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UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE JANEIRO

INSTITUTO DE AGRONOMIA

DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS

CURSO DE GEOLOGIA

MODELAGEM TÉRMICA DE UMA SEQUÊNCIA DE ROCHAS MAGMÁTICAS PRÉ-

APTIANAS NA BACIA DE SANTOS.

Aluno:

EDUARDO MAMBUENI LUTONDA (200904042-0)

Orientador: Dr. SERGIO DE CASTRO VALENTE

Co-orientador: Dr. IVANILSON MOREIRA

Junho de 2014

Trabalho apresentado à Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro como requisito parcial para obtenção do titulo de Bacharel em Geologia

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SUMÁRIO

Dedicatória Agradecimentos Resumo Índice de figuras Índice de tabelas

Capítulo 1:INTRODUÇÃO

1.1: Apresentação 1

1.2: Objetivo 1

1.3: Motivação 1

1.4: Métodos 2

1.5: Localização 2

Capítulo 2: REVISÃO TEMÁTICA

2.1: Estratigrafia e Geologia da Bacia de Santos 4

2.2: O magmatismo na Bacia de Santos 12

Capítulo 3: COMPILAÇÃO E ANÁLISE DOS DADOS

3.1: Base de dados 17

3.2: Petrografia 17

Capítulo 4: RESULTADOS

4.1: Caracterização do magmatismo e parâmetros físicos associados 24

4.2: Modelagem térmica 25

Capítulo 5: CONSIDERAÇÕES FINAIS

5.1: Discussões 30

5.2: Conclusões 33

Referências bibliográficas 35

Anexo I: Perfil composto do poço estudado

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Dedicatória

Dedico este trabalho à minha querida mãe Boa Videira, por ela ter sempre acreditado em

mim, e à minha Tia Maria Ndumba

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Agradecimentos Agradeço a Deus por me guiar e por sempre me dar força e luz. Gostaria de agradecer a todas as pessoas que alguma forma colaboraram e incentivaram na realização deste trabalho tão importante para a minha vida profissional . Aos meus pais Sebastião Lutonda e Boa Videira pelo amor incondicional e por todo incentivo e apoio , por acreditarem sempre em mim tornaram esta graduação possível. Aos meus irmãos : Alvaro Nelo, Mana Suzana, a minha Tia Maria Ndumba pela força e compreensão. Os meus agradecimentos especiais ao meu orientador professor Dr Sérgio Valente pela orientação, dedicação e paciência ao longo deste trabalho. Ao meu coorientador Dr Ivanilson Morreira (sonangol Starfish Oil e Gás) por ter aceitado o desafio . Agradecimentos a direção de Exploração e reservatório da Sonangol Starfish Oil e Gás por me propocionar um estagio e disponibilização de dados técnicos para elaboração da minha monografia. Agrecimentos ao meu amigo e colega Dimitrov Fragoso pela colaboração e companherismo ao longo do curso, e a todos meus colegas da turma geologia 2009 em especial o Lucas Audi (Magal), Luis Filipe Farina (Visconde), Rafael Della Favera, Jonas Mendes Silva (Jonas Brother) , Lucas belo Castro (Lucassio) e Bruno Viana (Brunex). Agradeço a Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro por acolher a todos como seu novo lar, não apenas no período aqui vivenciado, mas pelas lembranças e e experiências que serão sempre recordados com muita alegria. A família Ruralina que também está em meu coração que me acolheu e suportou durante todos esses anos Obrigado pela convivência.

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Resumo

O objetivo deste trabalho foi elaborar modelos térmicos relacionados às rochas

magmáticas da sequência Pré-Aptiana e suas influências em sistemas petrolíferos da Bacia

de Santos. A base de dados utilizada nesta monografia foi cedida pela SONANGOL Starfish

Oil e Gás, com autorização da agência Nacional do Petróleo (ANP), e incluiu um perfil

composto impresso de um poço pioneiro localizado num dos blocos da companhia, na Bacia

de Santos; oito lâminas petrográficas de rochas magmáticas da seção Pré-Aptiana atingida

pelo poço; e relatórios de descrições petrográficas feitas por técnicos contratados pela

companhia. O poço atingiu a profundidade final de cerca de 6.020 m permitindo a coleta de

dados e amostras das fases drifte, pós-rifte e parte da fase rifte. O perfil composto serviu

para coleta de dados referentes às espessuras das camadas sedimentares e das

sequências magmáticas de interesse para esta monografia. As lâminas foram utilizadas para

as descrições petrográficas com vistas à discriminação da assembleia mineral, texturas e

estruturas das rochas magmáticas, além da classificação das mesmas. As rochas são

ankaramitos, basaltos alcalinos, basanitos e lamprófiros. Estas rochas estão intercaladas

àquelas das formações Piçarras (reservatórios e geradoras da bacia) e Barra Velha

(reservatórios). De um modo geral, os modelos térmicos mostraram que intrusões

relativamente pouco espessas, da ordem de 30 m, conseguem gerar uma zona de

interferência térmica mais que três vezes maior que as suas espessuras. No caso da seção

Pré-Aptiana estudada, os efeitos térmicos combinados de todo o magmatismo estudado

poderiam ter modificado a permoporosidade de potenciais reservatórios, mas também

incrementar o poder selante das sequências pelíticas. Adicionalmente, folhelhos

potencialmente geradores da Formação Piçarras estariam dentro da zona de interferência

térmica do maior corpo intrusivo estudado, e o aporte de calor poderia maturar a matéria

orgânica eventualmente presente, adiantando o processo de geração que, na bacia, parece

ter tido início apenas no Cenomaniano.

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INDICE DE FIGURAS

Figura 1.1: Localização da Bacia de Santos e distâncias aproximadas do litoral do Rio de Janeiro e São Paulo. Os campos de hidrocarbonetos, e respectivos nomes, são mostrados na figura. Fonte: modificado de http://www.radioprogresso640.com.br/. 3 Figura 2.1: Carta estratigráfica da Bacia de Santos (Moreira et al., 2007). 5 Figura 2.2: Seção esquemática evolutiva da Bacia de Santos (Cainelli e Mohriak, 1998). Notar a expressiva halocinese e seção de rochas magmáticas (representadas como vulcânicas). 13 Figura 2.3: Principais eventos magmáticos associados à Bacia de Santos (esquerda) e demais bacias sedimentares brasileiras (direita) no Mesozoico e Cenozoico (Thomaz-Filho et al., 2000). 14 Figura 3.1: Fotomicrografia de olivina palagonitizada. Lâmina 1. Nicóis paralelos. 19 Figura 3.2: Fotomicrografia de texturas semelhantes a fiammés. Lâmina 1. Nicóis cruzados. 19 Figura 3.3: Fotomicrografia de rocha com fenocristais de augita titanífera e pseudomorfos de olivina (verde) imersos em matriz desvitrificada. Lâmina 2. Nicóis paralelos. 20 Figura 3.4: Fotomicrografia de rocha com amígdala subcircular preenchida por carbonato (amg). Lâmina 3. Nicóis cruzados. 20 Figura 3.5: Fotomicrografia de rocha com pseudomorfos de olivina imersos numa matriz de granulometria fina. Lâmina 4. Nicóis paralelos. 21 Figura 3.6: Fotomicrografia com textura indicativa de mistura magmátia no contacto entre lamprófiros alcalinos. Lâmina 5. Nicóis paralelos. 22 Figura 3.7: Fotomicrografia de basalto alcalino com matriz alterada. Lâmina 8. Nicóis paralelos. 23 Figura 4.1: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 40 m de espessura após um ano. A intrusão, janelas de gás e óleo e a zona de influência térmica estão indicadas. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de temperatura (⁰C). 27 Figura 4.2: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 40 m de espessura após um ano. A intrusão, janelas de gás e óleo e a zona de influência térmica estão

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indicadas. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de temperatura (⁰C). 28 Figura 4.3: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 40 m de espessura após um ano. A intrusão, janelas de gás e óleo e a zona de influência térmica estão indicadas. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de temperatura (⁰C). 28 Figura 4.4: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 40 m de espessura após um ano. A intrusão, janelas de gás e óleo e a zona de influência térmica estão indicadas. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de temperatura (⁰C). 29 Figura 5.1: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 2 m de espessura. Os tempos decorridos após a intrusão são representados pelas curvas, cuja legenda é indicada no gráfico. As setas indicam os limites máximos das zonas de queima, geração de gás e geração de óleo a partir do contato da intrusão. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de temperatura (⁰C). 30 Figura 5.2: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 8 m de espessura. Os tempos decorridos após a intrusão são representados pelas curvas, cuja legenda é indicada no gráfico. 31 Figura 5.3: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 30 m de espessura. Os tempos decorridos após a intrusão são representados pelas curvas, cuja legenda é indicada no gráfico. 32

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ÍNDICE DE TABELAS

Tabela 2.1: Correlação de episódios magmáticos Pré-Aptianos nas bacias de Santos e Pelotas. As fontes dos dados geocronológicos estão indicadas. 15

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Capítulo 1: INTRODUÇÃO

1.1- Apresentação

Esta monografia está vinculada à disciplina Trabalho de Graduação (IA-243) do Curso

de Geologia na Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro. Este projeto foi orientado pelo

professor Dr. Sérgio Valente, orientador acadêmico, e pelo Dr. Ivanilson Moreira, da

(Sonangol Starfish Oil ee Gas). A presente monografia tem relação direta com as

atividades desenvolvidas, pelo autor, como estagiário da Direção de Exploração daquela

companhia, durante o período de julho de 2011 a setembro 2013 .

Empresas de diversas partes do mundo estão interessadas em investir na exploração

de hidrocarbonetos nas bacias sedimentares brasileiras devido ao número crescente de

descobertas nos últimos anos.

A Bacia de Santos é a maior em extensão na margem leste brasileira e uma das

principais bacias para exploração e produção de hidrocarbonetos, recebendo, assim,

grandes investimentos em pesquisa.

1.2- Objetivo

O objetivo deste trabalho foi elaborar modelos térmicos relacionados às rochas

magmáticas da sequência Pré-Aptiana e suas influências em sistemas petrolíferos da Bacia

de Santos.

1.3- Motivação

A Bacia de Santos é do tipo rifte que evoluiu para uma bacia de margem passiva

localizada na margem continental brasileira.

A história de exploração de petróleo da Bacia de Santos iniciou-se nos anos 1970,

quando ocorreram as primeiras incursões exploratórias, muito embora sem sucesso. Só em

1980, a Pecten fez a primeira descoberta na Bacia de Santos, em arenitos turbidíticos da

Formação Itajaí-Açu, no campo de Merluza.

A Bacia de Santos corresponde ao segmento da margem brasileira com maior

ocorrência de rochas vulcânicas básicas. Durante a fase rifte de fragmentação do

Gondwana, um volume expressivo de magmas intrudiu e extravasou sobre o embasamento

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das bacias da margem continental brasileira. Além disso, vários eventos magmáticos foram

identificados na Bacia de Santos no Albiano, Santoniano, Maastrichtiano, Paleoceno e

Eoceno (Oureiro, 2006). Este magmatismo ocorreu sob a forma de soleiras de diabásio e

enxames de diques, intrusões estas que eram vistas como um problema, não pela

dificuldade nas interpretações sísmicas, devido à diminuição da penetração das ondas que

gerava interferência e falsas estruturas, mas também pela queima de hidrocarbonetos pelo

aumento excessivo da temperatura. No entanto, o calor dessas rochas magmáticas propicia

a maturação da matéria orgânica contida nas rochas geradoras de hidrocarbonetos nas

ditas bacias frias. Estes eventos magmáticos podem, também, originar condições

favoráveis aos processos de migração e até mesmo formar rochas reservatórios para

hidrocarbonetos. Tais condições favoráveis devem ser investigadas em bacias onde o

registro de processos magmáticos é recorrente, como no caso da Bacia de Santos.

1.4- Métodos

Os métodos utilizados para a execução deste trabalho incluem os seguintes itens:

1. Revisão temática com leitura de textos relativos à Geologia e sistemas petrolíferos

da Bacia de Santos, bem como sobre diferentes modelos térmicos existentes para

esta bacia.

2. Compilação de parâmetros físicos e geológicos necessários à elaboração dos

modelos térmicos.

3. Utilização de amostras de rochas e outras informações de um poço exploratório

perfurado pela Sonangol Starfish Oil e Gas na Bacia de Santos. As amostras serão

descritas sob o microscópio de luz transmitida do Laboratório de Microscopia do

Departamento de Geociências da Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro

4. Etapa de gabinete com a elaboração dos modelos térmicos unidimensionais,

respectivos testes, análise de dados e resultados, bem como elaboração do volume

final da monografia de graduação.

1.5- Localização

A Bacia de Santos situa-se na região sudeste da margem continental brasileira, entre

os paralelos 23º e 28º Sul, ocupando cerca de 350.000 km2 até a cota batimétrica de 3.000

m (Figura 1.1). A área estudada está inserida na porção norte da Bacia de Santos, a 100km

da linha de costa, com uma cota batimétrica em torno de 130 m (águas rasas), onde está

contido o campo Mexilhão.

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Figura 1.1: Localização da Bacia de Santos e distâncias aproximadas do litoral do Rio de

Janeiro e São Paulo. Os campos de hidrocarbonetos, e respectivos nomes, são mostrados na figura. Fonte: modificado de http://www.radioprogresso640.com.br/.

CAPÍTULO 2: REVISÃO TEMÁTICA

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2.1- Estratigrafia e Geologia da Bacia de Santos

A Bacia de Santos localiza-se na porção sudeste da margem continental brasileira.

Ela compreende os litorais dos estados do Rio de Janeiro, São Paulo, Paraná e Santa

Catarina, limitando-se, geologicamente, ao norte com a Bacia de Campos, pelo Alto de

Cabo Frio, e ao sul, com a Bacia de Pelotas, pela Plataforma de Florianópolis (Pereira e

Macedo, 1998). A oeste, a bacia é limitada pelo Cinturão de Serras Costeiras (Maciço da

Carioca, Serra do Mar e Serra da Mantiqueira). O limite de ocorrência do pacote Pré-Aptiano

é dado por uma falha normal sintética posicionada a cerca de 50 km do litoral e cujo traço é

paralelo à linha de costa.

A Bacia de Santos é uma bacia do tipo margem passiva gerada por processos

tectônicos relacionados com a fragmentação do Gondwana, iniciada no Mesozoico, e que

resultaram na abertura do Atlântico Sul (Mio et al., 2003). Esses processos foram

responsáveis pelas manifestações magmáticas e geração de estruturas rúpteis que

influenciaram na compartimentação da bacia e na acumulação de sedimentos durante a

fase rifte (Almeida e Carneiro, 1989). A sua geometria é moldada pela interação dos

esforços distensionais com descontinuidades do embasamento (Zalán et al. 2009).

A estratigrafia da Bacia de Santos foi sintetizada, inicialmente, por Pereira e Feijó

(1994), tendo sido atualizada na última revisão das cartas estratigráficas empreendida pela

PETROBRAS (Moreira et al. 2007) (Figura 2.1).

A tectônica e o magmatismo da Bacia de Santos estão inseridos em três fases: a fase

mais antiga, denominada rifte, ocorreu entre o Neocomiano e o Eoaptiano, com derrames de

basalto e deposição de sedimentos continentais lacustrinos. As fases posteriores são

denominadas pós-rifte (ou transicional) e drifte.

O registro sedimentar e magmático da fase rifte, na Bacia de Santos, teve início no

Hauteriviano (131 Ma), (Pereira e Feijó, 1994, Mio et al., 2005) e prolongou-se até o inicio

do Aptiano, sendo subdividido em três sequências denominadas K20-K34 (Formação

Camboriú), K36 (Formação Piçarras) e K38 (Formação Itapema), inseridas no Grupo

Guaratiba. Essa fase é composta por um magmatismo basal recoberto por uma sequência

sedimentar depositada em ambiente fluviolacustrino representado por folhelhos , carbonatos

e depósitos siliciclásticos grossos associados a leques aluviais. A fase rifte também é

denominada Megassequência Continental (Mio et al., 2005).

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Figura 2.1: Carta estratigráfica da Bacia de Santos (Moreira et al., 2007).

A fase pós-rifte teve início no Eoaptiano e tem como limite superior a sua

discordância de 117 Ma, sendo subdividida em quatro sequências, quais sejam: K44, K46 e

K48 (Formação Barra Velha) e K45. O Grupo Guaratiba está representado na fase pós-rifte

pelas formações Barra Velha e Ariri (K50). Essa fase, também chamada de transicional, é

separada da fase rifte pela discordância pré-Alagoas. É composta por uma espessa seção

de rochas evaporíticas depositadas durante o Aptiano em ambiente marinho restrito e

lagunar, associado a depósitos sabkhas. Sobre os evaporitos da fase transicional instalou-

se, durante o Albiano Inferior, uma ampla plataforma carbonática, dando início à fase drifte.

Posteriomente, instalou-se a fase da margem passiva que perdura até hoje. Esta fase de

margem passiva compreende a Megassequência de Mar Aberto (Chang et al., 1992).

A fase drifte teve início no Albiano, sendo representada por um ambiente

deposicional de plataforma rasa e talude. Essa fase compreende os grupos Camburi, Frade

e Itamambuca, sendo estes dois últimos caracterizados por um ambiente deposicional

costeiro e de margem continental passiva (plataforma, talude e sopé). O Grupo Camburi é

composto pelas formações Florianópolis, Guarujá e Itanhaém. O Grupo Frade compreende

as formações Santos, Jureia e Itajaí-Açu. No Grupo Itamambuca estão inseridas as

formações Ponta Aguda, Iguape, Marambaia e Sepetiba (Figura 2.1).

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De acordo com a última revisão da carta estratigráfica da Bacia de Santos (Moreira

et al., 2007), a antiga Formação Guaratiba foi elevada à categoria de grupo, sendo

composta por cinco formações das quais três estão inseridas na fase rifte (formações

Camboriú, Piçarras e Itapema). A sequência K20-34 corresponde à Formação Camboriú,

enquanto que as sequências K36 e K38 correspondem às formações Piçarras e Itapema,

respectivamente.

A Formação Camboriú compreende os derrames de basaltos sotopostos à seção

sedimentar. Em quase toda bacia, esta formação é composta por basaltos verde escuro e

cinza escuro, holocristalinos de granulação média e textura ofítica, constituídos,

principalmente, por plagioclásio e augita, estando comumente pouco alterados. Estes

basaltos foram datados em 138 Ma (K-Ar, rocha total; Fodor et al., 1983) de modo que a

Formação Camboriú, do Eocretáceo, deve ser correlata às formações Cabiúnas, na Bacia

de Campos, e Serra Geral, na Bacia de Pelotas (Misuzaki et al., 1992; Bueno et al., 2007).

A Formação Piçarras é composta por leques aluviais de conglomerados e arenitos

polimíticos constituídos de fragmentos de basalto, quartzo e feldspato, nas porções

proximais, e por arenitos, siltitos e folhelhos de composição talcoestevensítica, nas porções

lacustres (Moreira et al., 2007).

A Formação Itapema, informalmente denominada Sequência das Coquinas, na Bacia

de Campos, integra sedimentos depositados desde do Neobarremiano ao Eoaptiano. Seu

limite inferior é a discordância intrabarremiano de 126,4 Ma, que separa os andares locais

Buracica e Jiquiá, e o limite superior é a discordância da base do Alagoas conhecida por

discordância pré-Alagoas (DPA) na Bacia de Campos. A Formação Itapema é caracterizada

por apresentar intercalações de calcirruditos e folhelhos escuros. Os calcirruditos são

constituídos por fragmentos de conchas de pelecípodes que frequentemente encontram-se

dolomitizados e/ou silicificados (Moreira et al., 2007). O topo da Formação Itapema

corresponde ao limite superior da fase rifte.

O início a fase pós-rifte é marcada pela sedimentação da Formação Barra Velha do

Grupo Guaratiba, durante o Eoaptiano, equivalente ao andar local Alagoas inferior. A base

da Formação Barra Velha é separada do topo da Formação Itapema pela discordância Pré-

Alagoas. A deposição desta sequência é marcada por um ambiente transicional, entre

continental e marinho raso, do tipo lagunar, bastante estressante, com a deposição de

calcários microbiais, estromatólitos e laminitos, nas porções proximais, e folhelhos, nas

porções distais, além de grainstones e packstones formados por fragmentos dos

estromatólitos e ostracodes. Estes carbonatos podem estar parcial ou totalmente

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dolomitizados. Basaltos com 117 Ma foram datados dentro da sequência da Formação Barra

Velha (Moreira et al., 2007).

A Formação Ariri se sobrepõe à Formação Barra Velha no topo do Andar Alagoas

(limite superior do Aptiano e inferior do Albiano). Ela corresponde aos evaporitos que se

depositaram no Neoaptiano ao longo de 0,7 a 1 Myr (Dias, 1998). No entanto, a taxa de

acumulação permanece imprecisa devido à alta mobilidade da halita. Seu limite inferior é

dado pelo contato com os carbonatos da seqüência K46-K48 (113 Ma) da Formação Barra

Velha, enquanto seu limite superior é dado pela passagem entre os evaporitos e os

sedimentos siliciclásticos/carbonáticos das formações Florianópolis e Guarujá, já dentro da

fase rifte. Geralmente, os evaporitos são compostos por halita e anidrita. Entretanto,

constatou-se a presença de sais mais solúveis, tais como, taquidrita, carnalita e, localmente,

silvinita (Moreira et al., 2007).

O início da fase drifte é marcada pelo estabelecimento de um ambiente do tipo

plataforma rasa-talude com a deposição da Formação Guarujá do Grupo Camburi no

Eoalbiano. Esta sequência (K60) é composta pela parte inferior da Formação Florianópolis,

Formação Guarujá e a porção basal da Formação Itanhaém. Ela é marcada pela ocorrência

de três importantes folhelhos radioativos que representam três grandes períodos de

inundações marinhas desde o Albiano Inferior até a porção basal do Albiano Superior. O

limite inferior da sequência K60 é o topo das anidritas da Formação Ariri e o limite superior é

a porção basal da Formação Itanhaém.

A Formação Florianópolis corresponde às fácies proximais e está constituída por

conglomerados, arenitos proximais e folhelhos associado a sistemas de leques aluviais e

deltaicos. A Formação Itanhaém é caracterizada por folhelhos e, mais raramente, margas de

origem marinha distribuídas desde a plataforma até as regiões bacinais. Nesta formação

encontram-se os depósitos arenosos de sistemas originados por fluxos gravitacionais

densos que compõem o Membro Tombo. Estes arenitos geralmente ocorrem encaixados em

baixos deposicionais gerados e controlados pela tectônica salífera albiana. Esta sequência

apresenta um padrão retrogradante e seus depósitos são resposta a uma progressiva

subida relativa do nível do mar com afogamento da plataforma rasa pelos sedimentos

pelágicos.

A Formação Santos (Grupo Frade) é composta por conglomerados e arenitos líticos

avermelhados, intercalados com folhelhos cinza e argilas vermelhos depositados em

ambientes continental a transicional de leques aluviais, rios entrelaçados e deltas. Esta

unidade interdigita-se, lateralmente, com as formações Jureia e Itajaí-Açu, e recobre

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discordamente a Formação Florianópolis, sendo sotoposto às formações Iguape e

Marambaia por pronunciada discordância. As datações bioestratigraficas e as correlações

com as Formações Jureia e Itajaí-Açu permitem posicionar a Formação Santos no

Cenomaniano–Maastrichtiano.

A Formação Jureia (Grupo Frade) é uma unidade clástica situada lateralmente entre

os clastos grossos da Formação Santos (proximal) e os sedimentos pelíticos da Formação

Itajai-Açu (distal), sendo que em alguns casos se sobrepõem, esta última em contato

lateralmente discordante. O contato superior é discordante com as formações Iguape e

Marambaia. As rochas da Formação Jureia são folhelhos, siltitos e arenitos finos e muitos

finos, além de calcilutitos depositados em ambiente de plataforma marinha. Com base em

datações de nanofósseis, calcários e palimorfos, foi posicionado no Santoniano-

Mastrichtiano, sendo correlacionáveis com as porções inferiores das Formações Cidreira

(Bacia de Pelotas), Emboré (Bacia de Campos), e Rio Doce (Bacia do Espirito Santo).

A Formação Itajai-Açu inclui um pacote pelítico sotoposto e interdigitado com os

clásticos das formações Jureia e Santos. É composto por uma seção de clásticos finos,

predominando folhelhos. Arenitos turbiditicos médios, encontrados de forma dispersa na

seção, constituem o Membro Ilha Bela.

A Formação Ponta Aguda (Grupo Itamambuca) é caracterizada por arenitos

avermelhados depositados em ambiente de leques aluviais, sistemas fluviais e depósitos

costeiros. Nas porções proximais ocorrem arenitos plataformais. Esta unidade corresponde

a um sistema progradante com desenvolvimento expressivo das clinoformas de talude e o

avanço da quebra da plataforma. Durante a deposição desta sequência um significativo

vulcanismo extrusivo de caráter basáltico alcalino ocorreu na bacia, permitindo o

reconhecimento de cones vulcânicos e derrames submarinos (Oreiro, 2006).

A Formação Iguape (Grupo Itamambuca) é constituída por calcarenitos e calucilititos,

bioclásticos (briozoários, equinoides corais conchas e resto de algas), intercalados com

argilitos cinzas esverdeados, siltitos, margas. Esta unidade foi depositada em ambiente de

plataforma carbonática com influência de leques aluviais nas áreas mais proximais.

A Formação Marambaia (Grupo Itamambuca) é composta por espessa seção de

folhelhos cinzas, margas, bem como arenitos turbidíticos intercalados, depositados durante

o Terciário.

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A Formação Sepetiba é composta por areias cinzas esbraquiçadas, grossas a finas,

quartzosas feldspáticas e glauconíticas, coquinas de moluscos briozoários e foraminíferos

que representam leques costeiros do Quaternário.

O arcabouço estrutural da Bacia de Santos está relacionado aos processos de

rifteamento do Gondwana, que alguns autores associam à interação da litosfera com a

pluma mantélica de Tristão da Cunha, seguida da deposição de uma imensa quantidade de

evaporitos e rochas siliciclásticas posteriormente deformadas por halocinese (Chang et al.,

1992; Mohriak, 2003).

De acordo com Pereira e Macedo (1990), o embasamento aflorante na área

continental limítrofe à Bacia de Santos se projeta para leste mergulhando para o oceano a

partir dos estados de Santa Catarina, Paraná, São Paulo e Rio de Janeiro, sendo o mesmo

cortado por sistemas de falhas transcorrentes e compressionais com direção predominante

NE-SW. Na parte rasa da bacia, o embasamento é representado por granitoides e gnaisses

de composições variadas de idade Neoproterozoica que integram os orógenos da Província

Mantiqueira (Heilbron et al., 2004). Acredita-se que a porção mais profunda seja composta

de crosta continental estirada até a passagem para crosta oceânica.

O embasamento da Bacia de Santos apresenta duas mudanças significativas no seu

gradiente de afinamento (Chang e Kowsmann,1984). A primeira mudança foi denominada

Charneira de Santos (Pereira, 1990) e está relacionada à faixa onde a crosta continental

apresenta efetivamente seu afinamento em direção ao mar. A segunda localiza-se na zona

onde a crosta passa a apresentar um menor afinamento relativo, correspondente à área do

Platô de São Paulo. Durante a fase de estiramento crustal, a área na qual se implantava a

Zona de Transferência de Florianópolis separaria reologias crustais distintas, tendo se

estabelecido, na parte norte, uma crosta mais aquecida e plástica, enquanto que a porção

sul seria caracterizada por uma crosta mais fria e rígida.

Trabalhos anteriores à última revisão da Carta Estratigráfica da Bacia de Santos

(Moreira et al., 2007) reconheciam uma fase tectônica denominada Pré-rifte e caracterizada

por derrames basálticos Eocretáceos (Formação Camboriú) que ocorrem ao longo de toda

bacia acima do embasamento Neoproterozoico e abaixo das sequências sedimentares. Este

evento é correlacionado, por vários autores (p.ex.: Fodor et al., 1984), aos derrames da

Formação Serra Geral (Província Paraná-Entendeka), sendo que este vulcanismo basáltico

apresenta idades entre 147 a 119 Ma (Thomaz Filho et al., 2008).

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A fase rifte tem como principal consequência o afinamento litosférico que pode

culminar com a instalação de um assoalho de crosta oceânica. Em ambientes distensivos, a

geometria e os estilos resultam de rotação e translação dos blocos ao longo de

sistemas de falhas normais que afetam o embasamento. As falhas apresentam

geometria planar evidente na seção crustal superior, podendo evoluir para falhas

lístricas ou zonas de deslocamento basais suborizontais em profundidades maiores. A

configuração final é complexa, ocorrendo porções com diferentes geometrias e

magnitudes de deformação, que modificam as trajetórias das tensões e ao mesmo tempo,

amplificam a deformação rúptil em virtude da diminuição da resistência ao cisalhamento.

Os mecanismos de rifteamento da Bacia de Santos podem ser agrupados em três

fases rifte à semelhança da análise apresentada para as bacias marginais do oeste africano

(Karner e Driscoll ,1999), quais sejam:

1. Fase Sin-Rifte I (Neocomiano, 143-130 Ma): inicialmente, a fase rifte deu

origem a lagos anóxicos profundos, no Eocretáceo. Esta fase rifte foi

controlada por falhas de borda que condicionavam um meio-graben regional,

onde se desenvolveram vários grabens e horsts. Durante o desenvolvimento

da fase Sin- Rifte I, ocorreu o confinamento dos esforços na porção da crosta

submetida a afinamento, gerado falhas crustais. Neste período, nas bacias da

porção sul da atual margem atlântica, ocorria intensa fase de intumescimento

do manto devido à anomalia térmica conhecida como Pluma de Tristão da

Cunha. Esta fase inicial de abertura e separação entre os continentes é

representada, na Bacia de Santos, pelo Grupo Guaratiba, sendo denominado

por alguns autores como Megassequência Continental (Mio et al., 2005),

instalada após um período de magmatismo intenso numa larga depressão

(Chang et al., 1992). Nesta fase prevalecem as condições de strain

hardening (considerando uma simplificação para um placa homogênea),

quando a deformação alcançou a ruptura com tensões diferenciais

relativamente altas levando à formação de falhas de borda (equivalente à

linha de charneira externa das bacias de Sergipe-Alagoas e Kwanza),

nas porções onde inexistiam plumas termais, ou zonas soerguidas, nas

regiões em que ocorriam anomalias térmicas.

2. Fase Sin Rifte II (Barremiano, 130-125 Ma): desenvolveu-se com a litosfera

parcialmente afinada, o que levou à diminuição da tensão vertical (ϭ1. A

redução da tensão mínima (ϭ3 ) condicionou a ruptuta sob condições de

diminuição decrescente da resistência ao cisalhamento, configurando um

processo de strain softening e formação de sistemas de falhas balizadas

18

por uma segunda linha de charneira. A deformação foi concentrada

nas porções crustais superiores, com a formação de sistemas de falhas com

ângulos com caimento menor que a falhas da fase Sin-Rifte I,

porém distribuídas por uma área mais ampla afetada por estiramento supra-

crustal.

3. Fase Sin-Rifte III (Eoaptiano, 125-118 Ma): representou a evolução do

processo de strain softening, cujo resultado final foi o rompimento litosférico.

Essa fase parece também refletir o início da subsidência térmica, já atuante

previamente à ruptura litosférica definitiva, ou registrar processos de

cisalhamento dúctil na base da crosta. Esta fase caracterizou-se por

sistemas de falhas de pequena magnitude, concentradas na porção superior

da seção rifte, com desenvolvimento de uma ampla depressão tipo sag,

lateralmente contínua.

O registro do final da fase rifte é determinado, geralmente, pela última

descontinuidade encontrada sobre seus sedimentos, indicando que a fase de quebra da

crosta foi concluída. Tal descontinuidade pode ser correlacionada com a fase de extensão

regional e com a instalação do assoalho oceânico (Falvey, 1974).

Segundo Karner e Driscoll (1999), a fase rifte pode resultar em arquiteturas

estratigráficas complexas, como resposta ao preenchimento por sedimentos provindos de

diferentes áreas-fontes. Outros fatores responsáveis pela complexidade da fase rifte estão

associados à fisiografia da borda continental, modificações da rede de drenagem, às zonas

de acomodação de sedimentos e ao nível relativo do mar à época (Driscoll e Hogg , 1994).

A Fase Pós-rifte resultou numa extensa depressão evaporíritca formada desde a

parte sul da Bacia de Santos até a Bacia de Sergipe-Alagoas (Asmus, 1984), possibilitando

a precipitação de gigantescos depósitos salinos, com espessuras de ordem quilométrica. A

formação desta longa bacia evaporítica, além de componentes tectônicos, deve-se a uma

forte componente climática, uma vez que durante o Aptiano o clima era quente e seco.

Todas as descobertas realizadas nos últimos anos na Bacia de Santos, à exceção do Pré-

Sal, estão invariavelmente relacionadas à tectônica desta unidade.

A Fase Drifte representa a separação efetiva dos continentes Sulamericano e

Africano, a entrada definitiva do mar e a criação de uma crosta oceânica, provocando

subsidência térmica na bacia, responsável pelo basculamento e consequente inicio do

desenvolvimento da fase de margem passiva na Bacia de Santos (Mohriak, 1988). Nesta

fase tem inicio a tectônica halocinética que influenciou fortemente todos os pacotes

19

sedimentares da fase drifte. Essa fase corresponde a um período marcado por

megassequências regressivas e transgressivas. A halocinese exerceu um papel

importantíssimo nos sistemas petrolíferos da Bacia, ao criar estruturas que propiciaram a

acumulação de grande volumes de hidrocarbonetos (Dias et al., 1990).

A abertura do Atlântico Sul constitui um processo misto entre os fenômenos

controlados por estiramento litosférico (conforme o modelo clássico de MacKenzie,

1978). A Bacia de Santos, diferente das bacias a norte e a sul, corresponde à faixa mais

larga do afinamento crustal (Platô de São Paulo) e com menor taxa de estiramento devido

à atividade térmica da pluma Tristão da Cunha. Em função da anomalia, o afinamento

crustal foi acompanhado de soerguimento, com atuação dos fenômenos de underplatting,

o que provavelmente condicionou a deposição de uma seção rifte em zona

regionalmente soerguida (semelhante à situação atual dos riftes do leste africano),

com contribuição expressiva de r o c h a s m a g m á t i c a s vulcânicas. A interrupção no

estiramento provocou a formação de uma discordância sobre as margens e interior

das bacias de rifte, uma vez que a subsidência mecânica não contribuía mais na

criação de espaço para acomodação dos sedimentos. Isto levou ao assoreamento da

depressão rifte final, com posterior subsidência térmica síncrona ao início da fase drifte.

Para a Bacia de Santos, tais processos têm fundamental importância, uma vez que ocupa a

área com maior influencia da pluma.

2.2- O magmatismo da Bacia de Santos

A Bacia de Santos corresponde ao segmento da margem brasileira com maior

ocorrência de rochas magmát icas (Figura 2 .2 ) . O magmatismo na margem foi

contemporâneo àquele da Província Paraná-Etendeka, associado parcialmente à Formação

Serra Geral na Bacia do Paraná. O processo magmático foi condicionado pelo estiramento

litosférico diferenciado em toda a área de influência da Pluma de Tristão da Cunha. A

evolução geodinâmica da Bacia de Santos tem relação direta com estes fatores, havendo

correlação positiva entre as áreas com maior afinamento, magmatismo mais expressivo,

maior soerguimento e underplatting, menor espessura da seção rifte, maior volume de

evaporitos e halocinese. A ruptura continental, associada à anomalia térmica da Pluma

Tristão da Cunha, condicionou a formação das cadeias submarinas de Rio Grande e

Walvis no Atlântico Sul.

As pesquisas realizadas sobre os eventos magmáticos presentes nas bacias

sedimentares brasileiras têm mostrado a importância desses episódios para a exploração de

hidrocarbonetos. Citam-se casos da geração (aquecimento), migração (alterações

20

estruturais e petrográficas), acumulação (basaltos fraturados) e barreira (diques e soleiras)

dos hidrocarbonetos, produzidos por essas rochas, tanto nas bacias sedimentares marginais

como nas intracontinentais (Dias et al., 1994, Pereira e Feijó, 1994, Rangel et al., 1994).

Figura 2.2: Seção esquemática evolutiva da Bacia de Santos (Cainelli e Mohriak, 1998). Notar a expressiva halocinese e seção de rochas magmáticas (representadas como vulcânicas).

O magmatismo é acompanhado pelo aumento da temperatura da bacia nos

arredores das suas intrusões o que produz o aquecimento das rochas geradoras de

hidrocarbonetos e, assim, possibilita a maturação da matéria orgânica nela contida. Ao

mesmo tempo, tem sido verificado que os contatos diques/ rochas sedimentares podem ter

propiciado importantes caminhos para a migração dos hidrocarbonetos.

O magmatismo, de caráter predominantemente básico a intermediário, tem sua

gênese na astenosfera, ou seja, abaixo da litosfera. Assim sendo, mesmo os diques que se

introduziram no embasamento da bacia merecem cuidadosa atenção, posto que acima do

nível de intrusão desses diques, podem ser prognosticados maiores gradientes geotérmicos

presentes nos depósitos sedimentares.

A extrusão dos basaltos, nas bacias do sul e sudeste do Brasil, ocorreu durante as

primeiras fases do rifteamento Mesozóico, com a quebra do Supercontinente Gondwana

entre o Jurássico Superior e o Neocomiano, após o início da separação das placas

Sulamericana e Africana, com a implantação do Proto Oceano Atlântico. O intenso

21

magmatismo do Neocomiano, que veio a constituir a sequência de derrames de basaltos da

Formação Serra Geral na Bacia do Paraná, também manifestou-se de forma significativa na

Bacia do Santos (Dias et al. 1994, Pereira e Feijó 1994, Ragel et al. 1994, Santos et al.

1994, Vieira et al. 1994).

Cinco eventos magmáticos são reconhecidos nas bacias sedimentares brasileiras

(Figura 2.3). Na Bacia de Santos são reconhecidos dois eventos na Fase Rifte, um evento

na fase Pós-Rifte e três eventos na Fase Drifte (Santoniano-Campaniano, em torno de 80

Ma; Eoceno Inferior, em torno de 50 Ma).

Figura 2.3: Principais eventos magmáticos associados à Bacia de Santos (esquerda) e

demais bacias sedimentares brasileiras (direita) no Mesozoico e Cenozoico (Thomaz-Filho

et al., 2000).

Durante o Eocretáceo, boa parte da Bacia de Santos foi preenchida pelo derrame

basáltico correspondente à Formação Camboriú. Trata-se de basaltos cinza escuros,

holocristalinos, de granulação média com textura ofitica (diabásio), possuindo plagioclásio e

piroxênio (augita) como minerais predominante, normalmente pouco alterados (Moreira et

al., 2007). A Tabela 2.1 apresenta uma tentativa de correlação entre os eventos

magmáticos Pré-Aptianos na Bacia de Santos e Pelotas, de acordo com datações

geocronológicas disponíveis na literatura.

22

Tabela 2.1: Correlação de episódios magmáticos Pré-Aptianos nas bacias de Santos e

Pelotas. As fontes dos dados geocronológicos estão indicadas.

SANTOS SANTOS Idades Idades Fases Fases PELOTAS PELOTAS

113(3) Pós-rifte Basalto-Andesito-Traquiandesito Curumim

Intercalação com Barra Velha Basáltico (?) 117(4) Pós-rifte

Intercalação com Piçarras Basáltico subaquoso Não há. Rifte 118(2) Rifte Basáltico transicional toleítico Imbituba

Camboriú Basáltico toleítico 138 (?)(5) Rifte 125(2) Rifte Basáltico transicional toleítico Imbituba

138-127(1) Pré-rifte Basáltico toleítico Serra Geral

Ar-Ar K-Ar

(1): Turner et al ., 1994 (5): Fodor et al. , 1984 (138,1±3,5 Ma)

(2): Lobo, 2007 (125,3±0,7 Ma; Norte de Pelotas, Alto-TiO2)

(2): Lobo, 2007 (118,0±1,9 Ma; Sul de Pelotas; Baixo-TiO2)

(3): Dias et al. , 1994 (113±0,1 Ma; Sul de Pelotas)

(4): Moreira et al. , 2007 (117 Ma; Santos)

As idades Ar-Ar mais antigas correspondem àquelas obtidas para o vulcanismo

basáltico toleítico da Província Basáltica Paraná-Etendeka e caracterizam uma fase Pré-

Rifte na Bacia de Pelotas (Bueno et al., 2007), não reconhecida na Bacia de Santos. Vale

ressaltar, no entanto, a existência de uma idade K-Ar de 138 Ma, obtida em amostra de

basaltos toleíticos na Bacia de Santos. Muito embora os autores da datação (Fodor et al.,

1984) não tenham deixado claro se a amostra de basalto provinha da Formação Camboriú,

associada à Fase Rifte da Bacia de Santos, a idade obtida seria correlata à fase Pré-Rifte de

Pelotas. O magmatismo da Fase Rifte da Bacia de Pelotas pode ser associado aos basaltos

transicionais toleíticos de alto-TiO2 da Formação Imbituta na parte norte da bacia, com

idades mais antigas em torno de 125 Ma (Lobo, 2007). Ainda de acordo com os dados da

Tabela 2.1, o magmatismo da Fase Rifte em Pelotas persistiu até cerca de 118 Ma, com

formação de basaltos transicionais toleíticos de baixo-TiO2 na porção sul da bacia (Lobo,

2007). Esse episódio magmático da Fase Rifte em Pelotas poderia corresponder ao

magmatismo basáltico subaquoso da Fase Rifte da Bacia de Santos, não datado mas

intercalado à Formação Piçarras, que contém a rocha geradora de Santos.

Semelhantemente, os basaltos da fase Pós-Rifte da Bacia de Santos, com idades estimadas

em 117 Ma (Moreira et al., 2007) e intercalados à Formação Barra Velha, que contém os

reservatórios do Pré-Sal desta bacia, seriam correlatos ao magmatismo mais jovem da fase

Rifte da Bacia de Pelotas, caracterizado pelos basaltos transicionais toleíticos de alto-TiO2

do norte da bacia. Finalmente, o magmatismo da fase Pós-Rifte, do tipo basalto-andesito-

traquiandesito de 113 Ma, que ocorre no sul da Bacia de Pelotas e se insere na Formação

Curumim desta bacia, não tem correlatos na Bacia de Santos.

Pelo exposto, o magmatismo da Bacia de Santos, relacionado à discordância de

cerca de 117 Ma e intercalado às geradoras e reservatórios desta bacia, embora ainda

pouco estudado, parecem correlatos ao vulcanismo basáltico transicional toleítico de alto-

TiO2 do norte da Bacia de Pelotas (Formação Imbituba), estudado em detalhe (Lobo, 2007).

Já o magmatismo do Eocretáceo da Bacia de Santos (138 Ma) foi caracterizado com base

23

em apenas duas amostras (Fodor et al., 1984), tendo sido ambas classificadas como

basaltos toleíticos, sendo uma de alto-TiO2 e outra de baixo-TiO2. Essas características são

observadas tanto nos basaltos da Formação Serra Geral (Pré-Rifte) quanto da Formação

Imbituba (Rifte), tornando difícil a correlação dos processos magmáticos mais antigos

ocorridos nas bacias de Santos e Pelotas.

Segundo Moreira et al. (2007), o vulcanismo Santoniano está associado ao aumento

da taxa de subsidência da Bacia de Santos e também a movimentações tectônicas no

continente devido ao suprimento da Serra Mar. As rochas magmáticas extrusivas do

Paleoceno e do Eoceno constituem, principalmente, estrato vulcões de forma cônica. Estes

possuem textura hialoclástitos formado pelo abrupto resfriamento da lava em contato com

água do mar e rochas vulcanoclásticas (que incluem todas as partículas vulcânicas,

independente da origem, e podem estar relacionadas a múltiplos processos.

24

CAPÍTULO 3: COMPILAÇÃO E ANÁLISE DE DADOS

3.1- Base de dados

A base de dados utilizada nesta monografia foi cedida pela SONANGOL Starfish Oil

e Gás, com autorização da agência Nacional do Petróleo (ANP), e inclui:

1. Um perfil composto impresso de um poço pioneiro localizado num dos blocos

da companhia, na Bacia de Santos;

2. Oito lâminas petrográficas de rochas magmáticas da seção Pré-Aptiana

atingida pelo poço;

3. Relatórios de descrições petrográficas feitas por técnicos contratados pela

companhia.

O poço atingiu a profundidade final de cerca de 6.020 m permitindo a coleta de

dados e amostras das fases drifte, pós-rifte e parte da fase rifte.

O perfil composto serviu para coleta de dados referentes às espessuras das

camadas sedimentares e das sequências magmáticas de interesse para esta monografia .

As lâminas foram utilizadas para as descrições petrográficas com vistas à discriminação da

assembleia mineral, texturas e estruturas das rochas magmáticas, além da classificação das

mesmas. Os resultados do estudo petrográfico serão apresentados a seguir.

3.2- Petrografia

A petrografia corresponde à parte descritiva da petrologia e é imprescindível para o

entendimento da gênese das rochas, auxiliando no desenvolvimento dos estudos

interpretativos, que, por sua vez, corresponde à parte da petrologia denominada

petrogênese. Portanto, essa parte descritiva da investigação sobre origem de uma dada

rocha deve merecer atenção especial, pois envolve a identificação dos minerais que

compõem a rocha e o modo como esses se encontram organizados (Costa et al., 2013).

O objetivo da descrição petrográfica é discriminar, detalhadamente, a composição

mineral das rochas, efetuar a análise das feições texturais, das estruturas, identificar

possíveis processos de alteração e, por fim, classificar as rochas com base as

caractéristicas acima citadas.

25

Com o intuito de viabilizar o levantamento de todas as informações relacionadas com

essa organização, gerada sempre pela atuação de fenômenos geológicos e expressa por

meio das estruturas e texturas, é que os estudos petrográficos foram divididos em

macroscopia e microscopia. Nesta monografia, os estudos petrográficos restringiram-se à

microscopia, uma vez que amostras macroscópicas não integraram a base de dados.

O estudo petrográfico foi realizado sob microscópio de luz polarizada no laboratório

de Miscroscopia do Departamento de Geociência da Universidade Federal Rural do Rio de

Janeiro,

A análise textural envolveu a descrição detalhada de todas as feições ou arranjos

texturais das fases minerais presentes, com as informações sobre a granulação, tipos de

contatos, tipos de texturas (p.ex.: equigranular, porfirítica, dentre outras) e outras

informações consideradas relevantes.

A análise mineralógica envolveu a identificação e descrição detalhada das fases

minerais, separando-se a descrição da assembleia de fenocristais e dos constituintes da

matriz, no caso das amostras com textura porfirítica. Foi feita a distinção a discriminação

entre os minerais primários e secundários. Dentre os minerais primários, distinguiu-se os

essenciais (ou seja, utilizados para a classificação petrográfica) e, que ocorrem em menor

percentagem de volume.

Estruturas primárias, tais como lineações de fluxo e amígdalas, por exemplo,

também foram descritas. Finalmente, as rochas foram classificadas.

A lâmina 1 corresponde à amostra de rocha magmática coletada a maior

profundidade (5.739 m) no poço estudado corresponde a uma camada de cerca de dois

metros intercalada às rochas da Formação Piçarras. A rocha está muita alterada e é

caracterizada pela presença de fragmentos de olivina palagonitizada (Figura 3.1). O produto

de alteração é carbonato. Localmente, a rocha apresenta o aspecto de um tufo, com pouca

preservação de texturas semelhantes a fiammés (Figura 3.2).

As lâminas 2, 3 e 4 correspondem à amostras de rochas magmáticas coletadas a

5.704 m e 5.706 m no poço estudado, numa camada de cerca de seis metros intercalada às

rochas da Formação Barra Velha.

26

Figura 3.1: Fotomicrografia de olivina palagonitizada. Lâmina 1. Nicóis paralelos.

Figura 3.2: Fotomicrografia de texturas semelhantes a fiammés. Lâmina 1. Nicóis cruzados.

A lâmina 2 representa a parte superior da camada. A rocha está muito alterada, tem

textura porfirítica com fenocristais subédricos a euédricos de augita titanífera e

pseudomorfos de olivina, todos com cerca de 1 mm (Figura 3.3). A matriz da rocha é

0,25 mm

0,25 mm 0,25 mm

27

desvitrificada numa massa félsica de cor de interferência cinza claro muito alterada. A rocha

é destituída de estruturas. Ela foi classificada como um basanito.

Figura 3.3: Fotomicrografia de rocha com fenocristais de augita titanífera e pseudomorfos

de olivina (verde) imersos em matriz desvitrificada. Lâmina 2. Nicóis paralelos.

A lâmina 3 também corresponde a parte superior da mesma camada citada

anteriormente. Trata-se, também de um basanito que difere daquele da lâmina 2 pela

presença de amígdalas subcirculares, com tamanho entre 1,0 mm e 2,5 mm, preenchidas

por carbonatos e epidoto (Figura 3.4).

Figura 3.4: Fotomicrografia de rocha com amígdala subcircular preenchida por carbonato (amg). Lâmina 3. Nicóis cruzados.

0,5 mm

amg

0,3 mm

28

A lâmina 4 corresponde à porção intermediária da mesma camada de rocha

magmática, com cerca de seis metros de espessura, citada anteriormente. Esta rocha tem

granulometria superior àquelas das lâminas 2 e 3, sendo caracterizada pela abundância em

fenocristais de pseudomorfos de olivina. (Figura 3.5), tendo, também, menor quantidade de

vidro. Isto indica que a camada deve ser uma intrusão, tendo as lâminas 2 e 3 como

representantes de sua margem resfriada superior.

A lâmina 5 corresponde à porção basal da camada de rocha magmática, com cerca

de trinta e cinco metros de espessura, coletada a profundidade de 5.662 m no poço

estudado intercalada às rochas da Formação Barra Velha. A rocha está muita alterada e é

caracterizada pela presença de textura porfirítica, amígdalas que forma matriz com

argilominerais, presença de fenocristais de plagioclásio com geminação múltipla e tamanho

de cerca de 1mm, além de clinopiroxênios euédricos e pseudomorfos de olivina. A rocha

não apresenta texturas de desequilíbrio e foi classificada como um basalto alcalino.

Figura 3.5: Fotomicrografia de rocha com pseudomorfos de olivina imersos numa matriz de

granulometria fina. Lâmina 4. Nicóis paralelos.

A lâmina 6 corresponde à porção intermediária da mesma camada de rocha

magmática, com cerca de trinta e cinco metros de espessura, citada anteriormente, coletada

sob profundidade de 5.645 m no poço estudado. A rocha está intercalada às rochas da

Formação Barra Velha. A lâmina mostra um contacto entre duas rochas, ambas com

fenocristais de pseudomorfos de olivina marrom de 1 mm e biotita, e matriz muito volatizada

0,25 mm 0,25 mm 0,25 mm

0,25 mm

29

com clinopiroxênios e biotita. Há evidência de mistura magmática entre as duas rochas em

contato (Figura 3.6). As rochas foram classificadas com lamprófiros alcalinos.

Figura 3.6: Fotomicrografia com textura indicativa de mistura magmátia no contacto entre lamprófiros alcalinos. Lâmina 5. Nicóis paralelos.

A lâmina 7 corresponde ao topo da mesma camada de rocha magmática, com cerca

de trinta e cinco metros de espessura, citada anteriormente, coletada a profundidade e

5633 m no poço estudado, estando intercalada às rochas da Formação Barra Velha. A rocha

apresenta fenocristais corroídos com evidência para desequilibrio entre líquidos e cristais. A

rocha foi classificada como ankaramito.

A lâmina 8 corresponde ao topo da camada de rocha magmática, com cerca de dois m

de espessura, não esta presente no perfil composto, coletada a profundidade de 5549 m, no

poço estudado intercalada às rochas da Formação Barra Velha. A rocha apresenta textura

porforítica, matriz vitrea alterada, fenocristais de clinopiroxênio augita, olivina e pouco

plagioclásio. A rocha possivelmente está associada a derrames pouco espessos sub-aquosos

e foi classificada como basalto alcalino (Figura 3.7).

0,4 mm

30

Figura 3.7: Fotomicrografia de basalto alcalino com matriz alterada. Lâmina 8. Nicóis

paralelos.

0,25 mm

31

CAPÍTULO 4: RESULTADOS

4.1- Caracterização do magmatismo e parâmetros físicos associados

Conforme discutido no Capítulo 2.2, muito embora haja dificuldades em

correlacionar, com os dados disponíveis, o magmatismo das bacias de Santos e Pelotas, a

geocronologia Ar-Ar indica que as rochas magmáticas intercaladas na Formação Piçarras e

na Formação Barra Velha devem equivaler ao magmatismo basáltico toleítico da Formação

Imbituta na Bacia de Pelotas (Tabela 2.1).

No entanto, a descrição petrográfica apresentada no Capítulo 3 mostrou que o

magmatismo Pré-Aptiano estudado nesta monografia é alcalino, incluindo ankaramitos,

basanitos, lamprófiros alcalinos e basaltos alcalinos.

Lavas máficas alcalinas são, em geral, relativamente secas e têm viscosidade

variável, mas inferior às lavas félsicas a elas associadas, tais como fonolitos e traquitos. As

lavas máficas são tão mais quentes quanto menos evoluídas. A petrografia mostrou que os

fenocristais mais abundantes nas rochas estudadas são de olivina e piroxênio, indicativo da

pouca evolução dos magmas (ou lavas) coexistentes. Assim, as rochas máficas do Pré-

Aptiano no poço investigado devem representar lavas de temperatura elevada.

Não há muitos dados disponíveis na literatura sobre a temperatura de lavas

lamprofíricas. A temperatura estimada por alguns autores para lavas lamprofíricas

calcialcalinas (minetes) é da ordem de 1000⁰C a 1200⁰C (Esperança e Holloway, 1987).

Valores de temperatura para lavas lamprofíricas alcalinas, como as representadas na seção

Pré-Aptiana estudada, são mais elevados; da ordem de 1400⁰C (Machek et al., 2014). Já os

valores de temperatura estimados para basanitos, ankaramitos e basaltos alcalinos são da

ordem de 1220⁰C (Hakulinova et al., 2012).

Lavas máficas alcalinas são pouco viscosas e, no caso dos lamprófiros, a

viscosidade deve ser ainda menor visto que essas lavas são comumente ultrabásicas. Por

isso, o extravasamento dessas lavas forma derrames pouco espessos. Do mesmo modo, as

intrusões raramente excedem 10 m de espessura, como exemplificado pelas intrusões

desse tipo encontradas na área continental adjacente à Bacia de Santos (Valente, 1997).

Do exposto, pode-se concluir que a modelagem térmica a ser realizada como parte

desta monografia deve considerar como parâmetros essenciais a elevada temperatura e a

32

baixa viscosidade das lavas formadoras do magmatismo alcalino da seção Pré-Aptina sob

estudo.

4.2- Modelagem Térmica

As bacias sedimentares, onde a atividade exploratória de petróleo constitui um dos

principais interesses, é uma fonte importante de informações para estudos geotérmicos. A

temperatura é reconhecidamente um dos agentes mais importantes na maturação de

hidrocarbonetos e controla os processos de formação e destruição de óleo e gás (Carvalho

et al., 1990).

O conhecimento da estrutura térmica da Terra é indispensável para compreender

seu comportamento mecânico, relacionada à reologia das rochas, que depende da

temperatura que, por sua vez, varia em função da profundidade. A distribuição da

temperatura no planeta deve corresponder às entradas e saídas de calor do Sistema Terra.

A transferência de calor ocorre por processos de condução, convecção e radiação (Allen e

Allen, 2005).

A condução é um processo difusivo em que a transferência de energia cinética ocorre

por meio de colisões entre as partículas constituintes da matéria. A convecção necessita de

movimentação no meio para que haja transmissão de calor. O sol pode transmitir calor

através da energia eletromagnética, mas a irradiação tem menor relevância nos processos

de transferência de calor na Terra.

As manifestações dos processos magmáticos na crosta terrestre, e seus efeitos na

evolução geodinâmica de uma região em particular, podem ser melhor compreendidos se

analisados do ponto de vista de modelos numéricos, objetivando a descrição da variação

temporal do campo de temperaturas, por exemplo (Turcotte e Schubert, 2002).

A importância dos processos de condução e convecção varia em diferentes zonas do

planeta. Na litosfera, a condução é processo dominante no transporte de calor, já que essa

região do planeta é menos densa e quente que o manto sublitosférico, onde o processo

dominante é a convecção, que ocorre nas zonas mais interiores e profundas da Terra. A

convecção é um processo de transferência de calor muito mais rápido e eficiente que a

condução.

Variações importantes no fluxo de calor podem ser influenciadas por atividades

vulcânicas especialmente em regiões tectonicamente extensionais, que possuem um alto

33

fluxo de calor. Vale notar que em regiões sobre limites litosféricos colisionais, o fluxo de

calor varia de baixo a normal. O fluxo de calor em outras zonas distantes destes eventos é

inversamente proporcional aos isótopos radioativos que, no caso são a fonte de calor. A

perda de calor terrestre mais eficiente ocorre na superfície oceânica; aproximadamente 60%

em comparação com a crosta continental (Parsons et al., 1982).

Modelos numéricos térmicos simples podem ser elaborados considerando-se a

transferência de calor a partir de um corpo de geometria tabular em apenas uma direção

(modelo unidimensional). A equação unidimensional de condução de calor, essencial na

elaboração de modelos térmicos, é a seguinte:

Nesta equação, α é a difusividade térmica, K é condutividade Térmica , ρ é a massa

específica e cp é o calor específico sob pressão constante .

O termo unidimensional refere-se ao fato de somente uma coordenada ser

necessária para descrever a variação espacial das variáveis independentes. A maioria dos

problemas de transferência de calor encontrados na prática pode ser aproximada a

problemas unidimensionais. Porém, este nem sempre é o caso, e às vezes é preciso

considerar que o calor se transfere também em outras direções. Nesse caso, a condução de

calor é multidimensional, e a equação diferencial desses sistemas pode ser apresentada em

coordenadas retangular, cilíndrica ou esférica. No caso de problemas unidimensionais, a

solução encontrada para a equação diferencial do calor (Carslaw e Jaeger, 1986) permite

obter resultados da variação da temperatura com o tempo para intrusões diferentes

espessuras. A escala de tempo utilizada nos modelos pode variar desde anos, dezenas de

anos, anos, dezenas de milhares de anos, centenas de milhares de anos e milhões de anos.

A modelagem térmica unidimensional também foi discutida, recentemente, por

Valente (2009) para intrusões em bacias paleozóicas brasileiras e por Caldeira et al. (2010)

para diques de diabásio em Três Rios, RJ. Vale notar que os referidos autores elaboraram

os modelos térmicos com base nos mesmos parâmetros utilizados neste trabalho.

Os modelos elaborados por Valente et al. (2009) consideraram intrusões com

diferentes espessuras, desde 4 m até 400 m, assumindo a variação de temperatura a partir

do centro da intrusão. Os referidos modelos utilizaram um mesmo e único valor para a

constante de difusividade (α), considerando a média dos valores para a crosta superior (da

34

ordem de 10-6 mW/s), o que é uma simplificação, uma vez que ele deve variar para

diferentes tipos de rochas. Os resultados dos modelos elaborados mostraram que, para uma

mesma temperatura inicial de 1000ºC, quedas de temperatura da ordem de cinco vezes

ocorrem no centro de intrusões com poucos metros de espessura apenas um ano, mas em

intrusõess com centenas de metros de espessura esse tempo aumenta na ordem de 10³.

Para uma temperatura inicial de 1000ºC, as rochas encaixantes atingiriam a janela de óleo

próximo ao contato depois de 1 ano no caso de intrusões com cerca de 4 m de espessura.

No entanto, as temperaturas das rochas encaixantes de intrusões cerca de 10 vezes mais

espessas corresponderiam à janela de gás neste mesmo intervalo de tempo.

Um exemplo da modelagem térmica unidimensional é apresentado a seguir. Os

gráficos abaixo foram gerados usando o software MATLAB do Departamento de

Geociências da UFRRJ. O exemplo considera uma intrusão hipotética com 40 m de

espessura e uma temperatura inicial de 1200°C. A constante de difusividade utilizada no

modelo foi de 10-6 mW/s, tendo sido geradas curvas que representam a transferência de

calor a partir do centro da intrusão após 1 ano, 10 anos, 100 anos e 1000 anos. O modelo

assume janelas de óleo (60-120⁰C) e gás (120-220⁰C) para um gradiente geotérmico de

25⁰C/km.

O modelo referente ao tempo de 1 ano é mostrado no gráfico da Figura 4.1.

Intrusão

Janela de gás (120-220°C)

Janela de óleo (60-120°C)

Zona de influência térmica

a partir do contato: 4 m

Figura 4.1: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão

com 40 m de espessura após um ano. A intrusão, janelas de gás e óleo e a zona de influência térmica estão indicadas. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de temperatura (⁰C).

35

O modelo mostra que qualquer camada situada a uma distância superior a 4 m, a

partir do contato da intrusão, estará fora da zona de influência térmica um ano após a

intrusão. Após 10 anos, a zona de influência térmica será de 12 m (Figura 4.2) e passará a

42 m decorridos 100 anos da intrusão (Figura 4.3).

Intrusão

Janela de gás (120-220°C)

Janela de óleo (60-120°C)

Zona de influência térmica

a partir do contato: 12 m

Figura 4.2: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão

com 40 m de espessura após um ano. A intrusão, janelas de gás e óleo e a zona de influência térmica estão indicadas. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de temperatura (⁰C).

Intrusão

Janela de gás (120-220°C)

Janela de óleo (60-120°C)

Zona de influência térmica

a partir do contato: 42 m

Figura 4.3: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão

com 40 m de espessura após um ano. A intrusão, janelas de gás e óleo e a zona de influência térmica estão indicadas. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de temperatura (⁰C).

36

Passados cerca de 1000 anos do momento da intrusão, a temperatura relacionada

ao calor conduzido passa a ser menor que a temperatura mínima de geração, não havendo

mais influência alguma da intrusão no sistema petrolífero (Figura 4.4).

Intrusão

Janela de gás (120-220°C)

Janela de óleo (60-120°C)

Zona de influência térmica

a partir do contato: 110 m

Figura 4.4: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão

com 40 m de espessura após um ano. A intrusão, janelas de gás e óleo e a zona de influência térmica estão indicadas. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de temperatura (⁰C).

Em resumo, o modelo mostra que a zona de influência térmica total de uma intrusão

de 40 m, com a temperatura de 1200⁰C, pode chegar a 110 m a partir do contato, após 1000

anos. No entanto, a influência térmica sobre as janelas de geração, tanto de óleo quanto de

gás, varia com o tempo. Como a zona de influência térmica se amplia com o tempo, é

possível que alguma matéria orgânica transformada em óleo numa camada atingida pelo

calor da intrusão seja, posteriormente transformada em gás ou mesmo queimada. Em geral,

deve-se esperar uma progressão de eventos com o tempo em que, dentro da zona de

influência térmica, a janela de gás será ultrapassada (próximo às margens da intrusão), a

janela de gás ocupará uma posição intermediária e, mais longe do contato, as rochas

atingirão a janela de óleo. Isso mostra que a influência térmica de uma intrusão numa

sequência sedimentar poderá ser tanto danosa quanto valiosa, a depender da distância em

que a rocha geradora (ou reservatório) estiver a partir do contato.

No próximo capítulo serão mostrados os resultados obtidos para modelos térmicos

elaborados com os dados do perfil composto do poço estudado nesta monografia.

37

CAPÍTULO 5: DISCUSSÕES E RESULTADOS

5.1- Discussões

A modelagem térmica unidimensional foi aplicada às camadas de rochas

magmáticas identificadas na seção Pré-Aptiana do poço estudado nesta monografia. Todos

os modelos assumem janelas de óleo (60-120⁰C) e gás (120-220⁰C) para um gradiente

geotérmico de 25⁰C/km.

A rocha que aparece no perfil composto a profundida de 5549 m foi classificada

como ankaramito (Capítulo 3). Esta rocha está intercalada àquelas da Formação Barra

Velha e as suas características petrográficos mostraram tratar-se um derrame pouco

espesso, não representado no perfil composto. Assim, a espessura utilizada no modelo foi

de 2 m, enquanto que a temperatura foi de 1200°C (Hakulinova et al., 2012). Os resultados

do modelo são mostrados na Figura 5.1.

Figura 5.1: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão

com 2 m de espessura. Os tempos decorridos após a intrusão são representados pelas curvas, cuja legenda é indicada no gráfico. As setas indicam os limites máximos das zonas de queima, geração de gás e geração de óleo a partir do contato da intrusão. O eixo x representa a distância, em metros, a partir do centro da intrusão. O eixo y representa os valores de temperatura (⁰C).

De acordo com o modelo, após 50 anos, a temperatura nas rochas encaixantes

estará abaixo da temperatura mínima da janela de geração. Após cerca de 10 anos o limite

máximo da zona de queima de hidrocarbonetos será de 1,5 m a partir do contato, da zona

de gás será de 3,5 m (entre 1,5 e 3,5 m), e o da zona de óleo será 8 m (entre 3,5 e 8 m). O

38

modelo mostrou, portanto, que a zona de interferência térmica máxima dentro de uma

possível cozinha de geração, durante o período de tempo considerado, seria de 8 m.

A rocha intercalada à Formação Barra Velha, sob profundidade de 5633 m, foi

classificada como um basalto alcalino (Capítulo 3). As características petrográficas não

permitem discriminar a natureza intrusiva ou extrusiva da rocha, que está representada no

perfil composto como uma camada de espessura de 8 m. Conforme discutido anteriormente,

a temperatua de magmas basálticos alcalinos é de cerca de 1200°C (Hakulinova et al.,

2012), tendo sido este o valor utilizado no modelo. Os resultados são apresentados na

Figura 5.2.

Figura 5.2: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão

com 8 m de espessura. Os tempos decorridos após a intrusão são representados pelas curvas, cuja legenda é indicada no gráfico.

De acordo com o modelo, após 100 anos, a temperatura nas rochas encaixantes

estará abaixo da temperatura mínima da janela de geração. Após cerca de 10 anos o limite

máximo da zona de queima de hidrocarbonetos será de 2 m a partir do contato, da zona de

gás será de 14 m (entre 2 e 14 m), e o da zona de óleo será 30 m (entre 14 e 30 m). O

modelo mostrou, portanto, que a zona de interferência térmica máxima dentro de uma

possível cozinha de geração, durante o período de tempo considerado, seria de 30 m.

O gráfico da Figura 5.3 apresenta os resultados do modelo térmico para os

lamprófiros e basaltos alcalinos localizados entre as profundidades de 5645 m e 5662 m,

dentro da Formação Barra Velha. As características petrográficos mostraram evidências

para mistura magmática entre os lamprófiros, mas não é possível saber se o basalto alcalino

39

foi envolvido no mesmo processo. Para simplificação do modelo, considerou-se a espessura

total da camada dessas rochas (30 m) e uma temperatura de 1200°C (Hakulinova et al.,

2012). Esta temperatura é menos que a de magmas lamprofíricos (1400°C; Machek et al.,

2014), mas o processo de mistura entre magmas de diferentes temperaturas tenderia a

diminuir a temperatura da intrusão como um todo.

Figura 5.3: Resultado do modelo térmico de transferência de calor a partir de uma intrusão com 30 m de espessura. Os tempos decorridos após a intrusão são representados pelas curvas, cuja legenda é indicada no gráfico.

De acordo com o modelo, após 1000 anos, a temperatura nas rochas encaixantes

estará abaixo da temperatura mínima da janela de geração. Após cerca de 100 anos o limite

máximo da zona de queima de hidrocarbonetos será de 20 m a partir do contato, da zona de

gás será de 60 m (entre 20 e 60 m) e o da zona de óleo será 100 m (entre 60 e 100 m). O

modelo mostrou, portanto, que a zona de interferência térmica máxima dentro de uma

possível cozinha de geração, durante o período de tempo considerado, seria de 100 m. Esta

zona de influência térmica estaria sobreposta àquela associada à intrusão de 6 m de

espessura localizada a cerca de 5705 m de profundidade, presente no perfil composto,

dentro da Formação Barra Velha, cuja petrografia mostrou tratar-se de uma intrusão de

basalto alcalino, com formação de uma margem resfriada no topo (Capítulo 3). Devido à

sobreposição de efeitos térmicos, não foi elaborado um modelo para esta intrusão de 6 m.

Uma rocha muito alterada, tentativamente classificada como tufo palagonítico

(Capítulo 3), com 2 m de espessura, foi identificada a 5739 m de profundidade, na

Formação Piçaras. A petrografia mostrou tratar-se de uma rocha com pseudomorfos de

olivina, possivelmente associada a hidrovulcanismo. As características físicas associadas ao

magma gerador desta rocha devem ser muito semelhantes àquelas descritas para o modelo

representado na Figura 5.1. Por isso, as zonas de interferência térmica geradas por esses

40

dois magmatismos devem ser muito semelhantes, tornando desnecessária a elaboração de

um modelo térmico.

5.2- Conclusões

Os efeitos térmicos dos diferentes corpos magmáticos estudados foram distintos. O

derrame de ankaramito, possivelmente devido à sua espessura muito pequena, não foi

representado no perfil composto. A rigor, o derrame pode ter tido como substrato as

siliciclásticas da Formação Barra Velha ou até mesmo as primeiras camadas de sal da

Formação Ariri. O modelo térmico construído para esta camada de ankaramito mostrou que

a zona de influência térmica máxima sobre uma possível cozinha de geração seria de 8 m.

No entanto, as geradoras do Pré-Sal são encontradas nos folhelhos das formações Itapema

e Piçarras, situados a maior profundidade e muito distante do topo da Formação Barra

Velha. Outra possibilidade seria uma influência do derrame sobre os calcários microbiais e

estromatólitos que constituem o reservatório do Pré-Sal dentro da Formação Barra Velha.

Entretanto, o perfil composto mostra que neste poço o topo da Formação Barra Velha está

representada apenas pelas suas sequências siliciclásticas (folhelhos e arenitos). Por isso, o

derrame de ankaramito não deve ter tido nenhuma influência no sistema petrolífero nesta

parte da Bacia de Santos.

A intrusão (ou derrame) de basalto alcalino intercalado às rochas da Formação Barra

Velha, sob profundidade de 5633 m, de acordo com o modelo térmico construído, mostrou

que a zona de influência térmica máxima sobre uma possível cozinha de geração de 30 m.

Esta camada de basalto alcalino está sobreposta a uma camada fina de siltito, dentro da

zona de queima. Isso poderia modificar a textura do siltito devido ao aporte de muito calor a

partir da intrusão, gerando processos de recristalização, por exemplo, o que afetaria a

permoporosidade da rocha, tornando-a mais impermeável e incrementando o seu potencial

como selante. Já as camadas sobrepostas à intrusão são uma intercalação de calcarenito,

folhelhos e arenitos que se encontraria dentro da zona de interferência térmica máxima de

30 metros a partir do contato superior da intrusão. Neste caso, as intercalações de

calcarenitos e folhelhos mais próximas do contato estariam mais sujeitas aos efeitos

térmicos, com possíveis processos de recristalização, dentre outros, que também poderiam

afetar, em diferentes graus, a permoporosidade e, portanto, a qualidade de reservatório

dessas rochas. Esse efeito seria mais ameno nas intercalações de arenitos e folhelhos mais

afastadas da intrusão. No entanto, deve-se considerar, também, a possibilidade de

mobilização de fluidos a partir das camadas de calcarenitos até as rochas siliciclásticas

sobrepostas, que, neste caso, também poderiam ter suas qualidades de reservatórios

afetadas. Já as camadas siliciclásticas, em especial os arenitos, a mais de 30 m de distância

41

da intrusão dificilmente teriam suas propriedades petrofísicas modificadas devido ao

magmatismo.

A intrusão combinada de lamprófiros e basaltos alcalinos com 30 metros de

espessura teve uma ampla zona de interferência térmica, da ordem de 100 m. Nos primeiros

20 m a partir do contato superior, o efeito térmico desta intrusão se somaria àquele discutido

para a intrusão anterior. Já nos primeiros 20 m abaixo do contato inferior, as camadas finas

de folhelhos intercalados com calcarenitos e arenitos teriam sua permoporosidade muito

modificada em função do grande aporte de calor. Cerca de 60 metros mais abaixo, a

ocorrência de camadas espessas de folhelhos possivelmente teriam suas características de

selantes incrementadas pelo aporte térmico que poderia, também, recristalizar essas

rochas, aumentando sua impermeabilidade. Cerca de 40 metros mais abaixo, já começam a

aparecer os folhelhos e calcarenitos da Formação Piçarras. Os folhelhos dessa formação

são considerados geradores do sistema petrolífero da Bacia de Santos no Pré-Sal. A

matéria orgânica eventualmente contida nestes folhelhos poderia, assim, ser maturada

dentro da janela de óleo por influência térmica da intrusão de 30 m. Isso propiciaria a

maturação antes do previsto pela carta de eventos do sistma petrolífero da bacia, onde a

geração ocorre apenas a partir do Cenomaniano.

A zona de interferência térmica gerada pelo magma formador da rocha intercalada

na Formação Piçarras deve ter sido muito pequena, talvez menor que 8 m, considerando-se

os efeitos semelhantes àqueles do derrame de ankaramito descrito no Capítulo 5.1. A zona

de influência térmica afetaria apenas as rochas siliciclásticas do topo da Formação Piçarras,

algumas das quais constituem reservatórios no sistema petrolífero do Pré-Sal na Bacia de

Santos. A pouca espessura da camada magmática teria, assim, pouca influência sobre as

características petrofísicas destas rochas, que teriam sua permoporosidade preservada já a

poucos metros dos contatos com a rocha magmática.

De um modo geral, os modelos térmicos mostraram que intrusões relativamente

pouco espessas, da ordem de 30 m, conseguem gerar uma zona de interferência térmica

mais que três vezes maior que as suas espessuras. No caso da seção Pré-Aptiana

estudada, os efeitos térmicos combinados de todo o magmatismo estudado poderiam ter

modificado a permoporosidade de potenciais reservatórios, mas também incrementar o

poder selante das sequências pelíticas. Adicionalmente, folhelhos potencialmente geradores

da Formação Piçarras estariam dentro da zona de interferência térmica do maior corpo

intrusivo estudado, e o aporte de calor poderia maturar a matéria orgânica eventualmente

presente, adiantando o processo de geração que, na bacia, parece ter tido início apenas no

Cenomaniano.

42

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ANEXO I: Perfil composto do poço estudado.