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1 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. 2 3 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. 4 5 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). 6 7 8 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). 9 10 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. 11 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 12 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 13 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. 14 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 15 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. 16 17 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 18 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. 19 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. 20 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, 21 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. 22 23 24 25 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). 26 27 28 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. 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 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. 66 67 68 69 70 71 72 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. 73 74 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). 76 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 Ö AMARAL, S.E. (1967). 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