Tipos de cimento e porosidade apostila

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Tipos de cimento, permeabilidade e 
porosidade (Apostila II) 
 
Professor: Artur Corval 
 
 
1 - MINERAIS DIAGENÉTICOS: 
 
Durante os processos diagenéticos, a sílica está presente em muitos sedimentos, 
sob as mais diferentes formas, podendo se formar em qualquer estágio da 
diagênese. Sob o ponto de vista prático a sílica é considerada insolúvel, em 
relação aos demais minerais sedimentares. Entretanto, mostra reatividade química 
em determinadas condições. Em condições de pH abaixo de 9, a 25
o
C, o quartzo 
entra em equilíbrio com a água. Esta situação que pode ser representada por: 
 
SiO
2 
+ 2H
2
O → H
2
SiO
4 
 
Em condições normais, o quartzo em equilíbrio com a água tem a solubilidade de 
6-10 ppm. Porém, a sílica amorfa, nas mesmas condições, tem a solubilidade 
aumentada de 100-140 ppm. 
 
Normalmente, com o aumento do pH (alcalino) a solubilidade da sílica aumenta. O 
aumento da salinidade promove o aumento do pH das águas do mar, e, 
conseqüentemente, a solubilidade da sílica. 
 
Na pedogênese, a sílica possibilita a formação de complexos orgânicos que 
aumentam a solubilidade da sílica, conforme se pode observar em lâminas de 
solos. Segundo Surdam et al (1984), durante a geração de hidrocarbonetos, na 
mesogênese, há a liberação de ácidos orgânicos que formam complexos 
orgânicos com o Al3+ oriundos de feldspatos, gerando porosidade secundária e, 
conseqüentemente colocando a sílica em solução. De igual modo, em presença de 
Fe3+, a sílica também sofre aumento de solubilidade. Tal fato pode ser verificado 
por meio de feições de corrosão profundas observadas em quartzo. 
 
A precipitação de SiO2 está ligada às condições de pH da solução. Assim sendo, 
em condições ácidas, a sílica precipita. A presença de grãos de quartzo pode 
nuclear a sílica em solução dando origem a crescimentos secundários. Em 
soluções supersaturadas em sílica precipitam sílica sob a forma de opala ou de 
quartzo microcristalino (ou ainda, sílex, calcedônia). 
 
 
1.1 - FONTES DE SÍLICA: 
 
A diagênese silicosa é extremamente comum, principalmente, em quartzo arenitos 
(arenitos quartzosos). É notável nos arenitos paleozóicos de nossas bacias 
cratônicas, notadamente os da Formação Furnas, da Bacia do Paraná, a presença 
de cimentos quartzosos e outros ligados à cimentação silicosa que tornam as 
rochas extremamente duras e fechadas. Também, na Bolívia, os arenitos 
quartzosos são extremamente duros e fechados. Logo, o gás é produzido em 
reservatório fraturado. A diagênese silicosa está ligada às inúmeras fontes que 
fornecem SiO2 para as águas das bacias. Fontes de SiO2, assim como sua 
precipitação, podem ocorrer em qualquer estágio diagenético (eo, meso e 
telogenético). São inúmeras as fontes de sílica possíveis reportadas por diversos 
autores. 
 
Segue uma síntese das principais fontes de sílica: 
 
a) Liberação de SiO2 pela dissolução por pressão entre grãos de quartzo e dos 
siltitos de camadas adjacentes; 
 
b) A alteração e substituição de feldspatos e de outros silicatos em condições 
diagenéticas (eo, meso e telogenético); 
 
c) Intemperismo de rochas silicosas e, posterior incorporação dos fragmentos nas 
águas meteóricas; 
 
d) Solubilização de carapaças e de espículas silicosas de protozoários e 
invertebrados (radiolários, diatomáceas, espongiários) tanto nas águas do mar 
como em rochas (folhelhos e arenitos); 
 
e) Hidratação de rochas e vidros vulcânicos; 
 
f) Na substituição de grãos (feldspatos e quartzo) das rochas por carbonatos e 
sulfatos; 
 
g) Na conversão de esmectitas em ilitas durante o soterramento; 
 
h) Da liberação da decomposição de complexos orgânicos naturais; 
 
i) Da dissolução diagenética de grãos de quartzo e feldspatos durante a história de 
soterramento de rochas (sem dissolução por pressão); 
 
j) De silicatos amorfos acumulados em lamas e areias. 
 
1.2 - TIPOS DE CIMENTOS DE SÍLICA 
 
Crescimento sintaxial (overgrowth) é também conhecido por secundário ou 
sintaxial e consiste no crescimento do quartzo em continuidade cristalina com o 
grão hospedeiro. Esta feição é mais freqüente em grãos monominerálicos do que 
em quartzo microcristalino (sílex = chert). Este processo está condicionado a 
presença de um grão de quartzo que atua como semente (seed) sobre o qual são 
nucleados os íons de SiO2 em solução. 
 
A presença de um grão detrítico, atuando como semente, é essencial para o 
desenvolvimento de crescimentos secundários. O mesmo ocorre com outros 
minerais como feldspatos, turmalinas e outros. 
 
. QUARTZO MICROCRISTALINO E AMORFO: 
 
O quartzo microcristalino (cristais < 15 μm) ocorre sob diferentes formas, 
principalmente como calcedônia (fibroso), sílex (chert) e opala. Normalmente, a 
precipitação lenta de SiO2 leva a formação de megaquartzo e a rápida, em 
soluções supersaturadas de SiO2 gera microquartzo. Nestas condições, havendo 
espaço disponível (poros e fraturas), ocorre o desenvolvimento do hábito fibroso 
da calcedônia. 
 
A opala constitui uma mistura criptocristalina de cristobalita ou tridimita (polimorfos 
do quartzo), só detectável por DRX, que confere à mistura o aspecto amorfo. Sob 
esta forma, pode-se dizer que, freqüentemente, ela é derivada da alteração de 
vidros vulcânicos ou de carapaças silicosas (radiolários, diatomácaeas e espículas 
de espongiários). 
 
Em soluções com altas salinidades, a sílica coloidal tende a formar opala. Isto é 
evidente em condições desérticas, onde as águas intersticiais, por evaporação, 
tornam-se salgadas, aumentando a solubilidade da sílica. Portanto, nestas 
condições, podem ocorrem arenitos cimentados por opala. Nestas condições, a 
sílica se deposita na superfície das rochas formando o chamado “verniz do 
deserto”. Porém, com o tempo e o soterramento, a opala se recristaliza para sílex. 
Por este motivo, é difícil encontrar-se opala em rochas antigas. 
 
. SILCRETE 
 
É uma feição de endurecimento, próximo à superfície, em sedimentos, regolitos, 
saprolitos, solos ou rochas, pela cimentação de sílica, normalmente sílex (chert), 
em condições áridas. Este tipo de cimentação é formado pelas soluções 
circulantes. 
 
Analogamente, calcretes (caliche), gipscretes, foscretes e ferricrete são formados 
pela precipitação de carbonatos, sulfatos de cálcio, fosfatos e hiróxidos de ferro, 
respectivamente, contidos em soluções circulantes. Em condições de alta 
evaporação, próximo à superfície (em condições áridas e quentes) precipitam os 
óxidos. 
 
Silcretes e seus análogos ocorrem como finos filmes, revestindo grãos e rochas, 
também sob a forma de camadas, nódulos, ou mesmo, conferindo o hábito colunar 
e são produtos de processos eogenéticos. Entretanto, em condições telogenéticas, 
por soerguimento e intemperismo de pacotes rochosos, podem ocorrer as mesmas 
condições que na eogênese e, conseqüentemente, a formação de silcretes. 
 
. FELDSPATO DIAGENÉTICO 
 
O feldspato diagenético ocorre em quase todos os tipos de arenitos. Os cimentos 
de feldspato são os mais comuns, pois os K-feldspatos detríticos são os mais 
abundantes e encontrados em arenitos continentais e marinhos rasos de todas as 
idades. 
 
Em essência, a diagênese dos feldspatos depende basicamente da composição 
dos fluidos intraestratais. A fonte de íons necessários à formação de feldspatos 
autigênicos, tais como K
+ 
e Na
2+ 
das águas intraestratais são originados da 
alteração de feldspatos, micas e de outros silicatos. O Al
3+ 
e Si
4+
, também 
provenientes de alterações de aluminossilicatos e de transformações de minerais 
de argila, constituem fontes essenciais para a autigênese de feldspatos. A 
precipitação deste tipo de cimento está intimamente ligada à nucleação em torno 
de um hospedeiro detrítico. Em sistemas fechados, a precipitação de K+
 
como 
cimento torna o meio mais ácido favorecendoa precipitação de caolinita, por 
exemplo. 
 
Os crescimentos secundários de K-feldspatos ocorrem sobre grãos detríticos de 
ortoclásio, microclina e, ocasionalmente, em plagioclásios. 
 
A albita, normalmente, ocorre pura como membro final da série isomorfa dos 
plagioclásios, ou seja, Na Al Si3O8 como cristais triclínicos tabulares límpidos. De 
igual modo, ela ocorre como crescimento secundário sobre plagioclásios. A 
albitização é um processo tipicamente mesogenético. Entretanto, ela está sujeita a 
dissolução em condições telogenéticas. 
 
. CARBONATOS 
 
O pH das águas naturais é controlado pelo equilíbrio CO2-água. Assim, o CO2 em 
contato com a água, é dissolvido até atingir o equilíbrio e a concentração é 
proporcional à pressão parcial da fase gás. Na fase líquida o CO2, denominado 
ácido carbônico, pode ser representado por: 
 
CO2 + H2O = H2CO3 
 
O H2CO3 (ácido carbônico) tende liberar os íons de hidrogênio e HCO3 na reação 
representada por: 
 
H
2
CO
3 
= H
+ 
+ HCO
3
- 
 
Este, por sua vez: 
HCO
3 
- 
= H
+ 
+ CO
3
2- 
 
Na água, com pH abaixo de 6 (ácido), o CO
2 
entra em solução sob a forma de 
H
2
CO
3 
e acima de 7 (alcalino), como HCO
3
- 
. 
 
A temperatura influi na solubilidade do CO2 e, conseqüentemente, no pH. Assim, 
em baixas temperaturas, aumenta a solubilidade do gás carbônico. Como 
conseqüência, o pH diminui, tornando a solução mais ácida. Nestas condições, os 
carbonatos tendem a se solubilizar. Estas condições ocorrem na eodiagênese, 
onde o sistema é aberto. 
 
ZONAS DE OXIDAÇÃO 
 
Em alguns sedimentos continentais, a ação de processos microbiológica 
(aeróbicos) promove a oxidação de matéria orgânica, produzindo HCO3
-
, que ao 
reagir com Ca++
 
precipita calcita, pobre em Fe++
 
e Mn++. 
 
Sedimentos oxidados são mais comuns em depósitos continentais. Os óxidos de 
ferro não constituem bons indicadores de condições oxidantes, pois permanecem 
estáveis mesmo em zonas com baixíssimos teores de oxigênio. Estas zonas se 
caracterizam pela ausência de matéria orgânica. Entretanto, podem conter 
materiais carbonizados (restos de vegetais superiores). Desta forma, nestas 
condições, estes sedimentos permanecem livres da ação redutora de bactérias 
anaeróbicas antes do efetivo soterramento. 
 
Em condições áridas, principalmente em depósitos arenosos, as águas circulantes 
próximas à superfície evaporam promovendo a deposição de carbonatos que dão 
a origem aos calcretes. O mesmo ocorre em depósitos litorâneos, que ficam 
expostos por ocasião de maré baixa, dando origem aos beach rocks. 
 
 
ZONAS DE REDUÇÃO (ANÓXIDAS) 
 
Em determinadas condições, a oxidação bacteriana da matéria orgânica pode 
produzir HCO3- (bicarbonatos), consumindo o O2, tornando, assim, o ambiente 
anóxido. De igual modo, a redução microbiótica de sulfatos pode oxidar a matéria 
orgânica dando origem a bicarbonatos. Esta reação pode ser representada por: 
 
2C + SO42- + 2H2O = 2HCO3- + HS- + H+ 
 
Em condições marinhas, onde há sedimentos contendo ferro. Esta reação resulta 
em precipitação de pirita. Desta forma: 
 
15C + 8SO42- + 2Fe2O3 + 15H2O = 15HCO3- + 4FeS + OH- 
mat. org. hematita pirita 
 
Assim, esta reação está condicionada pelas quantidades relativas do Fe (óxidos), 
do SO42- e, pela matéria orgânica ativa. Por outro lado, o aumento da alcalinidade 
e da concentração HCO32-, propiciado por ela, incrementa a precipitação de 
carbonatos. 
 
Os minerais carbonáticos não ocorrem naturalmente como fase pura, mas como 
soluções sólidas, principalmente entre calcita (CaCO3), magnesita (MgCO3) e 
siderita (FeCO3). A fonte principal dos cátions Ca2+ e Mg2+ são os fragmentos 
esqueletais. Normalmente estes fragmentos são constituídos de aragonita e calcita 
magnesiana, formas minerais extremamente instáveis que normalmente tendem a 
se recristalizar ou se dissolver com o tempo. O Fe2+, Mg2+ e Mn2+ são comumente 
derivados de óxidos e hidróxidos ou da alteração dos ferromagnesianos. 
 
As rochas vulcânicas, por sua natural instabilidade, ao se alterar liberam 
quantidades apreciáveis de Mn, Fe e Mg e, também constituem apreciável fonte de 
sílica. Os fluídos hidrotermais derivados das mesmas durante a expansão do fundo 
oceânico (sea floor spreading) são possíveis fontes de metais que podem ser 
fixados como carbonatos em condições redutoras. 
 
A ação bacteriana em restos de raízes e vegetais associados a solos lateríticos, 
normalmente ricos em óxidos de Fe e de Mn, gera CO2 e mantém o pH baixo 
(ácido) fornecendo Mn2+ nas soluções dos poros das rochas, que, por sua vez 
pode dar a origem a dolomitas. 
 
. CALCITA 
 
A calcita diagenética, assim como os outros carbonatos, pode se formar em 
qualquer estágio de diagênese e em quase todos os ambientes deposicionais. Em 
condições continentais, a calcita está associada a óxidos de ferro. Já, na marinha, 
em condições anóxidas, ela é precipitada por pirita. Texturalmente, ela ocorre 
como: 
 
 
1 - Mosaico, ou seja, espatos anédricos, normalmente preenchendo poros e 
fraturas; 
 
2 - Poiquilotópica (crystal sandstone) caracterizada por um único cristal de 
carbonato (espatos) envolvendo vários grãos do arcabouço. Neste tipo, o 
arcabouço é extremamente frouxo e, em lâmina, tem-se a impressão de que os 
grãos estão flutuando dentro de grandes cristais indicando que a cimentação 
ocorreu a baixas profundidades (precoce); 
 
3 - Microespática é comum em ambientes recentes ou subrecentes (Pleistoceno) 
(calcita formada a temperaturas inferiores a 40°C). Este tipo de cimento é 
extremamente comum em beach rocks, cuja formação está condicionada a 
processos de superfície (eogênese). 
 
 
. DOLOMITA CaMg (CO
3
)
2 
e ANQUERITA Ca(Mg,Fe)(CO
3
)
2 
 
A distinção entre os carbonatos, de um modo geral, é bastante problemática, 
devido à semelhança das propriedades óticas. A distinção é normalmente feita 
através de técnicas especiais, tais como: microssonda, espectro de energia 
dispersiva (EDS) e outros métodos químicos. Porém, o mais prático método de 
distinção corresponde aos métodos colorimétricos. 
 
A dolomita ocorre sempre como resultado de substituição de Ca2+
 
por Mg2+, 
chamado de dolomitização. Esta substituição se processa de forma ordenada, ou 
seja, há a ocorrência de camadas só de Mg, intercaladas regularmente com 
camadas de Ca. Este processo ocorre em todos os estágios da diagênese, 
principalmente nos estágios mais precoces (eogênese). 
 
Normalmente, a dolomita se apresenta como romboedros euédricos, comumente 
usado como critério de distinção em relação à calcita. Entretanto, a calcita pode 
aparecer, da mesma forma, como romboedros euédricos. Também, 
freqüentemente, a dolomita ocorre como mosaicos e mesmo como espatos 
poiquilotópicos englobando dois ou mais grãos do arcabouço. 
 
A dolomita pode ser encontrada como substituição em intraclastos carbonáticos. 
Nos cimentos calcíticos de certos arenitos, por vezes, é possível a observação de 
romboedros dolomitizados em espatos calcíticos. A dolomita ferrosa é a anquerita 
e se forma durante o soterramento e, em certas bacias elas são consideradas a 
cimentação carbonática dominante em camadas profundas. De igual modo, já 
foram encontradas dolomitas ferrosas dissolvidas, devido, muito provavelmente às 
mudanças da composição das águas durante o soterramento. 
 
. SIDERITA FeCO
3 
Em condições marinhas a redução bacteriana sulfática é, normalmente, intensa a 
ponto de inibir a formação da siderita. Assim, em ambientes redutores não 
marinhos ou deltaicos, com baixa atividade sulfídrica, há a precipitação de siderita 
quando a razão Fe
2+
/Ca
2+ 
for elevada. Caso contrário, há a formação de calcita. 
 
A siderita (como cimento) pode se formar pelarevitalização de sideritas precoces 
ou por substituição de Ca2+ e Fe2+. Também, com a entrada de Ca2+
 
no 
crescimento de siderita há, às vezes, a passagem sintaxial para calcita ferrosa. Ela 
foi encontrada como nódulos em pelitos não marinhos ricos em matéria orgânica. 
 
A siderita, em lâmina, por vezes se distingue dos outros carbonatos devido a sua 
coloração parda ou castanha, formando pequenos romboedros agregados a 
cristais espáticos. Também, ela pode ocorrer como romboedros entre lâminas de 
biotitas alteradas. 
 
2 - TEXTURA DIAGENÉTICA 
 
O conhecimento da textura das feições diagenéticas é muito importante, porque 
ela influi diretamente nas propriedades petrofísicas (porosidade e permeabilidade) 
dos reservatórios de hidrocarbonetos. 
 
Teoricamente, são reconhecidos dois tipos de porosidade: a primária e a 
secundária. A porosidade primária é aquela cujo espaço vazio foi herdado por 
ocasião da deposição; já na secundária, a porosidade foi originada por processos 
pós-deposicionais, ou seja, diagenéticos. 
 
As feições diagenéticas podem se apresentar sob diferentes maneiras, 
dependendo: 
 
 
a) Dos minerais envolvidos nos processos e da composição dos fluidos circulantes; 
 
b) Das condições de pressão e temperatura do ambiente de formação; 
 
c) Das condições de pH e EH durante sua formação; 
 
d) Das condições climáticas nas fases eo e telogenéticas; 
 
e) Da história de soterramento; 
 
f) Das condições petrofísicas dos sedimentos clásticos hospedeiros (porosidade e 
permeabilidade); 
 
g) Da fábrica e textura da rocha (granulometria, contatos entre grãos, etc.). 
 
Sob o ponto de vista de reservatório, a diagênese pode alterar substancialmente 
as características petrofísicas de um depósito sedimentar ao transformá-lo em 
rocha. Assim sendo, a diagênese, normalmente pode: obliterar, parcial ou mesmo 
totalmente o espaço poroso da rocha. Há casos, entretanto, de que estes 
processos pós-deposicionais podem aumentar ou mesmo gerar novos poros. 
A textura herdada pelos minerais diagenéticos é básica para o reconhecimento e 
para o diagnóstico dos processos envolvidos. As principais feições texturais estão 
esquematizadas na figura 1. Categorias de cimento são mostradas na figura 2 e 
3: 
 
 
Figura 1: Feições texturais esquemáticas dos constituintes diagenéticos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 9 Os cimentos podem ser divididos em duas categorias, em franjas ou oclusivos. Em 
franjas mostram uma relação regular envolvendo os grãos do arcabouço. Os oclusivos que 
vão obliterando irregularmente os poros. As áreas específicas das franjas têm uma 
influência na avaliação das propriedades do reservatório. Mod. De Wilson, 1994. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2: Os cimentos podem ser divididos em duas categorias, em franjas ou 
oclusivos. Cimento em franjas mostra uma relação regular envolvendo os grãos do 
arcabouço. Os oclusivos que vão obliterando irregularmente os poros. As áreas 
específicas das franjas têm uma influência na avaliação das propriedades do 
reservatório. (Wilson, 1994). 
 
 
 
 
Figura 3: Grãos reciclados. Nestes casos, as franjas se preservam 
irregularmente nas depressões dos grãos do arcabouço (onde são mais 
espessas) e em seus contatos. Tais tipos são comuna em arenitos eólicos e 
nos depósitos de plataformas. As franjas desta natureza são menos nos grãos 
mais grossos. (Modificados de Wilson, 1994). 
 
 
 
 
3 - POROSIDADE PRIMÁRIA E SECUNDÁRIA 
 
A porosidade primária ou original é aquela herdada na deposição dos 
sedimentos. Ela depende basicamente das condições em que foram 
depositados os sedimentos, ou seja, da energia do ambiente de deposição. Por 
isto, ela tem forte controle faciológico, o que corresponde a dizer: controle 
estratigráfico. 
 
Já a porosidade secundária é aquela gerada após a deposição do sedimento. 
O estudo da porosidade secundária é de grande importância no estudo 
geológico dos reservatórios uma vez que são grandes produtores de óleo e 
gás, principalmente em rochas fraturadas. 
 
Quanto à morfologia, Schmidt & McDonald, 1979, distinguem os seguintes 
tipos de porosidade: 
 
Primária: 
 
a) Intergranular: entre os grãos do arcabouço; 
 
b) Intragranular: dentro dos grãos do arcabouço, encontrados em fragmentos 
de rocha em fósseis; 
 
c) Intercristalina: remanescente de porosidade primária entre cristais 
cimentantes. 
 
Secundária: 
 
a) dissolução de grãos do arcabouço: Freqüentes na remobilização de 
feldspatos, carbonatos, fósseis e outros grãos pseudomorfizados; 
 
b) dissolução de cimentos autigênicos: Este tipo é extremamente comum em 
cimentação de carbonatos e freqüentes em sulfatos; 
 
c) Encolhimento (shrinkage) é relacionado a processos de compactação 
química. O encolhimento é significante em reservatórios com argila infiltrada. 
Neste tipo de reservatórios, as argilas infiltradas, normalmente são 
esmectíticas. As esmectitas ao se transformarem em ilitas durante o 
soterramento é um bom exemplo; 
 
d) Fraturados: este tipo de reservatório constitui uma categoria especial que 
depende basicamente da história tectônica da bacia. Para este tipo são 
necessários estudos de evolução estrutural. 
 
 
O reconhecimento textural (Figura 4) e o genético (Figura 5) constituem bases 
para o diagnóstico da porosidade secundária. 
 
 
 
 
 
 
Figura 4: Classificação genética da porosidade secundária. 
 
Figura 5: Critérios petrográficos para o reconhecimento da porosidade 
secundária.