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2 
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO 
 
A evolução da Bacia do Paraná está estreitamente relacionada com as orogenias 
paleozóicas, ligadas ao Ciclo Brasiliano, ocorridas durante o estabelecimento do Gondwana 
e, mais tarde, pela abertura do Atlântico Sul. Durante todo o Paleozóico a bacia esteve 
localizada na porção oeste do Gondwana ocidental, o que possibilitou diversas 
transgressões marinhas do proto-oceano Pacífico. Essas transgressões freqüentemente 
permitiram a deposição de sedimentos ricos em matéria orgânica. 
A deposição da Formação Irati ocorreu na Bacia do Paraná, na transição do 
Permiano Inferior para o Permiano Superior, como resposta a três ciclos de 4ª ordem de 
variação do nível do mar (Araújo, 2001). As seqüências deposicionais da Formação Irati 
são caracterizadas por terem sido depositadas exclusivamente em tratos de sistemas de 
transgressivo e de mar alto com a interação de sistemas carbonático e siliciclástico. 
As rochas do Permiano são muito importantes para óleo e gás, pois nelas 
encontram-se bons reservatórios, camadas de carvão e folhelho betuminoso. Diversas 
ocorrências subcomerciais de óleo estão relacionadas à geração na Formação Irati, sendo 
esta formação integrante de um dos sistemas petrolíferos da Bacia do Paraná. 
O presente estudo teve por objetivos analisar a Formação Irati na região sul da 
Bacia do Paraná, em termos de geoquímica orgânica, a fim de identificar intervalos 
potencialmente geradores de óleo e utilizar a estratigrafia química para a identificação de 
unidades quimioestratigráficas, visando uma correlação mais detalhada entre os poços 
analisados. Outro ponto importante é a possibilidade desta pesquisa contribuir para o 
conhecimento geoquímico da Formação Irati na região sul da bacia e permitir, no futuro, o 
direcionamento da exploração de petróleo e gás para aqueles intervalos geradores que 
sejam mais importantes. 
 
 
 3 
1.1. Área de estudo 
 
 A área de estudo situa-se na região sul da Bacia do Paraná, no estado do Rio Grande 
do Sul. Foram utilizados testemunhos dos poços (HV-39-RS, HV-31-RS e SC-20-RS) 
perfurados pela CPRM no “Projeto Borda Leste da Bacia do Paraná: Integração Geológica 
e Avaliação Econômica”. A localização dos poços pode ser visualizada na Figura 1.1. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1.1 – Localização dos poços estudados 
 Poço estudado 
 
 4 
CAPÍTULO 2 – BACIA DO PARANÁ 
 
2.1 - Aspectos gerais 
 
A Bacia do Paraná é uma ampla bacia intracratônica com formato alongado na 
direção NNE-SSW (1.750 km de comprimento e 900 km de largura), tendo registro de 
rochas sedimentares e vulcânicas de idades que variam do Ordoviciano ao Cretáceo. 
Abrangendo uma área de aproximadamente 1.600.000 km ², esta bacia se localiza na 
porção S-SE do território brasileiro (Figura 2.1), compreendendo os estados de Mato 
Grosso, Mato Grosso do Sul, Goiás, São Paulo, Paraná, Santa Catarina e Rio Grande do 
Sul. Estende-se ainda pelos territórios da Argentina e Paraguai, onde recebe o nome de 
Bacia do Chaco-Paraná (Zalán et al., 1990) ainda pelo 
 Uruguai. 
Os limites da referida bacia são dados à norte pelo Arco de Goiânia / Alto Parnaíba, 
à noroeste pelo cinturão de dobramentos Paraguai-Araguaia, à nordeste pela flexura de 
Goiânia, à oeste pelo Arco de Assunção , à leste pelo Arco de Ponta Grossa e à sul pelo 
Arco do Rio Grande. 
 5 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.1 – Mapa de localização da Bacia do Paraná (modificado de Zalán et al, 1990) 
 
 6 
 
 Figura 2.2 – Mapa mostrando as 
principais estruturas da bacia. Os 
lineamentos apresentam as direções 
preferenciais NW-SE, NE-SW e E-W 
(Zalán et al, 1990) 
 
 
2.2 - Arcabouço estrutural 
 
De acordo com Zalán et al. (1990) a estruturação da bacia está relacionada com o 
fim do Ciclo Brasiliano, sendo em sua maior parte, controlada por direções herdados do 
embasamento, representados por falhas ou zonas de falhas. Os lineamentos encontram-se 
distribuídos em duas direções principais (Figura 2.2). O primeiro com direção NW-SE, que 
formam extensas zonas de falhas, vêm sendo considerado como responsável pela 
delimitação dos depocentros formados durante a evolução da bacia. O outro conjunto com 
direção NE-SW é representado por zonas de fraqueza reativadas durante a evolução da 
bacia, estando intimamente relacionadas com o arcabouço tectônico das faixas móveis 
Ribeira e Dom Feliciano. Um terceiro grupo de estruturas com direção E-W é o menos 
compreendido. Zalán et al (op. cit.) acreditam que estes lineamentos datam do triássico e 
estejam relacionados com o desenvolvimento do Atlântico Sul. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
A compreensão mais detalhada do arcabouço estrutural do embasamento de uma 
bacia sedimentar é de extrema importância para se interpretar corretamente a sua evolução 
tectono-estratigráfica. 
 7 
2.3 - Evolução tectono-estratigráfica 
 
A análise tectono-estratigráfica de uma bacia é primordial para se decifrar a sua 
história geológica. Para tanto, se faz necessária a utilização de curvas de subsidência do 
substrato juntamente com os outros atributos da bacia. 
Para que se tenha a acumulação e preservação de espessas camadas de sedimentos 
em uma determinada bacia é preciso que ocorra a subsidência tectônica da superfície 
terrestre, que pode ocorrer por uma combinação de fenômenos relacionados à isostasia, à 
contração térmica da litosfera e à flexura litosférica por sobrecarga. 
Apesar de a Bacia do Paraná ser muito estudada sob vários aspectos, ainda existem 
pontos incertos no que diz respeito a sua origem, principalmente em relação aos modelos 
propostos para os mecanismos de subsidência. 
Diversas hipóteses já foram estabelecidas para a sua origem, entretanto muitas delas 
são controversas. De acordo com Fúlfaro et al. (1982) a subsidência mecânica serviu como 
condutora do processo inicial de formação da bacia, sendo controlada por riftes abortados, 
possibilitando a implantação da bacia na Plataforma Sul-Americana, em um embasamento 
consolidado no Cambro-Ordoviciano. Já Milani (1997) acredita que a depressão crustal foi 
causada por uma subsidência mecânica inicial controlada pela propagação na placa sul-
americana das orogenias pré-andinas, que propiciaram a reativação de lineamentos SW-NE 
do embasamento. 
 No entanto, é evidente o senso comum de que a evolução desta bacia está 
estreitamente relacionada com as orogenias paleozóicas, ligadas ao Ciclo Brasiliano, 
ocorridas durante o estabelecimento do Gondwana e, mais tarde, pela abertura do Atlântico 
Sul. 
 De acordo com Zalán et al (1990) a bacia se formou por um estiramento crustal e a 
sedimentação da bacia representa a superposição de três bacias diferentes, cujas geometrias 
e limites variam de uma para a outra, em decorrência do movimento das placas que 
conduziu a evolução do Gondwana no tempo geológico. Estas bacias representariam três 
fases de subsidência: a primeira foi responsável pela deposição da seqüência siluro-
devoniana em um golfo aberto para o paleo-Oceano Pacífico; a segunda representa a 
 8 
seqüência permocarbonífera desenvolvida em um mar interior e a terceira seria a juro-
cretácea quando ocorreu a fase de erupção de lavas. 
Já segundo Milani (op. cit.), a existência de diferentes unidades geotectônicas que 
compõem o substrato da sinéclise e de zonas de fraqueza limitando tais blocos justapostos, 
diz respeito ao comportamento heterogêneo da crosta sob abacia diante aos campos 
tensionais diversos a que foi submetida. Isto refletiria uma compartimentação da bacia em 
termos de taxas de subsidência durante a sua história. 
O registro total da Bacia do Paraná inclui estratos que se distribuem do Neo-
Ordoviciano (± 450 Ma) ao Neocretáceo (± 65 Ma), compondo uma unidade estratigráfica 
de 1ª ordem. A bacia não possui um registro deposicional contínuo e sim um conjunto de 
supersequências, ou seja, uma sucessão de unidades de 2ª ordem distribuídas de modo 
descontínuo ao longo de 385 Ma. Estas unidades são designadas por Milani (1997) como: 
Supersequência Rio Ivaí (Caradociano-Landoveriano: 450 Ma a 428 Ma), Supersequência 
Paraná (Lockoviano-Frasniano: 410 Ma a 365 Ma), Supersequência Gondwana I 
(Westphaliano-Scythiano: 310 Ma a 245 Ma), Supersequência Gondwana II (Neo-
Anisiano-Eonoriano: 237 Ma a 218 Ma), Supersequência Gondwana III (Neojurássico-
Barriasiano: 150 Ma a 128 Ma) e Supersequência Bauru (Aptiano-Maastrichtiano: 115 Ma 
a 65 Ma). As Supersequências são mostradas na Figura 2.3. 
 O primeiro ciclo de sedimentação está representado pela Supersequência Rio Ivaí 
com depósitos que datam do Neo-ordoviciano/Eosiluriano e retratam o primeiro ciclo 
transgressivo-regressivo de 2ª ordem da referida bacia. Sobre este primeiro ciclo de 
sedimentação depositou-se o pacote devoniano (Supersequência Paraná), representado por 
depósitos fluviais arenosos da Formação Furnas, que gradam para os depósitos neríticos da 
Formação Ponta Grossa eminentemente pelíticos. 
 Após um longo período de não-deposição (equivalente ao Mississipiano) reiniciou-
se o processo de deposição na bacia, já no Pensilvaniano, e que se estendeu até o 
Eotriássico (Supersequência Gondwana I). A deposição destes sedimentos está relacionada 
a uma seqüência transgressiva-regressiva, referente ao Grupo Itararé e das formações Rio 
Bonito, Palermo, Irati, Serra Alta, Teresina, Rio do Rastro e Pirambóia. 
 A Supersequência Gondwana II corresponde a Formação Santa Maria que é 
formada por arenitos e folhelhos. 
 9 
 Já no período juro-cretáceo ocorreu a deposição dos sistemas eólico-fluviais da 
Formação Botucatu, sem influência marinha (Supersequência Gondwana III). Em seguida, 
com a quebra do Gondwana, sobreveio o grande derrame basáltico da Formação Serra 
Geral no início do Cretáceo. Por último, depositaram-se sobre as lavas, os sedimentos 
continentais do Grupo Bauru (Supersequência Bauru). 
 O mapa geológico da Bacia do Paraná com as Supersequências definidas por 
Milani, op. cit., é mostrado na Figura 2.4. 
 10 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.3 - Carta estratigráfica da Bacia do Paraná (Milani, 1997). 
 11 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.4 - Mapa geológico simplificado da Bacia do Paraná, com referências geográficas e 
profundidade do embasamento ( extraído de Milani et al, 1997). 
 12 
CAPÍTULO 3 - FORMAÇÃO IRATI 
 
3.1 - Aspectos gerais 
 
A Formação Irati corresponde à parte basal do Grupo Passa Dois e insere-se na 
Supersequência Gondwana I. Esta unidade representa a fase transgressiva do maior ciclo 
transgressivo-regressivo ocorrido no final do Paleozóico. Este ciclo inclui as orogenias 
Chárnica, relacionada ao Terreno Chilenia e Sanrafaélica ou Cabo-la Ventana, associada ao 
Terreno da Patagônia, ocorridas durante o Permiano (Figura 3.1). 
 
 
 
 
Figura 3.1 – Arcabouço tectono-sedimentar do Gondwana sul-ocidental para o Permiano, quando a 
região era submetida ao campo de tensões ligados à Orogenia Sanrafaélica (Araújo, 2001). 
 
 13 
Esta formação está cronoestratigraficamente situada no Permiano Superior e registra o 
máximo da inundação no final do Paleozóico da Bacia do Paraná (Figura 3.2). 
 
 
 
 
3.2 -Estratigrafia 
 
A sedimentação da Formação Irati é conduzida pela interação de sistemas 
deposicionais carbonáticos e siliciclásticos, desenvolvida em uma paleofisiografia com 
geometria em rampa de direção NE-SW, com inclinação regional suave (Figura 3.3). Este 
tipo de bacia apresenta em geral, dimensões excepcionalmente grandes, rampas com 
mergulho muito suave, linhas de tempo praticamente horizontais, e tem uma história 
evolutiva que compreende longos períodos de lenta acumulação de sedimentos, 
intercalados a longos períodos de soerguimento e amplas erosões. 
Figura 3.2 -Carta cronoestratigráfica da Bacia do Paraná (modificado de Zalán et al., 1990) 
mostrando o grande ciclo transgressivo no qual se encontra a Formação Irati. Abreviações: S. 
Alta =Serra Alta; Corumb. = Corumbataí; Teres. = Teresina; R. do Rastro = Rio do Rastro ;C = 
Carbonífero; .P = Permiano; Tr = Triássico; R = Rise; F = Fall. 
 14 
 
Figura 3.3 – Subsidência tectônica do embasamento no intervalo temporal entre 290 (limite P-C) e 
260 Ma (nível de máxima inundação da Supersequência Gondwana I). Observar a geometria da 
rampa basculada para sudoeste assumida pela bacia neste período (Milani, 1997). 
 15 
 
Segundo Schneider et al. (1974), a Formação Irati pode ser subdividida em dois 
membros: Taquaral e Assistência. Esta subdivisão é passível de ser efetuada praticamente 
em toda a Bacia do Paraná. 
A porção basal da formação é representada pelo Membro Taquaral, que consiste de 
siltitos e folhelhos cinza claros, físseis ou com laminação paralela, representando, segundo 
Schneider et al. (op. cit.), deposição em ambiente marinho de águas calmas, abaixo do nível 
das ondas. 
O Membro Assistência é constituído por folhelhos cinza escuros, nos quais se 
intercalam folhelhos pretos pirobetuminosos associados a horizontes de calcários creme e 
cinza escuros, por vezes dolomíticos, e situados na parte superior da Formação Irati. Seu 
conteúdo fossilífero compreende os répteis Mesosaurus Brasiliensis e Stereosternum 
Tumidum, restos de vegetais, de peixes e de crustáceos, além de palimorfos. 
A Formação Irati mostra normalmente contato transicional com a Formação Serra 
Alta que lhe sobrepõe e com a Formação Palermo, que lhe é subjacente. Entre os seus 
membros o contato é concordante. 
 Nos estados do Rio Grande do Sul e Paraná a divisão das camadas pirobetuminosas 
é bem demarcada ao passo que no estado de São Paulo observa-se um aumento na 
deposição dos carbonatos e uma diminuição na espessura das camadas de folhelho. Em São 
Paulo há uma alternância de folhelho e carbonato (ritmicidade), que está relacionada a 
variações climáticas. A deposição de carbonato relaciona-se a uma fase de maior salinidade 
e maior evaporação (período mais seco e ambiente raso), enquanto que a deposição de 
folhelho associa-se a uma fase de transgressão (período mais úmido) e de menor salinidade 
da água. 
No ambiente de deposição do folhelho, a tendência é que fique com menos oxigênio 
no fundo da água e a parte superficial fique mais oxigenada, permitindo a proliferação de 
plâncton que posteriormente serão preservados no fundo anóxico. A presença de sulfetos 
(principalmente pirita) e níveis de enxofre observados nos folhelhos está relacionada ao 
ambiente anóxico. A entrada da água do mar traz sulfatos que com a falta de oxigênio reduz 
para enxofre. Este enxofre se combina com o ferro para formar a pirita. 
 
 16 
3.3 - Cenário paleoambiental 
 
A reconstrução paleoambiental da Formação Irati e a sua deposição são controversas. 
Schneider et al. (op. cit.) acreditam que estas litologias representam um ambiente marinho 
de águas calmas, do que discordam Petri & Fúlfaro (1983), por falta de fósseis tipicamente 
marinhos, atribuindo para deposição desta formação um ambiente lagunar. 
Já Milani (1997) acredita que a Formação Irati está associada a uma sedimentação deum ciclo de 3ª ordem enquanto que a ciclicidade da referida formação retrata variações de 
4ª ordem do nível relativo do mar. Um progressivo enriquecimento orgânico acompanha a 
sucessão de estratos transgressivos no mesmo sentido, que culminam nos folhelhos 
betuminosos associados à máxima inundação de cada um dos ciclos de 4ª ordem. Ainda de 
acordo com este autor, o registro sedimentar observado nas rochas do Membro Assistência 
retrata um ambiente com severas restrições à circulação de água com alta salinidade. 
Portanto, para Milani (op. cit.), esta unidade representa um contexto de deposição em 
um golfo ou em um mar epicontinental com águas hipersalinas, o que também está de 
acordo com a interpretação de Araújo (2001), que pressupõe a existência de um mar 
restrito, com comunicação interna plena (Figura 3.4). 
 17 
 
 
 
 
 
 Figura 3.4 – Esboço paleogeográfico do mar restrito das bacias do Gondwana sul ocidental. (Araújo et al., 2001). 
 18 
3.4 – Potencial gerador 
 
Parte dos folhelhos do Membro Assistência são os chamados folhelhos 
betuminosos. Estes são enriquecidos em matéria orgânica, apresentando teores de Carbono 
Orgânico Total (COT) entre 10 e 25% em São Mateus do Sul (PR), onde são explorados 
pela Petrobrás para a extração de óleo. Os folhelhos são minerados e passam por processo 
de aquecimento uma vez que não foram submetidos à temperaturas suficientes para a 
geração de óleo. Na região de Siderópolis e Lauro Muller, em Santa Catarina os teores de 
COT dos folhelhos da Formação Irati apresentam valores de até 20% (Damazio, 2001), 
também considerados bastante elevados. 
 A Formação Irati se destaca das demais formações da Bacia do Paraná por 
apresentar níveis muito ricos em matéria orgânica amorfa, sendo a melhor geradora em 
potencial da bacia (Quadros, 1982). 
Estudos de Santos Neto et al. (1992) feitos por diferentes métodos de geoquímica 
orgânica (pirólise Rock-Eval, por exemplo) indicam que esta matéria orgânica é do Tipo I 
sendo de origem algálica. Entretanto, os valores de índice de reflectância da vitrinita em 
torno de 0,4% apontam que a matéria orgânica é imatura (pouco evoluída termicamente). Já 
nas áreas da bacia onde já foram encontradas ocorrências subcomerciais de óleo, relaciona-
se a geração de óleo a um modelo de geração não convencional, onde as intrusões de 
diabásio forneceram o calor suficiente para a maturação da matéria orgânica. 
 19 
CAPÍTULO 4 - A GEOQUÍMICA ORGÂNICA NA EXPLORAÇÃO DO 
PETRÓLEO 
 
 As condições para a existência de rochas geradoras de petróleo são: a produção, a 
acumulação e a preservação de matéria orgânica não degredada, composta de moléculas 
orgânicas que sejam derivadas direta ou indiretamente de organismos. Da matéria orgânica 
excluem-se as partes dos esqueletos, como conchas, ossos e dentes. Depois de ser 
sintetizada pelos organismos, a matéria orgânica precisa ser depositada e preservada nos 
sedimentos para, em função de eventos geológicos posteriores, vir a se transformar em 
petróleo. 
 
4.1 - Identificação de rochas geradoras 
 
 Um dos elementos mais importantes e fundamentais para que se tenha a ocorrência 
de petróleo em quantidades consideradas significativas em uma bacia sedimentar, é sem 
dúvida, a existência de grande quantidade de matéria orgânica de qualidade adequada à 
geração de óleo e gás, acumulada e preservada em certas rochas sedimentares. São 
denominadas rochas geradoras em potencial. Estas rochas quando submetidas a pressões e 
temperaturas adequadas geram óleo em subsuperfície. 
 As rochas geradoras são normalmente constituídas de material detrítico de 
granulometria muito fina, como folhelhos e margas que refletem ambientes sedimentares de 
baixa energia e que passaram, por diversos motivos, por aumento de produtividade de vida 
microscópica. O material orgânico autóctone (representado por material planctônico) ou 
alóctone (representado por material vegetal terrestre carreado para dentro do ambiente) são 
incorporados aos sedimentos. Pode-se dizer, a princípio, que quanto maior a quantidade de 
matéria orgânica, mais capacidade terá a rocha para gerar grandes quantidades de 
hidrocarboneto. Todavia, a incorporação desta matéria orgânica na rocha deve vir 
acompanhada da preservação de seu conteúdo original, rico em compostos com C e H. Para 
que isto ocorra, o ambiente deve estar livre de oxigênio, elemento altamente oxidante e 
eliminador de H nas partículas orgânicas originais. A matéria orgânica em sedimentos de 
ambiente anóxico é comumente mais abundante e rica em lipídios comparados aos 
 20 
ambientes óxicos (ou aeróbicos). Daí a importância de se avaliar e identificar os eventos 
anóxicos (Demaison & Moore, 1980). Resumidamente, podemos dizer que ambientes 
anóxicos favorecem a preservação da matéria orgânica e, conseqüentemente, a manutenção 
da sua composição original nas rochas geradoras. 
 Como o conteúdo de matéria orgânica é primordial para a formação do óleo e do 
gás, o seu estudo é um dos primeiros passos para a avaliação geoquímica de uma bacia 
sedimentar. 
Geralmente, as rochas sedimentares comuns apresentam teores de Carbono 
Orgânico Total (COT) inferiores a 1%. Para uma rocha ser considerada como geradora seus 
teores devem ser superiores a este limite de 1% e, muito comumente, superiores a 2%. O 
tipo de óleo que será gerado está intimamente relacionado com o tipo e composição da 
matéria orgânica preservada nas rochas geradoras. A matéria orgânica mais propensa para 
gerar óleo é aquela derivada de fitoplânton e zooplâncton, marinho ou lacustre. 
Outro ponto crucial que irá influenciar no tipo de hidrocarboneto a ser gerado é o 
estágio de maturação térmica da rocha geradora, ou seja, a temperatura na qual ela foi 
submetida durante o processo de geração. Assim, a análise da evolução térmica da rocha 
geradora é um parâmetro importante que permite determinar os tipos e os volumes de 
hidrocarbonetos podem ter sido gerados. 
 
4.2 - A geoquímica orgânica e a estratigrafia de seqüências 
 
A utilização de parâmetros de geoquímica orgânica constitui uma ferramenta 
bastante valiosa nos estudos de Estratigrafia de Seqüências, sobretudo na caracterização dos 
tratos de sistemas deposicionais e sua aplicação na exploração petrolífera. 
Segundo Rodrigues (informação verbal), no trato de sistemas transgressivo (TST) 
ocorre um aumento progressivo da taxa de variação do nível relativo do mar e uma 
correspondente diminuição progressiva no aporte de sedimentos na bacia. 
Conseqüentemente, há uma diminuição progressiva da oxigenação de fundo e maior 
preservação da matéria orgânica. Em termos de geoquímica orgânica, isto se reflete em 
uma tendência de aumento dos teores de carbono orgânico total (COT) e dos valores do 
índice de hidrogênio (IH) em direção ao topo do TST. O máximo da transgressão é 
 21 
marcado pela superfície de inundação máxima onde os teores de COT e do índice de 
hidrogênio atingem os valores mais elevados. 
Já o trato de sistemas de mar alto forma-se durante o final de uma subida, parada ou 
início de uma queda eustática. Dentro deste trato de sistemas, ocorre um maior aporte de 
sedimentos na bacia que propicia a oxigenação de fundo e uma menor preservação da 
matéria orgânica. O trato de sistemas de mar alto é reconhecido pela tendência de 
decréscimo dos teores de COT e dos valores do índice de hidrogênio já que ocorre a 
oxidação da matéria orgânica. 
 Uma vez integrados os dados de estratigrafia química num contexto de estratigrafia 
de sequências, pode-se identificar os fatores geradores desta concentração de matéria 
orgânica. 
 
 22 
CAPÍTULO 5 - METODOLOGIA 
 
Os dadosutilizados neste trabalho foram obtidos a partir de análises geoquímicas de 
testemunhos de poços perfurados no estado do Rio Grande do Sul pela CPRM, durante a 
realização do “Projeto Borda Leste da Bacia do Paraná: Integração Geológica e Avaliação 
Econômica”. O intervalo estratigráfico abrangido compreende o topo da Formação 
Palermo, a Formação Irati e a base da Formação Serra Alta, sendo a Formação Irati o alvo 
do presente estudo. 
O fluxograma da Figura 5.1 mostra um resumo da metodologia adotada nesta 
pesquisa. As etapas realizadas em cada um dos testemunhos estudados podem ser 
verificadas na Tabela 5.1 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 5.1 - Fluxograma com as etapas adotadas na metodologia. 
Coleta de Amostras 
Trituração 
(fragmentos de ±±±± 5mm) 
mm ) 
Pulverização 
Acidificação 
(HCL a 50%) 
Secagem 
(banho de luz) 
Análise de Carbono Orgânico Total e 
Enxofre Total 
(LECO SC-444) 
Pirólise 
Rock-Eval 
Interpretação dos Dados 
Descrição dos 
Testemunhos 
Fotografia dos testemunhos 
 23 
 
 
 
 
 
 
Todas as etapas adotadas na metodologia de trabalho serão descritas a seguir. 
 
5.1 - Coleta de Amostras 
 
 Os poços selecionados para o estudo foram aqueles que através da análise de perfis 
sedimentológico e de raio gama não apresentavam intrusão de diabásio, pois estes alteram 
os resultados de geoquímica. Além disso, os poços escolhidos foram aqueles que 
apresentavam melhor estado de preservação. 
As amostras de testemunho coletadas correspondem aos poços HV-39-RS, HV-31-
RS e SC-20-RS perfurados no Estado do Rio Grande do Sul pela CPRM. 
 Os testemunhos foram descritos, fotografados e amostrados para a realização de 
análises de geoquímica orgânica. As amostras foram coletadas com espaçamento de 30 cm 
quando se tratava da Formação Irati (alvo do presente trabalho) e com espaçamento de 50 
cm quando a coleta era realizada nas formações Palermo e Serra Alta. 
 
 
Testemunhos 
 
Coleta de 
Amostras 
 
Descrição dos 
Testemunhos 
 
COT 
 
Enxofre 
Total 
 
Resíduo 
Insolúvel 
 
Pirólise 
 
HV-39-RS 
 
X X X X X 
 
HV-31-RS 
 
X X X X X X 
 
SC-20-RS 
 
X X X X X 
Tabela 5.1 - A tabela mostra os procedimentos adotados para cada poço estudado. 
 24 
5.2 - Tratamento de amostras 
 
As amostras coletadas foram trituradas e pulverizadas para preparação e análise de 
seu conteúdo de carbono orgânico total, enxofre total, resíduo insolúvel e pirólise. Todas a 
análises foram realizadas no Laboratório Geológico de Processamento de Amostras 
(LGPA) da UERJ exceto a análise de pirólise que foi realizada no Laboratório de 
Geoquímica do CENPES/PETROBRÁS. 
 
5.3 - Determinação do teor de carbono orgânico, enxofre total e resíduo insolúvel 
 
 O teor de matéria orgânica de uma rocha sedimentar é determinado por combustão 
num analisador de carbono e enxofre. A quantidade de CO2 liberada na combustão (CH4 + 
2O2 → CO2 + 2H2O) é diretamente proporcional à quantidade de matéria orgânica presente 
na amostra e é medida por um detector de infravermelho. O teor de carbono orgânico total é 
expresso em percentagem de peso relativo à amostra original. 
Para que fosse determinado o teor de carbono orgânico total foi preciso eliminar o 
carbono inorgânico, que pode estar presente na amostra na forma de carbonato. Então, 
aproximadamente 250 mg de cada uma das amostras pulverizadas foi pesada e acidificada a 
quente com ácido clorídrico (HCl) à 50%. Depois deste processo, as amostras foram 
lavadas, secadas em banho de luz e pesadas novamente. O resíduo insolúvel (RI) foi 
determinado a partir da diferença entre os pesos anterior e posterior a eliminação do 
carbonato como mostra as fórmulas: 
 
 e 
 
As amostras então foram analisadas no equipamento LECO SC-444 do Laboratório 
de Geoquímica Orgânica e Inorgânica da UERJ para verificação do conteúdo de carbono 
orgânico e enxofre total. Os resultados das análises geoquímicas encontram-se no Anexo 3. 
 
 
 
 
RI (%) = peso do insolúvel x 100 
 peso inicial da amostra 
Carbonatos (%) = 100 -RI 
 25 
5.4 - Pirólise 
 
O poço escolhido para serem feitas as análises de pirólise foi o HV-31-RS, pois 
somente este apresentava a Formação Irati completa. Nos outros dois poços não foi possível 
obter a testemunhagem total desta formação. 
Foram selecionadas amostras somente situadas na Formação Irati com teores de 
COT acima de 0,5%. Os resultados de análise de pirólise encontram-se no Anexo 3. 
A pirólise corresponde ao método físico-químico mais usado para caracterizar os 
tipos de querogênio e também fornecer os seus respectivos potenciais de geração. Nas 
análises de pirólise, foram adotados, basicamente, os procedimentos estabelecidos por 
Espitalié et al. (1977). 
Cerca de 100 mg de cada amostra pulverizada foi enviada para pirólise Rock-Eval 
no laboratório do CEGEQ/CENPES/Petrobrás. No equipamento, a amostra é aquecida em 
atmosfera inerte de 300 a 500 ºC, utilizando o hélio com gás carreador. Os hidrocarbonetos 
e o CO2 liberados são medidos, respectivamente, por detectores de ionização de chama e de 
condutividade térmica. Os resultados são expressos em mg HC (hidrocarboneto)/g de rocha 
ou mg CO2/ g de rocha. 
 A liberação de voláteis ocorre em três etapas, a temperaturas crescentes. Os 
resultados oferecem os seguintes parâmetros: - hidrocarbonetos até 350 ºC, correspondendo 
ao pico S1 e representando os hidrocarbonetos livres na rocha, ou seja, aqueles que já foram 
gerados, mas ainda se encontram na rocha geradora; - hidrocarbonetos produzidos pelo 
craqueamento térmico do querogênio entre 350 e 550 ºC, saindo como pico S2 e 
significando os hidrocarbonetos ainda não gerados; - valores de T-máx, representando a 
temperatura em que ocorre a altura máxima do pico S2; - dióxido de carbono liberado entre 
250 e 390 ºC, representando a quantidade de oxigênio presente no querogênio (pico S3). Os 
dados obtidos pela análise de pirólise “Rock-Eval” permitem a obtenção de informações 
básicas sobre o tipo e a evolução térmica da matéria orgânica. 
 Os dados de pirólise com aqueles de carbono orgânico total (COT) permitem 
calcular os valores dos índices de hidrogênio (IH = S2 /COT x 100) e de oxigênio (IO = 
S3/COT x 100), que correspondem, aproximadamente, às relações H/C e O/C da análise 
elementar do querogênio. 
 26 
Colocando estes dados no diagrama tipo “Van Krevelen”, considerando o caso de 
amostras termicamente pouco evoluídas, é possível diferenciar quatro tipos básicos de 
querogênio: querogênio tipo I, querogênio tipo II, querogênio tipo III e querogênio tipo IV 
como mostra a Figura 5.2. 
Também é possível fazer uma avaliação semiquantitativa do potencial gerador da 
matéria orgânica presente em cada amostra de rocha. Para tanto, utiliza-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 = potencial para gás 
200< IH 300 = potencial para gás e condensado 
IH >300 = potencial para óleo 
 
S2 < 2,0 = baixo potencial gerador 
2,0 <S2 < 5,0 = moderado potencial gerador 
5,0 < S2 <10 = bom potencial gerador 
S2> 10 = excelente potencial gerador 
 
I
II
III
IV
 
 
Figura 5.2 – Classificação e evolução térmica dos querogênios segundo diagrama tipo “Van Krevelen” 
(Espitalié et al., 1985) 
 27 
É necessário ter-se em mente que com o aumentoda maturação os valores de S2 e 
IH decrescerão, representando os potenciais geradores residuais relativos ao grau de 
evolução térmica alcançado pela matéria orgânica. Assim, torna-se importante associar 
sempre essas informações com aquelas relativas à evolução térmica da matéria orgânica. 
 A importância desse método reside na possibilidade de monitorar, de uma maneira 
relativamente rápida e adequada, os diferentes tipos de querogênio, uma vez que as 
amostras não necessitam de qualquer tratamento químico prévio. No entanto, não oferece, 
como no caso da análise visual do querogênio, dados complementares sobre os diferentes 
componentes dessa matéria orgânica, nem sobre a origem dos mesmos. 
 28 
CAPÍTULO 6 - RESULTADOS OBTIDOS 
 
6.1 - Caracterização litológica das unidades 
 
 A caracterização litológica foi realizada com base na descrição das unidades 
litológicas observadas nos testemunhos estudados. Para esta monografia, utilizou-se 
somente o topo da Formação Palermo (~ 17 m) e a base da Formação Serra Alta (~ 15 m). 
A Formação Irati, observada nos testemunhos, apresenta em média 50,5 m de espessura, 
exceto poço HV-31-RS, onde tem 55 m. 
 A Formação Palermo é constituída por arenitos finos e siltitos com laminações de 
folhelho síltico. As rochas desta formação apresentam-se intensamente bioturbadas (Figura 
6.1) e tornam-se mais argilosas em direção ao topo onde também se observa a diminuição 
da bioturbação. O contato entre as Formações Palermo e Irati é transicional e difícil de 
delimitar devido à semelhança entre a coloração das rochas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Figura 6.1 - Siltito intensamente bioturbado da Formação Palermo 
(poço HV-39-RS) 
 29 
As rochas do Membro Taquaral (Formação Irati) são caracterizadas por folhelhos de 
coloração que vão do cinza claro ao escuro, laminados e com lentes de arenito muito fino 
(Figura 6.2). Algumas particularidades são observadas, como a presença de fraca 
bioturbação que diminui para o topo no poço HV-39-RS e lâminas milimétricas de 
carbonato no poço HV-31-RS a aproximadamente 198 m de profundidade. A definição do 
contato entre os Membros Taquaral e Assistência é dada pela primeira aparição dos 
carbonatos que correspondem à base do Membro Assistência. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
O Membro Assistência por sua vez, é formado por duas camadas de carbonato e 
duas de folhelho betuminoso laminado. Este membro só pôde ser visualizado por completo 
no poço HV-31-RS. A fácies carbonática é composta por carbonatos com tonalidade que 
varia de cinza clara à escura, apresentando espessuras diferenciadas desde milimétricas até 
métricas, chegando no total , aos 5 metros. A primeira camada apresenta-se brechada e com 
Figura 6.2 - Folhelhos do Membro Taquaral. Estes folhelhos apresentam coloração cinza clara e 
laminação plano-paralela incipiente (esta foto corresponde ao folhelho do poço HV-31-RS). 
 30 
intercalações de folhelho escuro e siltito argiloso. No poço SC-20-RS a camada de 
carbonato apresenta mud cracks (na profundidade de aproximadamente 33 m) como sinal 
de exposição subaérea. A segunda camada somente é observada no poço HV-31-RS e 
apresenta carbonato localmente brechado (Figura 6.3), além de níveis de folhelho. Também 
é possível observar nesta camada superior, estruturas de escorregamento. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
A fácies pelítica do Membro Assistência é composta por folhelhos não-betuminosos 
(folhelhos normais) e betuminosos. Os folhelhos não-betuminosos têm laminação 
incipiente, às vezes blocoidal, e apresentam coloração cinza, finas lâminas de folhelho com 
algumas microlaminações cruzadas truncadas (Figura 6.4) e dobras convolutas. Também se 
observou no poço SC-20-RS intervalos desde decimétricos a métricos de follhelho síltico 
com estrutura lenticular (linsen) dentro dos folhelhos não betuminosos do Membro 
Assistência (Figura 6.5) 
 
 
 
Figura 6.3 - Segunda camada de 
carbonato brechado do Membro 
Assistência (HV-31-RS) 
 31 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Já os folhelhos betuminosos apresentam coloração bem escura onde as principais 
estruturas observadas são laminações plano-paralela e lenticular. No poço HV-31-RS pode-
se perceber um folhelho brechado que marca o topo do Membro Assistência (Figura 6.6). 
 Tanto a fácies carbonática quanto a fácies pelítica podem ser observadas na Figura 
6.7. 
 
Figura 6.5 - Folhelho síltico com 
estrutura lenticular (linsen) indicando 
possivelmente ação por tempestade. 
Figura 6.4 - Folhelho com intercalações milimétricas de siltitos. Notar as microlaminações 
cruzadas truncadas (161 m) no poço HV-31-RS. 
 32 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 6.6 - Folhelho brechado que marca o topo do Membro Assistência (HV-31-RS). 
Figura 6.7 - Fácies carbonática (representada pelo carbonato brechado) e fácies pelítica 
(representada pelo folhelho betuminoso laminado) do Membro Assistência. 
 33 
A Formação Serra Alta é constituída principalmente por siltitos e folhelhos de 
coloração cinza claro e partição blocoidal. 
 No Anexo 1 é possível constatar a distribuição das litologias bem como as estruturas 
associadas. 
 
6.2 - Associação de litofácies 
 
Depois das descrições litológicas dos testemunhos a Formação Irati foi dividida em 
três associações regionais de litofácies de acordo com a proposta de Araújo (2001) que 
estão relacionadas a domínios deposicionais. São estes: rampa interna carbonática, rampa 
intermediária e rampa distal. As associações são formadas por uma arquitetura 
estratigráfica constituída por tratos de sistemas transgressivo e de mar alto, que será 
discutido mais adiante. 
A rampa interna carbonática, situada acima do nível médio das ondas normais, está 
relacionada à ambientes de águas rasas submetidas a quedas do nível do mar, causando 
exposição subaérea. A sedimentação da rampa interna tem como característica a presença 
de litofácies carbonática com recorrentes feições de exposição subaérea e ação de fluxos 
relacionados a tempestades. Os carbonatos brechados do Membro Assistência estão 
situados neste ambiente. 
A rampa intermediária está posicionada entre o nível médio das ondas normais e de 
tempestades. Há o domínio de sedimentação mista (carbonática-siliciclástica) com a 
predominância da laminação plano-paralela nos folhelhos. Os folhelhos betuminosos e 
finamente laminados intercalados com os carbonatos, podem ter sido depositados em um 
ambiente de maior salinidade da água no momento da deposição dos carbonatos. A entrada 
de água, com salinidade mais baixa, trazendo siliciclásticos para o sistema, provocou a 
estratificação da água por diferença de densidade. Esta estratificação proporcionou a 
formação de condições anóxicas propícias para a preservação da matéria orgânica. A 
associação de litofácies corresponde a litofácies mista de estratos carbonáticos e 
siliciclástico. O ambiente sedimentar caracteriza-se por alternância de carbonato e folhelho, 
entretanto essa alternância não é considerada rítmica. 
 34 
Já a rampa distal está localizada abaixo do nível médio das ondas de tempestades. 
Este domínio é caracterizado pela presença de folhelhos normais com laminação plano-
paralela incipiente e onduladas lenticulares (Figura 6.8). Sua associação de litofácies é 
marcada pela presença de folhelhos normais do MembroTaquaral e dos folhelhos 
betuminosos de coloração escura e finamente laminados (Figuras 6.9 e 6.10) do Membro 
Assistência. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 6.9 - Folhelho bem escuro (betuminoso), finamente 
laminado e apresentando bastante enxofre (HV-31-RS) 
Figura 6.10 - Folhelho finamente laminado com algumas 
intercalações milimétricas de siltito (HV-31-RS). 
Figura 6.8 - Este folhelho, observado 
de 39 à 42 metros de profundidade no 
poço SC-20-RS, apresenta-se laminado 
e com ondulações lenticulares de siltito 
(indicado pela seta). 
 35 
O resumo da associação de litofácies pode ser observado na Tabela 6.1. 
 
Associação de litofácies 
 
Ambiente deposicional 
 
 RAMPA INTERNA 
É composta por carbonato intercalado com folhelho, com 
aparência brechada. Os clastos são angulares a subangulares (até 5 
cm). 
 
Raso, com exposição 
subaérea episódica. 
 RAMPA INTERMEDIÁRIA 
Representada pela intercalação entre folhelhos e carbonatos. Os 
folhelhos são betuminosos e apresentam laminação plano-paralela. 
Moderadamente raso, 
estagnante/estratificado 
disóxico-anóxico. 
 RAMPA DISTAL 
Folhelho de coloração preta, finamente laminado (< 0,5 mm) e 
espessamente laminado (> 0,5 mm). Há a alternância de lâminas 
escuras (argila e matéria orgânica) e claras (silte). As lâminas 
siltosas apresentam estrutura ondulada-lenticular irregular e 
laminações cruzadas de baixo ângulo e ondulações truncadas. 
 
Estratificado, anóxico 
(abaixo do nível médio de 
ondas de tempestades). 
Folhelho cinza escuro à claro com laminação plano-paralela 
incipiente. São os folhelhos não betuminosos. 
Não-estratificado, óxido 
(abaixo do nível médio de 
ondas de tempestades) 
Tabela 6.1 – Resumo das associações de litofácies e suas principais características 
 (segundo de Araújo, 2001) 
 
 
6.3 - Estratigrafia Química 
 
 Foram definidas nove unidades quimioestratigráfica para a Formação Irati a partir 
dos dados de geoquímica (carbono orgânico total, enxofre total e resíduo insolúvel). 
As unidades A e B, situam-se no Membro Taquaral, enquanto que as unidades C, D, 
E, F, G, H e I estão associadas ao Membro Assistência (Figuras 6.11, 6.12 e 6.13). 
As variações na concentração relativa dos parâmetros de geoquímica orgânica 
refletem sua susceptibilidade às mudanças ambientais, que ocorreram a partir da dinâmica 
de preenchimento sedimentar mista dos sistemas deposicionais siliciclástico e carbonático. 
Vale ressaltar que os baixos valores de resíduo insolúvel (RI) representam os 
carbonatos, enquanto que os valores mais elevados (acima de 70%) representam os 
folhelhos. Os altos valores de carbono orgânico podem ser indicativos de que o nível de 
 36 
oxigenação no substrato deposicional era próximo a zero durante a sedimentação. A 
formação da pirita, que se reflete nos dados de enxofre, pode ter a interferência de quatro 
fatores: disponibilidade de sulfato, suprimento de ferro reativo, influxo de matéria orgânica 
ao fundo deposicional e atividade microbial sulfato-redutora. 
 A primeira unidade, a Unidade Quimioestratigráfica A, caracteriza-se por apresentar 
valores de carbono orgânico oscilando em torno de 0,5%. Os teores de Enxofre total são 
muito baixos e variam de 0,2% a 0,5% com alguns valores atípicos em torno de 1%. 
Quanto aos dados de resíduo insolúvel, eles são elevados (de 85% a 95%), caracterizando a 
ocorrência de folhelhos pouco calcíferos. Esta unidade corresponde à base do Membro 
Taquaral constituído por folhelhos não-betuminosos, de coloração cinza mais escura que os 
folhelhos da Formação Palermo. 
 A segunda unidade, a Unidade Quimioestratigráfica B, reflete valores de COT entre 
1% e 2% na base e em torno de 0,5% no restante da unidade. Os valores de enxofre são um 
pouco maiores que da unidade A, chegando a teores de 1,3%. Os valores de resíduo 
insolúvel ainda mostram-se bastante elevados, situando-se entre 85% e 95%. Esta unidade 
também representa os folhelhos não-betuminosos, localizados no topo do Membro 
Taquaral. O contato desta unidade com a unidade A é evidenciado com clareza no perfil de 
COT por apresentar teores mais elevados (1 a 2%), em relação aos valores mais baixos, 
tanto na unidade A como na B (Figuras 6.11, 6.12 e 6.13). 
 A distinção entre os membros Taquaral e Assistência pode ser definida não apenas 
pela observação das litologias, mas também através do perfil de resíduo insolúvel onde 
ocorre uma queda abrupta dos valores no contato entre os membros devido à presença de 
carbonatos (Figuras 6.11, 6.12 e 6.13). 
 A Unidade Quimioestratigráfica C é caracterizada por calcários com intercalações 
de folhelhos e margas conforme mostrado nos dados de resíduo insolúvel que variam de 
25% (valores referentes aos carbonatos) a 90% (valores referentes aos folhelhos). Os 
valores de carbono orgânico são em média mais elevados que os constatados na unidade A 
e B, podendo alcançar valores entre 2,5 e 10%. Estes aumentos decorrem da intercalação de 
folhelhos, ricos em matéria orgânica, com carbonatos. Os teores de enxofre são mais 
elevados que os da unidade B, apresentando valores na faixa de 0,5% à 2,7% sendo que os 
 37 
valores mais altos estão associados aos folhelhos. No poço HV-31-RS (Figura 6.13) 
observa-se um pico de até 6,5%. 
 A quarta unidade caracterizada é a Unidade Quimioestratigráfica D que apresenta 
valores de COT variando de 0,5% à 1,2% e teores de enxofre entre 0,5% e 1%. Quanto aos 
resultados de resíduo insolúvel, pode-se dizer estes são homogêneos mostrando valores 
bem elevados na faixa dos 92%, que representam os folhelhos não betuminosos do Membro 
Assistência. 
 A Unidade Quimioestratigráfica E é bem caracterizada pelos seus altos valores de 
carbono orgânico total (Figuras 6.11, 6.12 e 6.13). Estes valores oscilam em torno de 12% e 
no poço SC-20-RS atingem picos de até 17% (Figura 6.14). Tanto a base quanto o topo 
desta unidade são bem definidos, sendo delimitados pelo aumento e diminuição brusca dos 
valores de COT. Em termos de enxofre total, esta unidade mostra os valores mais elevados 
da Formação Irati, chegando a até 4%. Os resultados de resíduo insolúvel também se 
revelam relativamente elevados entre 75% e 90% indicando material bastante argiloso e, 
juntamente com os valores elevados de COT e S, caracterizam a primeira camada de 
folhelho betuminoso do Membro Assistência. 
 A Unidade Quimioestratigráfica F é quimicamente bem diferente da unidade E, pois 
apresenta valores baixos tanto de carbono orgânico total quanto de enxofre total, 
representando os folhelhos não-betuminosos. Os valores de COT oscilam em torno de 0,5% 
e de enxofre total em torno de 0,2%. No poço SC-20-RS, onde os resultados de COT e 
enxofre alcançam 2,5% e 2,2%, respectivamente, no topo da unidade, podendo representar 
material intemperizado das unidades H e I. Os dados de resíduo insolúvel são altos e bem 
homogêneos (80% à 90%) mostrando se tratar de uma seção bastante argilosa. Já no poço 
SC-20-RS (Figura 6.14) é possível observar alguns pontos com valores baixos de RI, que 
chegam à 20%, nos trechos onde ocorrem níveis de carbonato no meio do folhelho, o que 
poderia representar a unidade G. 
 Ressalta-se que as Unidades Quimioestratigráficas G e H foram identificadas 
somente no poço HV-31-RS, pois apenas neste poço a Formação Irati foi completamente 
recuperada (Figura 6.13). 
A Unidade Quimioestratigráfica G é individualizada por teores de COT entre 0,5% 
à 2% e enxofre total na ordem de 1%. Os resultados de RI apresentamvalores baixos 
 38 
(25%), que representa a segunda camada de carbonato do Membro Assistência. No entanto, 
também é possível observar valores mais altos (65%), que são relativos às lâminas mais 
argilosas intercaladas com carbonato. 
 A Unidade Quimioestratiráfica H, como ocorre com a unidade D, é reconhecida por 
seus baixos valores de COT, RI e S, indicando a presença de folhelhos pobres em matéria 
orgânica. 
Finalmente, a Unidade Quimioestratigráfica I é caracterizada por altos valores de 
COT, enxofre total e RI. Em termos de carbono orgânico total os teores estão em torno de 
3% e 6% com pico de até 9%. Já o teor de enxofre encontra-se entre 1% e 1,5% enquanto 
que o RI varia de 80% à 95%. Esta unidade representa os folhelhos betuminosos do topo do 
Membro Assistência. 
 A partir da individualização das unidades quimioestratigráficas, pôde-se 
correlacionar os poços estudados e verificar a continuidade dos intervalos 
quimioestratigráficos propostos neste trabalho (Figura 6.11). 
 39 
 
 
 
 
 
 
Figura 6.11 - Correlação entre os poços estudados mostrando a continuidade das unidades quimioestratigráficas propostas nesta monografia. O datum utilizado foi o topo da unidade quimioestratigráfica E. 
 40 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 6.12 - Comparação entre os teores de carbono orgânico total, enxofre total e de resíduo insolúvel do Poço HV-39-RS. Observa-se as 
características das diferentes unidades quimioestratigráficas da Formação Irati (A,B,C,D,E e F). O gráfico de cor azul é o zoom do teor de COT (de 0 e 
4%) entre as profundidades de 50 e 72 m. A legenda com as litologias encontram-se no Anexo 1.1 . 
 41 
 
 
 
 
Figura 6.13 - Comparação entre os teores de carbono orgânico total, enxofre total e de resíduo insolúvel do Poço HV-31-RS. Observa-se as 
características das diferentes unidades quimioestratigráficas da Formação Irati (A.,B,C,D,E,F,G,H e I). O gráfico de cor azul é o zoom do teor de COT 
(de 0 e 4%) entre as profundidades de 180 e 215 m A legenda com as litologias encontram-se no Anexo 1.2 . 
 
 42 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 6.14 - Comparação entre os teores de carbono orgânico total, enxofre total e de resíduo insolúvel do Poço SC-20-RS. Observa-se as 
características das diferentes unidades quimioestratigráficas da Formação Irati (A.,B,C,D,E e F). O gráfico de cor azul é o zoom do teor de COT (de 0 
e 4%) entre as profundidades de 40 e 72 m A legenda com as litologias encontram-se no Anexo 1.3 . 
 
 43 
6.4 - Avaliação da matéria orgânica 
 
 Através das análises de pirólise Rock Eval, foi possível fazer uma avaliação da 
qualidade da matéria orgânica, da sua preservação e evolução térmica e do seu potencial 
gerador. 
 Geralmente, o grau de preservação da matéria orgânica pode estar refletido na 
relação entre o IH e o teor de carbono orgânico (COT). Os dados mostrados na Figura 6.15 
demonstram que as condições de preservação da matéria orgânica aumentam conforme 
aumentam os teores de carbono orgânico total. 
Os valores do índice de oxigênio (Figura 6.16) são mais baixos (entre 10 e 50 
mgCO2/gCOT) onde ocorre um aumento do teor de carbono orgânico e do índice de 
hidrogênio. Em contraposição, os valores mais elevados de IO (até 100mgCO2/gCOT ) 
estão relacionados à uma diminuição dos teores de COT e do índice de hidrogênio. Neste 
caso, também poderia sugerir uma mudança nas condições de preservação no ambiente de 
sedimentação. 
Utilizando o diagrama tipo “Van Krevelen”, pôde-se constatar que a matéria 
orgânica é classificada como Tipo II e III. Vale ressaltar que os valores mais elevados do 
índice de hidrogênio para a matéria orgânica do Tipo II indicam que houve maior 
preservação da matéria orgânica. Já os valores mais baixos, sugerem que esta matéria 
orgânica foi oxidada, uma vez que todas as amostras são termicamente pouco evoluídas 
(imaturas) (Figura 6.17). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 6.15 - Correlação entre os 
valores de carbono orgânico total 
(COT) e índice de hidrogênio (IH) 
para o poço HV-31-RS. 
 
 44 
 
Figura 6.17 - Diagrama tipo 
“Van Krevelen” mostrando a 
distribuição das amostras e a 
classificação quanto ao tipo de 
matéria orgânica. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 6.16 - Relação entre os valores de carbono orgânico total, índice de hidrogênio e índice de 
oxigênio com a profundidade. Notar que os valores se comportam de maneira inversa, ou seja, onde 
ocorrem os maiores valores de IH ocorrem os menores valores de IO e vice-versa. Poço HV-31-RS. 
 
 
Aumento da evolução 
térmica 
 45 
Assim, pode-se considerar que os valores do potencial gerador (S2) e do índice de 
hidrogênio (IH) das amostras analisadas são “originais” e as suas variações são 
conseqüência de mudanças no tipo e na preservação da matéria orgânica. 
A relação entre os parâmetros de COT, IH, e S2 (Figura 6.18) mostra que os 
folhelhos betuminosos apresentam valores de IH e S2 mais elevados, com S2 chegando a até 
90 mg HC/g rocha. Isto indica que esta rocha tem um excelente potencial gerador. 
Na Figura 6.18 (B) observa-se que os valores de S2 e do carbono orgânico total 
correlacionam-se positivamente. Os valores do potencial gerador a princípio são baixos 
(inferiores a 5 mgHC/gRocha) relacionados à teores entre 0,5% e 2,0% de COT. Os valores 
mais elevados de S2 estão atrelados aos teores de carbono orgânico total mais altos (>4%), 
justamente onde se localizam as camadas de folhelho betuminoso (FB), que mostram um 
excelente potencial gerador (valores de S2 > 10 mgHC/g Rocha) como já foi dito 
anteriormente. 
 
 
 
 
Figura 6.18 - Relação COT x IH (A) e COT x S2 (B) para o poço HV-31-RS. 
FB = folhelhos betuminosos 
 
 46 
Na análise de pirólise, as camadas de folhelho betuminoso liberam os maiores 
conteúdos de hidrocarbonetos. Como observado na Figura 6.19, a primeira camada de 
folhelho betuminoso (FB-1) mostra os valores de COT, S2 e IH mais elevados, portanto, é a 
mais adequada tanto para geração de hidrocarbonetos, como para a utilização industrial. 
Quanto à evolução térmica da matéria orgânica, verificou-se que a mesma foi 
insuficiente para geração de hidrocarbonetos. Esta informação baseia-se nos resultados da 
temperatura máxima de geração (Tmáx), que são inferiores a 440ºC (Figura 6.19), valor 
este estimado de início da janela de geração de hidrocarbonetos líquidos. 
 47 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Figura 6.19 - Comparação entre os teores de carbono orgânico, S2 , índice de hidrogênio e Tmáx do Poço HV-31-RS. 
FB-1 = primeira camada de folhelho betuminoso 
FB-2 = segunda camada de folhelho betuminoso 
 
FB-1 
FB-2 
 48 
6.5 - Estratigrafia de Sequências 
 
 A partir da integração dos dados de geoquímica orgânica obtidos foi possível 
individualizar três sequências deposicionais de 4ª ordem (< 1 Ma. Vail et al ,1991) dentro 
da Formação Irati. São elas da base para o topo: Seqüência 1, Seqüência 2 e Seqüência 3 
(Figura 6.20). 
A primeira seqüência identificada, Seqüência 1, inicia-se na base da Formação Irati 
com a deposição de folhelhos não-betuminosos do Membro Taquaral. Os baixos valores de 
COT em torno de 0,5% representam o trato de sistemas transgressivo 1 (TST-1) até ser 
observada a superfície de inundação máxima 1 (SIM-1) daseqüência, com valores de COT 
em torno de 2%.(Figura 6.20). Posteriormente, os valores decrescem até o início da 
deposição dos carbonatos, indicando o trato de sistema de mar alto 1 (TSMA-1). A 
observação de exposição subaérea e a acomodação de litofácies carbonática são indícios de 
que a progradação carbonática tenha ocorrido sob lenta subida relativa do nível do mar, o 
que permitiu posicionar o limite de seqüência no topo da camada de carbonato. 
 A Seqüência 2 começa com a deposição de siliciclásticos (folhelhos) com 
progressivo aumento do teor de COT para o topo, marcando assim o TST-2. Dentro deste 
trato de sistemas à medida que ocorre a retrogradação do sistema deposicional siliciclástico, 
há uma retração da fábrica carbonática, decrescendo o conteúdo de carbonato em 
contraposição ao aumento da concentração de carbono orgânico total, que alcança valores 
de até 17% junto à superfície de inundação máxima 2 (SIM-2) como pode ser observado na 
Figura 6.20. Logo após a SIM, ocorre uma queda abrupta no teor de COT que marca o 
início do TSMA-2. O limite de seqüência é marcado no topo da segunda camada de 
carbonato bem delimitada pelos baixos valores de resíduo insolúvel. 
 O início da deposição da Seqüência 3 é marcada por uma nova deposição de 
folhelhos e aumento no conteúdo de carbono orgânico total, em direção a SIM-3, 
assinalando o princípio de um novo ciclo transgressivo , o TST-3 (Figura 6.20). O aumento 
de COT culmina na superfície de inundação máxima 3 (SIM-3) a partir da qual são 
depositados os folhelhos não-betuminosos do Membro Assistência. Observe que o TSMA-3 
é bem delgado, devido superfície erosiva no final do Membro Assistência, como pode ser 
observado no perfil do Poço HV-31-RS (Anexo 1.2). 
 49 
 No Anexo 1 pode-se observar a expressão estratigráfica dos parâmetros 
geoquímicos nas seqüências deposicionais da Formação Irati dos poços HV-39-RS, HV-31-
RS e SC-20-RS. 
Através da análise das litofácies, pode-se constatar que não existem depósitos de 
trato de sistemas de mar baixo (como depósitos eólicos e flúvio-lacustrinos) na 
sedimentação da Formação Irati. Esta evidência corrobora os modelos idealizados para 
bacia do tipo rampa. Como não ocorre o trato de sistemas de mar baixo, a superfície 
transgressiva justapõe o limite de seqüência, que define as três sequências de 4ª ordem (< 1 
Ma; Vail et al ,1991), constituídas exclusivamente por tratos de sistemas transgressivo e de 
mar alto. 
Os carbonatos com evidência de exposição subaérea estão associados a um período 
de baixa taxa de criação de espaço de acomodação, devido à lenta subida relativa do nível 
do mar, onde possivelmente prevaleciam condições estagnantes proporcionadas pelo 
aumento generalizado da salinidade e moderada taxa de bioprodutividade (Araújo, 2001). 
Em contrapartida, os folhelhos betuminosos e normais estariam correlacionados à subida 
mais acelerada do nível relativo do mar, onde o paleoambiente evoluía à condição 
estratificada devido à progressiva diluição salina, promovendo um aumento relativo da taxa 
de bioprodutividade e ampliação da zona de anoxia acima do substrato deposicional 
(Araújo, op. c it.). 
Os teores de enxofre total mostram um padrão de distribuição similar aos dos teores 
de carbono orgânico total, com seus valores mais elevados situados no intervalo de 
folhelhos radioativos (folhelhos betuminosos). Esta interação sugere uma dependência entre 
o aumento do aporte de carbono orgânico ao fundo deposicional, o acréscimo da atividade 
anaeróbica sulfato-redutora, e a aceleração da subida relativa do nível do mar. Isto pode 
significar que em condições de salinidade normal, em um ambiente anóxico, houve um 
excesso de íons de enxofre liberados pela redução de sulfatos devido à atividade de 
bactérias anaeróbicas. 
De uma maneira geral, o limite de seqüência coincide com o topo da zona de 
exposição subaérea (correspondente aos carbonatos brechados) e com a superfície de 
inversão do padrão de empilhamento progradacional para retrogradacional bem marcado no 
 50 
perfil de raios gama. Já as superfícies de inundação máxima foram caracterizadas pelos 
picos mais elevados do teor de carbono orgânico total observados. 
Os valores mais expressivos do conteúdo e da qualidade da matéria orgânica tendem 
a ser alcançados junto às superfícies de inundação máxima das Sequências 2 e 3, no final 
dos tratos de sistemas transgressivos e início dos tratos de sistemas de mar alto (observado 
no poço HV-31-RS). 
 De acordo com o modelo de Bessereau et al. (1995) para bacia intracratônica com 
fisiografia tipo rampa, a partir da superfície transgressiva ocorre uma tendência de 
crescimento do carbono orgânico, atingindo valores máximos no nível de inundação 
máxima, decrescendo a teores normais no trato de sistemas de mar alto. Este modelo 
ratifica o que foi constatado neste estudo. 
Essa tendência de crescimento do COT está intimamente relacionada à redução da 
paleoxigenação do fundo da bacia, sendo diretamente proporcional às subidas relativas do 
nível do mar. Isto quer dizer que quando extensas áreas da bacia encontram-se abaixo do 
nível médio da atuação das ondas de tempestades, ocorre a redução da turbulência que 
propicia o estabelecimento de massas de águas estratificadas ou torna as zonas 
estratificadas mais estáveis (Tyson, 1996). Com a taxa de sedimentação regida pela 
variação relativa do nível do mar e criação do novo espaço deposicional, o modelo do 
referido autor considera que a subida acelerada do nível do mar produz um decréscimo no 
suprimento clástico à bacia, atingindo-se um menor aporte sedimentar ao nível da máxima 
inundação, quando se pode constatar o maior enriquecimento de carbono orgânico. Sendo 
assim, presume-se que a concentração do carbono orgânico aumente nos ciclos de criação 
acelerada do novo espaço de acomodação, que corresponde ao trato de sistemas 
transgressivo, e diminua nos ciclos de desaceleração da criação do novo espaço de 
acomodação, que corresponde ao trato de sistemas de mar alto. 
 
 51 
Figura 6.20 – Correlação das seqüências nos três poços estudados com base nos seus teores de carbono orgânico total (COT), utilizando como datum 
a segunda superfície de inundação máxima dentro da Formação Irati que coincide com o pico de folhelho betuminoso. 
 52 
CAPÍTULO 7 – COMPARAÇÃO PRELIMINAR ENTRE OS RESULTADOS 
ALCANÇADOS E AQUELES OBTIDOS POR OUTROS AUTORES 
 
 Através dos resultados obtidos, constatou-se que as duas camadas de folhelho 
betuminoso do Membro Assistência apresentam excelente potencial gerador e os teores de 
carbono orgânico total mais elevados. 
Como a camada inferior de folhelho betuminoso apresenta o COT mais elevado (até 
17%), optou-se por fazer uma correlação entre os poços estudados e aqueles utilizados em 
trabalhos anteriores (Araújo, 2001 e Souza, 2004). Essa correlação foi feita para verificar 
como é o comportamento desta camada, em termos de espessura e teor de COT, nos estados 
do Rio Grande do Sul, Santa Catarina e Paraná (Anexo 2 ). 
Verificou-se que no estado do Rio Grande do Sul ocorre um aumento do teor de 
carbono orgânico total de SW para NE com o máximo no poço ES-20-RS (até 20%). Do 
Rio Grande do Sul para Santa Catarina ocorre uma queda brusca no teor de COT em 
direção à borda leste da bacia. Um novo aumento do teor de COT ocorre quando 
comparamos os dados do poço MA-29-SC com os dados do poço SM-05-PR. Neste poço o 
teor de carbono orgânico total atinge o seu pico com valores de até 25%. A partir do sul do 
estado do Paraná a situação se inverte e o COT diminui em direção à borda da bacia. 
Quanto à espessura da camada de folhelho, averiguou-se que em geral há uma 
diminuiçãode sul para norte com exceção da região de São Mateus do Sul, no Paraná (poço 
SM-05-PR) onde a espessura atinge até 6,5 metros. 
 
 
 53 
CAPÍTULO 8 - CONCLUSÕES 
 
 Através dos resultados dos parâmetros de geoquímica orgânica para a Formação 
Irati no sul da Bacia do Paraná pode-se chegar a diversas conclusões : 
 - As sequências deposicionais individualizadas são caracterizadas exclusivamente 
por tratos de sistema transgressivo e de mar alto. Tanto os limites de seqüência quanto as 
superfícies de inundação máxima foram marcados com base na integração dos resultados de 
descrição litológica, perfil de raios gama, carbono orgânico total, enxofre total e resíduo 
insolúvel. Este fato demonstra a importância da análise dos parâmetros de geoquímica 
orgânica como ferramenta para o estudo de estratigrafia de seqüências. 
 - Os maiores valores de carbono orgânico total encontram-se junto às superfícies de 
inundação máxima, onde também são observados os valores mais elevados de índice de 
hidrogênio, indicando os locais de melhor preservação da matéria orgânica. 
 - A quantidade de matéria orgânica (traduzida no teor de COT) também está 
relacionada com a oxigenação do ambiente, uma vez que os valores mais elevados de 
carbono orgânico estão relacionados aos valores mais elevados de enxofre total, indicando 
condições anaeróbicas do ambiente de sedimentação. As bruscas variações nos teores de 
carbono orgânico total e do índice de hidrogênio sugerem mudanças proeminentes durante 
a deposição dos sedimentos da Formação Irati, passando de um ambiente oxidante, quando 
estes valores são baixos, para um ambiente redutor, nos intervalos onde os valores são mais 
elevados.As rochas que mais se enquadram nestas características são os folhelhos 
betuminosos, que além de apresentarem estas características, são laminados e mostram uma 
coloração bem escura, devido a deposição em ambiente anóxico. 
- A Formação Irati foi dividida em nove unidades quimioestratigráficas que foram 
correlacionadas em todos os poços estudados. As unidades quimioestratigráficas E e H 
foram consideradas como os intervalos com maior potencial para a geração de 
hidrocarbonetos. 
 - Quanto à evolução térmica dos níveis de folhelhos betuminosos pode-se dizer que 
os altos valores do índice de hidrogênio indicam que a evolução térmica da matéria 
orgânica foi muito baixa, fato também constatado pelo valor de Tmáx que não ultrapassou 
440ºC. 
 54 
- Em relação à composição da matéria orgânica verificou-se que esta foi classificada 
como Tipo II, III também sendo classificada como matéria orgânica Tipo IV, possivelmente 
correspondendo a Tipo II oxidada. 
- O intervalo passível de ser melhor aproveitado no processo de industrialização dos 
folhelhos betuminosos é principalmente o intervalo inferior de folhelhos betuminosos do 
Membro Assistência, que apresenta valores de até 17% de carbono orgânico total, embora 
as camadas de folhelho superior também possa ser utilizada apesar de apresentar um teor de 
COT mais baixo (até 9%). 
Vale ressaltar que, na área estudada os teores de carbono orgânico são menos 
elevados que os constatados na área de São Mateus do Sul, no Paraná (poço SM-05-PR) e, 
portanto, teriam um menor rendimento industrial. Assim, sugere-se para trabalhos futuros, 
que seja feita uma pesquisa mais detalhada na região sul e outras áreas da Bacia do Paraná 
para verificar a possibilidade de camadas com teores mais elevados de COT, 
principalmente para norte do poço SC-20-RS. 
 
 55 
CAPÍTULO 9 - REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 
 
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Paris, v. 40, septembre/octobre, n. 56, p. 563-579. 
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Evolução das Bacias Sedimentares. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 58 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
ANEXO 1 
 
EXPRESSÃO ESTRATIGRÁFICA DOS PARÂMETROS GEOQUÍMICOS DOS 
POÇOS ESTUDADOS 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 59 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
ANEXO 2 
 
CORRELAÇÃO ENTRE OS POÇOS ESTUDADOS E OUTROS POÇOS AO 
LONGO DA BACIA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 60 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
ANEXO 3 
 
TABELAS COM OS RESULTADOS DAS ANÁLISES GEOQUÍMICAS

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