço, predominam calcários creme-claros, com textura detrítica, variando de calcarenítica a oolítica. Arenitos calcíferos, argilosos, cinzentos, contendo abundantes fragmentos de conchas de moluscos, são encontrados a leste do Rio Açu. (Sampaio & Schaller, 1968). Atribui-se à Formação Jandaíra um sistema deposicional caracterizado por uma plataforma carbonática e um talude continental. O sistema carbonático apresenta sedimentos finos e evaporitos, em direção ao continente, correspondendo a uma fácies lagunar de baixa energia. Os calcarenitos são marcados por fácies de mais alta energia sendo depositados pela ação das marés (Silva, 2008). A maior quantidade de fósseis (micro ou macrofósseis) da Bacia Potiguar está contida na Formação Jandaíra. Segundo Tibana e Terra (1981), esta formação é constituída principalmente por calcarenitos com bioclastos de moluscos, algas verdes, briozoários e equinóides; calcarenitos a miliolideos, calcilutitos bioclasticos e calcilutitos com birdseyes. O domínio plataformal da Formação Jandaira apresenta uma espessura média de 650 m (Souza, 1982), distribuindo-se nas porções emersa e submersa. Nos extremos leste e oeste da bacia, são encontradas as menores espessuras. A partir da plataforma interna, a espessura reduz-se gradativamente até o seu limite zero, a aproximadamente 10km, no sentido offshore. Quando visualizada transversalmente, a variação da espessura desta formação confere a mesma uma geometria lenticular. A plataforma carbonática Jandaíra possui cerca de 130 km de comprimento, medindo-se desde a parte emersa até a submersa, e 50km, na parte centro-leste (Andrade, 2007). As rochas da Formação Jandaíra constituem um aqüífero livre intensamente erodido e carstificado, no qual fendas abertas pela dissolução armazenam e circulam água. O Município de Felipe Guerra encontra-se na porção sudoeste da Bacia Potiguar, no Estado do Rio Grande do Norte. Nesta área, localiza-se o Lajedo do Rosário que é composto por rochas carbonáticas pertencentes à Formação Jandaíra que, por sua vez, encontra-se intensamente carstificada e falhada (Figura 2.6). A carstificação é controlada tanto por processos de dissolução química como também pela tectônica. As rochas carbonáticas que compõem o lajedo são representadas por grainstones a packstones Fernandes Neto, S. Novembro/

27 bioclásticos intraclásticos peloidais e grainstones a packstones intraclásticos bioclásticos, em sistemas de barras de maré, de alta energia (Cruz Júnior, 1996). Figura 2.6 Rocha carbonática da Formação Jandaíra, falhada e carstificada, resultando em dolina controlada por uma falha de direção E-W. Lajedo do Rosário, Município de Felipe Guerra, RN. Fernandes Neto, S. Novembro/

28 Capítulo 3 Diagênese da Formação Jandaíra

29 3.1. Introdução A litificação compreende um conjunto complexo de processos físicos, químicos, bioquímicos e biológicos que afetam os sedimentos logo após sua deposição, conduzindo-os à consolidação dos mesmos. Uma vez depositados, os sedimentos passam a adequar-se às condições de soterramento. Pressão, temperatura, ph, pressão de água e Eh são as condições físicas e químicas a que os sedimentos (material terrígeno ou carbonático) passarão a responder neste novo ambiente. Cada processo diagenético possui sua característica própria, a qual varia com o tipo de rocha sedimentar e o estágio de soterramento. Esses processos desempenham um papel importante na definição das características permo-porosas, atuando no sentido de preservar, destruir, modificar a porosidade primária, ou ainda criar porosidade secundária. A diagênese dos sedimentos terrígenos ou carbonáticos inicia-se ainda em seus ambientes de deposição; entretanto, somente em subsuperfície é que as mudanças diagenéticas tornam-se significativas, quando a química das soluções conatas altera-se significativamente a ponto de induzir as reações químicas ou aumentar as pressões de sobrecarga (Tucker & Wright, 1990). No caso específico das rochas carbonáticas, aragonita e calcita magnesiana são os principais minerais metaestáveis que constituem os carbonatos. Como são solúveis em água, são facilmente dissolvidos e recristalizados, sendo susceptíveis à diagênese. A descrição e interpretação das várias gerações de cimentos das rochas carbonáticas, em termos da mineralogia original, do ambiente de formação e da química dos fluidos dos poros, fazem parte da análise diagenética. A evolução da porosidade é também de grande interesse no que tange ao potencial do reservatório. A porosidade inicial é modificada consideravelmente pelos processos diagenéticos. Com o aumento do soterramento, a porosidade geralmente decresce; entretanto, fraturamentos e dissoluções tardias podem reconstituir os altos valores de porosidade de uma rocha (Tucker & Bathurst, 1990) Diagênese da Formação Jandaíra Andrade (2007), Silva (2008) e Melo (2010) trataram da diagênese que afetou as rochas carbonáticas Fernandes Neto, S. Novembro/

30 da Formação Jandaíra, no Campo de Fazenda Belém e no Lajedo do Rosário, porção ocidental da Bacia Potiguar. As lâminas utilizadas por estes autores serviram de base para a produção da presente dissertação. Os seguintes eventos diagenéticos foram identificados nestes trabalhos: micritização, cimentação, neomorfismo, compactação, dolomitização, fraturamento, dissolução, dedolomitização e oxidação, dos quais serão selecionados para descrição mais detalhada aqueles que foram analisados sob CL para a esta pesquisa Micritização A micritização consiste na produção de um envelope micrítico, através da perfuração da superfície dos grãos bioclásticos, oolíticos e principalmente os oncolíticos pela ação das bactérias, fungos endolíticos e algas, gerando uma série de furos microscópicos que são preenchidos por cimento microcristalino ou lama. A perfuração feita pelos organismos (fungos endolíticos, bactérias e algas) pode chegar a micritizar tão intensamente o grão que se torna impossível, senão difícil, distingui-lo de pellets fecais; nestas situações o termo pelóide é utilizado para denominar o grão (Córdoba, 1991). O processo de micritização na Formação Jandaíra é bem visível nas bordas dos grãos (Figura 3.1- A); em alguns casos os grãos são totalmente micritizados (Figura 3.1-B). Vale ressaltar que, quando os grãos são depositados sob condições oxidantes, os mesmos chegam a apresentar um aspecto ferruginoso (Silva, 2008). A B Figura 3.1. A) Neomorfismo de gastrópode evidenciado pela manutenção da borda micritizada (POÇO CRI - SD 04, Lâmina 12); B) Arcabouço caracterizado pela predominância de grãos totalmente micritizados (POÇO CRI SD 05, Lâmina 8). Fernandes Neto, S. Novembro/

31 Cimentação É a partir da precipitação química em cavidades preexistentes nos sedimentos ou rocha que ocorre a cimentação. A mesma decorre do preenchimento dos poros por fluidos supersaturados em determinada fase mineral, sob a influência de fatores cinéticos que não inibem a precipitação. Um eficiente mecanismo de transporte do fluido através dos poros é a necessidade básica para que aconteça este processo. No ambiente marinho, a água se movimenta através dos poros pela bioturbação ou mesmo pela ação das marés e ondas, mas, em subsuperfície, este transporte depende fundamentalmente do confinamento ou não do aqüífero (Tucker & Bathurst, 1990). A química da água dos poros, a razão entre as atividades dos íons Mg +2 e Ca +2, a pressão de CO 2 e a taxa de aporte de sedimentos carbonáticos são os fatores controladores da textura, geometria e mineralogia dos cimentos. Na grande maioria das vezes, a cimentação das rochas carbonáticas é promovida pelos seguintes minerais: aragonita, calcita livre, calcita magnesiana e em condições específicas, dolomita. Cimentos de anquerita, siderita, caolinita, quartzo, anidrita, gipsita e halita podem ocorrer, só que de forma mais rara. Na Formação Jandaíra, ocorrem os cimentos em franja fibrosa (Figura 3.2 A), em mosaico (Figura 3.2 B) e crescimento sintaxial. O cimento em mosaico varia de microcristalino fino (0,004 a 0,008 mm) a mesocristalino grosso (>0,50 mm). Na maioria das fácies, observa-se este tipo de cimento, principalmente naquelas de mais alta energia ; o crescimento sintaxial (Figura 3.2-C) ocorre em continuidade óptica com os equinodermas (Silva, 2008). Em alguns casos da cimentação em mosaico, é observada a obstrução total do espaço poroso original e também os preenchimentos dos poros gerados por dissolução. O tamanho dos cristais será refletido no tamanho do espaço destinado para o preenchimento do cimento, isto é, quanto maior o espaço, maior será o tamanho dos cristais (Silva, 2008). Fernandes Neto, S. Novembro/

32 A B C Figura 3.2. A) Franjas prismáticas isópacas ao redor de grãos do arcabouço (Poço CRI SD 05, Lâmina 3.1); B) Mosaico irregular. À esquerda, cristais blocosos e, à direita, cristais mesocristalinos (Lajedo do Rosário, Lâmina N3-N4); C) Crescimento secundário ao redor de equinoderma (POÇO CRI SD 05, Lâmina 13) Neomorfismo Neomorfismo é um evento diagenético que envolvem minerais de mesma composição química sofrendo processos de substituição e recristalização (Tucker & Wright, 1990). De acordo com Bathurst (1986), o termo neomorfismo é especificamente aplicado quando há substituição de um mineral por outro de mesma composição química, porém de diferentes estruturas cristalinas. O outro tipo de neomorfismo é a recristalização, a qual compreende a substituição de um mineral por ele mesmo, com a mudança apenas do tamanho dos cristais. Em bioclastos formados originalmente por aragonita, é bastante comum este tipo de processo. Neste caso, o mineral que dá origem aos bioclastos é instável e transforma-se em calcita durante a diagênese. Esta substituição pode sobrevir de forma degradante, resultando em um mosaico de cristalinidade bem mais fina, ou de forma agradante, na qual cristais pequenos são substituídos por cristais maiores, sendo que o primeiro revela-se bastante incomum (Tucker, 1991). Na Formação Jandaira, o neomorfismo é mais freqüente nas fácies de mais baixa energia. É muito comum na matriz e nos bioclastos, principalmente moluscos (Figura 3.3), os quais apresentam um crescimento em sua cristalinidade (agrading), resultando em uma mudança textural (Silva, 2008). Fernandes Neto, S. Novembro/

33 Dolomitização Figura 3.3. Neomorfismo de gastrópode (Lajedo do Rosário, Lâmina N1-A). A dolomitização é um processo geoquímico que envolve a troca de um mineral por outro de composição química diferente. É um dos eventos diagenéticos mais importantes de substituição. Em geral, a precipitação de algumas dolomitas secundárias encontradas nas rochas carbonáticas não acontece diretamente a partir da água do mar (Moore, 1989). A ocorrência da dolomitização se dá em subsuperfície rasa ou profunda. Os modelos mais aceitos para explicar a dolomitização em subsuperfície rasa são o Modelo de Refluxo por Infiltração (Seepage Reflux, proposto por Adams & Rhodes, 1960) e o Modelo de Zona de Mistura (Mixing Zone, proposto por Hanshaw et al., 1971) e Dorag, proposto por Badiozamani (1973). No modelo de refluxo por infiltração, existem barreiras à deposição que impedem o livre refluxo das águas, tornando-as salmouras altamente alcalinas, quentes e supersaturadas em magnésio. Nestas condições, a razão entre as concentrações dos íons Mg +2 e Ca +2 das salmouras tornase bastante elevada, fazendo com que as mesmas sejam capazes de deslocar as águas conatas dos carbonatos do assoalho da laguna, originando um ambiente propício à troca de íons magnésio e cálcio; além do mais, consiste num veículo de retirada do cálcio liberado. Normalmente, neste modelo, as dolomitas ocorrem associadas a fases evaporíticas. No modelo de zona de mistura (Moore, 1989), a dolomitização é explicada com base na termodinâmica. Neste caso, a dolomita encontra-se supersaturando a água do mar e por isso não ocorre a precipitação diretamente do meio graças à velocidade da reação (Córdoba, 1991). De acordo com Tucker (1991), a cinética química é favorecida quando a razão entre as concentrações dos íons Mg +2 e Ca +2 é aumentada, a exemplo das soluções hipersalinas, ou então quando a solução é tão diluída que facilita a precipitação da dolomita. A diluição Fernandes Neto, S. Novembro/

34 deve ser realizada com a finalidade de a razão entre as concentrações dos íons Ca +2 e Mg +2 aproximar-se de 1:1. Em subsuperfície, a origem de íons Mg +2 para a dolomitização ser promovida advém da expulsão de fluidos ricos em magnésio durante a compactação de lamitos associados (Morad, 1991). Outras fontes sugeridas são as águas de formação derivadas de evaporitos, ou os íons liberados nas transformações de argilominerais, especialmente de esmectitas para ilitas (Tucker & Wright, 1990). Na Formação Jandaíra, a dolomitização está associada tanto ao cimento como à matriz. Apresenta cristalinidade fina a média, e é comum nas fácies de baixa a moderada energia, como os mudstones (Figura 3.4) e wackestones. Nas fácies de mais alta energia, como nos packstones, ocorre localmente. Na fácies dolomitizada (F.D) esse processo é muito intenso, mascarando a textura original da rocha (Silva, 2008). Figura 3.4. Concentração de romboedros em mudstone (POÇO CRI SD 05, Lâmina 16). Fernandes Neto, S. Novembro/

35 Capítulo 4 Catodoluminescência

36 4.1. Mineralogia e Geoquímica dos Carbonatos Aproximadamente 60 minerais carbonáticos são constituídos com o ânion CO 2-3 e um ou mais cátions. Pode acontecer a substituição do Ca 2+, em quantidades variáveis, por vários cátions na estrutura do cristal (Flugel, 2004). Um fator importante para determinar a estrutura dos elementos traços na estrutura dos carbonatos é a sua mineralogia. As pequenas celas romboédricas de calcita favorecem a concentração de cátions menores (Mg, Fe, Mn, Zn, Cu, Cd), enquanto as largas celas de aragonita, ortorrômbica, incorporam, preferencialmente, cátions maiores do que o cálcio (Sr, Na e Ba) (Robaína et al., 1991). Águas meteóricas são diluídas e contêm pequenas quantidades de íons geralmente envolvidos no sistema carbonático, tais como Ca 2+, Mg 2+, Sr 2+, Mn 2+ e 3+ e Fe 2+ e 3+ (Moore, 1989). Sabendo-se que estas águas são comumente saturadas em calcita e insaturadas em calcita magnesiana e aragonita; as mesmas tendem a dissolver os dois últimos minerais e precipitar calcita diagenética. Este processo de dissolução/reprecipitação ocorre, predominantemente, abaixo do lençol freático, onde a passagem da calcita magnesiana e aragonita para calcita tende a mudar a composição dos elementos traço na calcita que se forma em equilíbrio com o fluido diagenético (Robaína et al., 1991) Fundamentos Físicos da Catodoluminescência em Carbonatos Centros de Luminescência Luminescência é a emissão de luz por meio de uma substância. Ela ocorre quando um elétron retorna para o estado fundamental (estado de menor energia), liberando o excesso de energia utilizada para alcançar o estado excitado através de fótons (energia quantizada-luz). Centros de luminescência são geralmente defeitos pontuais em cristais tais como elétrons livres, espaços livres e impurezas. Durante a dissipação de energia por elétrons acelerados dentro do cristal, os mesmos podem encontrar elétrons livres, os quais podem excitar centros impuros e/ou podem ser capturados por meio de defeitos na estrutura do cristal. Dentre as impurezas, os íons dos metais dos grupos de transição cujas configurações eletrônicas 3d são parcialmente preenchidas (ex: Mn 2+, Fe 2+ ), são muito sensíveis para contribuições energeticamente externas,ou seja, os íons inibidores e ativadores constituem os centros de luminescência a qual absorvem facilmente a energia externa, completam a suas respectivas configurações eletrônicas, elevando deste modo o seu nível de energia para o estado mais energético e, em seguida, retornam para o estado fundamental, liberando o excesso de energia absorvida através de fótons (energia quantizada luz) e os íons presentes voltam a ter suas configurações eletrônicas incompletas. Vale salientar que a Fernandes Neto, S. Novembro/

37 a presença ou ausência de luz irá depender da maior concentração de íons ativadores ou inibidores nos centros de luminescência dos minerais. A emissão destes centros depende fortemente das coordenações poliedrais dos íons no cristal e de sua natureza (Barbin, 2000). Por outro lado, transições eletrônicas da plataforma interna são parcialmente preenchidas ou estão vazias (ex.: ETR 3+ onde ETR refere-se aos elementos de terras raras), não sendo apreciavelmente influenciadas através do meio ambiente atômico (e.g. Marshall, 1988) e, conseqüentemente, suas emissões são muito parecidas em cristais diferentes. Outras emissões consideradas puras podem também contribuir para a catodoluminescência de cristais naturais. Estas emissões são chamadas intrínsecas por serem as mesmas causadas por meio dos defeitos estruturais do arranjo regular dos átomos no cristal (e.g. Walker et al., 1989; Barbin & Schvoerer, 1997). A maior parte das emissões da catodoluminescência observadas em carbonatos biogênicos (produzidos diretamente através da intermediação de processos biológicos e bioquímicos, ou mesmo pela precipitação direta a partir da água do mar) é causada por meio da substituição de Mn 2+ e de defeitos estruturais (Barbin, 2000) Estruturas em Rochas Carbonáticas visíveis através da luminescência Quando seções delgadas de rochas ou minerais são examinadas através da luminescência produzida por impacto de elétrons energéticos, estruturas são freqüentemente evidentes (características texturais, impurezas e defeitos na estrutura do cristal), as quais são invisíveis sob luz ordinária branca ou polarizada. Estas estruturas luminescentes podem dar importantes indícios a respeito da origem ou história do material (Sippel & Glover, 1965). O uso da luminescência como uma ferramenta petrográfica foi sugerida por Smith e Stenstrom (1965). Embora tenha usado a microsonda para suas observações, este pesquisador também sugeriu a possibilidade de aplicar a emissão de um simples elétron em um microscópio petrográfico ordinário para levar a técnica da luminescência ao alcance de todos os petrógrafos. O fenômeno foi observado com esta simples adaptação e, surpreendentemente, comprovou ser superior à microsonda para observações da luminescência, tendo em vista os seguintes pontos específicos: Fernandes Neto, S. Novembro/

38 a) As características da luminescência podem ser comparadas muito mais facilmente com características aparentes em práticas petrográficas normais; b) Seções delgadas sem polimento podem ser usadas; c) Muitas áreas das amostras de minerais ou rochas podem ser iluminadas por meio de elétrons energéticos e examinadas com objetiva de menor aumento. Medlin (1963) investigou as transições que envolvem o Mn 2+, em termos do espectro de emissão. Também reconheceu que Fe 3+, Co 2+ e Ni 2+ inibem a luminescência de Mn 2+, na calcita. Sippel e Glover (1965) mostraram que a maioria das rochas carbonáticas examinadas por eles apresentavam a mesma luminescência laranja, enquanto Smith e Stenstrom (1965), usando a microsonda, mostrou que áreas com alto teor de ferro não favoreciam a luminescência Processos principais de produção da luminescência Muitos minerais mostram luminescência quando excitados com diferentes tipos de radiação, tais como aquelas criadas durante irradiação de uma superfície sólida por um elétron energético (catodoluminescência, Figura 4.1); por raios-x (radioluminescência); por luz visível ou ultravioleta (fotoluminescência); por aquecimento (termoluminescência); ou por um íon energético (ionoluminescência) (Machel et al., 1991). A profunda penetração de elétrons e, por conseguinte, a intensidade de excitação de um cristal depende da energia dos elétrons e está geralmente no alcance de 2-8 µm. Entretanto, a transferência de energia pode ocorrer em um cristal por meio do arranjo regular dos átomos, grupos de ânions, ou interação dos defeitos do arranjo regular dos átomos da vizinhança (Remond et al. 2000; Kempe et al. 2000, apud Gotze & Kempe, 2009). A intensidade da catodoluminescência é, em geral, proporcional à voltagem da aceleração e à densidade de corrente, mas o nível de força usada é limitado por meio da destruição das amostras ou dos defeitos específicos, incluindo centros de luminescência detectados pelo feixe eletrônico quando é emitido pelo módulo da catodoluminescência acoplado ao microscópio petrográfico. No microscópio eletrônico de varredura (MEV), a amostra é bombardeada por um feixe eletrônico concentrado em que elétrons são lançados na superfície de um material, estimulando a emissão de raios- X que, depois de analisados, ajudam a determinar a sua composição química. O fluxo de elétrons, em Fernandes Neto, S. Novembro/

39 vez de penetrar na amostra de uma maneira linear, interage com os átomos dos minerais e são dispersados. Eles seguem complicados caminhos curvos através da amostra do material, perdendo energia nas interações. Os eventos dispersados são de dois tipos: elástico e inelástico. No espalhamento elástico, ocorre a mudança da trajetória dos elétrons, mas a energia cinética e a velocidade dos elétrons permanecem essencialmente constantes. Isto é por causa da grande diferença entre a massa do elétron e o núcleo atômico. Na dispersão inelástica, a trajetória dos elétrons pode ser, apenas, um pouco perturbada, mas energia é perdida através da interação com os orbitais eletrônicos dos átomos constituintes da amostra. As interações inelásticas produzem os seguintes efeitos: elétrons secundários, elétrons retroespalhados, catodoluminescência e radiação característica de raios-x (Figura 4.1) (Wittke, 2008). FLUXO DE ELÉTRONS CATODOLUMINESCÊNCIA ELÉTRONS SECUNDÁRIOS ELÉTRONS RETROESPALHADOS RAIOS-X AMOSTRA EXCITAÇÃO DE VOLUME CORRENTE ABSORVIDA Figura 4.1 Efeitos de interação que emergem da amostra devido ao bombardeamento eletrônico. A linha dentro do volume de interação delineia a região onde indica predominância do efeito. Por exemplo, somente raios-x emergem da amostra das partes mais profundas do volume (Wittke, 2008). Os elétrons retroespalhados são elétrons de alta energia primária que dispersam e saem da superfície de uma amostra. Eles são valiosos em pequenas análises por seu número depender do número atômico médio da amostra. Para que uma imagem seja formada com o BSE (elétrons retroespalhados), um detector é colocado no seu caminho. Acertando o detector, um sinal é produzido, o qual é usado para formar uma imagem no computador. Fernandes Neto, S. Novembro/

40 Os elétrons secundários são elétrons produzidos em emissão secundária. Eles são chamados secundários por serem gerados por outra radiação. Esta radiação pode estar na forma de íons, elétrons ou fótons com energia suficientemente alta. Raios-X são uma forma de radiação eletromagnética, que não deixa de ser um tipo de radiação de alta energia Aplicações da catodoluminescência na geologia do petróleo A catodoluminescência tem várias aplicações para a geologia do petróleo: a) Avaliar a redução da porosidade devido à compactação e cimentação; b) Estimar o tempo de cimentação; c) Identificar a presença de fraturas (as quais contribuem para o aumento da permeabilidade) e dos materiais que as preencheram; d) Mostrar informações sobre diagênese em rochas sedimentares acima das acumulações de petróleo; e) Tempo de migração do petróleo (formação de fraturas gera porosidade e dependendo do tamanho da mesma irá permitir a transmissão do fluido através dos poros mais facilmente) em traps (formas de como o petróleo é armazenado na rocha sedimentar) ( Boggs & Krinsley, 2006). Como exemplo pode-se citar o caso de um único poço descrito por McLimans (1991) em que exemplifica o uso da catodoluminescência para avaliar o potencial de um reservatório (Dolomito Ellenburger, Ordoviciano), na Bacia Val Verde, Texas. Esta região passou por vários episódios de tectonismo, o qual resultou em extenso fraturamento do Dolomito. De acordo com McLimans (1991), imagens de CL revelaram várias gerações de desenvolvimento da fratura, não visíveis por meio do uso do microscópio de luz polarizada. Fraturas foram cimentadas por dolomita (CL vermelha) e várias gerações de calcita (luminescências marrom escuro, marrom claro e amarelo proporcionadas através de CL). Dados de inclusões fluidas associados com dados de CL indicaram quatro episódios de fraturamento identificados por meio da presença de cimentos precipitados na seguinte sequência: dolomita, calcita (CL marrom claro), calcita (CL marrom escuro) e calcita (CL amarela). Fernandes Neto, S. Novembro/

41 4.5. Catodoluminescência em Rochas Carbonáticas. Long e Agrell (1965), Smith e Stenstrom (1965) e Sippel e Glover (1965) foram os pioneiros nos estudos petrográficos da CL de carbonatos. A CL tornou-se uma ferramenta popular para investigação de rochas carbonáticas. O uso mais comum da CL por meio dos petrologistas carbonáticos é em estudos de cimentos zonados (permite identificar a quantidade de Mn 2+ (favorece a luminescência) e Fe 2+ (inibe a luminescência através da CL) presente nos cristais precipitados de soluções dentro de um poro ou espaço vazio). Geralmente, cores e intensidades de CL são correlacionados com conteúdos analisados de Mn 2+ e Fe 2+ e, em seguida, usados, freqüentemente, com dados de isótopos estáveis, para interpretar salinidade, temperatura, ph e Eh das águas de formação (Meyers, 1974; Frank et al., 1982; Niemann & Read, 1988). A CL revolucionou a maneira nos quais cimentos carbonáticos são interpretados. Uma complexa estratigrafia dentro e entre cimentos de rochas carbonáticas tem sido revelada e interpretada por meio da CL (Banner et al., 1988; Marshall, 1988; Meyers, 1991). Entretanto, a maioria das interpretações de CL, em carbonatos diagenéticos, é baseada em suposições bastante simples (Machel, 1985). Estas incluem a aplicação popular do diagrama ph/eh, e interpretações de que aqüíferos carbonáticos geralmente são supersaturados em calcita e formam cimentos que são correlacionáveis, por centenas de quilômetros. A determinação subjetiva de cores obtidas na catodoluminescência deveria ser suplementar à análise espectrométrica. Os estudos com a catodoluminescência são freqüentemente combinados com microscopia petrográfica (Gregg & Karakus, 1991) e microanálise de elementos raros, e tem se tornado uma parte significativa de análise de microfácies. As principais aplicações da microscopia catodoluminescente para rochas carbonáticas são para: a) Estudo da diagênese de fósseis; b) Identificação de transformações minerais, como por exemplo, a alteração da calcita para dolomita (Richter, 1984); c) Reconstrução de eventos diagenéticos, a qual identifica estágios de cimentação e proporciona o estabelecimento de uma estratigrafia de cimentos, usada para estabelecer correlações estratigráficas com base nos cimentos presentes (Meyers, 1991); Fernandes Neto, S. Novembro/

42 d) Interpretação da história diagenética das rochas reservatório e avaliação da química dos fluidos intersticiais (Bruckschen et al., 1992); e) Reconhecimento de materiais (ex. Identificação de estruturas recristalizadas, reconhecimento de microfraturas). Emissões CL são particularmente sensíveis à presença de níveis muito baixos de elementos traços (freqüentemente no alcance ppb). Tipicamente, minerais como calcita pura e quartzo emitirão radiação no alcance da luz ultravioleta e, portanto, aparecem essencialmente sem cor. Entretanto, quando se trata de defeitos no arranjo regular dos átomos ou substituições de elementos traços, emissões irão freqüentemente incluir luz no alcance visível (Mason & Mariano, 1990). A CL é uma técnica não destrutiva usada para detectar características texturais e histórico de crescimento dos minerais (Marshall, 1988). Existem muitos elementos ativadores, inibidores e sensíveis à CL (e outros tipos de luminescência), em carbonatos diagenéticos (Tabela 1). Mn 2+ parece ser o mais importante ativador em calcitas e dolomitas visto que, entre todos os elementos ativadores, ele é mais abundante e sensível às observações ou medidas de intensidade da luminescência (Machel, 1985; Hemming et al., 1989; Machel et al., 1991). Por volta de ppm de Mn 2+, em solução sólida, são suficientes para produzir luminescência visualmente detectável, se o conteúdo total de ferro estiver abaixo de 150 ppm (Machel et al., 1991). Vários elementos terras raras são potenciais ativadores de CL, em carbonatos diagenéticos. Os mais importantes e melhores conhecidos são: Sm 3+, Eu 2+, Eu 3+, Tb 3+ e Dy 3+. Nestes casos, a luminescência pode ser visualmente indistinguível da que é ativada por meio de Mn 2+. Emissões de Eu em calcita são vermelhas ou azuis e também podem ser similares à CL ativada por Mn 2+. Tb 3+ e Dy 3+ que apresentam luminescência verde e branco-creme, respectivamente. O limite de detecção de luminescência visual está na ordem de 10ppm (Machel et al., 1991). Fernandes Neto, S. Novembro/

43 ATIVADORES SENSÍVEIS INIBIDORES >10-20ppm >10ppm >30-35ppm Mn 2+ Pb 2+ Fe 2+ Sm 3+ Ce 3+ Fe 3+ Tb 3+ Ni 2+ Dy 3+ Co 2+ Eu 2+ e Eu 3+ Tabela 1. Possíveis ativadores, sensibilizadores e inibidores da luminescência, e concentração mínima efetiva, em calcita e dolomita (Machel et al., 1991). sua Diferenças consideráveis na composição de elementos traços de sedimentos carbonáticos exibem distintas emissões espectrais da catodoluminescência que resultam em diferentes cores. Estas cores revelam uma variedade de texturas em crescimento. A catodoluminescência intrínseca em carbonatos exibe uma emissão azul escura de baixa intensidade que chega a estar sobrecarregada se uma concentração mínima de Mn 2+ estiver presente. Este elemento produz uma luminescência amarela, em calcita, quando substitui Ca 2+. Mn 2+ ativando calcita magnesiana é caracterizado por uma luminescência amarela, enquanto substituição por Mn 2+, em dolomita, no local do arranjo regular de átomos de Ca 2+ produz uma luminescência vermelho claro. Fe 2+ é o inibidor dominante em carbonatos e em concentrações de Ca 2+ acima de 250 ppm muda a emissão da luminescência vermelha à amarelo-laranja em direção a comprimentos de onda mais longos, resultando em emissões de aparência marrom que se tornam menos intensas com o aumento da concentração de Fe 2+ (Burley, 2003). A cor da catodoluminescência em carbonatos depende de ambas as concentrações absolutas de Mn 2+ e Fe 2+ e da razão entre eles (Ten Have & Heijen, 1985). A intensidade máxima de CL é controlada através da razão Fe/Mn, enquanto a intensidade de CL abaixo do máximo é uma função da quantidade absoluta de Mn 2+ para uma dada razão Fe/Mn (Hemming et al., 1989). A incorporação de Mn 2+ e Fe 2+, em carbonatos, é largamente controlada através do estado redox do meio ambiente diagenético (Barnaby & Rimstidt, 1989). Mn 3+ e Fe 3+ são ambos insolúveis, em fluidos aquosos, mas como o conteúdo de Fernandes Neto, S. Novembro/

44 oxigênio diminui o Mn 3+, em primeiro lugar, e o Fe 3+, em seguida, são reduzidos para suas formas bivalentes solúveis, tornando-se sucessivamente disponíveis para incorporação no arranjo regular de carbonatos (Burley, 2003). Luminescência vermelha escuro é característica de amostras mais dolomitizadas; entretanto, esta cor torna-se menos intensa com o decréscimo das concentrações de manganês, ferro e európio. Já as amostras com calcita são caracterizadas pelas cores amarelo e laranja. Calcita pura ou baixas concentrações de ativadores podem estar relacionadas às zonas com luminescências azul a violeta (Almeida et al., 2007) Zonações em Rochas Carbonáticas Uma das mais interessantes contribuições da catodoluminescência é a identificação de zonações em cristais. Reeder (1991) demonstrou que, em carbonatos, podem ser observados quatro tipos de zonações: zonações concêntricas simples, oscilatórias, setoriais e intrasetoriais (Figura 4.2). A B C D Figura 4.2 Tipos de zonações comuns em carbonatos. A) Zonação Concêntrica Simples. B) Zonação Oscilatória. C) Zonação Setorial. D) Zonação Intrasetorial (Machel, 2000). Fernandes Neto, S. Novembro/

45 Nesta seção, serão discutidas zonações que se formam durante o crescimento do cristal e podem ser usadas para correlações com a composição do fluido. Recristalização e/ou substituição geralmente perturbam ou destroem zonas de crescimento e resultam em cristais com luminescência cheia de manchas Zonações Concêntricas Zonas concêntricas são paralelas às superfícies de crescimento de cristais e geralmente têm larguras entre uns poucos micra até vários milímetros. Este padrão de zonação é um registro da morfologia cristalina durante o crescimento (Reeder, 1991). Em alguns casos, a zonação concêntrica é cíclica, isto é, duas ou três cores e intensidades da catodoluminescência ocorrem repetidamente, refletindo possibilidade de uma evolução cíclica de água nos poros. Existem muitos fatores que causam zonações concêntricas, incluindo mudanças no volume composicional da solução, mudanças na razão do crescimento e mudanças na temperatura. Cristais têm cores concêntricas da catodoluminescência que se apagam, no caso de um ou mais destes fatores mudarem gradualmente. Zonação oscilatória é outro tipo de zonação concêntrica. Em muitos casos, zonas oscilatórias ocorrem dentro de zonas concêntricas simples. Formam-se somente em sistemas fora do equilíbrio como resultado de certos processos de difusão/precipitação sobre a superfície de crescimento do cristal (Reeder, 1991; Ortoleva, 1994) Zonações Setoriais Resultam de diferenças na composição dos cimentos que variam por tempo equivalente, mas não equivalentes cristalograficamente (Reeder & Paquette 1989; Reeder 1991). Setores altamente irregulares são resultado da mudança da morfologia cristalina durante o crescimento. Zonações intrasetoriais são um subtipo especial de zonação composicional de elementos traços dentro de uma região de setor de crescimento da calcita. Zonações setoriais e intrasetoriais são tipos de divisão desequilibrada por causa das faces cristalograficamente não equivalentes, ou parte das faces, que cresceram, simultaneamente, com diferentes composições (Reeder, 1991; Foucke & Reeder, 1992). Fernandes Neto, S. Novembro/

46 4.7. A Catodoluminescência no estudo das zonações Observações sob CL, combinadas com análises de Mn e Fe em cristais sintéticos, calcitas e dolomitas, mostram que: a) 15-30ppm e 30-35ppm de Mn são suficientes para ativar luminescência em calcitas e dolomitas, respectivamente; b) A intensidade da luminescência é controlada por meio da quantidade absoluta de Mn 2+ e não por meio da razão Fe 2+ /Mn 2+ ; c) Zonações luminescentes, comuns em carbonatos, refletem diferentes razões de Mn durante o crescimento, causadas por: - Mudanças na concentração de Mn 2+ no fluido precipitado; - Mudanças na razão de crescimento dos cristais independente da concentração de Mn 2+ no fluido. O último processo não é considerado suficiente, em estudos de CL, mas tem conseqüências importantes para interpretação das características da luminescência, como por exemplo, na definição da história geoquímica dos fluidos que ocupam espaços porosos por meio da caracterização por CL das rochas. Especificamente, o conceito de cimento estratigráfico (isto é, correlação de cores e intensidades similares de luminescência) deveria ser manuseado com cuidado e somente aplicado quando puder ser demonstrado que as zonas são o resultado das mudanças do volume geoquímico dos fluidos que ocupam espaços porosos e não apenas de diferenças na razão de crescimento dos cristais (Ten Have & Heijnen, 1985). Fernandes Neto, S. Novembro/

47 Capítulo 5 Resultados e Discussões

48 5.1. Catodoluminescência dos carbonatos da Formação Jandaíra no Campo da Fazenda Belém e Lajedo do Rosário A análise das lâminas delgadas selecionadas sob CL (Anexo) revelou que tanto os grãos (aloquímicos ou não) da Formação Jandaíra quanto seus principais produtos diagenéticos (micritização, dolomitização, neomorfismo e cimentação) revelaram desde ausência de luminescência à luminescência em cores (amarela, laranja, vermelha, marrom e azul) e intensidades variadas (Tabelas 2 e 3). Sem Catodoluminescência Com Catodoluminescência Localização Lâmina Faz. Belém Lâmina N3-B Lajedo Tabela 2 Alguns resultados da Catodoluminescência para os diversos constituintes (grãos, matriz e cimento) do Campo da Fazenda Belém e Lajedo do Rosário da Formação Jandaíra- Bacia Potiguar. Fernandes Neto, S. Novembro/

49 CATODOLUMINESCÊNCIA (COR) MICRITA (MICRITIZAÇÃO, PELÓIDES) Vermelho claro Vermelho escuro Laranja claro Laranja escuro Laranja escuro com bordas amarelas azul ausente Vermelho com bordas amarelas XX XXX XXXXXXXX Amarelo forte CRESCIMENTO SECUNDÁRIO EM EQUINODERMA XXX X NEOMORFISMO X X X DOLOMITIZAÇÂO XX XX XX X PREENCHIMENTO DE FRATURA X X X CIMENTO BLOCOSO XX X X X CIMENTO EM MOSAICO < BLOCOSO X X X X X GRÃOS TERRÍGENOS XX X BIOCLASTO (?) X XXXX OÓIDE X X X X FRANJA ISÓPACA X Tabela 3 - Cores e intensidades observada a partir da análise sob catodoluminescência de diferentes constituintes da Formação Jandaíra, nas lâminas estudadas. A quantidade de X reflete a frequência com que as cores aparecem. Os seguintes resultados foram obtidos: - Na micrita deposicional, em grãos de natureza micrítica (pelóides e intraclastos) e naqueles parcialmente micritizados, predominou ausência de luminescência e, subordinadamente, luminescências de cores variadas (laranja escuro, vermelho claro) com intensidades fortes a fracas; - Oóides apresentaram desde ausência de luminescência a luminescências laranja e vermelho de intensidade fraca. Grãos terrígenos exibiram emissão predominantemente azul e, subordinadamente, ausente. Bioclastos em geral apresentaram-se não luminescentes e, em menor número, com luminescência laranja claro; Fernandes Neto, S. Novembro/

50 - No cimento blocoso, observou-se, predominantemente, luminescência de cor vermelho claro e, subordinadamente, ausente. Dois padrões de luminescência foram encontrados, exclusivamente, no cimento blocoso: (a) a presença de duas cores, uma na borda e outra no centro de cada cristal; (b) ocorrência de zonações do tipo oscilatória e concêntrica simples, ou seja, a segunda é paralela às superfícies de crescimento dos cristais e a primeira, provavelmente se formou em sistemas fora do equilíbrio como resultado de certos processos de difusão/precipitação sobre a superfície de crescimento do cristal (Reeder, 1991; Ortoleva, 1994); - No cimento em mosaico de cristais menores do que o blocoso, não se observou uma cor predominante, tendo sido identificadas desde ausência de luminescência até cores amarelo forte, laranja clara e vermelha escuro/claro; - Crescimentos secundários em equinodermas mostraram-se predominantemente sem luminescência e, subordinadamente, com luminescência de coloração amarela com intensidade forte. Gastrópodes neomorfizados apresentaram cores de luminescência laranja escuro/claro e amarelo forte. Preenchimento de fratura apresentou desde ausência à luminescência laranja. Cristais de dolomita, precipitados diretamente ou gerados a partir da substituição de outros minerais, apresentaram predominância de luminescência nas cores vermelho claro/escuro e laranja claro e, subordinadamente, cor amarela. Franjas isópacas apresentam luminescência predominantemente vermelho claro. Fernandes Neto, S. Novembro/

51 Lâmina N3 Lajedo Lâmina N3- A Lajedo Tabela 4 - Alguns resultados da CL que revelaram a presença de zonações em cimento blocoso no Lajedo do Rosário da Formação Jandaíra- Bacia Potiguar. Como a calcita pura apresenta luminescência azul escuro, a ocorrência de diferentes cores de CL indica a ocorrência de um ou mais defeitos pontuais nestes cristais (elétrons livres, espaços livres e impurezas). Como foi visto no Capítulo 4, cores e intensidades de CL, em rochas carbonáticas são geralmente correlacionadas com conteúdos analisados de Mn 2+ e Fe 2+. Como o tingimento das lâminas delgadas estudadas com alizarina e ferrocianeto de potássio revelou ausência de carbonatos ferrosos nos diferentes constituintes da Formação Jandaíra (grãos, matriz e cimento), as diferentes cores e intensidades da CL devem-se, muito provavelmente, à presença de íons ativadores (Ex: Mn 2+ ) e não de uma combinação ativador / inibidor. Da mesma forma, a ausência de luminescência muito provavelmente deve-se à ausência de íons ativadores e não a uma baixa concentração de íons inibidores Fernandes Neto, S. Novembro/

52 (Ex: Fe 2+ ). O Mn 2+ e o Fe 2+ estão presentes nos fluidos, em condições anóxicas, e poderão ser incorporados no cimento. Já em condições subóxicas, o íon Mn 2+ pode existir em solução e incorporarse no crescimento do cristal, porém o Fe 2+ permanece em solução. Portanto, no caso das amostras da Formação Jandaíra, a incorporação do Mn 2+, nos diferentes constituintes, deve ter sido controlada através do estado redox do meio ambiente deposicional e diagenético, portanto é possível que os constituintes luminescentes tenham se formado (Ex: oóides) ou sido modificados (Ex: neomorfismo de gastrópodes) sob condições redutoras, ainda no ambiente deposicional; em subsuperfície, durante o soterramento; ou, no caso das amostras do Lajedo do Rosário, no retorno às condições superficiais, póssoterramento. No que diz respeito às zonações, as mudanças bruscas da luminescência de escura para moderada a forte provavelmente devem-se à precipitação de um fluido com flutuações químicas (Almeida et al., 2007). A fim de que se estabeleçam, com maior precisão, sob que condições as diferentes intensidade e cores de CL, na Formação Jandaíra, foram geradas, sugere-se que as mesmas sejam correlacionadas com conteúdos analisados de Mn 2+ e Fe 2+ e dados de isótopos estáveis, para determinar salinidade, temperatura, ph e Eh durante deposição. Fernandes Neto, S. Novembro/

53 Capítulo 6 Conclusões

54 A realização deste trabalho foi possível obter as seguintes conclusões: a) A técnica da Catodoluminescência (CL) permite inferir a composição química das fases cimentantes através dos diferentes padrões de luminescência emitidos pelo aparelho e detectados na imagem formada no computador; b) Lâminas delgadas de rochas carbonáticas da Formação Jandaíra foram analisadas sob CL, a qual revelou que tanto os grãos (aloquímicos ou não) da Formação Jandaíra quanto seus principais produtos diagenéticos (micritização, dolomitização, neomorfismo e cimentação) apresentaram desde ausência de luminescência à luminescência em cores (amarela, laranja, vermelha, marrom e azul) e intensidades variadas; c) Como a calcita pura apresenta luminescência azul escuro, a ocorrência de diferentes cores de CL, nos diferentes constituintes da Formação Jandaíra (grãos, matriz e cimento), devem-se, muito provavelmente, à presença de íons ativadores (Ex: Mn 2+ ) e não de uma combinação ativador / inibidor. Da mesma forma, a ausência de luminescência muito provavelmente deve-se à ausência de íons ativadores e não a uma baixa concentração de íons inibidores (Ex: Fe 2+ ); d) A incorporação do Mn 2+, nos diferentes constituintes, foi largamente controlada através do estado redox do meio ambiente deposicional e diagenético, portanto é possível que os constituintes luminescentes tenham se formado (Ex: oóides) ou sido modificados (Ex: neomorfismo de gastrópodes) sob condições redutoras, ainda no ambiente deposicional; em subsuperfície, durante o soterramento; ou, no caso das amostras do Lajedo do Rosário, no retorno às condições superficiais, pós-soterramento. No que diz respeito às zonações, as mudanças bruscas da luminescência de escura para moderada a forte provavelmente devem-se à precipitação de um fluido com flutuações químicas; e) Sugere-se a aplicação de técnicas mais precisas de identificação da mineralogia dos constituintes (ex.: absorção atômica, emissão atômica, fluorescência atômica) e emprego de análise de isótopos estáveis para uma indicação mais precisa dos ativadores responsáveis pela CL e sob que condições eles atuaram. Fernandes Neto, S. Novembro/

55 Referências Bibliográficas

56 Adams, J. E., Rhodes, M. L Dolomitization of Seepage Refluxion. Am. Assoc. of Petrol. Geol. Bull, 44: Almeida, S. H. M; Macambira, M. J. B.; Mcreath, I Catodoluminescência como instrumento de refinamento petrográfico da calcários da Formação Itaituba (PA), Bacia do Amazonas. 4 PDPETRO, Campinas, SP, Andrade, A. P. U Faciologia na Formação Jandaíra, Bacia Potiguar, com Ênfase no Sistema Poroso. Relatório de Graduação, Natal, UFRN. 96p. Araripe, P. T. & Feijó, F. J Bacia Potiguar. Bol. De Geoc. Da PETROBRAS, 8 (1): Badiozamani, K. The Dorag Dolomitization Model Application to Middle of Ordovician of Winsconsin. Journal of Sed. Petrology, 43 (4): Banner, J. L., Hanson, G. N., and Meyers, W.J Determination of initial Sr isotopic compositions of dolostones from the Burlngton-Keokuk Formation (Mississipian): constraints from cathodoluminescence, glauconite paragenesis, and analytical methods. Journal of Sedimentary Petrology, 58: Barbin, V Cathodoluminescence of carbonate shells: biochemical VS diagenetic process: Pagel et. al. (ed) Cathodoluminescence in geosciences. Springer, pp-12. Barbin, V., Ramseyer, K., Debenay, J. P., Schein, E., Roux, M., Decrouez, D Cathodoluminescence of Recent biogenic carbonates; na environmental and ontogenetic fingerprint. Geological Magazine., 128: Barbin, V., Schvoerer, M Cathodoluminescence et geosciences. Point sur C. R. Acad. Sci. Paris. Sci. terre planetes, 325: Barreto, J.M.A Geologia de uma Área de Upanema RN Borda Sul da Bacia Potiguar Emersa. Relatório de Graduação, UFRN. Natal, 124p. Fernandes Neto, S. Novembro/

57 Barker, C. E., Kopp, A. C. (Eds.) Luminescence microscopy and spectroscopy. Quantitative and qualitative applications SEPM Short Course, 25, 195pp. Barnaby, R. J., Rimstidt, J. D Redox conditions of calcite cementation interpreted from Mn and Fe contents of authigenic calcites. Geological Society of America Bulletin, 101: Bathurst, R. G. C Carbonate diagenesis and reservoir development: conservation, destruction and creation of pores. Golden, Colorado School of Mines, 25p. (Series Quaterly, v. 81, n.4). Bedregal, R.P Geologia de uma Área a Sul de Tabuleiro do Norte CE (Borda Oeste da Bacia Potiguar Emersa). Relatório de Graduação, UFRN. Natal, 138p. Bertani, R. T.; Costa, I. G.; Matos, R. M. D Evolução tectono-sedimentar, estilo estrutural e habitat do petróleo na Bacia Potiguar. In: GABAGLIA, G. P. R., MILANI, E.J., (ed). Origem e Evolução de Bacias. Sedimentares. Rio de Janeiro: PETROBRAS. p Boggs Júnior, S., Krinsley, D Application of cathodoluminescence Imaging to the study of sedimentary rocks. 1 ed. New York Cambridge University Press. 165pp Bruckschen, P., Neuser, R. D., Richter, D. K Cement stratigraphy in Triassic and Jurassic limestones of the Weserbergland (northwestern Germany). Sedimentary Geology, 81: Burley, S. D Cathodoluminescenc: Middleton, G. V. (ed.) The Enciclopedia of Sedimentary Rocks, Kluwer, The Netherlands, 822pp Cassab, R. C. T Paleontologia da Formação Jandaíra, Cretáceo Superior da Bacia Potiguar, com ênfase na paleobiologia dos gastrópodes. Universidade Federal do Rio de Janeiro, Instituto de Geociências, Rio de Janeiro, Tese de Doutorado, 188p Córdoba, V. C Microfácies, Modelo Deposicional e Evolução da Plataforma Carbonática Albo- Cenomaniana da Bacia de Jequitinhonha. Dissertação de Mestrado. UFOP. 163 p Fernandes Neto, S. Novembro/

58 Córdoba, V. C A Evolução da Plataforma Carbonática Jandaíra Durante o Neocretáceo na Bacia Potiguar: Análise Paleoambiental, Diagenética e Estratigráfica. Dissertação de Doutorado, Rio Claro, Unesp. 237p Costa, I.G., Araripe, P.T., Lima Neto, F.F Projeto Alagamar. PETROBRAS/DEPEX/DEBAR, Rio de Janeiro, Relatório Interno, p.45. Costa Neto, L.X Geologia da Área entre Macauzinho e Boa Vista Sul de Macau RN. Relatório de Graduação, UFRN. Natal, 145p. Cremonini, O.; Karner, G. D Soerguimento Termal e Erosão na Bacia Potiguar Subbersa e seu Relacionamento com a Evolução da Margem Continental Brasileira. In: Simpósio de Geologia do NE, 16, 1995, Recife. Anais... Recife: SBG/NE, V. 1, p Cremonini, O. A.; Goulart, J. P. M.; Soares, U. M O Rifte Potiguar: novos dados e implicações tectônicas. In: UNEP, Simpósio sobre o Cretáceo do Brasil, 4, Rio Claro, Boletim, p Cruz Júnior, F.W Sistemas Deposicionais, Geomorfologia e Geologia Estrutural de uma area na Região de Felipe Guerra, Sudoeste da Bacia Potiguar. Universidade Federal do Rio Grande do Norte. Relatório de Graduação, Natal-RN. 120p. Flugel, E Microfacies of carbonate rocks: Analysis, Interpretation and London: Springer. 984pp. Application. 2 ed. Françolim, J.B.L. & Szartmari, P Mecanismos de rifteamento da porção oriental da margem norte brasileira. Revista Brasileira de Geociências, 17 (2): Frank J.R., Carpenter A.B., Ogelsby T.W Cathodoluminescence and composition of calcite cement in the Taum Sauk Limestone (Upper Cambrien), Southeast Missouri. J Sed Petrol, 52: Fernandes Neto, S. Novembro/

59 Foucke, B. W., Reeder, R. J Surface structural controls on dolomite composition: evidence from sectoral zoning. Geochimica et Cosmochimica Acta, 56: Gotze, J., Kempe, U Physical Principles of Cathodoluminescence (CL) and its applications in geoscience; 22pp: Gucsik, A. (ed) Cathodoluminescence and its Application in the planetary Sciences. Springer-Verlag, 160pp. Gregg, J. M., Karakus, M A technique for successive cathodoluminescence and reflected light petrography. J. Sed. Petrol., 61: Hackspacher, P. C.; Corsino, A.R.; Srivastava, N. K.; Tiriba, V. F A Falha de Afonso Bezerra como evidencia de significativo tectonismo frágil NW-SE, na Bacia Potiguar emersa RN. Boletim UFRN/CCET/DG, 10: Hanshaw, B. B., Back, W., Deike, R. G A geochemical hypothesis for dolomitization by groundwater. Econ. Geology, 3 (1): Ten Have, T., Heijnen W Cathodoluminescence activation and zonation in carbonate rocks: an experimental approach. Geol Mijnbouw, 64: Hemming, N. G., Meyers, W. J., Grams, J. C Cathodoluminescence in diagenetic calcites; the roles of Fe and Mn as deduced from electron probe and spectrophotometric measurement. J. Sed. Petrol., 59: Lima, F.A.B Geologia da Área Vermelha Borda Sul da Bacia Potiguar (Oeste de Upanema) RN. Relatório de Graduação, UFRN. Natal, 141p. Long, J. V. P., Agreel, S. O The cathodo-luminescence of minerals in thin section. Mineralogical Magazine, 34: Machel, H. G Cathodoluminescence in calcite and dolomite and it s chemical interpretation. Geoscience Canada, 12: Fernandes Neto, S. Novembro/

60 Machel, H. G Application of cathodoluminescence to carbonate diagenesis. In: Pagel, M; Barbin, V; Ohnenstetter, D (eds.) Cathodoluminescence in Geosciences. Springer Verlag, pp 283 Machel, H. G., Mason, R. A., Mariano, A. N Causes and emission of luminescence in calcite and dolomite. In: Baker CE, Kopp OC (eds.) Luminescence microscopy and spectroscopy: qualitative and quantitative applications. Soc. Sedim. Geol., Short Course, Dallas, 25, pp 9-25 Marshall, D. J Cathodoluminescence of geological materials, London (Unwin Hyman),146p Mason, R. A., Mariano, A. N Cathodoluminescence activation in manganese bearing and rare earth bearing synthetic calcites. Chem. Geol., 88: Matos, R. M. D Sistemas de riftes cretáceos do Nordeste Brasileiro. In: Seminário de Tectônica da Petrobrás, 1, 1987, Rio de Janeiro. Atas..., Rio de Janeiro: PETROBRÁS/DEPEX. McLimans, R. K Studies of reservoir diagenesis, burial history, and petroleum migration using luminescence micrography. In Luminescence Microscopy and Spectroscopy: Qualitative and Quantitative Applications, SEPM Short Course 25, pp Melo, A. H Ocorrência e Interpretação Genética da dolomita na Formação Jandaíra (Bacia Potiguar, Nordeste do Brasil). Relatório de Graduação, Natal, UFRN. 74p. Muniz, H.C Geologia da Área de Carnaubinha Leste de Upanema RN Borda Sul da Bacia Potiguar Emersa. Relatório de Graduação, UFRN. Natal, 124p Meyers, W. J Carbonate cement stratigraphy of the Lake Valley Formation (Mississipian), Sacramento Mountains, New Mexico: Journal of Sedimentary Petrology, 44: Meyers, W. J Calcite cement stratigraphy: an overview. In Luminescence Microscopy and Spectroscopy: Qualitative and Quantitative Applications, SEPM Short Course 25, pp Menezes, L Mapeamento digital de análogos a reservatórios petrolíferos: exemplo para depósitos fluviais da unidade açu-3 - Bacia Potiguar. Relatório de Graduação, Natal/RN, p.9. Fernandes Neto, S. Novembro/

61 Medlin W. L I. Opt. Soc. Amer. 53. Moore, C. H Carbonate Diagenesis and Porosity. Amsterdam: Elsevier Science Publishers B. V.. 338p. (Developments in Sedimentology, 46). Morad, S Diagenesis of clastic sedimentary rocks. Uppsala, Sweden: Department of Mineralogy and Petrology, Institute of Geology, Uppsala University, 287. Niemann, J.C., Read, J.F Regional cementation from unconformity-recharged aquifer and burial fluids, Mississippian Newman Limestone, Kentucky. Journal of Sedimentary Petrology, 58: Ortoleva, P. J Geochemical self-organization. Oxford Monographs on Geology and Geophysics, No.23, Oxford University Press, New York, 244 pp Pereira, M. J Considerações Sobre a Estratigrafia do Cenomaniano-Santoniano em Algumas Bacias Marginais Brasileiras e sua Implicação na História Tectônica e Sedimentar da Margem Continental. Rio de Janeiro. Bol. De Geoc. PETROBRAS, 6 (3/4): Pessoa Neto, O. C., Soares, U. M., Silva, J. G. F., Roesner, E. H., Florencio, C. P., Souza, C. A. V Bacia Potiguar. Boletim de Geociências da Petrobras, 15(2): Reeder, R. J An overview of zoning in carbonate minerals. In: Barker, C. E. and Kopp, O. C. (eds) Luminescence Microscopy and Spectroscopy- Qualitative and quantitative applications. SEPM (Society for Sedimentary Geology) Short Course, No. 25, pp Reeder, R. J., Paquette, J Sector zoning in natural and synthetic calcites. Sedimentary Geology, 65: Richter, D. K Zur Zusammensetzung und diagênese naturlicher Mg-Calcite. Bochumer Geol. Geotechn Arb, 15: Robaina, L. E. S., Formoso, M. L. L., Spadini, A. R Carbonatos dos reservatórios da Formação Macaé, Bacia de Campos, RJ, Brasil. Geochim. Brasil., 5 (1/2): Fernandes Neto, S. Novembro/

62 Sampaio, A. V., Schaller, H Introdução à Estratigrafia Cretácea da Bacia Potiguar. Boletim Técnico da PETROBRÁS, 11(1): Soares, U. M., Rossett, E. L., Cassab, R. C. T Bacia Potiguar. Fundação Paleontológica Phoenix. Bacias Sedimentares Brasileiras, Ano 5, nº 55. Agosto/2003. Silva, I. T Faciologia, Diagênese e Propriedades Petrofísicas da Formação Jandaíra Bacia Potiguar. Relatório de Graduação, Natal, UFRN. 113p. Smith, J. V., Stenstrom, R. C Geol. 73, 627. Sippel, R. F., Glover, E. D Structures in carbonate rocks made visible by luminescence petrography. Science, 150: Souza, S.M Atualização da litoestratigrafia da Bacia Potiguar. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 32, Salvador. Anais..., v. 5 Tibana, P.; Terra, G. J. S., Seqüências Carbonáticas do Cretáceo na Bacia Potiguar. Bol. Téc. Da PETROBRÁS, 24 (3): Tucker, M.E Sedimentary petrology: an introduction to the origin of sedimentary rocks. Blackwell Scientific Publications. Tucker, M. E., Bathurst, R. G. C. (1990): Carbonate Diagenesis. Oxford: Blackwell Scientific Publications. 312p. (IAS, Reprint Series, 1). Tucker, M. E., Wright, V. P.,1990, Carbonate Sedimentology. Oxford, Blackwell Science Ltd. Varela Neto, P.L Geologia da Região de Assu / Ipanguaçu RN. Relatório de Graduação, UFRN. Natal, 106p. Vasconcelos, E. P.; Lima Neto, F. F.; Ross, S., Unidades de Correlação da Formação Açu. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 36. Natal, Anais... Natal, SBG. Vol.1. p Fernandes Neto, S. Novembro/

63 Walker, G.; Abumere, O. E.; Kamaludin, B (1989): Luminescence spectroscopy of Mn 2+ centres in rock-forming carbonates. Mineralogical Magazine, London. Wittke, James. H. Tipos de sinais. Disponível em: < SEM/Signals.html> Acesso em: 20 dez Fernandes Neto, S. Novembro/

64 Anexos

65 Este anexo mostra os resultados gerados na catodoluminescência das lâminas obtidas das amostras coletadas no Campo da Fazenda Belém e Lajedo do Rosário. Nicóis Cruzados ou Paralelos Com Catodoluminescência Localização Observações Foto 1 Lâmina Pelóides e oóides micritizados: luminescência sem (lum); cimento em franja: lum laranja; mosaico pós-franja: sem lum. Foto 2 Lâmina Pelóides e oóides micritizados: sem lum; Cimento em franja: lum laranja; cimento em mosaico: sem lum; bioclastos (moluscos): lum laranja; Foto 1 Lâmina Pelóide: sem lum; bioclasto (gastrópode): lum laranja; cimento em mosaico: sem lum e lum laranja. Foto 1 Lâmina Micrita: sem lum a laranja escuro Cim blocoso: lum laranja escuro com amarelo na borda Fernandes Neto, S. Novembro/

66 Foto 2 Lâmina Pelóides: sem lum; cimentos em mosaico e blocoso: sem lum à luminescência laranja. Foto 1 Lâmina Cimento em mosaico: lum laranja escuro; pelóides: sem lum. Foto 1 Lâmina Dolomitização: lum laranja claro Micrita: sem lum e vermelho escuro Equin: sem lum Foto 1 Lâmina Intraclasto, bioclasto micritizado: lum vermelha; cimento emmosaico: lum. amarela. Fernandes Neto, S. Novembro/

67 Foto 2 Lâmina Cimento em mosaico: lum vermelha e amarela; pelóides e micrita: sem luminescência. Foto 1 Lâmina Micrita e pelóides: lum vermelha; cimento em mosaico: lum amarela Foto 2 Lâmina Bioclastos neomorfisados, equinoderma, micrita: lum vermelha Foto 1 Lâmina Cimento em mosaico: lum vermelho e amarelo; equinoderma com cresc sec: lum vermelha; pelóides: lum vermelha Fernandes Neto, S. Novembro/

68 Foto 2 Lâmina Pelóides: sem lum; cimentos em mosaico e blocoso: sem lum à luminescência laranja. Foto 1 Lâmina 1 05 Dolomita: lum vermelha; micrita: sem lum. Foto 1 Lâmina 2 05 Dolomitização: lum vermelha; micrita: sem lum Foto 1 Lâmina 3 05 Intraclasto: sem lum; micrita: lum vermelha; bioclasto neomorfizado: lum. vermelha. Fernandes Neto, S. Novembro/

69 Foto 2 Lâmina 3 05 Cimento blocoso, micrita: sem lum. a luminescência vermelha-amarelada; Terrígenos: luminescência azul. Foto 3 Lâmina 3 05 Cimento blocoso: lum amarela e vermelha. Preenchimento de fratura: sem luminescência; Terrígenos: luminescência azul Foto 1 Lâmina Cimento Blocoso: sem lum à luminescência vermelho escuro; Intraclastos: sem luminescência. Foto 2 Lâmina Micrita: lum. vermelha; Gastrópode neomorfisado: lum. amarela. Fernandes Neto, S. Novembro/

70 Foto 3 Lâmina Cimento em mosaico: lum vermelha e amarela; pelóide: lum vermelha; micrita: lum vermelha. Foto 1 Lâmina 4 05 Cimento blocoso: lum verm com borda amarela; Bioclasto (?): sem lum; cresc sec (?): lum vermelha Foto 2 Lâmina 4 05 Pelóides: sem lum e lum vermelho escuro; bioclastos: sem lum; cimento em mosaico: lum. vermelho escuro Foto 1 Lâmina 5 05 Micrita, franja isópaca, pelóides equinodermas com cresc. sec., preenchimento de fraturas: sem lum à lum. amareloalaranjado Fernandes Neto, S. Novembro/

71 Foto 1 Lâmina 6 05 Pelóides e bioclastos: sem lum; cimento em mosaico: lum vermelha. Foto 2 Lâmina 6 Cimento blocoso: sem lum à lum vermelha. 05 Foto 3 Lâmina 6 Micrita: luminescência laranja. 05 Foto 1 Lâmina Cimentos blocoso e em mosaico, intraclastos: sem lum a lum amarela Fernandes Neto, S. Novembro/

72 Foto 2 Lâmina Pelóides, Equinodermas e Cresc. Séc: sem luminescência Foto 1 Lâmina Equinodermas com crescimento secundário, pelóides e foraminíferos: sem lum; cimento em mosaico: lum amarela. Foto 2 Lâmina Cimento em mosaico e preenchimento de fratura: sem lum. à lum. vermelhoalaranjado. Foto 1 Lâmina Preenchimento de fratura: sem lum Dolomita: interior sem lum; borda com lum vermelha Micrita: lum vermelha e sem lum Equinodermas e cresc sec: sem lum Fernandes Neto, S. Novembro/

73 Foto 2 Lâmina Cimento em mosaico: sem luminescência (lum.) a lum verm; micrita: sem lum. Foto 1 Lâmina Micrita: sem lum; dolomita: lum vermelha Foto 2 Lâmina Cimento blocoso: interior sem lum à lum. vermelha e borda com luminescência laranja; Micrita: sem lum. à lum. vermelha. Foto 3 Lâmina Micrita: sem lum à lum vermelha; dolomitização: interior sem lum e borda com lum vermelha Fernandes Neto, S. Novembro/

74 Foto 1 Lâmina Intraclastos : lum marrom escuro; cimento: luminescência amarela. Foto 1 Lâmina Micrita: lum vermelha; Cimento Blocoso: luminescência laranja à sem luminescência. Foto 1 Lâmina Micrita: sem lum à lum. vermelha; Cimento blocoso: luminescência vermelha. Foto 1 Lâmina Micrita: lum vermelha; Cimento blocoso: lum. laranja e amarela. Fernandes Neto, S. Novembro/

75 Foto 1 Lâmina Micrita: lum vermelha à sem lum.; Cimento blocoso: luminescência laranja. Foto 1 Lâmina Pelóides, micrita, bioclastos e gastrópode neomorfizado: lum amarela; terrígenos: lum azul. Foto 1 Lâmina Gastrópode neomorfizado: lum amarela; terrígenos: lum azul; pelóides e micrita: lum marrom. Foto 1 Lâmina Terrígenos: lum azul; micrita: lum marrom claro; cimento em mosaico: lum amarela. Fernandes Neto, S. Novembro/

76 Foto 1 Lâmina Micrita, Cimento blocoso Bioclastos (equinoderma): lum. vermelha Pelóides: luminescência (lum.) vermelho à sem lum. Foto 1 Lajedo Lâmina N1-B1 Micrita: luminescência marrom claro Preenchimento de fratura com cimento blocoso: marrom escuro. Foto 2 Lajedo Lâmina N2 Intraclastos, Cimento Bioclastos: luminescência marrom escuro Foto 3 Intraclastos, Bioclastos Lajedo (gastrópode): Lâmina N2 luminescência (lum.) marrom escuro; Cimento (franja e mosaico): lum. marrom escuro (franja) e amarelo forte (mosaico) Fernandes Neto, S. Novembro/

77 Foto 4 Lajedo Lâmina N2A Intraclastos, pelóides e bioclasto: luminescência marrom; Cimento: lum amarela. Foto 1 Lajedo Lâmina N3 Cimento blocoso: lum amarela com zonações escuras; micrita: sem lum. à luminescência amarela. Foto 1 Lajedo Lâmina N3- B Cimento blocoso: lum vermelha com laranja nas bordas; micrita: sem lum. à lum. marrom. Foto 2 Lajedo Lâmina N3-A Cimento blocoso: lum amarela com zonações; micrita: sem lum. à lum. marrom. Fernandes Neto, S. Novembro/

78 Foto 1 Lajedo Lâmina N3-A Micrita: sem lum à lum amarela; cimento blocoso: lum amarela com zonações. Foto 1 Lajedo Lâmina N3/N4 Micrita: sem lum à lum amarela; cimento blocoso: lum amarela. Foto 2 Lajedo Lâmina N3/N4 Cimento blocoso: sem lum; cimento em mosaico e micrita: lum amarela. Fernandes Neto, S. Novembro/

79 Foto 1 07 Lâmina 7 Bioclasto neomorfizado: luminescência amarelo claro Foto 1 07 Lâmina 8 Terrígeno: sem luminescência Pelóides, bioclastos: luminescência marrom claro Fratura: sem luminescência Foto 1 07 Lâmina 9 Dolomitização: sem luminescência Bioclastos e pelóides: luminescência marrom claro Foto 1 05 Lâmina 2 Gastrópode neomorfizado intraclastos: amarela. e lum Fernandes Neto, S. Novembro/

80 Foto 1 05 Lâmina 3.1 Fratura: sem lum à amarelo forte Pelóides: luminescência (lum.) amarelo escuro à sem lum Foto 3 05 Lâmina 3.1 Cimento blocoso: luminescência marrom claro a sem lum. Peloides e bioclastos: luminescência marrom claro chegando a apresentar cor azul Foto 1 05 Lâmina 5 Preenchimento de fratura: lum. azul à sem luminescência Micrita: luminescência marrom claro à escuro Fernandes Neto, S. Novembro/