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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 AMARAL, S.E. 1971. Geologia e petrologia da Formação Irati (Permiano) no Estado de São Paulo. Boletim do Instituto de Geociências e Astronomia, v.2, 8-81 p. ARAÚJO, LM. 2001. Análise da expressão estratigráfica dos parâmetros de geoquímica orgânica nas Seqüências Deposicionais Irati. Porto Alegre, 307 p. Tese de doutoramento em Geociências, Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul. ARAÚJO, LM, RODRIGUES,R, SCHERER, C.M.S. 2001. 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La pyrolyse Rock-Eval et ses applications – première/deuxième partie. Revue de l´Institute Français du Petrole, Paris, v. 40, septembre/octobre, n. 56, p. 563-579. 56 ESPITALIÉ, J.; LAPORTE, J.L.; MADEC, M.; MARQUIS,F.; LEPLAT, P. & PAULET, J. 1977. Méthod rapide de cgaractérization des roches mères, de leur poyentiel pétrolier et de leur degré d’évolution. Rev. Inst. Français Pétrol. , 32: 23-43 p. FÚLFARO V.J.; SAAD, A.R .; SANTOS, M.V.; VIANNA, R..B. 1982. Compartimentação e evolução tectônica da Bacia do Paraná. Revista Brasileira de Geociências, 12 (4): 590-610 p. MILANI, E.J. 1997. Evolução tectono-estratigráfica da Bacia do Paraná e seu relacionamento com a geodinâmica fanerozóica do Gondwana sul-ocidental: Tese de doutorado em Geociências, Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, RS, Porto Alegre, 255 p. PETRI, S & FÚLFARO, VJ. 1983. Geologia do Brasil (Fanerozóico). São Paulo. EDUSP. 633p QUADROS, L.P. Avaliação geoquímica da Bacia do Paraná. 1982. 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