Porosidade em Sedimentologia

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154 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
neste caso, a porosidade parece ser uma função da profundidade de soter-
ramento, segundo a expressão: 
P = p(e~hx), 
onde 
P = porosidade 
p = porosidade média das argilas superficiais; 
b = constante; 
x — profundidade de soterramento. 
f) Cimentação — A porosidade inicial de 35 a 40% das areias, pode ser 
radicalmente diminuída por dissolução e reprecipitação ou por preenchimento 
com cimento introduzido. A porosidade média dos arenitos é de 15 a 20%. 
A alta porosidade de certos arenitos, tal como o Arenito Oriskany (Estados 
Unidos), tem sido atribuída à lixiviação de cimento carbonático preexistente 
(Krynine, 1941). 
FATORES QUE I N F L U E M NA POROSIDADE SECUNDÁRIA 
Os principais fatores, que influem na porosidade secundária, são: ci-
mentação, compactação, recristalização, dissolução e reprecipitação. A ci-
mentação e a compactação podem ser secundárias, quando ocorrem muito 
tempo depois da formação do sedimento. Um caso clássico, que inclui pro-
cessos, principalmente de recristalização, é o dos calcários cavernosos do 
Oriente Médio, com elevada produtividade de petróleo. Nas rochas carbo-
náticas, de acordo com Levorsen (1954, pp. 111-112), é menos evidente a 
diferença entre a porosidade primária e secundária. A porosidade secundária 
parece predominar pelo efeito da dolomitização, cuja tendência à forma idio-
mórfica talvez force o material para os lados, aumentando a porosidade. 
COMPORTAMENTO DA POROSIDADE COM A ' 
PROFUNDIDADE 
A observação das porosidades relativas de testemunhos de sondagem 
pode conduzir à verificação de fenómenos geológicos. Nas Figs. 54 e 55, 
temos os gráficos de variação da densidade aparente e porosidade total com 
a profundidade dos poços perfurados pelo Conselho Nacional do Petróleo 
em Limoeiro e Cururu, ambos no Estado do Pará (Amaral, 1955, Fig. 28, 
p. 79). 
Nesses dois furos, efetuados na Fossa do Marajó, há mudança de lito-
logia, respectivamente, a 2 500 e 2000m. Acima, predominam sedimentos 
finos. De uma maneira geral, a porosidade diminui com a profundidade; isto 
porque o peso dos sedimentos superpostos vai compactando-os. Entretanto 
a curva de aumento da densidade mostra quebra, nos níveis acima citados, 
havendo deficiência em relação às densidades teóricas calculadas por extra-
polação a partir da curva acima. Isso é bem visível nos argilitos de Limoeiro 
2,30 
2,2 0 
2,10 
2,00 
1,30 
1,80 
VARIAÇÃO DA DENSIDADE 
APARENTE I P E S O / V O L U M E 
INCLUINDO POflOSI 
LIMOEIRO 
0 A R G I U T O 
X S I L T I T O 
O A R E N I T O 
% POROSIDADE TOT 
2,60-
2,50-
2 f 0 — x -
13 % 
O 12% 
ARENITO A R G I L O S O 
16% 
I « - s -
1 2 % 
O 
2 5 % 
-o— 
o 
l<% 
, . • 2 5 % ° ç > 2 7 % 0 2 8 % 
° 3 0 % 
O 3 7 % 
38 0 % 
P R O F U N D I D A D E 
-1—J 1—I—I 1 I I I I l ' I I 1 I I * I l ' ' 1— 1 1 1 , 1 
1 5 0 0 2 0 0 0 2 5 0 0 3 0 0 0 
Figura 54. (Segundo Amaral , 1955) 
4 0 0 0 M 
VARIAÇÃO DA DENSIDADE 
APARENTE tPESO/VOLUME 
INCLUINDO P O R O S 
CURURU 
• A R G I L I T O 
X S I L T I T O 
O A R E N I T O 
% POROSIDADE T. 2,40 . 
° 2 , % 
0 
21% 
E
N
T
E 
o 
2 2 % 
O 
O 3 0 % O 
2 3 % 
O 3 1 % 
' 3 5 % 
P R O F U N D I D A D E 
1 1 I I L_ l I I I L_J I I I I I I I I I i I I I 
5 0 0 1 0 0 0 1 5 0 0 2 0 0 0 2 5 0 0 3 0 0 0 3 5 0 0 
Figura 55. (Segundo Amaral , 1955) 
156 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
e menos claramente nos arenitos de Cururu. Amaral aventa a hipótese de uma 
falha inversa, cujo plano teria sido atravessado pelas sondagens. Como con-
sequência do falhamente os sedimentos teriam sido rebaixados sem terem 
ainda se ajustado às novas condições de compactação. Outra hipótese aven-
tada por Amaral é que as condições de sedimentação dos argilitos mais 
profundos teriam influído na intensidade de aumento progressivo da compac-
tação. É interessante assinalar que a pressão dos sedimentos superiores, 
naquelas sondagens, produziu moldes externos de grãos de areia em placas 
de mica de arenitos profundos. Essas marcas são aí comuns. 
DETERMINAÇÃO DA POROSIDADE 
Aqui devemos considerar duas situações, conforme o material seja coe-
rente ou incoerente. 
I) Porosidade de materiais coerentes 
As amostras devem ter um volume de cerca de 15 a 25 cm 3 , correspondente 
a um peso de cerca de 30 a 60 g. Após a remoção da água ou do petróleo, as 
amostras são secadas por várias horas em estufa a 110°C antes da pesagem. 
Quando a amostra está embebida de petróleo, executa-se antes da secagem a 
extração do mesmo. A extração do petróleo é feita em aparelho denominado 
Soxhlet, usando-se como solvente uma mistura na relação 1:3 de clorofórmio, 
cloreto de metileno e álcool benzol ou ainda tetracloreto de carbono. 
a) Método da flutuação 
Determinação do volume dos sólidos — O prato de uma balança é subs-
tituído por uma peça cilíndrica de metal de exatamente mesmo volume do 
prato; em seguida a amostra é amarrada em um gancho, abaixo do cilindro 
metálico, para a sua pesagem, determinando-se assim o peso da amostra no ar. 
Em seguida, a amostra pesada é completamente recoberta dentro de um 
béquer, com tetracloreto de carbono. O béquer é em seguida colocado em 
uma estufa que é ligada a um aspirador. A evacuação é feita até que a tem-
peratura do CC14 seja abaixada por ebulição até cerca de 10°C (após cerca 
de 10 a 20 minutos). A pressão de vapor obtida, de cerca de 50 atmosferas, é 
suficiente para ocasionar a completa penetração mesmo em rochas muito 
fechadas. 
O béquer é retirado da estufa e deixado em repouso até que a tempe-
ratura do CC14 seja igualada à temperatura ambiente. O fio preso à amostra 
é então amarrado ao cilindro metálico e a amostra é pesada dentro do CC1 4 . 
São colocados pesos no prato da balança até que a amostra fique em posição 
de equilíbrio, isto é, não afunde nem flutue no líquido. 
O volume dos sólidos (V>) é encontrado a partir do peso da amostra no 
ar (P ar) menos o peso da amostra no tetracloreto de carbono {PJ, dividido 
pela densidade do tetracloreto: 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 5 7 
A temperatura do tetracloreto deve ser medida em cada determinação 
com uma precisão de 0,5°C porque a densidade do tetracloreto é fortemente 
dependente da sua temperatura. Os valores das densidades variam com a 
temperatura, conforme a Tab. X V I (Muller, 1967). 
T A B E L A X V I - Densidade do tetracloreto de acordo com a temperatura 
Temp. ( ° Q ''ecu Temp. (°C) 
17,0 1,600 21,0 1,592 
17,5 1,599 21,5 1,591 
18,0 1,598 22,0 1,590 
18,5 1,597 22,5 1,589 
19,0 1,596 23,0 1,588 
19,5 1,595 23,5 1,587 
20,0 1,594 24,0 1,586 
20,5 1,593 
Determinação de volume dos poros — A determinação de volume dos 
poros é efetuada em seguida à medição do volume sólido. Após pesagem mer-
gulhada em CC1 4, a amostra é cuidadosamente removida do béquer e exposta 
ao ar livre por alguns segundos, até que o tetracloreto de carbono seja eva-
porado da superfície externa e a amostra exiba aparência de seca. Neste estado 
a amostra é colocada em vidro previamente pesado. O volume dos poros é 
encontrado a partir do peso da amostra impregnada com CC14 (P2) menos 
o peso da amostra seca (P ar), dividindo-se a diferença pela densidade do 
tetracloreto de carbono: 
' P 2 - P a r Vp = • 
"ecu 
Determinação do volume total — O volume total é determinado me-
dindo-se a flutuação da amostra em mercúrio. Este método pode ser aplicado 
somente nos casos em que o diâmetro dos poros seja menor que 0,3 mm, 
porque do contrário o mercúrio penetra na amostra. 
Para se determinar a flutuação usa-se uma balança de pratos, em que 
um dos pratos é substituído por um cilindro metálico, tendo na sua porção 
inferior 3 ou 4 pinos para segurar a amostra, Fig. 56 (Muller, 1967).O ci-
lindro metálico deve ser cerca de 300 g mais pesado que o prato removido. 
A amostra seca (portanto livre de CC14) é pesada no ar determinando-se 
P ar e colocada dentro de um béquer parcialmente preenchido com mercúrio. 
A amostra é completamente mergulhada até o fundo do béquer empurrando-se 
o cilindro (com peso P 3) provido de pinos. São colocados pesos (P4) sobre o 
prato de peso P5 até que a amostra fique suspensa em posição de equilíbrio 
dentro do mercúrio. A seguinte equação será então válida para esta posição 
de equilíbrio: 
Par + P3-VtdHg-P4-P5 = 0, 
1 5 8 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
Figura 56. D e t e r m i n a ç ã o da porosidade 
pelo m é t o d o de f lutuação. (A) Deter-
m i n a ç ã o do volume dos só l idos . (B) De-
terminação do volume total (Segundo 
Muller, 1967) 
onde Vt = volume total da amostra e dH = densidade do mercúrio, portanto 
Vt • dHg — peso do mercúrio deslocado pela amostra. Desta relação segue-se 
que 
K t _ f a r + P 3 - P 5 - P 4 . 
O valor da subtração P 3 - P 5 é constante para a balança usada, e tem 
que ser determinada precisamente só uma vez. A densidade do mercúrio a 
20°C é 13,55. 
Recomenda-se o uso da balança com somente um prato durante longa 
série de medições rotineiras (por exemplo, Mettler K7T, 0 a 800 g). Tais ba-
lanças permitem leitura imediata sem adição de pesos. Pode-se usar um ci-
lindro metálico com um braço que sai lateralmente acima da balança. 
b) Método do porosímetro 
Este método é baseado no princípio do picnômetro. É aplicável princi-
palmente quando o método da flutuação em mercúrio não pode ser usado 
em virtude dos diâmetros excessivamente grandes dos poros ou onde os poros 
são extremamente pequenos (por exemplo, sedimentos argilosos extrema-
mente litificados), onde não se pode obter uma suficiente impregnação com 
CC1 4 . 
No último caso, o volume dos sólidos (Vs) é determinado com o método 
do porosímetro e o volume total (Vt) pela flutuação em mercúrio. 
Neste caso obtém-se a porosidade total, e não a efetiva, porque a amostra 
é finamente moída para se determinar o volume dos sólidos (Vs). 
Determinação do volume total — A amostra é impregnada com CC1 4 
(como foi descrito no método da flutuação) e colocada, enquanto está ligei-
ramente úmida, dentro de um porosímetro completamente seco (picnômetro 
especial). Este é rapidamente fechado e o CC1 4 é derramado através de uma 
bureta por um tubo vertical, para dentro do picnômetro. 
O volume total da amostra resulta da diferença entre a capacidade do 
porosímetro (V0) e a quantidade de CC14 usada em cm 3 (Vccu): 
Este método é usado principalmente nas amostras com diâmetros de 
poros muito grandes. 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 5 9 
Determinação do volume dos sólidos — O peso da quantidade de CC14 
deslocado pelas substâncias sólidas é obtido, quando o peso da amostra no 
ar (P ar) é somado com o peso do porosímetro (P6), preenchido com tetra-
cloreto de carbono, e se o peso do porosímetro preenchido com a amostra e 
tetracloreto de carbono (P7) for subtraído da soma. O volume total dos só-
lidos resulta da divisão dos fatores acima pela densidade do CC1 4, segundo 
a expressão 
K = P* + / a r - Í V 
"ccu 
c) Método da balança de Westphal 
Tanto o método da balança de Westphal quanto o método do densímetro 
de Stoé (que será visto em seguida) são baseados nas relações existentes entre 
volumes e densidades (real e aparente) com as porosidades das rochas sedi-
mentares. 
Utilizando-se a balança de Westphal, pesa-se a amostra, previamente 
seca na estufa a cerca de 100°C, no ar, obtendo-se assim o peso da amostra 
no ar (P ar). Em seguida, ainda com a mesma amostra, agora mergulhada na 
água, dentro de um cesto que acompanha a balança, obtém-se P', menor 
que P ar em virtude do empuxo da água atuando de baixo para cima. Assim, 
teremos P ar - P' = peso da água deslocada (segundo princípio de Arqui-
medes). Mas como a densidade da água é 1, então o peso da água será igual 
a seu volume, que por seu turno corresponde ao volume aparente ou total 
(Vt) da amostra em questão (sólidos + todos os poros). 
Conhecendo-se o peso da amostra Par e o volume aparente ou total 
da mesma, pode-se determinar sua densidade aparente (d'). 
Essa mesma amostra, permanecendo por muito tempo na água (alguns 
dias ou menos, dependendo da amostra), deverá ficar saturada de água e, ao 
pesá-la, teremos o peso P", que será menor que P'. Neste caso, o peso da água 
deslocado é P - P " , que será igual ao seu volume ( á á g u a = 1), que por sua vez 
corresponde ao volume real ou volume dos materiais sólidos (grãos que 
constituem a rocha + poros não comunicados). 
Da mesma maneira que acima foi dito, conhecendo-se o peso da amostra 
no ar (Par) e o volume real ou dos sólidos (Vs) da mesma, acharemos a den-
sidade real (d). 
Então, teremos 
Vt = P ar/cf (volume aparente), 
Vs = P ar/d (volume real), 
dd 
mas, como Par = Vt-d', 
Vt - V - Vt'd'(d-d') _ Vt(d-d') 
dd' d 
Vt - Vs _ d-d' _ _P_ 
Vt d ~ 100' 
1 6 0 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
Pelas relações acima, isto é, determinando-se os volumes (aparente e 
real) ou as densidades (aparente e real), pode-se chegar ao valor de porosidade 
efetiva em valores percentuais. 
Quando a amostra for muito porosa, deverá ser parafinada, para que a 
água não penetre já na fase de determinação de F. Nesse caso, a amostra 
deverá ser pesada antes e depois de mergulhada na parafina para se subtrair 
o volume de parafina utilizado. Sabendo-se que a densidade da parafina = 0,78, 
pode-se fazer o necessário desconto do volume de parafina. 
d) Método do densímetro de Stoè 
Enquanto a balança de Westphal serve para determinar a porosidade 
efetiva de amostras pequenas, que muitas vezes podem não indicar valores 
suficientemente representativos da rocha, o densímetro de Stoe permite tra-
balhar com amostras grandes, isto é, com pesos maiores que 300 g, permitindo 
portanto obter dados mais representativos. 
Na forma ordinária da balança de Walker, o peso usado no braço curto 
deve ser considerável para contrabalançar mesmo um pequeno fragmento de 
rocha, suspenso no braço longo. Como consequência, somente pequenos 
fragmentos de rocha deveriam ser usados, e para amostras grandes o resultado 
seria inferido a partir de dados obtidos em fragmentos pequenos. Contudo, 
a não ser que a rocha seja muito homogénea, erros consideráveis seriam 
introduzidos com essa extrapolação. 
No densímetro de Stoê (Fig. 57) a barra horizontal A é contrabalançada 
por um peso B, que corre ao longo de um pino rosqueado C. A peça deslizante 
D pode ser deslocada e colocada assim em qualquer posição ao longo do 
braço, da barra horizontal. Para se fazer a determinação das densidades real 
e aparente, que serão usadas para se encontrar a porosidade efetiva, adota-se 
o seguinte procedimento: 
— Nivela-se o aparelho com o fio de prumo E. 
— Calibra-se o mesmo, sem a peça deslizante D, com o auxílio do peso B. 
— Pendura-se a peça D, no braço, com a escala no valor 500 mm. 
— Suspense-se a amostra, de peso maior que 300 g, e tara-se o apa-
relho colocando-se pesos e areia no cesto preso a D. 
— Levanta-se a cuba cheia de água (F), mergulhando-se totalmente a 
amostra dentro da mesma. Deve-se tomar o cuidado de eliminar even-
tuais bolhas de ar. 
— Desloca-se a peça D para a esquerda, até que se encontre novo equi-
líbrio. Conseguido isso, lê-se a nova posição da peça deslizante, 
tendo-se assim o deslocamento em mm, e determina-se o valor da 
densidade aparente d', em uma tabela que acompanha o aparelho. 
Para se encontrar a densidade real (d), procedemos da mesma maneira, 
já descrita, deixando-se a amostra dentro da água durante dois ou três dias, 
a fim de que a água penetre bem nos poros. Depois desse prazo,equilibra-se 
a balança e se faz nova leitura, obtendo-se nova diferença em mm. Assim, 
í n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 6 1 
AMOSTRAVâ 
6 0 0 MM 
D A 
|N i i | i i i i | i i i i | i i i i ] iT t i | i i i i | i i i i | in i | 
Figura 57. D e n s í m e t r o de Stoê 
pela tabela, pode-se encontrar o valor de d (densidade real). Tendo-se os va-
lores d e d', pode-se encontrar a porosidade efetiva pela relação 
P = 
d-d' 
x 100. 
e) Método do volumímetro de Russell 
O volumímetro de Russell consiste de dois tubos graduados, que se 
ligam a duas expansões (bulbos) comuns a ambos (A e B). Uma dessas expan-
sões (B) pode se encaixar (sem folga) na parte superior do frasco C. Com o 
frasco C em posição, o volume abaixo do ponto O é igual àquele acima do 
ponto mais alto da graduação (Z'). Veja a Fig. 58. Essa coincidência nem 
sempre é possível de modo que comumente se torna necessária uma correção. 
Para se usar o aparelho, retira-se o frasco C e enche-se o bulbo B com 
tetracloreto de acetilênio até que o nível do líquido atinja Z'. Enquanto isso, 
a amostra é saturada com o mesmo líquido (somente os poros com comu-
nicação externa). Depois, a amostra é introduzida no frasco C, e o aparelho 
é encaixado e colocado na posição vertical executando-se a leitura. A di-
ferença entre essa leitura e a leitura Z ' (ou outra qualquer, se o nível não 
estava coincidindo com a referência) fornece o valor do volume do espécime 
sólido, tanto dos sólidos como dos poros (que estavam cheios de líquido da 
imersão prévia). O volume dos grãos é determinado moendo-se o material e 
colocando-se uma quantidade previamente pesada de pó seco no aparelho 
de Russell. Deve ser introduzida correção para qualquer perda de material 
durante a moagem. A diferença entre o volume dos fragmentos sólidos e o 
volume original dos grãos, multiplicado por 100, fornece a porosidade da 
rocha em porcentagem. 
As principais fontes de erros na utilização deste aparelho são aquelas 
devidas a mudanças de temperatura e perda de material durante a moagem. 
O primeiro raramente é apreciável. A perda na moagem pode ser controlada 
1 6 2 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
T U B O S GRADUADOS 
Figura 58. V o l u m í m e t r o de 
Russell (Segundo Krumbein 
e Pettijohn, 1938) 
INDICADOR DE 
DIF. DE PRESSÃO 
VALV. DE 
;,PURIFIC. 
. INTERRUPTOR 
PISTÃO^ D E 
RE FE R EN Cl A 
VÁLV DE - ® 
UNlÃOi 
t i 
R E C I P I E N T E r*-^ x~H 
OE AMOSTRA 
I 
J L 
PISTÃO D E MEDIÇÃO 
ni|i •• i| i uipTrrrr nrrrn 
t f í 
TARA í NÚMERO 
ZERO V X I N I C I A L 
IEM CC.) 
Figura 59. Pr inc íp io do p i c n ô m e t r o a ar de Beckman (Se-
gundo Muller, 1967) 
pesando-se a amostra original e o pó seco. A diferença de volume resultante 
da perda é proporcional à diferença de peso observada. 
A saturação prévia da amostra, antes da introdução no frasco C, pode 
ser evitada se usarmos mercúrio nesta fase e água na determinação do volume 
dos sólidos, após a moagem. 
0 Porosímetro de Beckman 
O porosímetro ou o picnômetro de ar Beckman, modelo 930, permite 
medidas rápidas e suficientemente precisas do volume dos sólidos, que cons-
tituem uma amostra de rocha. 
O instrumento é constituído de cilindros completamente iguais e seus 
pistões (A e B). Quando não existe amostra em nenhum dos cilindros e a 
válvula estiver fechada, qualquer mudança na posição de um dos pistões deve 
ser contrabalançada pelo correspondente movimento do outro pistão, de tal 
maneira que mesma pressão seja mantida em ambos os lados do medidor 
de pressão diferencial. 
Se uma amostra de volume Vx, que consiste do volume Vy da vasilha e o 
volume dos sólidos da amostra Vs, for colocada dentro do cilindro B com 
a válvula de conexão fechada, então a pressão de ambos os lados será desigual, 
se ambos os pistões estiverem na posição 2. Agora, se o pistão B for movido 
da posição 2 para 3, em uma grandeza equivalente ao volume Vx, as pressões 
em ambas as câmaras serão novamente equalizadas. A diferença dx, de des-
locamento entre as posições 2 e 3, é diretamente proporcional ao volume 
desejado Vx, e pode ser lido no mostrador em cm 3 sem nenhuma correção. 
O valor Vs (volume dos sólidos da amostra) é fornecido pela subtração do 
volume da vasilha (Vy), isto é, 
Vs = Vx - Vy. 
l inação das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 6 3 
A densidade (d) do material é obtida dividindo-se o peso do material 
(Par) pelo seu volume sólido (Vs). 
O porosímetro Beckman não pode ser usado no caso de rochas com 
poros muito pequenos (folhelhos, calcilutitos e mesmo arenitos argilosos) 
porque a compensação da pressão ocorre muito lentamente e é alterada pela 
adsorção do gás pelas superfícies internas maiores das amostras. A vantagem 
prática do método, no entanto, reside na possibilidade de aplicação na deter-
minação de porosidade de arenitos, calcarenitos ou dolomitos de cristali-
nidade bem desenvolvida (veja o esquema do aparelho na Fig. 59). 
g) Método do flutuador em mercúrio 
Este método foi idealizado por Athy (1930) e posteriormente utilizado 
com modificações por Amaral (1955). Serve para a determinação da poro-
sidade total de sedimentos. Basicamente, o aparelho usado é constituído de 
um suporte metálico, que sustenta uma tábua de altura regulável. Sobre a 
tábua colocamos um frasco (béquer) contendo mercúrio. Para completar o 
sistema, tem-se a armação de arame com uma rolha de cortiça provida de 
três estiletes, os quais suportam a amostra, e um prato suspenso na parte 
inferior da armação (Fig. 60). 
Por este método, determinamos o volume total (sólidos mais poros) 
pelo flutuador acima descrito, e o volume dos sólidos por um volumímetro 
(por exemplo: volumímetro de Russell). 
Para se ter o volume total procede-se do seguinte modo: 
1) Prende-se a tábua firmemente no suporte metálico. 
2) Coloca-se o béquer cheio de mercúrio sobre a tábua e dentro do béquer 
a amostra previamente aparelhada (em forma cilíndrica achatada de 3 a 4 cm 
de dimensão maior). 
3) Adapta-se a armação sobre a amostra, através dos três estiletes, tendo 
suspensa na parte inferior um prato. 
4) No prato, coloca-se areia em excesso, o que provocará afundamento 
total da amostra dentro do mercúrio. Em seguida retira-se cuidadosamente 
parte da areia com uma espátula, até que se obtenha o equilíbrio do con-
junto. Nesta posição a amostra deverá ficar totalmente imersa no mercúrio, 
mas a armação deverá ter os braços livres, sem tocar as bordas do béquer. 
5) Obtido o equilíbrio acima, retira-se o prato com areia e efetua-se a 
sua pesagem. A amostra também deverá ser retirada e pesada, tomando-se 
o cuidado para evitar perda de parte da amostra. 
A soma constituída pelas parcelas: peso da amostra + peso da armação + 
+ peso do prato + peso da areia (tara) corresponderá ao valor do empuxo 
sofrido pela amostra, de baixo para cima, quando imersa em equilíbrio no 
mercúrio (densidade d = 13,55 a 20°C). Deste modo o volume total Vt da 
amostra é calculado pela fórmula 
Vt = I/d. 
1 6 4 i n t rodução à sedimentologia 
E S T I L E T E S 
8E'QUER 
ARMAÇÃO 
Figura 60. D e t e r m i n a ç ã o da porosidade 
total. Flutuador em mercúrio para sedi-
mentos incoerentes. (Segundo Athy, 1930. 
Modificado por Amaral , 1955) 
Como os pesos da armação e do prato são constantes para um dado 
sistema, estes são determinados uma única vez e, nas operações subsequentes, 
pesam-se apenas a amostra e a tara necessária (areia) para equilibrar a amostra 
dentro do mercúrio. 
A seguir, desagrega-se a amostra e determina-se o volume real dos só-
lidos (Vs) por meio de um volumímetro. 
Para a determinação da porosidade aplica-se a fórmula 
Vt - Vs 
Vt x 100, 
obtendo-se assim o valor da porosidade total em porcentagem. 
Para evitara perda de mercúrio durante as operações, recomenda-se 
trabalhar com o sistema dentro de uma gaveta bem vedada. 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 6 5 
II) Porosidade de materiais incoerentes 
Para se medir a porosidade de um sedimento incoerente, por exemplo, 
dos sedimentos da Bacia de São Paulo ou da Bacia de Taubaté, ou mesmo 
de areias de praia, introduz-se um cilindro metálico em forma de tubo de 
paredes finas com volume interno conhecido, digamos, 50 cm 3. Retira-se, 
assim, um volume conhecido de amostra que é secada lentamente. Depois 
que o material estiver seco, vai-se colocando água gradativamente até haver 
completa saturação. Medindo-se o volume de água necessário para que 
ocorra a saturação completa, pode-se ter diretamente a porosidade. Supo-
nhamos que para saturar 50 cm 3 de material foram necessários 12 cm 3 de 
água; então a porosidade será de 24%. 
Neste caso, deve-se tomar o máximo de cuidado para perturbar o mí-
nimo possível a disposição dos grãos, usando-se tubos de paredes finas, 
porque isso pode alterar os valores de porosidade. 
III) Outros métodos de determinação de porosidade 
Existem outros métodos que fornecem porosidade efetiva. Entre eles vale 
a pena citar o da bomba de mercúrio Baroid, em uso nos laboratórios da 
Petrobrás. Neste aparelho, executa-se a leitura O da bomba (sem amostra) 
e em seguida a leitura da bomba com a amostra. A diferença entre as duas 
leituras fornece o volume externo da amostra. A seguir, executa-se a leitura 
da bomba à pressão de 750 lb/pol 2 , quando a amostra deverá ficar totalmente 
saturada de mercúrio. A porosidade é dada pelos espaços vazios ocupados 
por gás mais água mais petróleo em cm 3 , em caso de rocha contendo todos 
esses elementos. 
Outro processo de determinação de porosidade requer a utilização de 
perfis geofísicos de poços. Estes valores são encontrados a partir de ábacos 
especiais, utilizando-se perfis apropriados. Entre esses perfis poderiam ser 
citados: microperfil, perfil sônico e perfil de nêutron. 
IMPORTÂNCIA DO ESTUDO DA POROSIDADE DAS 
ROCHAS SEDIMENTARES 
A propriedade característica das rochas sedimentares, de apresentarem 
considerável grau de espaços porosos, é a razão da ocorrência de água e 
hidrocarbonetos líquidos ou sólidos na parte superior da litosfera terrestre. 
A porosidade pode ser superior a 80% nos sedimentos pelíticos recentes, 
enquanto que nas areias modernas são em torno de 40%. Nos casos consi-
derados neste capítulo, estamos sempre interessados na porosidade definida 
pelos espaços intergranulares, que é o caso mais comum em rochas sedi-
mentares detríticas. Mas, nos casos de outros tipos de rochas (cristalinas), 
existe um tipo de porosidade definida pelas fraturas, que é mais importante 
nos problemas de água subterrânea em regiões de rochas metamórficas e 
ígneas, já que a porosidade intergranular é praticamente inexistente nestas 
áreas. 
1 6 6 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
Os espaços porosos são continuamente modificados durante os tempos 
geológicos, tanto em seus tamanhos como em formas, pela pressão devida ao 
soterramento por sedimentos mais novos e por processos diagenéticos, em 
que soluções intersticiais desempenham um papel importante na autigênese 
e alteração dos minerais. A acumulação e produção de petróleo e água estão 
intimamente ligadas às propriedades das rochas como reservatórios e aos 
seus processos de fluxo. É, portanto, de considerável importância científica 
e prática determinarem-se a porosidade e a permeabilidade das rochas se-
dimentares. 
PERMEABILIDADE 
A permeabilidade é a propriedade de uma rocha permitir a passagem 
de fluidos através dela sem se deformar estruturalmente ou ocasionar o des-
locamento relativo de suas partes. Uma rocha é considerada permeável 
quando permite a passagem de uma apreciável quantidade de fluido através 
dela e impermeável se a razão de fluxo for insignificante. Obviamente, a razão 
de descarga de fluidos, através de uma dada seção transversal, depende não 
somente da rocha em si mas também da natureza do fluido e do gradiente 
de pressão hidrostática. 
Não existe uma conexão direta entre a porosidade e permeabilidade, 
embora seja verdade que rochas de alta porosidade sejam, em geral, muito 
permeáveis. Isso se deve somente ao número de poros interligados e teori-
camente é impossível ter-se uma rocha com muitos poros sem comunicação 
e, assim, ser impermeável. Sob certas condições específicas, o valor apro-
ximado da permeabilidade pode ser estimado a partir de dados de análises 
granulométricas e determinações de porosidade, mas na maioria dos casos é 
preferível recorrer-se à determinação direta. 
Hoje em dia a permeabilidade das rochas é determinada, na maior parte 
dos laboratórios, utilizando-se o ar como fluido de medição, porque ele 
possui a vantagem de não trazer modificações nas amostras por dissolução 
ou entumecimento por hidratação de eventuais minerais suscetíveis a essas 
ações. 
A permeabilidade pode ser expressa pela velocidade de fluxo ou vazão Q 
(cc de fluido por segundo), que passa através de uma amostra cilíndrica de 
rocha de seção ,4 (cm2) e comprimento L(cm). Como a velocidade depende 
também do gradiente de pressão P, - P2 (em atmosferas) e da viscosidade 
do fluido n (em centipoises), as relações observadas entre estes fatores podem 
ser expressas pela fórmula: 
\iL 
O coeficiente de proporcionalidade K é a permeabilidade, que é um fator 
característico da rocha em questão. Este coeficiente de permeabilidade foi 
chamado darcy. Uma rocha possui uma permeabilidade de 1 darcy, quando 
ela deixa passar 1 cm 3 de fluido de viscosidade 1 centipoise, por segundo, 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 6 7 
através de uma seção de 1 cm 2 de área e comprimento de 1 cm, quando sub-
metida a uma diferença de pressão de 1 atm (atmosfera) entre os extremos da 
amostra. Então temos a lei de Darcy expressa por 
A(PÍ-P2) 
Como o darcy é uma unidade muito grande para os casos normais, 
costuma-se usar o milidarcy, que equivale à milésima parte do darcy. A per-
meabilidade dos arenitos armazenadores de petróleo varia de 1 a 3000 mi-
lidarcys. Segundo Levorsen (1954, p. 102), sob o ponto de vista de produ-
tividade de petróleo, permeabilidade de 10 milidarcys é considerada regular; 
de 10 a 100, boa; e de 100 a 1000 milidarcys, muito boa. Porém há casos 
excepcionais em que há boa produtividade com permeabilidade menor que 
í milidarcy. Em arenitos pertencentes à Formação Botucatu (Cretáceo da 
Bacia do Paraná), foram obtidos os seguintes valores de permeabilidade: 
731 milidarcys, perpendicularmente à estratificação, e 1173 milidarcys, para-
lelamente. Os folhelhos podem possuir permeabilidade tão baixa quanto 10""4 
milidarcys e os calcários IO""7. 
FATORES QUE I N F L U E M NA PERMEABILIDADE 
O coeficiente de permeabilidade K de um sedimento inconsolidado é 
afetado pela granulometria e seleção das partículas, forma dos grãos e arranjo 
das partículas. Os efeitos do tamanho e da uniformidade de tamanho dos 
grãos foram estudados experimentalmente por vários autores. Krumbein e 
Monk (1942), por exemplo, usaram uma areia de lavagem glacial que foi 
peneirada e recombinada em misturas de areias de composição desejada. 
Esses autores encontraram que o coeficiente de permeabilidade varia com o 
quadrado do diâmetro e inversamente com o logaritmo do desvio-padrão. 
Em outros termos, a permeabilidade aumenta com o aumento da granu-
lometria e com a melhoria do grau de seleção, Fig. 61 (Pettijohn, 1957). 
As formas dos constituintes granulares, expressas pela sua esfericidade, 
afetam de algum modo a permeabilidade. Além disso, como areias com esfe-
ricidades mais baixas possuem porosidades mais altas, certamente devem 
apresentar também permeabilidadesmais altas. 
Como a permeabilidade é dependente do tamanho e forma dos poros, 
é dependente não somente do tamanho dos grãos mas também da dispo-
sição espacial das partículas. Para materiais de uma determinada granulação 
a permeabilidade depende somente da disposição das partículas. Nessas con-
dições quaisquer mudanças, que aumentem a porosidade, aumentam também' 
os valores de permeabilidade. Em sedimentos estratificados tem sido verificado 
que a permeabilidade é maior em direção paralela ao acamamento do que 
perpendicularmente ao mesmo. Certamente este último fato está ligado à 
petrofábrica anisotrópica dos minerais placóides, tais como dos minerais de 
argila. 
1 6 8 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 6 9 
Figura 61. Superfície de permeabilidade. 
Mostra o controle m ú t u o da permeabili-
dade em função da granulação média e 
desv io -padrão . (Segundo Krumbein e Monk, 
1942. I n : Pettijohn, 1957) 
RELAÇÕES ENTRE A POROSIDADE E A PERMEABILIDADE 
Embora a porosidade e a permeabilidade sejam grandezas geometri-
camente distintas, apresentam certas correlações. Obviamente, uma rocha 
não-porosa é também impermeável. Por outro lado, uma rocha altamente 
porosa não é necessariamente muito permeável. Por exemplo, rochas argilosas 
de granulação fina, embora muito porosas, são só levemente permeáveis. 
As relações entre porosidade, permeabilidade e granulometria foram estu-
dadas por Engelhardt e Pitter (1951; in Pettijohn, 1957). Teoricamente, 
tem-se 
K = 2 1 0 7 T Í ) > ' 
onde K é a permeabilidade em darcy, P é a porosidade e S é a superfície espe-
cífica (centímetros quadrados por centímetro cúbico) de areia. A superfície 
específica é uma função da forma e tamanho dos grãos; ela pode ser calculada 
a partir da granulometria, se os grãos forem considerados esféricos. As re-
lações teóricas foram obtidas por estudos experimentais de areias soltas. 
Se a superfície específica S for calculada para um sedimento consolidado 
e obtida também a partir de medidas de porosidade e permeabilidade, os 
resultados serão discordantes. A diferença encontrada é a medida do grau 
de cimentação. Naturalmente, a deposição da matéria mineral entre os inters-
tícios reduz tanto a porosidade como a permeabilidade. 
Geralmente não são considerados nos estudos de permeabilidade os efeitos 
da reação entre os minerais de um sedimento e os fluidos contidos. Se estiverem 
presentes argilas intersticiais do grupo da montmorillonita, havendo intro-
dução de água nas rochas-reservatórios de petróleo (por exemplo), pode haver 
entumecimento dessas argilas e consequente bloqueio de circulação. 
MÉTODOS DE DETERMINAÇÃO DE PERMEABILIDADE 
Aqui também podem ser considerados, como no caso da determinação 
da porosidade, casos de sedimentos inconsolidados e sedimentos consolidados. 
A) Sedimentos inconsolidados 
A permeabilidade de materiais inconsolidados é comumente determinada 
no laboratório por medidas da razão de fluxo de um fluido, normalmente 
água, através de uma coluna do sedimento em questão, contido em algum 
tipo de cilindro de percolação. Stearns (1927) descreve o teste idealizado por 
Meinzer. Dois tipos de aparelhos são usados. As diferenças estão unicamente 
no comprimento dos cilindros de percolação. Um dos cilindros tinha 48 po-
legadas de altura e o outro 56 polegadas, construídos de cobre e tendo um 
diâmetro de 3 polegadas. Havia uma abertura próxima ao fundo, para entrada 
de água e outra próxima ao topo para descarga da água que subia através 
da coluna de sedimento, Fig. 62 (Krumbein e Pettijohn, 1938). 
Figura 62. P e r m e â m e t r o de Meinzer usado especial-
mente em sedimentos incoerentes (Segundo Krumbein 
e Pettijohn, 1938) 
A diferença de nível entre o topo e a base é regulada por meio de um 
suprimento ajustável e determinada pela leitura dos tubos capilares ligados no 
topo e na base do cilindro. A parte da água que extravasa é recolhida em um 
cilindro graduado. A água é então introduzida lentamente na parte inferior 
do cilindro e vai passando através da amostra, previamente compactada, 
para ocupar o menor volume e, quando se inicia uma descarga uniforme no 
topo do cilindro, o teste é começado. A temperatura é lida, as diferenças de 
nível nas colunas capilares são tomadas e a razão de descarga é estabelecida 
para períodos de 30 ou 60 segundos. Diversos testes com diferentes níveis 
de água são registrados. 
1 7 0 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
B) Sedimentos consolidados 
De acordo com o método de Niitting (1930), a rocha é cortada em discos 
de tamanho padrão de cerca de 1/2 polegada de diâmetro e 5 mm de espes-
sura. Esta amostra deve ser envolvida lateralmente por lacre e cimentada 
dentro de tubo de seção cilíndrica. A amostra convenientemente preparada é 
adaptada em um tubo ligado a uma garrafa de gás. O tempo requerido para 
um determinado volume de gás passar pela amostra é registrado e a per-
meabilidade é determinada por intermédio de tabelas. ' 
Nevin (1932) e Botset (1931) depreciam o valor de determinação de per-
meabilidade efetuada por meio de água, que flui através da areia ou rocha. 
A razão de fluxo da água através da areia diminui com o tempo. Segundo 
Botset isso se deve à hidrólise da sílica pela água e ocorre a formação de 
ácido silícico. Portanto, Nevin recomenda o uso de ar na medida de fluxo 
através de amostras. Ainda, segundo este autor, haveria uma relação direta 
entre a permeabilidade ao ar e à água das amostras. 
Durante a perfuração de um poço para petróleo, vários dados podem 
ser obtidos a fim de se ter uma ideia aproximada da permeabilidade da rocha 
que está sendo perfurada. Em determinados casos têm-se valores mais inte-
ressantes do que aqueles medidos em laboratórios, pois neste caso algumas 
amostras são tomadas para representar dezenas de metros de espessura de 
sedimentos. Um desses casos pode estar ligado à diluição de lama por pe-
netração da água das formações na lama, quando as pressões das perfurações 
são muito altas, ou ocorre perda de circulação de lama, quando as formações 
possuem pressões menores do que o peso da coluna de lama de perfuração. 
Frequentemente o segundo caso está ligado a fraturamentos ou cavernas nas 
formações carbonáticas. Outro dado que pode estar ligado à maior permea-
bilidade é a diminuição do tempo de perfuração. 
CONCEITOS DE PERMEABILIDADES ABSOLUTA, 
EFETIVA E RELATIVA 
A permeabilidade absoluta é aquela determinada em laboratório, se-
gundo a lei de Darcy, que é válida para um fluido que sature por completo 
um meio poroso. Isto não se verifica na natureza, onde existem juntamente 
água, gás e petróleo ou água e gás, etc. 
A permeabilidade efetiva é aquela determinada para um certo fluido 
(gás, petróleo ou água) na presença do outro. O valor desta permeabilidade 
difere com a saturação de fluidos e meio, e há proporcionalidade na mudança 
da permeabilidade com a saturação, mas esta varia com a amostra, então 
deverá ser determinada empiricamente. Exemplos: Ko (60,13), significa per-
meabilidade efetiva para petróleo, em havendo 60% de petróleo, 13% de 
água e os restantes 27 % de gás. Ka (50,40) significa permeabilidade efetiva 
para água, quando a porcentagem de saturação é de 50 % de petróleo, 40 % 
de água e 10% de gás. 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 171 
A permeabilidade relativa é obtida pela relação entre a permeabilidade 
efetiva e a permeabilidade absoluta (saturação de 100 %). Têm-se, assim, os 
valores Kra = Ka/K ou Kro = Ko/K. O valor máximo, com a saturação de 
100%, é a unidade. A permeabilidade relativa terá diferentes valores, de-
pendendo da natureza do outro fluido ou fluidos presentes. É determinada 
experimentalmente para cada caso particular. Para exemplificar, uma dadaamostra com petróleo e gás retém capilarmente o petróleo até 30%, quando 
fluirá somente o gás e a permeabilidade ao petróleo é nula. É representado 
pelo trecho a da curva tracejada (Fig. 63). No ponto b, com 55 % de petróleo, 
ambos fluirão com a mesma intensidade. Acima deste ponto, o gás vai fluindo 
cada vez menos, em forma de bolhas descontínuas dentro do petróleo. 
P O R C E N T A G E M D E P E T R Ó L E O I B E S T O = G A S ) 
Figura 63. C u r v a de permeabilidade relativa entre petró leo e gás 
Considerando-se a permeabilidade relativa à água, o gráfico mostra que 
ela flui quando sua porcentagem alcança valores maiores do que 20%. Com 
valores inferiores, a água se adere capilarmente aos grãos. Em toda a extensão 
representada por a, fluirá somente petróleo. No ponto b da curva (Fig. 64) 
a água e petróleo fluirão com iguais intensidades. Depois, também o petróleo 
continuará fluindo com a água, mas cada vez em menores quantidades. 
P O R C E N T A G E M D E A G U A [ R E S T O = P E T R Ó L E O ) 
Figura 64. C u r v a de permeabilidade relativa entre petró leo e á g u a 
1 7 2 i n t r o d u ç ã o à sedimentologia 
CÁLCULO DE PERMEABILIDADE EFETIVA A PARTIR 
DE DADOS DE TESTES DE FORMAÇÃO 
Durante ou após a perfuração dos poços de petróleo, são realizadas 
operações denominadas testes de formação. Estas geralmente têm a finalidade 
de permitir que uma "formação" produza fluidos, antes da completação final 
de um poço, para se decidir sobre a necessidade ou não desta fase final. Para 
sua execução serve-se dos princípios básicos da mecânica e hidromecânica, 
utilizando-se diversos instrumentos tubuliformes, que vão atarrachados na 
extremidade das hastes de perfuração até atingirem a profundidade do teste. 
Basicamente os instrumentos de teste de formação são constituídos de con-
juntos de tubos com válvulas e registradores de pressão e mecanismos para 
acionar esses dispositivos. 
Como resultados dessas operações, são obtidos dois tipos de registros 
de variação das pressões: carta tipo "T" e carta tipo "E". Para o nosso caso 
tem interesse somente o tipo "T", que nos casos ideais possui a configuração 
mostrada na Fig. 65. Nesta figura temos: 
PHI = pressão hidrostática inicial, 
PEI = pressão estática inicial, 
PFI = pressão de fluxo inicial, 
PFF = pressão de fluxo final, 
PEF = pressão estática final 
e 
PHF = pressão hidrostática final. 
I" A S S E N T A M E N T O DO O B T U R A D O R 
2 = A B E R T U R A D E V Á L V U L A DE D I S C O 
(SI 
o PHI PHF 
CL PEI | \ 
m 
r / l P E F \
f P F I / j PFF | H , o 
i < 
to 
y 1 2 I \
lu 
tr 
0. 
I ' X 
I 1 \ 
1 1 \ 
Figura 65. Conf iguração geral da 
carta T de teste de formação 
T E M P O I M I N U T O S ] » 
A permeabilidade efetiva neste caso é calculada pela fórmula 
49,6 x Q x 
K = 
onde h x AP 
K = permeabilidade efetiva em milidarcy (md); 
Q = produção média de fluido, em barris por dia, obtida no teste de for-
mação; 
f1 = viscosidade do fluido recuperado em centipoises; 
h = espessura da zona testada, em metros; e 
AP = queda de pressão através de um ciclo logarítmico (1 a 10). 
d e t e r m i n a ç ã o das propriedades das rochas sedimentares em laboratório 1 7 3 
Na obtenção do AP usamos uma construção gráfica em que no eixo das 
ordenadas são marcadas as pressões (em libras/polegada quadrada) em escala 
aritmética e nas abscissas aparecem os valores de —.r— marcados em escala 
0 
logarítmica, sendo t o tempo de fluxo e 9 o tempo de fechamento para a 
pressão estática final (veja a carta "T", Fig. 65). 
Para a obtenção de AP (Fig. 66), traça-se uma linha horizontal passando 
pelo valor de PEI. Une-se o ponto obtido pela interseção desta horizontal, 
e eixo das pressões, com o ponto obtido pela marcação da PEF na abscissa 
t + 0 
—jõ—' correspondente ao tempo do teste. Prolonga-se esta linha até o valor 
de ^—r = 10, em cuja ordenada se lê o valor P 1 0 . Então AP será igual a 
PEI-P10. Exemplo: 
PEI = 2 845 1ib/pol2; 
PEF = 2 809 l ib/pol 2 ; 
í = 30 min; 
0 = 30 min; 
P l c = 2 700 lib/pol 2 . 
Então AP = 2 845-2 700 = 145 lib/pol 2 . 
Sabendo-se o valor de AP, determina-se a viscosidade e, juntamente com 
a espessura da camada testada e produção média obtidas durante o teste 
de formação, entra-se na fórmula para se achar o valor de K. A permeabilidade 
efetiva por este processo, apesar de aproximada, é de grande valor, pois 
traduz a permeabilidade média de toda a zona drenada pelo teste de formação.