Formação Irati Geoquímica

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1. INTRODUÇÃO E OBJETIVO 
 
1.1 – INTRODUÇÃO 
 
Este trabalho apresenta os resultados da estratigrafia química em 
detalhe da Formação Irati, na borda leste da Bacia do Paraná, com base em 
dados de carbono orgânico total, enxofre total e resíduo insolúvel. 
Estes dados foram obtidos a partir de amostras de testemunhos 
selecionados de poços do “Projeto Borda Leste da Bacia do Paraná: Integração 
Geológica e Avaliação Econômica”, cedidos pela Companhia de Pesquisa de 
Recursos Minerais (CPRM). O projeto da CPRM estendeu-se desde São Paulo 
até o Rio Grande do Sul, abrangendo a faixa sedimentar limitada à leste e a sul 
pelo embasamento pré-cambriano e a oeste pelos derrames basálticos da 
Formação Serra Geral (Figura 1). 
O presente texto está organizado da seguinte forma: uma pequena 
introdução sobre as premissas desse trabalho; esclarecimento a respeito da 
importância econômica dos folhelhos pirobetuminosos, alvo desta pesquisa; 
detalhamento metodológico com relação às etapas desenvolvidas nesta 
dissertação; breve revisão dos aspectos da geoquímica orgânica aplicados a 
estratigrafia; apanhado bibliográfico acerca do contexto geológico da Bacia do 
Paraná, passando por aspectos litoestratigráficos e estruturais, com ênfase na 
Formação Irati; descrição litoestratigráficas das unidades observadas nos 
poços; análise quimio-estratigráfica em cinco poços; e conclusões. 
 
1.2 – OBJETIVO 
 
O objetivo básico deste trabalho foi fazer uma avaliação geoquímica 
detalhada da Formação Irati na regiões leste do Estado do Paraná e sul do 
Estado de São Paulo, baseada principalmente nos dados de carbono orgânico, 
enxofre e resíduo insolúvel, com o intuito de aplicar a estratigrafia química no 
estudo estratigráfico e na correlação de poços ao longo da borda leste da Bacia 
do Paraná. 
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Um segundo objetivo foi classificar as diferentes áreas estudadas 
quanto ao seu potencial de geração de hidrocarbonetos, indicando aquelas 
mais atrativas para serem utilizadas no processo de industrialização dos 
folhelhos betuminosos ou, em caso de intrusões de diabásio, aquelas mais 
importantes para geração de hidrocarbonetos, induzido pelo efeito térmico das 
intrusivas. 
Um terceiro objetivo deste estudo foi o de verificar a distribuição lateral 
dos teores de matéria orgânica das duas camadas de folhelhos betuminosos 
ao longo da borda leste da Bacia do Paraná. Estes dados têm impacto direto 
na industria do petróleo, uma vez que permite visualizar as melhores áreas 
para extração de óleo dos folhelhos, considerando cada camada de folhelho 
betuminoso em separado. Esta atividade é desenvolvida atualmente pela 
Petrobras na região de São Mateus do Sul, Paraná. 
 
1.3 – LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO 
 
A área de estudo localiza-se ao longo da borda leste da Bacia do 
Paraná, dentro dos estados do Paraná e São Paulo. 
Para esta pesquisa foram selecionados testemunhos de cinco poços 
perfurados pela CPRM no “Projeto Borda Leste da Bacia do Paraná: Integração 
Geológica e Avaliação Econômica”. 
Os testemunhos utilizados neste trabalho foram dos poços: FP-03-PR, 
FP-04-PR, FP-05-PR, FP-07-PR e FP-12-SP (Figura 2), selecionados com 
base em sua localização e pela ausência de intrusões de diabásio. 
 
 
 
 
 
 
 
 
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2. IMPORTÂNCIA ECONÔMICA 
 
Os depósitos de “xisto” (folhelho) betuminoso constituem uma 
importante reserva brasileira para produção industrial de combustíveis líquidos, 
bem como de matéria-prima para indústrias petroquímicas. 
Convém esclarecer, que o termo xisto é utilizado na indústria, embora o 
mais correto seria denominá-lo de folhelho. Porém, mesmo esta é uma 
designação vaga, pois há duas categorias de folhelhos providos de matéria 
orgânica, os betuminosos e os pirobetuminosos. Nos primeiros a matéria 
orgânica pode ser extraída pelos solventes comuns. O mesmo não ocorre com 
os pirobetuminosos. Estes últimos são rochas sedimentares, compactas, 
providas de matéria orgânica intimamente disseminada na base argilosa 
(geralmente calco-argilosa), matéria orgânica esta extremamente suscetível à 
decomposição quando a rocha é submetida a temperaturas relativamentes 
elevadas, em atmosfera inerte (Oliveira & Bartholo, 1964). 
Várias são as ocorrências de xisto/folhelho no Brasil. Podem ser citadas, 
dentre outras, aquelas de: Taubaté-Tremembé (SP), do Irati (PR), do Codó 
(MA), de Araripe, de Alagoas, de Maraú (BA), etc (Figura 3). Em vista do porte 
reduzido dos depósitos, nem todos são passíveis de exploração comercial 
(Padula, 1968). 
Dentre as ocorrências que merecem consideração, os xistos terciários 
do vale do Paraíba e os permianos da Formação Irati são vistos como 
relevantes. 
Apesar das boas condições dos depósitos do vale do Paraíba, estes são 
descartados, tanto no que diz respeito a explotação, como no que tange ao 
elevado teor de umidade, que situa-se ao redor de 35%. 
Contudo, os xistos da Formação Irati são muito atraentes, tanto pela 
simplicidade de processamento como pelo menor custo de produção. Estes 
constituem o maior depósito de folhelho pirobetuminoso conhecido no Brasil 
(Figura 4). 
 
 
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Visando a exploração de óleo de xisto, levando em conta a facilidade de 
extração, a Petrobras desenvolveu a Usina Protótipo do Irati (UPI), coordenada 
pela Superintendência de Industrialização do Xisto (SIX), localizada em São 
Mateus do Sul, no Estado do Paraná. 
O xisto explorado pela SIX, na área de São Mateus do Sul, é encontrado 
em duas camadas distintas: a camada superior, com o teor de óleo entre 6 a 
8%, e a camada inferior, com teor variando entre 10 a 12% de óleo. O óleo é 
produzido a partir do processo PETROSIX, que consiste na destilação do xisto 
na retorta, após o aquecimento controlado (pirólise), recuperando-se por 
condensação o óleo e a água. Parte do carbono, hidrogênio e outras 
substâncias, como enxofre, permanece disseminada na base mineral como 
resíduo da pirólise (Oliveira & Bartholo, 1964). 
A usina processa diariamente 7800t de xisto onde são gerados os 
seguintes produtos (Figura 5) (Souza, 2001): 
• óleo combustível (480t); 
• nafta industrial (75t); 
• gás combustível (120t); 
• gás liquefeito (45t); 
• enxofre (75t); 
• calxisto, corretivo de acidez do solo (8.000t); 
• xisto fino (1.500t); 
• xisto retortado (6.600t) e água de retortagem (300m3). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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3. METODOLOGIA 
 
 Durante esta dissertação foram desenvolvidas as seguintes atividades: 
 
3.1 – Levantamento Bibliográfico 
 
 Este levantamento foi desenvolvido nas bibliotecas da UERJ, da CPRM, 
do DNPM e no site de periódicos da Capes, com o objetivo de coletar a maior 
quantidade de informações de cunho regional a respeito da estratigrafia e 
geoquímica da Formação Irati. 
 
3.2 – Etapa de Campo 
 
Realizada para a amostragem detalhada e da descrição litológica dos 
poços FP-03-PR, FP-04-PR, FP-05-PR, FP-07-PR e FP-12-SP. 
As amostras foram coletadas seguindo arranjo estratigráfico ascendente, 
com espaçamento entre as amostras de aproximadamente 30 cm nos 
intervalos mais argilosos e de 50cm a 1m nos intervalos mais carbonáticos. 
Estas atividades foram realizadas sob a orientação dos professores 
René Rodrigues e Hernani Chaves, do Departamento de Paleontologia e 
Estratigrafia da Faculdade de Geologia da Universidade do Estado do Rio de 
Janeiro. Contamos também, com o importante auxílio do funcionário Luiz Lopez 
Moreira da CPRM-Litoteca Regional de Araraquara. 
 
3.3 – Etapa em Laboratório 
 
 Consistiu na preparação edeterminação dos teores de carbono orgânico 
e enxofre total, das amostras coletadas, no Laboratório Geológico de 
Processamento de Amostras (LGPA) da Faculdade de Geologia. 
 
 
 
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3.3.1 – Preparação das Amostras 
 
Primeiramente as amostras foram quebradas em fragmentos pequenos 
para posterior maceração em graal de porcelana. Pulverizou-se 
aproximadamente 5g de amostra. Após isto, o material foi passado por uma 
peneira de 80 mesh. O material retido foi descartado enquanto que o material 
mais fino que 80 mesh foi utilizado para as análises de carbono orgânico e 
enxofre total. 
 
3.3.2 – Procedimento Básico para a Análise de Carbono e Enxofre 
 
Estas análises foram realizadas a partir de um procedimento que 
consiste em três etapas. 
A primeira etapa consistiu na pesagem de cerca de 0,25g de amostra de 
rocha pulverizada (<80 mesh) em barquinhas de cerâmica porosa (filtrante). 
Após a pesagem, as amostras são colocadas em bandeja de acrílico (material 
que não sofre corrosão ao ataque do acido clorídrico) e levadas à capela para 
serem acidificadas com acido clorídrico a 50%. Este procedimento é realizado 
a frio, por um período de 24 horas, a fim de se eliminar os carbonatos 
presentes nas amostras. 
Na segunda etapa lava-se as amostras no mínimo quatro a cinco vezes: 
a primeira vez com água destilada à quente (100ºC) e mais três a quatro vezes 
com água fria, a fim de que todos os cloretos presentes, formados durante a 
acidificação com HCl, sejam eliminados das amostras. Em seguida, seca-se as 
amostras em um banho de luz com temperatura ao redor de 80ºC. 
Por último, leva-se as amostras para uma nova pesagem, a fim de 
calcular a quantidade de carbonatos eliminados e de resíduo insolúvel (RI). 
Este é realizado através do cálculo: 
 
e 
 
 
RI (%) = peso do insolúvel x 100 
 peso inicial da amostra 
Carbonatos (%) = 100 -RI 
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3.3.3 – Determinação dos Teores de Carbono e Enxofre 
 
Para estas análises, utilizou-se o analisador LECO SC-444. Este 
equipamento não-dispersivo foi projetado para medir carbono e enxofre total 
simultaneamente em uma enorme variedade de materiais orgânicos e 
inorgânicos (Figura 6). O equipamento em questão é constituído de um 
introdutor automático de amostras no forno de combustão, com capacidade 
para 36 amostras; um forno para combustão das amostras e uma unidade de 
medida de dióxido de carbono (CO2) e de dióxido de enxofre (SO2) liberados na 
combustão. O sistema de medida consiste num detector de infravermelho, que 
mede as concentrações de dióxido de carbono assim como a de dióxido de 
enxofre. A quantidade medida é representativa dos teores de carbono orgânico 
e de enxofre presente na amostra, sendo o seu valor expresso em 
percentagem de peso relativo. 
 
 
Figura 6 - Equipamento Leco SC-444 para determinação de carbono orgánico total e 
enxofre total 
 
 
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3.3.4 – Análise dos Resultados 
 
Os resultados obtidos são apresentados sob a forma de figuras, tabelas 
e gráficos. Para a sua elaboração foram utilizados os softwares: EXCEL, 
GRAPHER, ABOBE PHOTOSHOP e CORELDRAW. 
 
3.4 – ETAPA EM ESCRITÓRIO 
 
 Consistiu da integração dos resultados geoquímicos de carbono 
orgânico total e pirólise Rock-Eval, originados de dados extraídos de Souza 
(2001), Araújo (2001) e Silva (2002), além daqueles produzidos nesta 
pesquisa. 
 
 
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4. A ESTRATIGRAFIA DE SEQÜÊNCIA 
 
Fazendo parte da grande revolução científica iniciada com a 
Sismoestratigrafia na década de 70, a Estratigrafia de Seqüências enfoca os 
pacotes sedimentares como unidades genéticas dinâmicas no tempo e no 
espaço e não como pacotes litológico empilhados, formalmente denominados e 
hierarquizados pela litoestratigrafia. A estratigrafia de seqüência deve ser vista 
como uma ferramenta ou maneira de enfocar a estratigrafia e não como um 
molde rígido onde tudo deve ser encaixado perfeitamente. 
A estratigrafia de seqüências pode ser resumida como um ramo da 
estratigrafia que busca interpretar as relações espaciais e temporais de um 
pacote de rocha sedimentar (Ribeiro, 2001). 
Della Fávera (2001) definiu a estratigrafia de seqüências como “o estudo 
de relações de rochas sedimentares dentro de um arcabouço 
cronoestratigráfico de estratos relacionados geneticamente, o qual é limitado 
por superfícies de erosão ou não-deposição, ou por suas concordâncias 
relativas”. 
A unidade fundamental da estratigrafia de seqüência é a seqüência 
deposicional. Cada uma é formada por uma sucessão de estratos 
concordantes, geneticamente relacionados, limitada no topo e na base por 
superfícies cronoestratigráficas representadas por discordâncias ou suas 
conformidades relativas. Esta seqüência pode ser dividida em tratos de 
sistemas (mar baixo, transgressivo e mar alto; Figura 7), em parasseqüências e 
em conjuntos de parasseqüências. 
Os tratos de sistemas são definidos como um conjunto de sistemas 
deposicionais, que por sua vez são assembléias tridimensionais de litofácies. O 
empilhamento das litofácies é feito por conjuntos estratais de parasseqüências 
que são camadas concordantes e geneticamente relacionadas, limitadas por 
superfícies de inundação. 
O termo litofácies (ou genericamente fácies) tem sido empregado para 
enfatizar as características química, física e biológica da unidade de rochas 
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descrita, como coloração, acamamento, composição, textura, estrutura 
sedimentar e conteúdo fossilífero (Reading & Levell, 1996). 
Na tentativa de superar as limitações interpretativas decorrentes da 
análise individual das fácies, Collinson (1969) apud Reading & Levell (op cit), 
propõem o agrupamento das fácies ou das sucessões de fácies, consideradas 
genética ou ambientalmente relacionadas, em associações de fácies (ou de 
litofácies). 
 
4.1. TRATOS DE SISTEMAS 
 
Uma seqüência é formada normalmente pelos tratos de sistemas, onde 
cada trato é definido pela sua posição dentro da seqüência, seu padrão de 
empilhamento e sua associação de fácies sedimentares. Em cada seqüência 
haveria três tratos de sistemas (Figura 7), a saber: 
• Trato de sistema de Mar Baixo – desenvolve-se durante uma queda 
relativa do nível do mar, quando a taxa de queda eustática supera a taxa 
de subsidência produzindo uma discordância erosiva, acompanhada de 
uma regressão forçada. A diminuição do espaço para deposição (taxa de 
acomodação) causa o bypassing dos sedimentos na plataforma, 
deslocamento das fácies e onlaps costeiros na direção offshore. 
• Trato de sistema Transgressivo – desenvolve-se durante uma subida 
eustática rápida do mar que suplanta a subsidência, causando uma 
subida relativa no nível do mar. Ele é caracterizado por um pacote 
retrogradacional que atinge seu máximo de transgressão no seu limite 
superior, marcado por uma superfície de inundação máxima (SIM). 
• Trato de sistema de Mar Alto – forma-se durante o final de uma subida 
eustática, parada ou início de uma queda eustática. É formado por 
pacotes progradacionais/agradacionais que onlapam o limite de seqüência 
na direção de terra e downlapam na direção do mar. 
 
 
 
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Contudo, as bacias intracratônicas, como a Bacia do Paraná, não 
apresentam geometria deposicional de quebra de plataforma e nem de talude, 
o que dificulta reconhecer o trato de sistema de mar baixo das seqüências. O 
trato dominante e característico seria o trato de sistema transgressivo; e o trato 
de sistema de mar alto só ocorreria quando reconhecida uma superfície de 
inundação máxima, sobre o qual estaria superposto (Della Fávera, 2001).4.2. A GEOQUÍMICA ORGÂNICA APLICADA A ESTRATIGRAFIA 
 
Esta breve revisão dos aspectos da geoquímica orgânica tem por 
objetivo propiciar uma compreensão maior sobre a importância da estratigrafia 
química como ferramenta na avaliação do preenchimento de uma bacia 
sedimentar. 
Os dados foram extraídos das notas de aula do Prof. René Rodrigues 
para as disciplinas de Geologia do Petróleo, Estratigrafia Geoquímica e 
Geoquímica Orgânica. A primeira ministrada na Graduação e a outras duas na 
Pós-graduação, todas da Faculdade de Geologia da Universidade do Estado 
do Rio de Janeiro. 
 
4.2.1. A estratigrafia química 
 
A estratigrafia química é uma ferramenta de correlação estratigráfica de 
seqüências sedimentares. Combina dados de estratigrafia com aqueles de 
geoquímica orgânica (carbono orgânico, pirólise, isótopos estáveis do carbono 
e biomarcadores) e inorgânica (enxofre total, Isótopos estáveis do carbono e 
oxigênio de carbonatos, razão 87Sr/86Sr e elementos químicos maiores, 
menores e traços). Esta não é apenas uma poderosa ferramenta para estudar 
a história do preenchimento de uma bacia sedimentar. Ela pode, também, ser 
aplicada com grande sucesso para predizer a distribuição da matéria orgânica, 
fornecendo um arcabouço estratigráfico, assim como tem o potencial de 
reconhecer tratos de sistemas ou parasseqüências de qualquer idade. 
Virtualmente, pode ser aplicada à qualquer ambiente deposicional. Os dados 
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de estratigrafia química colocados num contexto de estratigrafia de seqüências 
permite quantificar e, freqüentemente, identificar os fatores geradores desta 
concentração de matéria orgânica. 
 
4.2.2. A geoquímica orgânica do petróleo 
 
O petróleo é o produto da transformação termoquímica da matéria 
orgânica presente nas rochas sedimentares. Como o conteúdo orgânico 
representa a matéria prima necessária à formação do óleo e gás, o seu estudo 
constitui um dos pontos de partida para a avaliação geoquímica de uma bacia 
sedimentar. Esta se dá pela investigação das flutuações químio-estratigráficas 
do carbono orgânico total e do resíduo insolúvel. Subseqüentemente, amplia-se 
a correlação com o enxofre e os dados de pirólise, refinando-se as inferências 
acerca do processo de preservação do carbono orgânico, da variação da 
composição da matéria orgânica e do grau de oxigenação do substrato 
deposicional. 
 Pode-se afirmar que nem toda matéria orgânica tem a capacidade de 
gerar hidrocarbonetos. Para tanto se torna imprescindível a identificação dos 
seus diferentes tipos nas amostras de rocha a serem estudadas. Assim, a 
capacidade de geração de uma rocha é função direta da quantidade, do tipo e 
da evolução térmica da matéria orgânica, onde nenhum dos três fatores é 
suficiente individualmente. 
 
4.2.3. A Matéria Orgânica 
 
 A matéria orgânica vegetal, bem como a sua produção, é produto direto 
da fotossíntese. Esta é basicamente um processo de reação do hidrogênio da 
água com o dióxido de carbono. Isto tudo, associado à absorção de energia 
produz matéria orgânica na forma de glicose. A partir da glicose, os organismos 
autotróficos, que sintetizam a matéria orgânica, podem metabolizar os 
polissacarídeos, tais como a celulose e o amido, e todos os demais 
constituintes necessários à própria subsistência. 
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 Teoricamente, quanto maior o teor de matéria orgânica numa rocha 
sedimentar, maior será a quantidade de óleo ou gás que poderá ser formada a 
partir desta rocha. Logo, o primeiro dado importante a ser determinado nas 
rochas de uma bacia sedimentar é o seu teor de matéria orgânica. 
No ciclo sedimentar a matéria orgânica, por sua baixa densidade, se 
comporta como uma partícula de argila. Como tal, seus maiores teores são 
encontrados nas rochas de granulação fina, como os folhelhos, margas e 
calcilutitos impuros. Logo, são estes tipos de litologia que deverão ser 
selecionados para análise do conteúdo de matéria orgânica. 
 Como cada um destes tipos de rochas normalmente não apresentam os 
mesmos conteúdos de matéria orgânica, é necessário considerar que existem 
fatores que condicionam esta concentração. Estes fatores são a produtividade 
da matéria orgânica no meio aquático e na parte terrestre circundante e as 
condições de sua preservação durante e logo após a deposição. 
 
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5. CONTEXTO GEOLÓGICO 
 
 
A Bacia do Paraná constitui uma vasta região sedimentar localizada na 
porção sudeste do continente sul-americano e abrange uma área de cerca de 
1.600.000 Km2. A porção em território brasileiro representa cerca de 1.100.000 
Km2 e compreende os estados de Mato Grosso, Mato Grosso do Sul, Goiás, 
Minas Gerais, São Paulo, Paraná, Santa Catarina e Rio Grande do Sul. O 
restante está distribuído pelo Paraguai, Uruguai e Argentina (Figura 8). Do 
total, 734.000 Km2 está coberta por lavas basálticas. 
Esta bacia é produto da combinação e da superposição de diversos 
processos tectono-sedimentares que atuaram durante o Fanerozóico, o que 
propiciou a ocorrência alternada de condições favoráveis ao empilhamento 
sedimentar e a condições de não deposição ou erosão das unidades 
anteriormente depositadas. 
A bacia, em função de aspectos inerentes a seu posicionamento 
geotectônico atual e as suas características tectono-sedimentares é 
considerada uma típica bacia intracratônica. (“Bacias intracratônicas ocorrem 
no interior continental, distantes das margens das placas. Elas são ovais em 
planta e tem forma de pires em seção. Bacias intracratônicas têm crosta 
continental por substrato e, em muitos casos, encontram-se sobrepostas a 
riftes abortados ou fósseis. A evolução destas bacias envolve uma conjugação 
e sucessão de processos que incluem distensão continental, subsidência 
térmica de amplas regiões e reajustes isostáticos tardios. A controvérsia tem 
caracterizado o estudo da origem e evolução das bacias intracratônicas...”) 
(Klein, 1995; apud Milani, 1997) 
 
5.1 – BACIA DO PARANÁ 
 
 O registro estratigráfico da Bacia do Paraná corresponde a um amplo 
intervalo temporal fanerozóico, compreendido entre o Neo-Ordoviciano e o 
Neocretáceo. Este é documentado na forma de seqüências sedimentares, 
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algumas com magmatismo associado, delimitados por discordância de caráter 
inter-regional. 
O preenchimento sedimentar-magmático desta bacia é caracterizado por 
seis unidades aloestratigráficas de segunda ordem (Milani, 1997): 
Superseqüência Rio Ivaí (Caradociano-Llandoveriano), Paraná (Lockoviano-
Frasniano), Gondwana I (Westfaliano-Scythiano), Gondwana II (Anisiano-
Noriano), Gondwana III (Neo-jurássico-Berriasiano) e Bauru (Aptiano-
Maastrichtiano) (Figura 9 e 10). Dentre estas, as três primeiras correspondem a 
ciclos transgressivos e regressivos do Paleozóico e as três últimas são 
unidades continentais mesozóicas e rochas ígneas associadas. 
Este conjunto de unidades sedimentares corresponde ao empilhamento 
de sucessivas bacias (Zalán et al., 1990a). A natureza sedimentar e atributos 
geométricos de cada uma delas foi função da tectônica e do clima, refletindo-se 
nas características finais bastante diferenciadas que as diversas unidades 
guardam entre si. Assim, por se tratarem de fato de entidades tectono-
sedimentares independentes que se sucederam no tempo, as várias “bacias do 
Paraná” materializadas nas seqüências Rio Ivaí, Paraná, Gondulana I, II e III e 
Bauru devem ser analisadas individualmente (Milani, 1997). 
Os limites atuais da Bacia do Paraná, segundo Zalán et al. (1990b), são 
de natureza erosional, controlados em grande parte pelo soerguimento de 
arcos tectônicos. Definiram a atual forma da bacia fenômenos geotectônicos 
meso-cenozóicosque atuaram no continente sul-americano. 
O flanco leste, entre São Paulo e o Uruguai, sofreu processos erosivos 
intensos em função do soerguimento crustal relacionado ao rifte Sul-Atlântico, 
além de fragmentar a área original de sedimentação do Gondwana sul-
ocidental, que proporcionou a quebra da conexão América do Sul-África. 
O flanco ocidental da bacia é definido por um bulge flexural ligado a 
sobrecarga litosférica do cinturão andino, isto é, definido pelos processos 
erosivos atuantes sobre uma extensa feição positiva de orientação norte-sul 
(Arco de Assunção) (Shiraiwa, 1994; apud Milani, 1997). Esta feição separa 
atualmente a Bacia do Paraná de áreas anteriormente conectadas no Chaco 
paraguaio e boliviano. 
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5.1.1. Estruturas do Embasamento 
 
A idade, a distribuição e a natureza dos diversos elementos crustais que 
constituem o embasamento da Bacia do Paraná foram estudados por diversos 
autores, ao qual podemos citar Cordani et al. (1984), Zalán et al. (1990b) e 
Soares (1991). Um aspecto comum entre os modelos concebidos por estes 
diferentes autores reside na delimitação de uma província crustal na região 
central da bacia (Figura 11), denominada como um “núcleo cratônico” pelos 
dois primeiros grupos de pesquisadores, e como “Bloco Paraná” por Soares 
(op. cit.). A característica fundamental desta unidade tectônica, interpretada 
como cráton brasiliano, seria sua estabilidade durante os episódios tectônicos 
do Neoproterozóico-Eopaleozóico. 
Milani (1997) questiona a existência de um núcleo cratônico central, 
como proposto por Cordani et al. (1984), pois considera improvável a existência 
de um “rifte central” como definido por Marques et al (1993; apud Milani, 1997) 
na região do suposto núcleo e questiona também a coincidência de que 
geograficamente sobre uma área cratônica, sejam acumuladas as maiores 
espessuras sedimentares. O autor propõe a existência de um novo elemento 
geotectônico, a Faixa Móvel do Rio Paraná, que justapõe dois outros domínios 
geotectônicos: o bloco Rio Aporé e bloco do Rio Paranapanema (Figura 12). 
Os resultados da perfuração de poços em profundidade sugerem que o 
embasamento é formado por um conjunto de blocos cratônicos de idade 
arqueana e metassedimentos do Cinturão Brasiliano, deformados durante 
orogenias pré-cambrianas (Milani, 1997). 
 
5.1.2. Arcabouço Tectono-Estratigráfico 
 
Atualmente, os mecanismos que deram origem e atuaram durante a 
evolução da Bacia do Paraná não são compreendidos, o que ocorre com as 
outras bacias intracratônicas do mundo. No entanto, é importante ressaltar que 
há um consenso no que diz respeito ao controle exercido por elementos 
tectono-estruturais (arcos, altos, lineamentos, zonas de falhas). 
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 Leighton & Kolata (1990; apud Milani, 1997) relacionam seis possíveis 
mecanismos envolvidos na formação e desenvolvimento desse tipo de bacia: 
(1) soerguimento termal seguido de erosão subaérea e subsidência, (2) 
estiramento e afinamento da crosta continental, (3) sobrecarga tectônica na 
margem da placa, (4) mudanças de fase e sobrecarga crustal, (5) deflação e 
flambagem da crosta e (6) subsidência relacionada a transmissão horizontal de 
stress. 
Milani (1997) apresenta uma hipótese alternativa para explicar as fases 
de subsidência da Bacia do Paraná, levando em consideração um quadro 
geotectônico amplo, pertinente ao Gondwana sul-ocidental. Neste contexto, a 
Bacia do Paraná foi implantada sobre uma crosta consolidada pelos eventos do 
Ciclo Brasiliano. Durante a evolução da bacia, em um regime de persistente 
convergência entre a litosfera siálica gondwânica e a litosfera oceânica do 
Panthalassa, foram acrescionados terrenos e desenvolvidos cinturões 
colisionais junto à margem meridional do paleocontinente. Esta geodinâmica 
convergente gerou um padrão regional de tensões compressivas no domínio do 
Gondwana sul-ocidental, o qual teve grande influência sobre a evolução da 
Bacia do Paraná, assim como sobre as outras bacias inseridas neste contexto. 
O preenchimento desta sinéclise é discutido em cima de seis unidades 
de segunda ordem (Milani, 1997 e Milani et al., 1998) (Figura 10), como 
mencionado anteriormente. 
A Superseqüência Rio Ivaí (Figura 10) tem um particular significado por 
relacionar-se diretamente à origem da bacia sedimentar, já que representa o 
primeiro ciclo de sedimentação acumulado sobre um embasamento, 
previamente consolidado pelos eventos da orogenia Brasiliana (Almeida & 
Hasui, 1983; apud Milani, 1997). 
O episódio Neo-Ordoviciano – Eosiluriano de subsidência da Bacia do 
Paraná coincide com o primeiro evento orogênico importante na margem oeste 
da América do Sul – A Orogenia Ocloyica. 
 O topo da Superseqüência Rio Ivaí é definido por uma superfície de 
discordância que erodiu esse pacote. A Superseqüência Paraná (idade 
 29
Devoniano) assenta sobre essa discordância, apoiada em unidades 
precedentes ou diretamente no embasamento. 
 A Superseqüência Paraná (Figura 10) é caracterizada por um ciclo 
completo de transgressão e regressão começando com sedimentos grosseiros 
siliciclásticos (Formação Furnas) do Devoniano Inferior, indicando um período 
de estabilidade da bacia. Ocorrem acima deste pacote, seqüências pelíticas 
fossilíferas (Formação Ponta Grossa), que indicam uma subida do nível do mar 
e transgressão de sedimentos marinhos em direção à Bacia do Paraná. 
Outra superfície de discordância em ampla escala marca o limite 
superior do pacote Devoniano. De fato, o limite Devoniano-Carbonífero 
constitui um marco fundamental na geologia do Gondwana (Lopez-Gamundí & 
Rossello 1993; apud Milani, 1997), representado na Bacia do Paraná por uma 
lacuna que abarca cerca de 55 Ma conhecida como discordância “pré-Itararé” 
ou “discordância infra-Pensilvaniano”. A presença e as movimentações de 
geleiras relacionadas à grande glaciação gondwânica, cujo clímax deu-se 
durante o Mississipiano, forneceram importantes mecanismos de erosão e 
constituíram-se em obstáculos efetivos ao transporte e a acumulação 
sedimentar. 
O pacote correspondente a Superseqüência Gondwana I (Figura 10) da 
Bacia do Paraná assenta-se sobre essa discordância de caráter interregional. 
Esta fase de sedimentação foi acompanhada por uma modificação estrutural no 
substrato da bacia, onde ocorreu uma reversão do sentido regional de 
preenchimento da sinéclise. Durante o Carbonífero, o onlap dos estratos sobre 
o substrato ocorria de Norte para Sul; próximo ao limite Carbonífero-Permiano 
predomina uma configuração quase simétrica, seguida de um padrão de onlap 
de Sul para Norte. 
Acompanhando a deformação da margem gondwânica, do Meso ao 
Neopermiano (Cobbold et al. 1992; apud Milani, 1997), teve lugar uma 
progressiva e irreversível continentalização dos sistemas deposicionais na 
Bacia do Paraná, registrada na porção terminal da Superseqüência Gondwana 
I (Formação Rio do Rasto). 
 30
Na Superseqüência Gondwana II (Figura 10) estabeleceu-se, no 
Eotriássico, um processo de desertificação que encontra-se restrito à parte 
sudeste da bacia. Esta superseqüência se caracteriza por um ambiente fluvio-
lacustre que preencheu depressões, e que contrasta com o contexto dominante 
na porção brasileira da Bacia do Paraná, submetida basicamente a processos 
de soerguimento e erosão. Posteriormente, um amplo deserto de areia cobriu 
os ambientes de deposição preexistentes. 
A quinta fase de subsidência provavelmente teve início no Neojurássico 
– Eeocretáceo com a acumulação da Superseqüência Gondwana III (Figura 
10). Esta é constituídapela Formação Botucatu, que corresponde a um amplo 
depósito de areias eólicas não fossilíferas, que cobriram quase toda a extensão 
da bacia. Estes depósitos conviveram parcialmente com o magmatismo 
basáltico da Formação Serra Geral. 
O magmatismo Serra Geral, que consistiu no maior derramamento 
basáltico (Formação Serra Geral) ocorrido em domínio continental, logo 
resultou na ruptura do oeste do continente Gondwânico e na abertura do 
Oceano Sul Atlântico. Esta fase de pré-quebra não foi associada com os 
maiores pulsos de sedimentação na Bacia do Paraná, e a carga causada pela 
lavas pode ser responsável por muita da subsidência observada na bacia. 
A última fase de subsidência na Bacia do Paraná resultou na 
acumulação de cerca de 300 metros de sedimentos flúvio-lacustres do 
Cretáceo pertencentes à Superseqüência Bauru, que recobre uma discordância 
regional separando os sedimentos predominantemente arenosos dos basaltos 
Serra Geral (Figura 10). A atividade tectônica foi subseqüentemente dirigida 
para a margem continental, onde a subsidência e a sedimentação foram 
caracterizadas por diversos eventos magmáticos, particularmente no 
Eocretáceo. 
 
5.2 – FORMAÇÃO IRATI 
 
O nome Irati foi utilizado pela primeira vez por White (1908) para 
denominar a espessa seqüência de folhelhos pretos portadora do fóssil 
 31
Mesossaurus brasilienses, largamente distribuído na Bacia do Paraná. Ao 
longo de sua história sofreu alterações em relação aos limites estratigráficos 
originalmente descritos por White (1908), sendo subdividida em Membro 
Taquaral e Assistência por Barbosa & Gomes (1958). 
O nome Membro Taquaral foi proposto para designar uma camada 
pouco espessa de siltitos argilosos de coloração cinza escuro, físseis ou com 
laminação paralela, localizado na base da Formação Irati (Barbosa & Almeida, 
1948). 
O Membro Assistência consiste numa seção de folhelhos cinza escuros, 
folhelhos pretos pirobetuminosos associados a calcários, por vezes 
dolomíticos, e situados na parte superior da Formação Irati. A principal 
estrutura sedimentar encontrada nos leitos pirobetuminosos é a laminação 
plano-paralela. Já nos leitos carbonáticos observam-se localmente marcas de 
ondas, laminação cruzada e convoluta e oolitos (Schneider et. al., 1974). 
A fácies carbonática da Formação Irati é representada por calcários e 
dolomitos. Os calcários, em geral de tonalidade cinza-clara a escura, 
apresentam espessuras diferenciadas, desde lâminas milimétricas até 
camadas de 1 a 2 metros. Os dolomitos, por sua vez, apresentam variação de 
tonalidade entre o creme e o cinza, e aparecem em lâminas nas sucessões 
rítmicas com folhelhos pirobetuminosos, até camadas com 3 metros de 
espessura. 
Já a fácies pirobetuminosa ocorre sob a forma de duas camadas de 
folhelho bem distintas entre si, separadas por uma sucessão rítmica entre 
carbonato e folhelho. Estes folhelhos pirobetuminosos apresentam variações 
na espessura e no conteúdo de matéria orgânica, de acordo com a área de 
ocorrência. 
Nos estados do Rio Grande do Sul e do Paraná esta divisão das 
camadas pirobetuminosas é bem demarcada. Contudo, isto não pode ser 
observado no Estado de São Paulo, um vez que observa-se um aumento na 
deposição dos carbonatos seguido de uma diminuição na espessura das 
camadas de folhelho, dando um aspecto rítmico a todo o Membro Assistência. 
 32
A idade interpretada, através de estudos palinológicos, para a Formação 
Irati é Kazaniano, Permiano Superior (Daemon & Quadros, 1970). 
 
5.2.1. Ambiente de Formação 
 
O ambiente de sedimentação da Formação Irati ainda é controverso 
entre os pesquisadores, não havendo um consenso entre os autores a respeito 
do cenário de sedimentação. Diversos estudos a este respeito foram realizados 
ao longo dos anos, com base na análise faciológica, nos dados de geoquímica 
orgânica e inorgânica, como vemos a seguir: 
Diversos autores (Northfleet et al., 1969; Rodrigues & Quadros, 1976; 
Cerqueira & Santos Neto, 1986 e 1990; Hachiro, 1991 e 1996; Santos Neto, 
1993; Santos Neto & Cerqueira, 1993; Mendonça Filho, 1994; Araújo et al., 
1996) propuseram para esta formação um ambiente marinho restrito, com 
salinidade variando entre normal (35.000 ppm de NaCl) a hipersalino com base 
na análise faciológica, no conteúdo fossilífero e em parâmetros de geoquímica 
orgânica e inorgânica. 
Já Felicíssimo (1940), Beurlen (1953), Padula (1968), Mezzalira (1971) e 
Timm (1996) baseados nos mesmos parâmetros de dados supracitados, 
inferiram o ambiente Irati como sendo marinho restrito transicional, portador de 
águas salobras a salina. 
No entanto, Schneider et al. (1974) propuseram para o Membro Taquaral 
que sua deposição ocorreu em um ambiente marinho de águas calmas, abaixo 
do nível das ondas. Enquanto que o Membro Assistência foi depositado sob um 
ambiente marinho de águas rasas, em condições de restrição da bacia, o que 
propiciou a deposição dos folhelhos pirobetuminosos associados a calcários, 
preferencialmente em áreas de plataforma, com restrições mais severas. 
Há também aqueles que colocam a deposição do Irati em um ambiente 
de águas doces ou salobras, com base na quase completa ausência de 
elementos diagnósticos marinhos, na análise faciológica, nos dados de 
palinologia, de geoquímica orgânica e de isótopos estáveis [(Mendes (1961), 
Mendes et al (1966), Amaral (1967 e 19710, Leipnitz (1981), Petri & Coimbra, 
 33
(1982), Burjack (1984), Da Silva & Cornford (1985), Picareili (1986), Marques-
Toigo (1988), Faure & Cole (1999)]. 
Araújo (2001) assim como Araújo et al. (2001) propuseram, a partir da 
expressão estratigráfica dos parâmetros de geoquímica orgânica e inorgânica, 
um ambiente salino de águas rasas com restrição da bacia. A concentração de 
salinidade derivou da subida lenta no nível do mar, propiciando a deposição do 
domínio carbonático. Já o domínio siliciclástico foi implantado, ainda segundo 
esses autores, pela subida acelerada do nível relativo do mar. 
Araújo (op cit) definiu também três associações regionais de litofácies 
pertencentes a domínios deposicionais diferenciados, quais sejam: rampa 
interna carbonática, rampa intermediária e rampa distal, que foram 
discriminadas pelo aumento crescente da lâmina d’água e pela progressiva 
perda de energia dos processos trativos de correntes (Figura 13, Tabela 1). As 
associações compõem uma arquitetura estratigráfica constituída 
exclusivamente por tratos de sistemas transgressivo e de mar alto, que 
caracterizam as seqüências deposicionais do Irati (SI1, SI2 e SI3). 
Até o desenvolvimento do sistema deposicional carbonático, no trato de 
sistema de mar alto da Seqüência Irati 1, dominam as litofácies siliciclásticas 
com fábrica sedimentar sem estrutura, denotando uma condição oxidante do 
ambiente deposicional. Os persistentes eventos de exposição subaérea e a 
acomodação de litofácies evaporíticas em uma área de 30000 km2, na porção 
setentrional da bacia acima do Arco de Ponta Grossa, constituem atributos 
sugestivos de que a progradação carbonática tenha ocorrido sob lenta subida 
relativa do nível do mar. 
Estima-se que nas fases de mar alto subseqüentes, das seqüências Irati 
2 e 3, um aumento relativo na taxa de criação do novo espaço de acomodação, 
presumível pelo desaparecimento das feições de exposição subaéreas nas 
áreas proximais, e pela menor progradação carbonática na porção meridional 
da bacia. Nas fases transgressivas das seqüências Irati 2 e 3, a subida 
acelerada do nível relativo do mar fez com que ocorresse uma diminuição do 
sistema deposicional carbonático na porção meridional da bacia, sobrepondo, 
assim, as litofácies siliciclásticascom fábrica laminada que indicam ambientes 
 34
anóxicos. Já na região setentrional, por sua vez, perdura a sedimentação 
recíproca carbonática-siliciclástica, caracterizada por um padrão de 
empilhamento com tendência agradacional, principalmente na Seqüência Irati 
3, denotando menor espaço de acomodação em relação a área sul. 
 35 
 
 36
ASSOCIAÇÃO 
DE LITOFÁCIES 
LITOLOGIA, TEXTURA E ESTRUTURA 
SEDIMENTAR 
AMBIENTE 
DEPOSICIONAL 
RAMPA INTERNA 
Brechas 
 
 
 
 
 
Monomítica, composta por clastos angulares e subangular (até 5 cm) de 
mudstone com estrutura laminada criptomicrobial (brecha criptomicrobial – 0,4 
a 1,6 m) e clastos de mudstone com estrutura grumosa (brecha carbonática – 
0,3 a 2 m), imersos em matriz de mudstone argiloso dolomitizado e silte 
quartzoso, contendo moldes de cristais de gipso / anidrita e calcedônia length-
slow 
Raso, com 
exposição 
subaérea 
episódica. 
 
 
Conglomerado/ 
wackestone/ 
folhelho 
 
 
 
 
Espessura máxima de 1,8 m, alterna conglomerado intraclástico 
(rudstone/floatstone – 1 a 15 cm), wackestone peloidal (1 a 10 cm), em parte 
com feições de dissolução e colapso, e folhelho com laminação paralela (1 a 
15 cm). Conglomerado com clastos de mudstone com estrutura grumosa, 
tabulares, arrendondados, imbricados, imersos em matriz de wackestone 
peloidal dolomitizado, estrutura grumosa, argiloso e síltico quatzoso, com 
laminação ondulada-lenticular. 
Raso, dominado 
por tempestades e 
exposição 
subaérea 
episódica. 
 
 
Mudstone 
deformado 
 
Mudstone dolomitizado, com estrutura grumosa, fábrica deformada (0,5 a 1,4 
m) 
 
Raso, com 
exposição 
subaérea eventual.
Gipso/anidrita 
 
Gipso maciço, hialino (1 a 10 cm) e anidrita laminada (1 a 6 cm) 
 
Evaporítico, salina 
perene. 
Mudstone 
Evaporítico 
 
Mudstone laminado (18m). Alterna lâminas com estrutura grumosa 
criptomicrobial e grumosa evaporítica (contendo micropseudomorfos de 
gipso) 
Restrito, salina 
perene, óxido. 
 
Ritmito mudstone 
evaporitico – 
folhelho 
Alternância de mudstone evaporítico laminado (1 a 25 cm) e folhelho, com 
laminação ondulada-lenticular (1 a 15 cm). Espessura máxima de 5,6 m. 
 
Restrito, salina 
perene, óxido. 
 
Mudstone – 
folhelho 
 
Alternância de mudstone dolomitizado, com estrutura homogênea (1 a 70 
cm), e a folhelho normal, com laminação ondulada-lenticular (1 a 35 cm). 
Espessura máxima de 7,3 m. 
Moderadamente 
raso, óxido 
 
RAMPA INTERMEDIÁRIA 
Grainstone – 
packstone/ 
wackestone 
 
 
 
Grainstone e packstone / wackestone (20 a 40 cm) bioclásticos a peloidal, 
laminados, com estratificação cruzada de baixo ângulo e onduladas 
truncadas. Ambos constituídos por fragmentos de carapaça de Liocaris e 
pelóides alinhados à laminação, contato superior gradacional, alternando-se à 
lâminas de mudstone dolomitizado, com estrutura grumosa e fábrica fenestral 
contendo dolomita e calcedônia lenght-slow. 
Moderadamente 
raso, atacado por 
tempestade. 
 
 
 
Ritmito carbonoso 
mudstone-folhelho 
(COT >1%) 
 
 
 
Mudstone ( ou marga carbonosa – 3 a 60 cm), laminado a incipientemente 
laminado, com estrutura grumosa a homogênea, fábrica fenestral 
dolomitizada e com pseudomorfos de gipso, alternado com folhelho 
carbonoso (1 a 50 cm), apresentando laminação planar e ondulada-lenticular. 
Contato abrupto entre camadas e ondulações de grande porte no topo dos 
mudstones. 
Moderadamente 
raso, estagnante / 
estratificado 
disóxido-anóxido. 
 
 
Mudstone e marga 
Carbonosos 
(COT >1%) 
Mudstone (0,5 a 2,1 m) e marga (0,2 a 1,6 cm), carbonosos, laminados a 
incipientemente laminados, com estruturas grumosa a homogênea e fábrica 
fenestral dolomitizada. 
Moderadamente 
raso, estagnante 
disóxido. 
RAMPA DISTAL 
Folhelho carbonoso 
(COT >1%) 
 
 
 
 
 
Folhelho preto (0,5 a 6,5 m), finamente laminado (< 0,5 mm) e espessamente 
laminado (> 0,5 mm), alternando lâminas escuras (argila e matéria orgânica) 
e claras (silte), com contato uniforme e irregular, sendo abrupto na base da 
lâmina siltosa e gradaciopnal no topo. Também espessamente laminado, com 
lâminas siltosas onduladas-lenticulares irregulares e contato de topo e base 
abrupto. Por último, com laminações cruzadas de baixo ângulo e ondulações 
truncadas. 
Estratificação, 
anóxido (abaixo do 
nível médio das 
ondas de 
tempestades). 
 
 
Folhelho normal 
 
 
 
 
Folhelho cinza escuro a claro (0,3 a 12,5 m), sem estratificação, em geral, 
fábrica homogênea, raros vestígios da laminação. Eventualmente gradando à 
marga e siltito, sem estratificação. 
 
 
Não-estratificado, 
óxido (abaixo do 
nível médio das 
ondas de 
tempestades). 
Tabela 1 – Resumo descritivos das litofácies descrita por Araújo, 2001 
 
 37
6. APRESENTAÇÃO DOS DADOS OBTIDOS 
 
6.1 – INTERVALO DE ESTUDO 
 
O intervalo estratigráfico abrangido por este estudo encontra-se inserido 
na Superseqüência Gondwana I (Milani, 1997; Milani et al., 1998). 
Litoestratigraficamente, situa-se no Grupo Passa Dois, que compreende as 
Formações Irati, Serra Alta, Teresina e Rio do Rasto (Figura 10). Destas, 
somente a primeira formação foi submetida a uma análise geoquímica mais 
detalhada. 
 
6.2 – CARACTERIZAÇÃO LITOLÓGICA DAS UNIDADES 
 
Neste item será feita uma descrição das unidades litológicas observadas 
nos testemunhos que foram utilizados nesta pesquisa (ANEXO I, II, III, IV e V). 
 O topo da Formação Palermo é constituído por arenitos finos/siltito com 
laminações de folhelho siltico, tornando-se mais argilosos na medida em que 
se aproxima do contato com a Formação Taquaral. 
O contato entre a Formação Irati e a Formação Palermo aparece de 
maneira transicional. Por isso, delimitar o contato entre estas unidades é bem 
difícil, visto que ocorre uma enorme similaridade na coloração das rochas 
(Figura 14). 
 Por sua vez, a Formação Irati é dividida em dois Membros: Taquaral e 
Assistência. O Membro Taquaral pode ser caracterizado por folhelhos de 
coloração cinza claro a escuro, laminado, com presença de melanterita. 
Ocorreu em alguns poços estudados características distintas neste membro: 
podemos citar a presença de bioturbação nos Poços FP-04-PR e FP-12-SP 
(Figura 15), assim como uma camada de carbonato de aproximadamente 15 
cm no folhelho do Poço FP-03-PR (Figura 16). 
O contato entre os membros Taquaral e Assistência dá-se na primeira 
aparição dos carbonatos (Figura 17). 
 
 38
 
 39 
 
 40 
 41
 
 
 42
O Membro Assistência pode ser caracterizado, suscitamente, por duas 
camadas de carbonato e duas camadas de folhelho pirobetuminoso. A sua 
fácies carbonática é representada por calcários e dolomitos. Os calcários, em 
geral de tonalidade cinza-clara a escura, apresentam espessuras 
diferenciadas, que variam de lâminas milimétricas até camadas de 1 a 2 
metros. Os dolomitos, com tonalidades que vão do creme ao cinza, aparecem 
em lâminas nas sucessões rítmicas com folhelhos pirobetuminosos. Estas 
camadas podem chegar até 3 metros de espessura. Estas camadas 
carbonáticas mostram características peculiares. A primeira apresenta-se 
brechada (Figura 18), exceção feita no poço FP-07-PR, onde esta encontra-se 
interlaminada, numa sucessão bem distinta de folhelho e carbonato, além de 
apresentar localmente sinais de escorregamento (Figura 19). Por sua vez a 
segunda camada de carbonato apresenta sucessões rítmicas entre folhelho e 
carbonato bem marcadas em todos os poços estudados (Figura 20). 
Já a fácies pelíticas do Membro Assistência é representada por camadas 
de folhelhos pirobetuminosos e folhelhos não-betuminosos. Os primeiros 
apresentam camadas bem distintas.A principal estrutura sedimentar 
encontrada nestes leitos, é a laminação plano-paralela (Figura 21). Já as 
camadas de folhelho não betuminoso apresentam-se menos laminadas, com 
coloração cinza mais claro e finas lâminas de folhelho síltico esverdeado. 
O contato entre a Formação Irati e a Formação Serra Alta também não é 
de fácil identificação, pois apesar dos folhelhos sílticos do Serra Alta 
apresentarem forma blocoidal e coloração cinza bem mais clara que os do Irati, 
estas características não são tão bem demarcadas nos testemunhos como o 
são nos afloramentos, visto que esta diferença de tonalidade não é vista com 
clareza nos primeiros (Figura 22). 
 
 43
 
 44 
 
 45 
 
 46 
 
 47
 
 48
6.3. ASSOCIAÇÃO DE LITOFÁCIES 
 
A partir das descrições litológicas dos testemunhos foram identificadas 
três associações de litofácies para a Formação Irati, são elas: associações de 
litofácies de rampa interna carbonática, rampa intermediária e rampa distal 
(Tabela 2). A definição destas litofácies foram primeiramente descritas por 
Araújo (2001) tomando por base tanto as descrições de testemunhos quanto as 
descrições de lâminas delgadas. 
A associação de litofácies de rampa interna foi interpretada relaciona-se 
a ambientes de águas rasas, submetidos a quedas relativas do nível do mar, 
causando exposição subaérea (Araújo, 2001). Este ambiente está relacionado 
as brechas carbonáticas referentes a base da sedimentação do Membro 
Assistência. 
A associação de litofácies de rampa intermediária predominam as 
litofácies mistas, que inclui a alternância de estratos carbonáticos e siliclásticos. 
Este ambiente é caracterizado pela ritimicidade entre carbonato e folhelho 
encontrado na segunda camada de carbonato do membro Assistência, onde a 
deposição dos folhelhos sugerem a deposição em ambiente de baixa energia. 
A associação de litofácies de rampa distal se caracterizam pela 
presença dos folhelhos normais do Membro Taquaral e dos folhelhos 
pirobetuminosos do Membro Assistência. A predomínio dos folhelhos neste 
sistema deposicional reflete a baixa energia das correntes do ambiente. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 49
ASSOCIAÇÃO 
DE LITOFÁCIES 
AMBIENTE 
DEPOSICIONAL 
Araújo (2001) Neste trabalho (Souza, 2004) Araújo (2001) 
RAMPA INTERNA 
Brechas 
 
 
Carbonato intercalado com folhelho, com 
aparência brechada e coloração creme a 
cinza 
Raso, com exposição subaérea 
episódica. 
 
Conglomerado/wackestone/ 
folhelho 
_________________ Raso, dominado por tempestades e 
exposição subaérea episódica. 
Mudstone deformado 
 
_________________ Raso, com exposição subaérea 
eventual. 
Gipso/anidrita _________________ Evaporítico, salina perene. 
Mudstone Evaporítico _________________ Restrito, salina perene, óxido. 
Ritmito mudstone 
evaporitico – folhelho 
_________________ Restrito, salina perene, óxido. 
 
Mudstone – folhelho _________________ Moderadamente raso, óxido 
RAMPA INTERMEDIÁRIA 
Grainstone –packstone/ 
wackestone 
_________________ Moderadamente raso, atacado por 
tempestade. 
 
Ritmito carbonoso 
mudstone-folhelho 
(COT >1%) 
Ritimicidade entre folhelho e carbonato, com 
laminação plano-paralela 
Moderadamente raso, estagnante / 
estratificado disóxido-anóxido. 
 
Mudstone e marga 
Carbonosos 
(COT >1%) 
_________________ Moderadamente raso, estagnante 
disóxido. 
 
RAMPA DISTAL 
Folhelho carbonoso 
(COT >1%) 
 
Folhelho cinza escuro a preto, com laminação 
plano paralela 
Estratificação, anóxido (abaixo do 
nível médio das ondas de 
tempestades). 
Folhelho normal 
 
 
Folhelho cinza claro a escuro com laminação 
plano paralela incipiente 
Não-estratificado, óxido (abaixo do 
nível médio das ondas de 
tempestades). 
Tabela 2 - Resumo descritivos das litofácies encontradas com base nas descritas por 
Araújo, 2001 
 
 50
7. INTERPRETAÇÃO DOS RESULTADOS OBTIDOS 
 
 Neste capítulo serão apresentadas as interpretações dos resultados 
geoquímicos de Carbono orgânico total (COT), Enxofre total e resíduo insolúvel 
(RI) das amostras coletadas para este trabalho, assim como a integração dos 
dados de COT, resíduo insolúvel e pirólise Rock-Eval derivados dos trabalhos 
de Souza (2001), Araújo (2001) e Silva (2002). 
 
7.1 – ESTRATIGRAFIA QUÍMICA 
 
Através dos dados de Carbono orgânico total, Enxofre total e resíduo 
insolúvel foram definidas, para a Formação Irati, oito unidades quimio-
estratigráficas, sendo denominadas, da base para o topo, de A e B, 
representando o Membro Taquaral, e 1, C, D, E, 2 e F, representando o 
Membro Assistência (Figuras 23, 24, 25, 26 e 27). 
A Unidade Quimio-estratigráfica A é caracterizada por valores de 
carbono orgânico total variando entre 0,2 a 0,5%. Contudo, o seu topo é 
marcado por uma subida abrupta nos valores de COT, da ordem de 1,5% 
(Figuras 28, 29, 30 e 31). Os teores de Enxofre total são muito baixos, variando 
entre 0,1 e a 0,5%, com exceção de alguns valores anômalos que alcançam a 
marca de 2,5% (Figura 24 e 25). Já os valores de resíduo insolúvel 
demonstraram uma grande homogeneidade em sua distribuição, sendo estes 
da ordem de 82 a 87% (Figuras 23, 24, 25, 26 e 27). Esta unidade representa a 
base do Membro Taquaral e é caracterizada por folhelhos não-betuminosos de 
coloração cinza mais escura que os folhelhos da Formação Palermo (vide 
Figura 32). Essa diferença sutil na coloração dessas unidades litoestratigráficas 
é evidenciada na sutil subida dos dados de carbono orgânico (Figuras 28, 29, 
30 e 31). 
A Unidade Quimio-estratigráfica B é representada, também, por 
valores de COT, em sua maioria, inferiores a 1%. Contudo a base desta 
unidade é marcada por uma diminuição gradativa nos valores de carbono 
orgânico, de 1,5% no topo da unidade A, para valores de até 0,4%, 
 51
permanecendo com uma variação homogênea entre 0,4 a 0,6% ao longo deste 
intervalo (Figuras 28, 29, 30 e 31). Os teores de Enxofre continuam baixos, 
variando entre 0,1 a 0,5% e os teores de resíduo insolúvel continuam 
mostrando uma homogeneidade em seus valores, situando-se entre 80 a 85% 
(Figura 23, 24, 25, 26 e 27). Esta unidade, como a anterior, é constituída por 
folhelhos não-betuminosos, caracterizando o topo do Membro Taquaral (Figura 
32) 
O contato entre as unidades quimio-estratigráficas A e B pode ser 
interpretado como a superfície de inundação máxima do Membro Taquaral, 
onde o trato de sistema transgressivo é representado pela primeira e o trato de 
sistema de mar alto pela unidade quimio-estratigráfica B (Figuras 28, 29, 30 e 
31). 
A diferenciação entre os membros Taquaral e Assistência é bem 
marcada pela rápida diminuição dos valores de resíduo insolúvel. O contato 
entre eles marcado na primeira camada de carbonato. 
A Unidade Quimio-estratigráfica 1 possui teores de COT superiores 
aos observados nas unidades anteriores. A base desta unidade é marcada por 
uma subida brusca nos valores de Carbono orgânico. Contudo, esta unidade é 
melhor caracterizada a partir dos dados de resíduo insolúvel, sendo a base e o 
topo bem delimitados por baixos valores do mesmo, que variam entre 15 a 
70%. Os teores de Enxofre continuam apresentando valores inferiores a 1%, 
com exceção do Poço FP-07-PR, onde este intervalo chega a alcançar teores 
de até 2,5% (Figuras 23, 24, 25, 26 e 27). Esta unidade representa o primeiro 
intervalo de calcários do Membro Assistência, que é caracterizada por 
carbonatos brechados de coloração creme (Figura 32), com exceção, 
novamente, ao poço FP-07-PR, onde esta camada apresenta uma intercalação 
entre carbonatoe folhelho, com sinais de escorregamento. Os valores mais 
elevados de enxofre são encontrados nos folhelhos. 
 
 
 
 
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A Unidade Quimio-estratigráfica C é caracterizada pelos valores de 
carbono orgânico que variam entre 2 a 7%. Os teores de enxofre continuam 
inferiores a 1%; contudo observa-se no poço FP-07-PR (Figura 26) valores de 
até 3%. Com relação aos teores de resíduo insolúvel, voltamos a observar uma 
leve homogeneidade e um aumento nos valores, chegando a 80%. Esta 
unidade é formada por folhelhos não-betuminoso (Figura 32). 
A Unidade Quimio-estratigráfica D é melhor caracterizada pelos 
elevados teores de carbono orgânico, chegando até 24% no poço FP-07-PR 
(Figura 26) e aproximadamente 12 % nos demais poços (Figuras 23, 24, 25, 26 
e 27). A base e o topo desta unidade são delimitados por uma subida e uma 
descida abrupta, respectivamente, dos valores de COT. Os teores de Enxofre 
alcançam valores elevados, entre 1 a 7%, ainda não observados nas outras 
unidades quimio-estratigráficas. Observa-se teor de resíduo insolúvel da ordem 
de 90%. Esta unidade representa a primeira camada de folhelho 
pirobetuminoso do Membro Assistência (Figura 32). Estes folhelhos 
apresentam coloração cinza escuro e contém nódulos de pirita. 
A Unidade Quimio-estratigráfica E contrasta com a unidade anterior 
por seus baixos valores de Carbono orgânico e de Enxofre (Figuras 23, 24, 25, 
26 e 27). Esta unidade é representada por folhelhos não-betuminosos, embora 
possuam características visuais semelhantes aos pirobetuminosos (Figura 32). 
Entretanto são quimicamente bastante diferentes. 
A Unidade Quimio-estratigráfica 2 representa o segundo intervalo de 
carbonatos, que é caracterizado pela intercalação entre lâminas de folhelhos e 
carbonatos. Esta ritimicidade é responsável por este padrão cerrilhado 
observado nos perfis, sendo que a queda nos valores de resíduo insolúvel e 
carbono orgânico indicam as camadas de carbonato e a subida as camadas de 
folhelho (Figura 32). Estas características são similares às observadas na 
Unidade Quimio-estratigráfica 1. 
A Unidade Quimio-estratigráfica F apresenta valores elevados de 
Carbono orgânico e de Enxofre ao passo que os valores de resíduo insolúvel 
são baixos, características semelhantes ao intervalo D. Todos os poços 
possuem valor máximo de carbono orgânico nesta unidade, com exceção do 
 63
poço FP-07-PR, que apresenta valor máximo na Unidade Quimio-estratigráfica 
D (Figuras 23, 24, 25, 26 e 27). Esta unidade representa a segunda camada de 
folhelho pirobetuminoso e, conseqüentemente, o topo do Membro Assistência. 
Estes folhelhos, como os da Unidade Quimio-estratigráfica D, possuem 
coloração cinza escuro e nódulos de pirita (Figura 32). 
 
7.2. AVALIAÇÃO DA MATÉRIA ORGÂNICA 
 
 Neste item serão apresentados e discutidos os dados de pirólise “Rock-
eval”. Para tanto, se faz necessária uma breve explicação a respeito deste 
método de estudo da matéria orgânica. 
 
7.2.1. Generalidades 
 
A análise de Pirólise “Rock-eval” corresponde ao método físico-químico 
mais usado para caracterizar os tipos de querogênios e também fornecer os 
seus respectivos potenciais de geração. A utilização dos dados de pirólise 
(picos S2 e S3) com aqueles de carbono orgânico (COT) permite calcular os 
valores dos índices de hidrogênio (IH = S2/COT x 100) e de oxigênio (IO = 
S3/COT x 100). Colocando estes dados num diagrama tipo “Van Krevelen” é 
possível diferenciar os tipos básicos de querogênios (Figura 33) (Espitalié et 
al., 1985). 
Por outro lado, também é possível fazer uma avaliação semiquantitativa 
do potencial gerador da matéria orgânica presente em cada amostra de rocha, 
utilizando-se os valores de IH (mgHC/g COT) e do pico S2 (mg HC/g rocha). As 
escalas sugeridas para cada um dos casos são as seguintes (Espitalié et al., 
1985). 
IH < 200 MG HC/g COT = potencial para gás 
 200 – 300 = potencial para gás e condensado 
 > 300 = potencial para óleo 
S2 < 2,0 mg HC/g rocha = baixo potencial gerador 
 2,0 – 5,0 = moderado potencial gerador 
 5,0 – 10 = bom potencial gerador 
 > 10 = excelente potencial gerador 
 
 64 
 65
7.2.2. Interpretação dos dados de Pirólise Rock-Eval 
 
 Pode-se observar no gráfico que relaciona o índice de hidrogênio (IH) 
com a profundidade (Figura 34, 35 e 36), que as camadas de folhelho liberam 
um conteúdo maior de hidrocarbonetos que as demais camadas, sendo a 
primeira camada de folhelhos betuminosos mais rica em COT e com índice de 
hidrogênio mais elevado do que a segunda. 
 Os dados dos gráficos do índice de hidrogênio versus Carbono orgânico 
(Figuras 37, 38 e 39) revelam que as condições de preservação da matéria 
orgânica aumentam conforme aumentam os teores de carbono orgânico. Os 
dados de índice de Hidrogênio versus Carbono orgânico, no poço SMS-M-PR 
(Figura 38) revelam que as condições de preservação da matéria orgânica 
aumentam quando os teores de carbono orgânico estão entre 1 e 5% e 
estabilizam-se, chegando ao máximo da preservação (máximo valores de IH), 
com teores de COT acima de 5%. No poço HV-44-RS (Figura 39) os valores 
de IH não estabilizam, mas mudam de inclinação para valores de COT acima 
de 4%. Já no poço PL-13-SP (Figura 37) observa-se um aumento dos valores 
de IH sem que haja um aumento proporcional nos valores de Carbono 
orgânico. Isso ocorre na porção norte da bacia, onde há um aumento de 
carbonatos na Formação Irati. 
 Estas conclusões sugerem mudanças bastante acentuadas durante a 
deposição da Formação Irati, passando de um ambiente oxidante quando os 
valores de carbono orgânico e do índice de hidrogênio são mais baixos, a 
acentuadamente redutor, quando os valores são mais elevados. 
 Nos poços SMS-M-PR e HV-44-RS (Figuras 38 e 39) foram constatados 
os valores mais elevados de S2, indicando um melhor potencial gerador (S2) em 
relação aos demais poços analisados. No geral, a relação entre os teores de 
COT e os valores de S2 mostram que a liberação de hidrocarbonetos por peso 
de rocha (valores de S2) apresenta um aumento linear, sendo mais elevados 
nas camadas de folhelhos betuminosos. 
 
 
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 Os altos valores do índice de Hidrogênio nos níveis betuminosos (Figura 
34, 35 e 36) indicam que a evolução térmica da matéria orgânica foi muito 
baixa. Isto possibilita, industrialmente, a geração de óleo e gás através do 
fornecimento de temperatura, em atmosfera inerte, necessária para a 
transformação do folhelho pirobetuminoso em “óleo de folhelho”. Este processo 
é desenvolvido pela Petrobras na região de São Mateus do Sul, Paraná 
(Capítulo 2). 
 No diagrama de Van Krevelen (IO x IH) as amostras dos poços SMS-M-
PR e PL-13-SP ficam posicionadas na área correspondente a matéria orgânica 
do tipo I e II. Já as amostras do poço HV-44-RS (Figura 39) concentram-se na 
área que corresponde a uma concentração a matéria orgânica tipo III e IV, isso 
ocorre devido a proximidade de um dique de diabásio. 
 
7.3. DADOS GEOQUÍMICOS APLICADOS A ESTRATIGRAFIA DE 
SEQÜÊNCIAS 
 
Através da integração dos dados geoquímicos, foi possível identificar a 
presença de três seqüências deposicionais de 3ª ordem (< 10Ma; Vail et al., 
1991), que foram nomeadas como Seqüências 1, 2 e 3 conforme sua ordem de 
aparecimento (Figura 40). 
A Seqüência 1 começa na base da Formação Irati, pela deposição dos 
folhelhos não-betuminosos, com valores de COT em torno de 0,3%, 
constituindoo trato de sistema transgressivo (TST). Um aumento bem 
diferenciável dos valores de COT caracteriza a superfície de inundação 
máxima desta seqüência (Figura 40), que constitui o “datum” das seções das 
figuras 40 e 41. Em seguida, ocorre a deposição de folhelhos não-betuminosos 
com valores de COT decrescendo da base para o topo (variando entre 0,6 a 
0,2), que juntamente com a deposição da primeira camada de carbonato, do 
Membro Assistência, com teores de resíduo insolúvel variando entre 15 a 70% 
(Figura 41), representa o trato de sistema de mar alto (TSMA). Os valores 
baixos de carbono orgânico, do Membro Taquaral, indicam um ambiente 
essencialmente oxidante, inadequado a preservação da matéria orgânica. 
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 75
A Seqüência 2 inicia com a deposição de folhelhos, marcando o início de 
um novo TST. Estes folhelhos são caracterizados pelos teores crescentes de 
carbono orgânico para o topo, com valores variando entre 3 a 25%. A 
superfície de inundação máxima (SIM), é reconhecida no ponto de maior teor 
de carbono orgânico observado nesta seqüência (Figura 40). A partir da SIM, 
os teores de Carbono orgânico diminuem rapidamente nos folhelhos, 
representando o início do trato de sistema de mar alto (TSMA) da seqüência 2. 
O limite de seqüência é colocado no topo da segunda camada de calcário, 
reconhecida pelos seus baixos valores de resíduo insolúvel (Figura 41). 
A deposição dos folhelhos no trato de sistema transgressivo indica um 
ambiente gradativamente anóxico, perfeito para a preservação de matéria 
orgânica. 
A base da Seqüência 3 é também marcada pela deposição de folhelhos, 
caracterizando uma nova transgressão marinha (Trato de sistema 
transgressivo, TST) e um novo aumento no conteúdo de carbono orgânico, 
como observado na seqüência 2 (Figura 40). Segue-se a SIM, que igualmente 
à seqüência anterior, foi marcada no ponto de maior teor de Carbono orgânico. 
A partir da SIM é constatada novamente o trato de sistema de mar alto com a 
deposição dos folhelhos não-betuminosos e com baixos teores de carbono 
orgânico da Formação Serra Alta. 
A camada de folhelho desta seqüência, como a presente na seqüência 
2, apresenta características litológicas semelhantes. No entanto, quando as 
comparamos quimicamente, a primeira encontra-se mais enriquecida em 
carbono orgânico na porção sul da bacia e a segunda na porção norte (Figura 
42). 
 
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 77
9. CONCLUSÔES 
 
Baseado nas análises de estratigrafia química e de estratigrafia de 
seqüência da Formação Irati na borda leste da Bacia do Paraná chegou-se as 
seguintes conclusões: 
 
• Através da descrição litológica das unidades litoestratigráficas foi 
possível identificar três associações de litofácies a saber: associação de 
litofácies de rampa interna carbonática, rampa intermediária e rampa 
distal. A primeira é marcada pela deposição das brechas carbonáticas, as 
de rampa intermediária é marcada pela sucessão rítimica entre folhelho e 
carbonato e a associação litofácies de rampa interna pela deposição dos 
folhelhos pirobetuminos e dos folhelhos normais. 
• Através dos dados de Carbono orgânico total, Enxofre total e resíduo 
insolúvel definiu-se, para a Formação Irati, oito unidades quimio-
estratigráficas, que foram correlacionadas em todos os poços estudados. 
• Nas amostras coletadas, os maiores teores de carbono orgânico 
encontram-se nas camadas de folhelhos do Membro Assistência, sendo 
que a primeira camada de folhelho betuminoso é mais enriquecida que a 
segunda na porção sul da bacia. A partir da região Sul do Estado do 
Paraná em direção ao norte da bacia esta situação se inverte. 
• As variações bruscas nos dados de Carbono orgânico e do índice de 
hidrogênio, na Formação Irati, sugerem mudanças bastante acentuadas 
durante a deposição, passando de um ambiente oxidante, quando estes 
valores são muito baixos, para um ambiente redutor, nos intervalos onde 
os valores são mais elevados. 
• Os altos valores de Carbono orgânico, enxofre e no índice de Hidrogênio 
demonstram que as camadas de folhelhos pirobetuminosos foram 
formadas em um ambiente anóxico. 
• Os elevados valores do índice de Hidrogênio nos níveis betuminosos 
indicam que a evolução térmica da matéria orgânica foi muito baixa, 
possibilitando, industrialmente, a geração de óleo e gás através do 
 78
fornecimento de temperatura necessária para a transformação do folhelho 
pirobetuminoso em “óleo de folhelho”. 
• No diagrama de Van Krevelen (IO x IH) as amostras concentram-se na 
área correspondente a matéria orgânica do tipo I e II. Contudo a 
proximidade do poço HV-44-RS (Figura 39) de um dique de diabásio 
desloca as amostras para o campo de matéria orgânica dos tipos III e IV. 
• Distinguiram-se 3 seqüências deposicionais, marcadas pela deposição 
dos folhelhos e dos carbonatos. Cada seqüência inicia com a deposição 
de folhelhos, marcando o início de um trato de sistema transgressivo 
(TST). Estes folhelhos são caracterizados pelos teores crescentes de 
carbono orgânico para o topo, onde é marcada a superfície de inundação 
máxima (SIM), que separa os folhelhos do TST daqueles do trato de 
sistema de mar alto (TSMA). A partir da SIM os teores de carbono 
orgânico diminuem rapidamente, representando o início do trato de 
sistema de mar alto. Os limites de seqüência foram colocados no topo das 
camadas de calcário, reconhecidas pelos seus baixos valores de resíduo 
insolúvel. 
 
 
 
 
 
 
 
 79
10. REFERÊNCIAS BIBLIOGRAFICAS 
 
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