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UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO SUL
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
CARACTERIZAÇÃO MINERALÓGICA E PETROLÓGICA DA
OCORRÊNCIA DE DICKITA EM RESERVATÓRIOS RASOS DA
BACIA DO RECÔNCAVO, BAHIA: IMPLICAÇÕES PARA A
EVOLUÇÃO DA BACIA E DO SISTEMA DIAGENÉTICO
JANETE DE BONA
ORIENTADOR:
Prof. Dr. Luiz Fernando De Ros
CO - ORIENTADOR:
Prof. Dr. Norberto Dani
BANCA EXAMINADORA:
Profa. Dra. Ana Maria Pimentel Mizusaki
Prof. Dr. André Sampaio Mexias
Dra. Sílvia Maria C. dos Anjos
Dissertação de Mestrado apresentada
como requisito para obtenção do
Título de Mestre em Geociências.
Porto Alegre – 2006
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ii
AGRADECIMENTOS
Muitas pessoas queridas fizeram parte da minha vida e me ajudaram a
crescer nessa minha caminhada. Quero aqui deixar registrada a minha gratidão e o meu
reconhecimento aos meus orientadores Prof. Dr. Norberto Dani e Prof. Dr. Luiz
Fernando De Ros, que me ajudaram a conquistar mais essa importante etapa da minha
vida.
Agradeço à minha família pelo apoio incondicional e por compreenderem
as minhas ausências. Agradeço em especial ao meu namorado Everton, que mesmo
distante sempre esteve ao meu lado, dividindo sonhos e expectativas.
Dentre os amigos, destaco duas pessoas muito especiais que estiveram ao
meu lado nas horas mais difíceis e que nunca mediram esforços para me ver bem: Haole
e Eloah, a vocês minha eterna gratidão por tudo o que fizeram por mim.
Por fim, agradeço ao CNPq pelo suporte financeiro, ao Instituto de
Geociências pelo apoio logístico dos laboratórios, aos professores e amigos que
compartilharam desta minha caminhada, e à PETROBRAS pelo acesso às amostras e
informações e pelo suporte junto à FINEP ao Projeto CTPETRO: “Estudo Integrado
Estratigráfico-Petrológico dos Reservatórios Sergi da Bacia do Recôncavo” coordenado
pelo Prof. Dr. Claiton M. S. Scherer, a quem igualmente agradeço.
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iii
RESUMO
Os arenitos fluviais e eólicos da Formação Sergi (Jurássico – Cretáceo)
são os reservatórios mais importantes da Bacia do Recôncavo, nordeste do Brasil. Um
estudo detalhado utilizando Microscopia Eletrônica de Varredura, Microscopia Ótica,
Difração de Raios-X e Espectroscopia de Infravermelho revelou a ocorrência de dickita,
um argilomineral indicativo de soterramento profundo (T >100
o
C), nos campos de óleo
de Buracica (630 a 870 m) e Água Grande (1300 a 1530 m). A dickita ocorre distribuída
irregularmente em arenitos com grande permeabilidade e porosidade intergranular da
seqüência estratigráfica média da Formação Sergi, como agregados vermiculares e
booklets substituindo grãos de feldspato e preenchendo poros gerados por dissolução de
feldspatos e poros intergranulares adjacentes. O hábito vermicular da dickita é um
produto da transformação pseudomórfica da caolinita durante o soterramento,
provavelmente sob influência de condições ácidas relacionadas a ácidos orgânicos
gerados da evolução térmica do querogênio nas rochas geradoras rift. A presença de
dickita concorda com a intensidade de compactação, com a relativamente abundante
cimentação pós-compactacional de quartzo, e com os valores de isótopos estáveis de
oxigênio dos cimentos de calcita pós-compactacional, que correspondem a temperaturas
de até 116
o
C. Essas evidências sugerem que os arenitos foram submetidos a
temperaturas substancialmente mais altas que aquelas correspondentes a sua atual
profundidade. Entretanto, um fluxo de calor ou de fluidos mais acentuado não pode ser
invocado para a área para explicar as altas temperaturas. A ocorrência de dickita,
associada a outras evidências petrológicas para condições de soterramento profundo,
bem como análises de traços de fissão em apatitas de outras áreas na bacia, indicam que
a área central da Bacia do Recôncavo sofreu soerguimento e erosão de pelo menos 1 km
(provavelmente mais que 1500 m). Este evento não foi anteriormente detectado por
modelos estruturais e estratigráficos convencionais.
Palavras – chave: Formação Sergi, arenitos, reservatórios, dickita, caolinita,
soerguimento, Bacia do Recôncavo, Brasil.
iv
ABSTRACT
Fluvial and aeolian sandstones of the Sergi Formation (Jurassic-
Cretaceous) are the most important reservoirs of the Recôncavo Basin, northeastern
Brazil. A detailed study through optical and electronic microscopy, X-ray diffraction
and infra-red spectroscopy revealed the occurrence of dickite, a clay mineral indicative
of deep burial conditions (T > 100
o
C), in the shallow Buracica (630 to 870 m) and Água
Grande (1300 to 1530 m) oilfields. Dickite occurs irregularly distributed in sandstones
with larger intergranular porosity and permeability of the middle, coarser stratigraphic
sequence of Sergi Formation, as vermicular and booklet aggregates replacing feldspar
grains, and filling pores generated by feldspars dissolution and adjacent intergranular
pores. The vermicular habit of dickite is a product of pseudomorphic kaolinite
transformation during burial, presumably under influence of acidic conditions related to
organic acids generated from the thermal evolution of kerogen in the rift source rocks.
The presence of dickite agrees with the intensity of compaction, relatively abundant
post-compactional quartz cementation, and stable oxygen isotope values of the post-
compactional calcite cements, corresponding to temperatures as high as 116ºC. This set
of evidence suggests that the sandstones were subjected to temperatures substantially
higher than those corresponding to their present burial depths. However, no enhanced
thermal or hydrothermal fluid flow can be invoked in the area to be accounted for the
interpreted high temperatures. The occurrence of dickite and other petrologic evidence
for deep burial conditions, as well as apatite fission tracks analyses from other areas in
the basin, indicate that an uplift and erosion of at least 1 km and probably more than
1500 m has affected the central part of Recôncavo Basin, and very likely the whole
region, what was not previously detected by conventional structural and stratigraphic
models.
Key words: Sergi Formation, diagenesis, sandstones, reservoirs, dickite, kaolinite,
uplift, Recôncavo Basin, Brazil.
v
ÍNDICE
Página
AGRADECIMENTOS.................................................................................................. II
RESUMO.......................................................................................................................III
ABSTRACT ..................................................................................................................IV
LISTA DE FIGURAS...................................................................................................VI
LISTA DE TABELAS................................................................................................ VII
LISTA DE ABREVIATURAS E SÍMBOLOS........................................................VIII
TEXTO EXPLICATIVO.............................................................................................IX
SUMÁRIO INTEGRADO ............................................................................................... 1
1.
JUSTIFICATIVA E OBJETIVOS...................................................................................... 1
2.
TRABALHOS ANTERIORES .......................................................................................... 2
3.
ARCABOUÇO ESTRUTURAL......................................................................................... 4
4.
SEDIMENTAÇÃO.......................................................................................................... 8
5.
METODOLOGIA ........................................................................................................ 11
a) Petrografia Ótica.................................................................................................. 11
b) Difração de Raios-X............................................................................................ 12
c) Espectroscopia de Infravermelho......................................................................... 15
d) Microscopia Eletrônica de Varredura.................................................................. 16
6.
MÉTODOS E RESULTADOS ........................................................................................ 17
a) Espectroscopia de Infravermelho......................................................................... 17
b) Difração de Raios-X............................................................................................ 18
c) Petrografia Ótica.................................................................................................. 19
7.
DISCUSSÃO................................................................................................................21
8.
CONCLUSÕES............................................................................................................ 26
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ....................................................................... 28
ARTIGO CIENTÍFICO............................................................................................... 38
ANEXOS ....................................................................................................................... 40
vi
LISTA DE FIGURAS
Página
Figura 1 - Seção geológica esquemática NW-SE, ilustrando a morfologia de meio-
graben da bacia do Recôncavo, cujo depocentro situa-se a leste............................... 5
Figura 2 - Mapa estrutural da Bacia do Recôncavo evidenciando os sistemas de falhas,
os Altos e os Baixos................................................................................................... 6
Figura 3 - Seção geológica esquemática NW-SE ilustrando as seqüências pré-rift e rift
da Bacia do Recôncavo.............................................................................................. 7
Figura 4 - Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo. ................................................... 9
vii
LISTA DE TABELAS
Página
Tabela 1 - Valores característicos de algumas reflexões 001 dos principais membros dos
argilominerais simples. ............................................................................................ 13
Tabela 2 - Valores das principais distâncias interplanares dos argilominerais em função
dos tratamentos auxiliares........................................................................................ 14
viii
LISTA DE ABREVIATURAS E SÍMBOLOS
DRX: Difração de Raios-X
MEV: Microscopia Eletrônica de Varredura
IRS: Espectroscopia de Infravermelho
EDS: Energy Dispersive x-ray Spectrometer
Å: Ångstron
µm: micra
C: Clorita
C/S: Interestratificados clorita-esmectita
D: Dickita
I: Ilita
I/S: Interestratificados ilita-esmectita
K: Minerais do grupo da caolinita
Qtz: Quartzo
S: Esmectita
ix
TEXTO EXPLICATIVO
Sobre a estrutura desta dissertação:
Esta dissertação de Mestrado está estruturada em torno de um artigo publicado em
periódico internacional. Conseqüentemente, sua organização compreende as seguintes
partes principais:
a) Sumário Integrado sobre o tema e descrição do objeto da pesquisa de Mestrado,
onde estão sumarizados os objetivos e a filosofia de pesquisa desenvolvidos,
seguidos de uma discussão integradora contendo os principais resultados e
interpretações deles derivadas;
b) Artigo submetido a periódico com corpo editorial permanente e revisores
independentes, escrito pelo autor durante o desenvolvimento de seu Mestrado;
c) Anexos, compreendendo: difratogramas, fotos de lâminas delgadas (microscópio
ótico) e fotos obtidas ao Microscópio Eletrônico de Varredura.
1
SUMÁRIO INTEGRADO
1. Justificativa e Objetivos
O objetivo principal da presente pesquisa foi caracterizar os aspectos
mineralógicos e petrográficos da ocorrência de dickita em reservatórios rasos da
Formação Sergi, Bacia do Recôncavo, e avaliar as implicações para a evolução da bacia
em geral, e dos arenitos analisados em particular. Para tanto, as atividades se
concentraram na utilização de técnicas eficientes para a identificação da dickita, como a
Espectroscopia de Infravermelho e a Difração de Raios-X, além de atividades normais
no estudo de argilominerais concentrado na Microscopia Ótica e Microscopia Eletrônica
de Varredura.
Dentre os diversos campos de exploração de petróleo na Bacia do
Recôncavo, os estudos foram concentrados em 4 poços pertencentes a dois campos de
petróleo, denominados Buracica (poços BA-196 e BA-198) e Água Grande (poços AG-
212 e AG-331A), onde a difração de Raios-X revelou a existência de dickita. A
mineralogia identificada nos campos de Araçás e Fazenda Bálsamo consiste
basicamente de clorita, ilita e camadas mistas (Anexo A).
2
2. Trabalhos Anteriores
Argilominerais diagenéticos são importantes componentes dos arenitos
Sergi, onde exercem significativo controle sobre a porosidade, permeabilidade e
heterogeneidade dos reservatórios. Sua caracterização mineralógica, portanto, é muito
importante para a compreensão da gênese, evolução e padrões de distribuição destas
argilas e das propriedades dos reservatórios por elas influenciados. Este aspecto
motivou diversos estudos de caracterização petrológica aplicados à análise do impacto
dos argilominerais nos reservatórios Sergi (e.g. De Ros, 1987; Lanzarini e Terra, 1989;
Rodrigues, 1990). Entretanto, esses estudos foram limitados quanto à caracterização
mineralógica das argilas envolvendo refinamento da mineralogia e composição das
argilas e integração destas informações no contexto estratigráfico e exploratório da
Bacia do Recôncavo.
A Formação Sergi foi tema de vários estudos integrados, tanto em escala
regional (Netto et alii, 1982; Bruhn & De Ros, 1987) quanto em escala de campo de
petróleo (Nascimento et alii, 1982; Passos et alii, 1983; Zabalaga et alii, 1983; De Ros,
1987; Pinho, 1987 e Terra et alii, 1988). Nesses estudos, a Formação Sergi foi
caracterizada como sendo composta de arenitos e conglomerados, com intercalações de
siltitos e folhelhos. Bruhn & De Ros (op. cit.) interpretaram os arenitos da Formação
Sergi como depósitos de um grande sistema fluvial de rios entrelaçados (“braided”) que
se desenvolveram sob clima árido a semi-árido no Jurássico Superior.
Netto et al., (1982) reconheceram grandes unidades estratigráficas que
subdividem a Formação Sergi em escala de bacia, e desenvolveram um estudo
petrográfico quantitativo sistemático propondo fácies-reservatório pela associação de
fácies deposicionais e fácies diagenéticas. A geometria das concentrações de argilas
3
infiltradas como faixas de concentração acompanhando as posições de residência
preferencial dos canais é inicialmente caracterizada por De Ros (1988) e De Ros et al.,
(1988) em Dom João Mar-Sul.
Bruhn & De Ros (1987) executaram a caracterização petrológica dos
reservatórios Sergi, organizando os padrões diagenéticos dos reservatórios Sergi em
escala de bacia, desenvolvendo modelos empíricos por regressões univariadas e
multivariadas dos controles petrológicos atuantes sobre a qualidade dos reservatórios.
De Ros (1987) analisou a diagênese e seu impacto sobre os sistemas porosos dos
reservatórios do Campo de Sesmaria. Pinho (1987) estudou a diagênese dos
reservatórios do Campo de Fazenda Bálsamo. Lanzarini & Terra (1989) estudaram a
sedimentologia e diagênese dos reservatórios do Campo de Fazenda Boa Esperança.
Rodrigues (1990) reconheceu os padrões de neoformação e transformação dos
argilominerais diagenéticos dos arenitos Sergi em escala de bacia. De Ros & Moraes
(1990) definiram as formas de ocorrência das argilas mecanicamente infiltradas nos
reservatórios Sergi, e os mesmos autores em 1992 analisaram os diferentes tipos de
argilominerais diagenéticos que ocorrem nos arenitos Sergi, suas formas de distribuição
e impactos nas características petrofísicas dos reservatórios.
Entre os estudos mais recentes da Formação Sergi ressaltam-se os
trabalhos de Oliveira & Savini (1997), Dias Filho (2000) e Cupertino (2000). Os
primeiros realizaram uma análise sob o enfoque da estratigrafia de seqüências na porção
superior da Formação Sergi, ressaltando o impacto do arcabouço estratigráfico na
compartimentação dos reservatórios. Dias Filho op.cit, propôs um arcabouço de
estratigrafia de seqüências regional dos depósitos da Formação Sergi, individualizando
esta unidade em quatro seqüências deposicionais limitadas por discordâncias, passíveis
de serem identificadas tanto em subsuperfície quanto ao longo da faixa aflorante.
4
Cupertino op. cit analisou a evolução tectono-climática na fase rifte das Bacias de
Camamu e Recôncavo, utilizando técnicas de isótopos estáveis e traços de fissão em
apatitas.
3. Arcabouço Estrutural
A Bacia do Recôncavo, localizada no centro-leste do Estado da Bahia,
faz parte do sistema de rifts continentais Recôncavo – Tucano – Jatobá, correspondendo
a uma fossa tectônica implantada sobre rochas pré-cambrianas do Cráton de São
Francisco. Ocupa uma área de 11.500 Km
2
e contém mais de 5.300 poços de petróleo,
cuja perfuração resultou em cerca de 80 campos de óleo e gás.
As Bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá em conjunto relacionam-se
geneticamente ao processo de rifteamento que afetou o paleocontinente Gondwana
durante o Eocretáceo (Neocomiano), e constituem-se numa série de meio-grabens
assimétricos alongados na direção NE-SO compondo um rift intracontinental de direção
geral N-S (Fig. 1). Estes grabens foram preenchidos por sedimentos flúvio-lacustres em
horizontes ricos em matéria orgânica, sendo que a atividade tectônica dessa região foi
abortada durante o Eoaptiano. (Szatmari et al., 1985; Milani & Davidson, 1988;
Figueiredo et al., 1994).
5
Figura 1 - Seção geológica esquemática NW-SE, ilustrando a morfologia de meio-
graben da bacia do Recôncavo, cujo depocentro situa-se a leste.
Fonte: http://www.phoenix.org.br/Phoenix51_Mar03.html
A fossa do Recôncavo está separada da Bacia do Tucano a N e NW pelos
Altos de Aporá e Dom João. Ao sul, separa-se da Bacia de Camamu pelo Sistema de
Falhas da Barra, que corta a Ilha de Itaparica na sua porção mediana. A leste, seu limite
é o Sistema de Falhas de Salvador. A Figura 2 ilustra o arcabouço estrutural da Bacia do
Recôncavo.
A Bacia do Recôncavo se desenvolveu em três estágios principais, em
função do controle que a atividade tectônica exerceu sobre a sedimentação. Esses três
estágios são denominados de pré-rift, sin-rift e pós-rift. (Caixeta et al., 1994). A Figura
3 mostra as formações que fazem parte das seqüências pré-rift e rift da Bacia do
Recôncavo.
6
Figura 2 - Mapa estrutural da Bacia do Recôncavo evidenciando os sistemas de falhas,
os Altos e os Baixos.
Fonte: Figueiredo, 1985.
7
Figura 3 - Seção geológica esquemática NW-SE ilustrando as seqüências pré-rift e rift
da Bacia do Recôncavo.
Fonte: http://www.cprm.gov.br/gis/secoes_reconcavo.htm
A seqüência pré-rift, formada do Jurássico Superior ao Cretáceo Inferior,
é caracterizada por uma relativa estabilidade crustal, com subsidência lenta. Neste
estágio, o ambiente sedimentar era exclusivamente continental. Engloba o Grupo
Brotas, constituído pelos red beds da Formação Aliança e pelos arenitos flúvio-eólicos
da Formação Sergi, além dos litotipos basais do Grupo Santo Amaro (sedimentos
flúvio-lacustres da Formação Itaparica e arenitos flúvio-eólicos da Formação Água
Grande.
A seqüência sin-rift é o estágio de completa diferenciação tectônica do
rift continental baiano, traduzida pelo desencadeamento de veloz subsidência. Nesta
etapa ocorre a ruptura da crosta por esforços distensivos e ao final da mesma é
depositada a Formação São Sebastião (Cretáceo)
A seqüência pós-rift, corresponde à estabilização cratônica, com
subsidência térmica pós-rift gerada pela separação dos continentes e afastamento da
Bacia das fontes de calor. É demarcada pela deposição dos leques aluviais da Formação
Marizal (Aptiano).
8
A Formação Sergi, juntamente com a Formação Aliança, compõe o
Grupo Brotas e compreende arenitos finos a conglomeráticos, acumulados durante o
Jurássico Superior (FIG. 4). O contato inferior da Formação Sergi é concordante com os
depósitos areno-pelíticos do Membro Boipeba da Formação Aliança. O contato superior
é discordante com os depósitos pelíticos da Formação Itaparica. Essa imensa bacia,
denominada de Depressão Afro-Brasileira, era uma calha alongada na direção norte-sul,
com subsidência bastante lenta, desenvolvida no início da fase extensional (fase pré-rift)
que determinou a completa ruptura do continente gondwânico no cretáceo, formando o
Atlântico Sul (De Cesero & Ponte, 1997).
A Formação Sergi encontra-se representada em toda a Bacia do
Recôncavo, mas aflora somente na sua borda norte e oeste, atinge espessura máxima de
450 m e tem os estratos inclinados regionalmente para leste (Milani, 1987, Penteado,
1999; Santos et al., 1990). A Formação Sergi constitui o principal reservatório da bacia
e compreende uma seqüência siliciclástica continental depositada no estágio pré-rift. Os
arenitos Sergi ocorrem em toda extensão da Bacia do Recôncavo, estando presente
também nas Bacias de Jatobá, Tucano, Camamu e Almada.
4. Sedimentação
A Formação Sergi é composta essencialmente por arenitos (mais de
90%), cuja granulometria varia de muito grossos (conglomeráticos) a muito finos, e por
eventuais níveis de conglomerados granulosos, excepcionalmente seixosos, e raras
camadas delgadas de lamitos arenosos.
9
Figura 4 - Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo.
Fonte: Modificado de: http://www.cprm.gov.br/gis/carta_reconcavo.htm.
10
As estruturas, texturas e seqüências deposicionais presentes sugerem que
a sedimentação da Formação Sergi ocorreu em um sistema aluvial de canais
anastomosados com recorrente retrabalhamento eólico, sob condições climáticas
áridas/semi-áridas. As unidades deposicionais individuais são de natureza lenticular e a
sedimentação do sistema é episódica, ocorrendo em regime de enxurradas episódicas.
A Formação Sergi é dividida em três seqüências deposicionais de 3
a
ordem, limitadas por discordâncias regionais (Scherer, 2004). A Seqüência 1 é basal,
possui entre 40 m e 60 m de espessura e é caracterizada por uma associação de fácies
flúvio-deltáica na base a flúvio-eólica para o topo.
A Seqüência 2 possui cerca de 200 m a 350 m de espessura, e é
representada por uma associação tipicamente fluvial de fácies arenosas, composta por
arenitos grossos a conglomeráticos, com cruzadas acanaladas e planares, formando
ciclos com granodecrescência ascendente com 1 m a 5 m de espessura, interpretados
como depósitos de canais fluviais entrelaçados. A granulometria grossa dos arenitos da
Seqüência 2 sugere, quando comparada a da Seqüência 1, um aumento na capacidade e
competência do sistema fluvial, indicando um incremento na descarga, em decorrência
de condições climáticas mais úmidas, e/ou um acréscimo da declividade do perfil de
equilíbrio fluvial, reflexo do soerguimento das áreas-fonte. No topo da Seqüência 2
ocasionalmente ocorrem níveis de paleoalteração, e o limite superior dessa seqüência é
marcado pelo recobrimento desses depósitos fluviais pelos depósitos eólicos da
Seqüência 3.
A Seqüência 3 tem cerca de 3 m a 6 m de espessura e é representada
pelos arenitos eólicos no topo da Formação Sergi, caracterizados por arenitos finos a
médios, com laminações em baixo ângulo, interpretados como depósitos eólicos de
areia. Ocasionalmente, lençóis de areia são truncados por depósitos de correntes fluviais
11
efêmeras. Essa seqüência marca um retorno de condições deposicionais similares à
Seqüência 1, porém com um domínio dos processos eólicos, sendo raros os sedimentos
fluviais e inexistentes os depósitos lacustres.
5. Metodologia
a) Petrografia Ótica
A avaliação e a descrição de seções delgadas através de microscopia
convencional (microscópio ótico) foram executadas sobre lâminas petrográficas
preparadas de amostras impregnadas por resina epoxy azul. A petrografia quantitativa
foi executada por M. Rosilene F. Menezes, dentro de sua pesquisa de doutorado, e como
parte do Projeto CTPETRO/FINEP/PETROBRÁS/UFRGS/UNISINOS. A
quantificação modal dos constituintes detríticos, autigênicos e tipo de poros, foi
realizada em 337 lâminas, com a contagem de 300 pontos por lâmina. Foi usada solução
de alizarina + ferrocianeto de potássio para diferenciar cimentos carbonáticos (Dickson,
1965). A granulometria e seleção dos grãos foram estimadas por comparação visual,
com os índices de seleção de Beard e Weyl (1973). A microporosidade, registrada em
algumas lâminas delgadas, representa a diferença entre os percentuais de
macroporosidade obtidos na análise modal petrográfica e os percentuais de porosidade
petrofísica. Os dados obtidos durante a análise modal foram registrados diretamente em
planilha do Soft Excel. Na análise ótica qualitativa foram reconhecidos hábitos e
12
padrões de distribuição dos argilominerais, assim como os processos diagenéticos
associados como a transformação e a neoformação das argilas.
b) Difração de Raios-X
A separação de frações de argilominerais (<20µm, <10µm e <2µm) foi
feita em amostras de testemunho de sondagem (fragmentos irregulares) de 8 poços em 4
campos de óleo da Bacia do Recôncavo (Água Grande, Araçás, Buracica e Fazenda
Bálsamo, sendo dois poços para cada campo), totalizando um total de 60 amostras. A
análise por Difração de Raios-x foi realizada em difratômetro D5000 Siemens
Kristalloflex, do Laboratório de Difração de Raios-x do Instituto de Geociências
(UFRGS), e a preparação das amostras para a confecção das lâminas para análise em
DRX foi feita conforme segue:
1) Desagregação das amostras por prensagem e em gral de porcelana, até
o tamanho de areia média, e pesagem das mesmas (30g de amostra seca);
2) Suspensão da amostra desagregada em 300 ml de água destilada e
agitamento da suspensão em aparelho rotor durante 4 horas;
3) Utilização de ultra-som de ponteira por 3 minutos;
4) A suspensão foi deixada em repouso em aparelho de banho-maria com
temperatura constante;
5) Retirada da fração fina depois de transcorrido o tempo de repouso para
cada fração;
6) Preparação de lâminas com o material recolhido;
13
7) Realização do ensaio de difração de raios X, varrendo-se de 2 a 32º
(escala 2θ), e interpretação dos difratogramas.
Este procedimento foi realizado para a separação das frações <20µm e
<10µm. Para a fração <2µm ou menores, foi empregada a separação por sedimentação
forçada através de uma ultracentrífuga (4000 rotações por minuto). O processo de
separação forçada com o uso da centrífuga diminui significativamente o tempo de
processamento, principalmente quando existe a necessidade de estudo de frações mais
finas que 2 µm. Neste trabalho, utilizou-se uma ultracentrífuga modelo Sigma 3K30, do
laboratório de Difração de Raios-X do Instituto de Geociências da UFRGS. Após a
separação das frações através da ultracentrífuga, foram feitas as lâminas com o material
recolhido, e as mesmas foram analisadas por DRX varrendo-se de 2 a 32º (escala 2θ).
Considerando somente os minerais simples, o pico de maior intensidade
de cada fase (referentes à direção (00l)), bem como os picos secundários, encontram-se
na Tabela 1.
Tabela 1 - Valores característicos de algumas reflexões 001 dos principais membros dos
argilominerais simples (d= espaçamento interplanar em Å; I= intensidade relativa).
Argilominerais 001 002 003 004
d I d I d I d I
Caolinita 7,1 100 3,57 100 2,38 60 1,79 40
Ilitas 10,1 100 5,04 40 3,36 100 - -
Esmectitas 15 100 - - 5 30 - -
Vermiculitas 14,3 100 7,18 10 4,78 15 3,58 30
Cloritas 14,1 80 7,05 100 4,72 60 3,54 10
Fonte: Formoso, 1980.
Como se percebe na Tabela 1, muitas vezes não é possível determinar
com segurança o argilomineral presente utilizando-se apenas a reflexão principal.
14
Nestes casos, são utilizados procedimentos de glicolagem e calcinação. Na glicolagem,
as lâminas foram saturadas com etilenoglicol e em seguida procedeu-se o ensaio de
difração de raios X, varrendo-se de 2 a 32º (escala 2θ). Após a análise por difração de
raios-X, verificou-se o deslocamento dos picos em relação ao ensaio anterior (natural).
A Tabela 2 mostra os valores dos picos de alguns argilominerais quando analisados sob
a forma natural, glicolada e calcinada.
Tabela 2 - Valores das principais distâncias interplanares dos argilominerais em função
dos tratamentos auxiliares (N= natural G= glicolada C= calcinada).
Distância interplanar (Å)
Argilominerais
7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17
Caolinita N / G
Ilitas N / G/ C
Cloritas N / G / C
Vermiculitas C N / G
Esmectitas C N N N N G
Sepiolita N / G / C
Fonte: Modificado de Formoso, 1980.
O procedimento de glicolagem baseia-se na capacidade de alguns
argilominerais admitirem em sua estrutura ligações com álcoois, e estes por sua vez,
com a água. Desta forma, aumenta-se a distância interplanar referentes à direção (00l).
Como exemplo prático, tem-se o pico principal da esmectita, que passa de 12 ou 14 Å
para aproximadamente 17 Å, sendo possível distinguí-la da vermiculita, que mantém o
pico em 14 Å.
Na calcinação (aquecimento da amostra), as lâminas foram colocadas em
mufla e submetidas a um aquecimento de 550ºC por 2 horas. Em seguida, procedeu-se o
ensaio de difração de raios X, varrendo-se de 2 a 32º (escala 2θ), e verificou-se o
deslocamento dos picos em relação aos ensaios sob a forma natural e glicolada.
15
Neste caso, buscou-se eliminar as moléculas de água adsorvidas nos
argilominerais, resultando na redução da distância interplanar referentes à direção (00l).
Como exemplo prático, novamente tem-se o pico principal da esmectita, que se desloca
para 10 Å. O mesmo ocorre com o pico da vermiculita.
Além da análise por Difração de Raios-X de lâminas orientadas, seis
amostras também foram analisadas sob a forma desorientada (amostras BA198-1,
BA198-4, BA198-6, BA198-9, AG212-2 e AG212-5). Esta análise objetivou um maior
detalhamento dessas amostras, que foram selecionadas para um estudo aprofundado
sobre a gênese das caolinitas e dickitas da Formação Sergi.
A análise das amostras sob a forma desorientada (pó) foi feita passando-
se o material previamente desagregado em gral de porcelana por uma peneira de 200
mesh. O material depositado na lâmina de vidro foi em seguida analisado varrendo-se
de 19° a 28° (escala 2θ), com contagem de 12 segundos por ponto na lâmina.
c) Espectroscopia de Infravermelho
O espectro infravermelho de minerais do grupo das caolinitas
compreende as bandas de absorbância dos modos de elongação (de valência) ou de
deformação das vibrações Si-O, Al-O, O-H, etc. (Farmer & Russel, 1964). O domínio
de vibração de valência das hidroxilas (OH estrutural ligados a íons Al
3+
) é observado
entre 3800 e 3500 cm
-1
e é sensível à desordem estrutural das caolinitas (Brindley et al.,
1986; Prost et al., 1989). À temperatura ambiente, observam-se quatro bandas de
absorção em torno de 3690, 3668, 3652 e 3620 cm
-1
para a caolinita, e três bandas de
absorção em torno de 3710, 3655 e 3620 cm
-1
para a dickita.
16
A banda de absorção a 3620 cm
-1
é atribuída a agrupamentos OH
internos da folha (Ledoux & White, 1964; Rouxhet et al., 1977) e as outras aos OH de
superfície.
As pastilhas de 1 cm de diâmetro foram comprimidas a 15Kg/cm
2
por 4
minutos, 20Kg/cm
2
por 3 minutos e 30Kg/cm
2
por 3 minutos, a partir de uma mistura de
1,5 mg de amostra com 150 mg de Brometo de Potássio (KBr). Após uma passagem de
aproximadamente 12 horas na estufa a 100
o
C, as pastilhas foram analisadas em
transmissão com o domínio do infravermelho médio (entre 4000 e 400 cm
-1
) à
temperatura ambiente, utilizando-se um espectrômetro do tipo Shimadzu FTIR- 8300
(Instituto de Química – UFRGS).
d) Microscopia Eletrônica de Varredura
A análise por MEV visou a observação detalhada da morfologia dos
cristais e suas relações paragenéticas (Anexo B). Para a análise, foram selecionados
fragmentos de rocha fresca, os quais foram recobertos com carbono e ouro, tendo sido
analisados em microscópios de elétrons secundários marca JEOL JSM – 6060
(voltagem 20 kV) e SHIMADZU SSX-550 (voltagem 20 kV), no Centro de
Microscopia Eletrônica da UFRGS.
17
6. Métodos e Resultados
a) Espectroscopia de Infravermelho
O método da Espectroscopia de Infravermelho foi decisivo para a
identificação da dickita na Formação Sergi, visto que apenas por DRX a distinção entre
a caolinita e dickita é bastante difícil. Utilizando a Espectroscopia de Infravermelho, a
distinção da caolinita e da dickita pode ser feita analisando-se a posição e a intensidade
relativa das bandas OH na região 3800 a 3600 cm
-1
(Russell, 1987).
Para a caolinita bem cristalizada, quatro bandas são bem desenvolvidas
no espectro do Infravermelho, com uma forte absorção ocorrendo na banda de 3695 cm
-1
e com uma banda de média a forte absorção em 3620 cm
-1
. Entre as bandas 3669 e
3652 cm
-1
a absorção é mais fraca. Para a dickita, o espectro do Infravermelho é
caracterizado por três bandas, sendo que a de mais forte absorção ocorre em 3620 cm
-1
e as de média absorção ocorrem em torno de 3710 e 3655 cm
-1
.
No campo de Água Grande, o espectro de Infravermelho obtido das
amostras é tipicamente de dickita, com as três bandas diagnósticas presentes, e sem a
banda indicativa de politipos da caolinita de 3669 cm
-1
(vide Fig. 8 do artigo científico)
A banda de 3700 cm
-1
amplia-se progressivamente, enfraquecendo e mudando para
3705 cm
-1
(amostra AG212-2). Alguns autores relacionam este comportamento do
Infravermelho com o aumento da cristalinidade da dickita e da profundidade de
soterramento da rocha (Lanson et al., 2002).
No campo de Buracica, o espectro de Infravermelho é mais heterogêneo
em relação aos politipos de caolinita e dickita, e a ocorrência da caolinita é confirmada
18
em todos os espectros pela banda de 3669 cm
-1
(vide Fig. 8 do artigo científico). A
configuração do espectro e o crescimento da intensidade da banda de 3669 cm
-1
indicam
um aumento relativo na proporção de caolinita nas amostras BA198-9 e BA198-6 em
relação às amostras BA198-4 e BA198-1, podendo-se deduzir que uma mistura dos dois
politipos (caolinita e dickita) está presente no campo de Buracica.
b) Difração de Raios-X
A identificação preliminar de caolinita e de outros argilominerais
associados foi feita por DRX usando 36 amostras de testemunhos de sondagens dos
campos de óleo de Água Grande e Buracica, e 24 amostras dos campos de Araçás e
Fazenda Bálsamo, totalizando 60 amostras analisadas por DRX. Os modelos de difração
foram inicialmente obtidos usando amostras orientadas de diferentes frações (<20, <10
e <2µm), onde cada amostra foi submetida às análises natural, glicolada e calcinada. A
interpretação dos difratogramas permitiu selecionar o intervalo de tamanho adequado e
as amostras enriquecidas com minerais do grupo do caulim.
O reconhecimento de dickita por DRX em amostras orientadas depende
do reconhecimento de uma série de reflexões basais, sendo que a identificação é
bastante facilitada em amostras nas quais os minerais de caulim ocorrem como fases
puras. O caulim dos campos de óleo de Água Grande e Buracica ocorre em misturas
com outras argilas e materiais não-argilosos, e é necessária uma cuidadosa avaliação do
difratograma para distinguir a caolinita da dickita. O intervalo de tamanho de 10 a 2 µm
foi escolhido para análise por causa do tamanho relativamente grande dos cristais de
caulim, observado previamente em padrões de DRX, em lâminas petrográficas e por
MEV. A superposição de reflexões entre linhas de caulim potencialmente diagnósticas e
19
outros minerais nas amostras reduziu a possibilidade de distinguir politipos de caulim
inequivocadamente por DRX. Algumas reflexões foram usadas, e a caracterização dos
minerais do grupo do caulim foi feita no intervalo de 19 a 28° 2θ usando dados de
Bailey (1980) e Lanson et al., (2000).
Os padrões de raios-X dos caulins de Água Grande indicam que a dickita
é o politipo dominante. As reflexões em 4.439 Å, 4.119 Å e 3.428 Å são diagnósticas da
dickita. Os caulins do campo de Buracica indicam a presença dos politipos da caolinita
e da dickita. A identificação das reflexões em 4.18 Å e 4.13 Å associada com a
resolução fraca em 3.428 Å é indicativa do aumento da caolinita nas amostras BA198-1
e BA198-4. Os resultados demonstraram que a nucleação da dickita foi completa no
campo de óleo de Água Grande e menos desenvolvida no campo de óleo de Buracica.
c) Petrografia Ótica
O constituinte diagenético mais importante dos arenitos da Formação
Sergi é argila infiltrada, as quais ocupam grande parte do volume intergranular
(méd.8.3%; máx. 36.3%) nos arenitos fluviais. Ocorrem em duas texturas principais:
como cutículas irregulares em torno dos grãos e como agregados desordenados
preenchendo poros (méd.8.3%; máx. 36.3%). Raramente, exibem feições de meniscos,
pontes e texturas geopetais pendulares. Cutículas descoladas e argilas pore-fill
contraídas ocorrem associadas a porosidades de encolhimento dessas argilas. As argilas
infiltradas são constituídas originalmente por esmectita, que foram variável e
heterogeneamente transformadas em interestratificados ilita-esmectita ou
clorita/esmectita.
20
A caolinita está presente em amostras das profundidades mais rasas do
Arenito Sergi, normalmente inferiores a 1000 m, nos campos de Buracica e Água
Grande. Sua ocorrência está intimamente relacionada ao processo de dissolução de
feldspatos e mais raramente ao processo de caolinização de intraclastos e micas. Ocorre
nos arenitos de granulometria média, que contêm mais de 10% de feldspatos. A
caolinita forma agregados booklet e vermiculares, comumente substituindo parcial ou
totalmente os grãos de feldspatos, ou a porosidade secundária deixada pela sua
dissolução. Mais raramente, preenchem poros intergranulares.
A seqüência de processos diagenéticos atuantes nos arenitos Sergi,
construída com base nas relações paragenéticas observadas na petrografia ótica e na
microscopia eletrônica de elétrons secundários e retroespalhados, envolve as seguintes
fases:
1) Dissolução de minerais detríticos pesados instáveis, e precipitação de
óxidos de Fe e Ti;
2) Infiltração mecânica de argilas detríticas, originalmente esmectíticas,
carregadas por enxurradas episódicas e infiltradas através da zona vadosa dos depósitos
arenosos e acumuladas como preenchimento de poros e principalmente como cutículas
irregulares sobre os grãos.
3) Precipitação de nódulos e crostas de calcita (caliches) e/ou sílica
(silcretes) nos topos dos ciclos fluviais e de alguns intervalos de retrabalhamento eólico.
Estes depósitos raramente encontram-se preservados in situ, mas ocorrem como
intraclastos nos lags basais de ciclos da seqüência I, tendo sido erodidos dos topos dos
ciclos subjacentes. Esses lags estão comumente cimentados por abundante calcita pré-
compactação, o que os transforma em barreiras locais ao fluxo de fluidos. Precipitação
localizada de dolomita substituindo intraclastos lamosos.
21
4) Compactação mecânica por rearranjo e fraturamento localizado dos
grãos de quartzo e feldspatos, e deformação das micas e dos intraclastos lamosos
retrabalhados dos depósitos de inundação, convertidos em pseudomatriz argilosa.
5) Compactação química, por dissolução por pressão ao longo dos
contatos intergranulares, com o desenvolvimento de contatos côncavo-convexos e
suturados, particularmente nos reservatórios mais profundos. A compactação química é
facilitada pela presença de finas cutículas de argilas infiltradas.
6) Transformação dos argilominerais infiltrados esmectíticos em
interestratificados (camadas-mistas) irregulares ilita-esmectita ou clorita-esmectita,
acompanhada de desidratação, contração, descolamento dos grãos e fragmentação dos
agregados infiltrados. A cloritização é importante, sobretudo nos arenitos da seqüência
I, afetados por infiltração menos abundante de argilas, enquanto a ilitização predomina
na seqüência II.
7) Cimentação por crescimentos secundários (overgrowths) de quartzo, e
subordinadamente de feldspatos, afetando irregularmente os arenitos, em especial os da
seqüência I, com escassas e finas cutículas de argilas infiltradas, e os reservatórios mais
profundos.
8) Cimentação por calcita poiquilotópica que substitui parcialmente os
constituintes diagenéticos anteriores e os grãos (dominantemente os feldspatos),
obliterando localmente a porosidade e constituindo barreiras locais ao fluxo,
dominantemente nos arenitos da seqüência I, menos afetados pela infiltração de argilas.
9) Dissolução parcial da calcita e de grãos de feldspatos,
presumivelmente por fluidos carregados com ácidos orgânicos gerados pela maturação
térmica da matéria orgânica nos folhelhos geradores de hidrocarbonetos da sucessão rift
(cf. Bruhn e De Ros, 1987; Surdam et al., 1989).
22
10) Precipitação de agregados vermiculares e “em livros” (booklets) de
lamelas de caolinita, como produto da dissolução de feldspatos, distribuídos
descontinuamente em manchas, dominantemente nos arenitos com maior porosidade e
permeabilidade remanescentes, em conseqüência de um pequeno volume de argilas
infiltradas ou de cimentação por calcita.
11) Neomorfismo dos agregados de caolinita por dickita, mantendo
pseudomorficamente a forma dos agregados.
12) Transformação dos interestratificados irregulares em
interestratificados regulares ilita-esmectita ou clorita-esmectita, os últimos
predominando na seqüência I e, pervasivamente, no Campo de Fazenda Bálsamo,
acompanhados de neoformação de franjas de clorita. Neoformação localizada de ilita
fibrosa sobre os agregados transformados de ilita-esmectita.
13) Nova precipitação de anatásio e titanita, em parte como
recristalização dos resíduos de dissolução de minerais detríticos pesados.
14) Precipitação localizada de crescimentos e de cristais prismáticos de
quartzo (outgrowths) nos arenitos mais profundos e com menos argilas sobre os grãos.
15) Albitização dos grãos de feldspatos, concentrada nos reservatórios
mais profundos com porosidade remanescente e nos grãos de feldspatos parcialmente
dissolvidos.
16) Pirita grossa corroendo localmente grãos e cimentos precedentes.
7. Discussão
Estudos realizados em arenitos (Lanson et al., 1996; Beaufort et al., 1998) e em
lutitos (Ruiz Cruz & Reyes, 1998) documentam as mudanças texturais e estruturais dos
23
minerais do grupo do caulim com a temperatura. Além desses estudos, observações
detalhadas em bacias sedimentares mostram que a transformação da caolinita para
dickita é contínua e relacionada com o aumento de profundidade e temperatura (Lanson,
2002). A caolinita é o politipo de caulim em equilíbrio com as baixas temperaturas
encontradas na eodiagênese, e a dickita é o politipo relacionado aos ambientes de
mesodiagênese ou hidrotermais. O domínio da caolinita está restrito aos arenitos
soterrados a profundidades menores que 2000 m, sendo gradualmente substituída por
dickita em profundidades maiores que 2500 m. Além da temperatura, altas razões
água/rocha (Whitney, 1990) e elevada permeabilidade e porosidade favorecem a
dickitização da caolinita (Ferrero & Kübler, 1964; Cassan & Lucas, 1966; Kisch, 1983;
Zimmerle & Rõsch, 1991). Por outro lado, altas saturações por hidrocarbonetos inibem
a reação caolinita-dickita, como observado em amostras do mesmo intervalo de
profundidade dentro da zona da água, onde a dickitização se desenvolveu sem restrições
(Lanson et al., 2002). A ocorrência de dickita em arenitos é um indicador importante de
condições de soterramento profundo.
Nos arenitos Sergi a ocorrência de dickita está concentrada em arenitos com
grande porosidade e permeabilidade intergranular da seqüência estratigráfica II. Isto
está em concordância com o modelo de distribuição preferencial da dickita em arenitos
porosos e permeáveis constatado em outras bacias (Lanson et al., 2002), a qual está
relacionada à intensidade do fluxo de fluidos durante o soterramento (Whitney, 1990).
Sob essas condições, fluidos ricos em ácidos orgânicos ou inorgânicos (e. g. Surdam et
al., 1989) podem reagir com feldspatos, micas e outros filossilicatos, como caolinita
diagenética, para formar dickita. Em arenitos com permeabilidade reduzida, estes
fluidos tornam-se saturados em íons como K
+
, Mg
++
e Fe
++
, e tendem a precipitar clorita
ou ilita. A dickita está ausente nos arenitos Sergi da Seqüência II com abundante argila
24
mecanicamente infiltrada preenchendo os poros. A dickita também está ausente nos
arenitos finos do intervalo estratigráfico basal, onde predominam cloritas (Moraes & De
Ros, 1992; De Ros e Scherer, in press), o que está provavelmente relacionado com a
disponibilidade de ferro oriundo da dissolução de óxidos, que favoreceu a autigênese da
clorita durante o soterramento nesse intervalo.
A ocorrência comum de hábito vermicular em agregados de dickita nos arenitos
Sergi é claramente um produto da transformação pseudomórfica da caolinita durante o
soterramento, provavelmente sob influência de condições ácidas, como as promovidas
pela presença de ácidos orgânicos gerados pela evolução térmica do querogênio das
rochas-fonte da sucessão rift (cf. Surdam et al., 1989). O fluxo de fluidos ácidos através
dos arenitos com menos argilas infiltradas e maior porosidade e permeabilidade pode ter
favorecido a dissolução de feldspatos e a precipitação de caolinita durante a
mesodiagênese rasa (2-3 Km, 70-100
o
C, cf. Morad et al., 2000). A continuação dessas
condições durante a mesodiagênese profunda (>3 Km; >100
o
C, cf. Morad et al., 2000)
promoveu a transformação de caolinita em dickita nesses arenitos.
A ocorrência de dickita nos campos de óleo rasos de Buracica e Água Grande
indica que os arenitos foram submetidos a temperaturas iguais ou maiores que 100
o
C, e
que essas áreas tiveram uma história de soterramento mais complexa que as sugeridas
pelas informações estruturais e estratigráficas convencionais. Ou seja, a presença da
dickita indica que as temperaturas atuais dos reservatórios Sergi nessas áreas são muito
menores que as temperaturas máximas a que os arenitos foram submetidos durante a
evolução do soterramento, principalmente para o campo de Buracica. As possíveis
causas para essas altas temperaturas poderiam ser: 1) a incidência de um fluxo térmico
muito intenso na área, provavelmente devido ao afinamento crustal durante o pico do
rifteamento, no Neocomiano; 2) fluxo de fluidos quentes (hidrotermais), provavelmente
25
através de falhas normais que limitam esses campos; ou 3) um significativo
soerguimento e erosão da seção sedimentar afetando a área e outras partes da bacia.
A evidência petrológica mais óbvia de um soterramento profundo dos
reservatórios estudados é a sua intensidade de compactação. No campo de Buracica, são
encontradas amostras com volume IGV menor que 14.3% e com contatos
intergranulares côncavo-convexos. A maior evidência vem , contudo, do campo de
Água Grande (IGV médio = 27.1%), onde ocorrem arenitos com contatos
intergranulares suturados e muito apertados, e alguns estilolitos. Esta intensidade de
compactação química e dissolução por pressão é incompatível com a presente
profundidade do campo de Água Grande (1300 a 1530 m), mas pode ser explicada se
esses arenitos foram soterrados pelo menos 1 Km a mais que a atual profundidade,
seguido de soerguimento com correspondente erosão da seção sedimentar. Um outro
elemento que evidencia o maior grau de soterramento é a intensidade de cimentação. No
reservatório de Água Grande constata-se uma abundante cimentação por crescimentos
de quartzo pós-compactacional. Apesar da cimentação volumosa por quartzo pós-
compactacional poder estar relacionada à extensiva circulação de fluidos quentes, em
alguns casos associada com magmatismo (e. g. Glasmann et al., 1989; Girard et al.,
1989; Gluyas et al., 1993; Summer & Verosub, 1992; De Ros et al., 2000), este é um
fenômeno mais comumente relacionado com uma profundidade de soterramento maior
que 2 a 2.5 Km, e temperaturas maiores que 100
o
C (e. g. Land et al., 1987; McBride,
1989; Bjørlykke & Egeberg, 1993; Walderhaug, 1994a, b), compatíveis com o intervalo
de ocorrência de dickita observado em outras bacias.
26
8. Conclusões
A utilização conjunta das técnicas de DRX, MEV, IRS e petrografia ótica
possibilitou a identificação do argilomineral dickita nos arenitos Sergi, podendo-se
concluir que:
- A ocorrência de dickita a pequenas profundidades nos campos de óleo
de Água Grande e Buracica indica que a atual temperatura do reservatório Sergi nestas
áreas é muito menor que as temperaturas máximas a que os arenitos foram submetidos
durante o soterramento;
- A ocorrência da dickita nos arenitos Sergi está concentrada em arenitos
com grande permeabilidade e porosidade intergranular (circulação de fluidos durante o
soterramento);
- A transformação de caolinita em dickita foi incompleta no campo de
óleo de Buracica e completa no campo de óleo de Água Grande;
- O hábito vermicular dos agregados de dickita é um produto da
transformação pseudomórfica da caolinita durante o soterramento (provavelmente sob
influência de ácidos orgânicos);
- O afinamento crustal na região central da Bacia do Recôncavo sugere
um gradiente térmico de 35
o
C/Km para a área durante o máximo estiramento crustal.
Isto corresponde a temperaturas máximas de 45
o
C a 56
o
C para Buracica e 66
o
C a 80
o
C
para Água Grande (considerando suas profundidades atuais), que são muito menores
que os 100
o
C necessários para a autigênese da dickita.
- Feições petrográficas como dissolução por pressão, contatos suturados,
cimentação abundante por crescimentos de quartzo pós-compactacional e valores de
isótopos estáveis de oxigênio em cimentos de calcita pós-compactacional também
27
evidenciam que os arenitos foram submetidos a temperaturas substancialmente maiores
àquelas correspondentes à sua atual profundidade;
- A ocorrência de dickita e outras feições petrológicas de condições de
soterramento profundo indicam que um soerguimento e erosão de pelo menos 1 km
(provavelmente maior que 1500 m) afetou a parte central da Bacia do Recôncavo.
28
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
Aguiar, G. A. & Mato, L. F. Definição das relações estratigráficas da Formação
Afligidos nas bacias do Recôncavo, Tucano Sul e Camamu, Bahia, Brasil: In:
CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 36, 1990, Natal. Anais ... Natal, SBG,
v.1, p. 157-170.
Barroso, A. S. 1987. Diagênese e eficiência de recuperação dos reservatórios do
Campo de Araçás, Bacia do Recôncavo, Brasil. Ouro Preto, 179 p. Dissertação de
Mestrado em Geociências, Universidade Federal de Ouro Preto.
Beard, D. C. & Weyl, P. K. 1973. Influence of texture on porosity and permeability of
unconsolidated sand. AAPG Bulletin, 57 (2): 349-369.
Beaufort, D.; Cassagnabere, A. ; Petit, S. ; Lanson, B. ; Berger, G. ; Lacharpagne, J. C.
& Johansen, H. 1998. Kaolinite to dickite reaction in sadstone reservoirs. Clay
Minerals, 33: 297-316.
Biscaye, P. E. 1965. Mineralogy and sedimentation of recent deep sea clay in the
Atlantic Ocean and adjacent seas and oceans. Geol. Soc. Am. Bull., 76: 803-832.
Bjørlykke, K. & Egeberg, P. K. 1993. Quartz cementation in sedimentary basins. The
American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 77, 1538-1548.
Brindley, G. W. & Brown, G. 1980. Crystal Structures of Clay Minerals and their
X-Ray identification. London, Mineralogical Society, 495 p.
Brindley, G. W.; Kao, C. C.; Harison, J. L.; Lipsicas, M. & Raythatha, R. 1986.
Relation between structural disorder and other characteristics of kaolinites and dickites.
Clays and Clay Minerals, 34: 239-249.
Bruhn, C. H. L. & De Ros, L. F. 1987. Formação Sergi: Evolução de Conceitos e
Tendências na Geologia de Reservatórios. Boletim de Geociências da PETROBRÁS,
Rio de Janeiro, 1 (1): 25-40.
Caixeta, J. M.; Bueno, G. V.; Magnavita, L. P. & Feijó, F. J. 1994. Bacias do
Recôncavo, Tucano e Jatobá. Boletim de Geociências da Petrobrás, 8 (1):163-172.
29
Cassagnabere, A. 1998. Caracterisation et interpretation de la transition Kaolinite-
Dickite dans les reservoirs a hidrocarbures de Froy et Rind (Mer du Nord,
Norvege). Poitiers, 238 p. Thèse de Doctorat. Université de Poitiers, France.
Cassan, J. P. & Lucas, J. 1966. La diagenèse des grès argileux d’Hassi-Messaoud
(Sahara) : Silicification et dickitisation. Bulletin Service Carte Géologie Alsace
Lorraine, 19, 241 – 253.
Chang, H. K. ; Kowsmann, R. O. & Figueiredo, A. M. F. 1990. Novos conceitos sobre o
desenvolvimento das bacias marginais do leste brasileiro. In: Raja Gabaglia, G. P. &
Milani, E. J. 1990 (eds). Origem e evolução de bacias sedimentares. Rio de Janeiro,
Petrobrás, p. 269-289.
COMPANHIA DE PESQUISA DE RECURSOS MINERAIS. Geologia, Tectônica e
Recursos Minerais do Brasil: Sistemas de Informações Geográficas & Mapas na escala
1: 2.500.000. Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo. Disponível em:
<
http://www.cprm.gov.br/gis/carta_reconcavo.htm>. Acessado em 26/Ago/2005.
COMPANHIA DE PESQUISA DE RECURSOS MINERAIS.Geologia, Tectônica e
Recursos Minerais do Brasil: Sistemas de Informações Geográficas & Mapas na escala
1: 2.500.000. Seção Geológica Esquemática da Bacia do Recôncavo. Disponível em:
<
http://www.cprm.gov.br/gis/secoes_reconcavo.htm>. Acessado em 26/Ago/2005
Cupertino, J. A. Evolução Tectono-climática na Fase Rifte das Bacias de Camamu,
Parte Norte, e Sul do Recôncavo, com Ênfase na Utilização de Isótopos Estáveis e
Traços de Fissão. 2000. Porto Alegre, v.1, 249 p. Tese de Doutorado em Geociências,
Universidade Federal do Rio Grande do Sul.
De Cesero, P. & Ponte, F. C. 1997. Análise Comparativa da Paleogeografia dos Litorais
Atlânticos Brasileiro e Africano. Boletim de Geociências da Petrobrás, 11 (1): 1-18.
De Ros, L. F. & Moraes, M. A. S. 1990. Infiltrated Clays in Fluvial Jurassic Sandstones
of Recôncavo Basin, Northeastern Brazil. Journal of Sedimentary Petrology, 60
(6):809-819.
De Ros, L. F. 1987. Petrologia e características de reservatório da Formação Sergi
(Jurássico) no Campo de Sesmaria, Bacia do Recôncavo, Brasil. Ciência-Técnica –
Petróleo. Seção: Exploração de Petróleo. Dissertação de Mestrado em Geociências.
Rio de Janeiro, 19: 107p.
30
De Ros, L. F. & De Cesero, P. Argila em Arenitos: bases para a Interpretação
Petrogenética. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 34, 1986, Goiânia.
Anais ... Goiânia, SBG, v. 4, p. 1663-1670.
De Ros, L. F. Diagênese de arenitos: progressos e dúvidas. In: CONGRESSO
BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 35, 1988, Belém. Anais ... Belém, SBG, v. 2, p. 917-
930.
De Ros, L. F. & Moraes, M. A. S. 1988. Caracterização e Influência das Argilas de
Infiltração Mecânica em Reservatórios Fluviais da Bacia do Recôncavo, Nordeste do
Brasil. Boletim de Geociências da PETROBRÁS, Rio de Janeiro, 2(1):13-26.
De Ros, L. F., Morad, S. & Paim, P. S. G. 1994. The role of detrital composition and
climate on the diagenetic evolution of continental molasses: evidence from the Cambro-
Ordovician Guaritas Sequence, southern Brazil. Sedimentary Geology, 92: 197-228.
De Ros, L. F.; Morad, S.; Broman, C.; Césero, P. & Gomez-Gras, D. 2000. Influence of
uplift and magmatism on distribution of quartz and illite cementation: evidence from
Siluro-Devonian sandstones of the Paraná Basin, Brazil. Pp. 231 – 252 In: Quartz
Cementation in Sandstones (R. Worden & S. Morad, editors). IAS Special Publication
29, Oxford, International Association of Sedimentologists, Blackwell Science.
Dias Filho, D. C. 2002. Análise estratigráfica da Formação Sergi na porção Centro-
oeste da Bacia do Recôncavo. Porto Alegre, 94p. Dissertação de Mestrado em
Geociências. Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul.
Dutta, P. K. & Suttner, L. J. 1986. Alluvial sandstone composition and paleoclimate, II.
Authigenic mineralogy. Journal of Sedimentary Petrology, 56: 346-358.
Dickson, J. A. D. 1965. A Modified Satining Technique for Carbonates in Thin section.
Nature, 205: 587p.
Farmer, V. C. 1964. The Infrared Spectra of Layer Silicates. Spectrochim Acta, 20:
1149-1173.
Farmer, V. C. 1974. The Infrared Spectra of Minerals. Mineralogical Society
Monograph , London, 4: 539 p.
Ferrero, J. & Kübler, B. 1964. Présence de dickita dans les grés cambriens d´Hassi-
Messaoud. Bulletin Service Carte Géologie Alsace Lorraine, 17, 247 – 261.
31
Figueiredo, A. M. F. ed.; Braga, J. A. E.; Zabalaga, J. C.; Oliveira, J. J.; Aguiar, G. A.;
Silva, O. B.; Mato, L. F.; Daniel, L. M. F.; Magnavita, L. P.& Bruhn, C. H. L. 1994.
Recôncavo Basin, Brazil: a Prolific Intracontinental Rift Basin. In: Landon, S. M. (ed).
Interior Rift Basins. Tulsa, OK,: American Association of Petroleum Geologists, p.
157-203. (AAPG Memoir, 59).
FitzPatrick, E. A. 1980. Soils: Their formation, classification and distribution. London:
Longman, 352 p.
Formoso, M. L. L. 1980. Técnicas Analíticas Instrumentais aplicadas à geologia. In.:
CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 31., 1980, Camboriú, SC. Anais …
Camboriú, SBG, 4: 111p.
Gadsden, J. A. 1983. Infrared Spectra of Minerals and Related Inorganic
Compounds. Butterworth Group Addresses, London, 277 p.
Garcia, A J. V.; Morad, S.; De Ros, L. F. & Al-Aasm, I. S. 1998. Palaeogeographical,
palaeoclimatic and burial history controls on the diagenetic evolution of reservoir
sandstones: evidence from the Lower Cretaceous Serraria sandstones in the Sergipe-
Alagoas Basin, NE Brazil. In: Morad, S. (ed). Carbonate Cementation in
Sandstones. Oxford, UK, International Association of Sedimentologists, BlackWell
Scientific Publications, p.107-140. IAS Special Publication, v.26.
Girard, J. P.; Deynoux, M. & Nahon, D. 1989. Diagenesis of the Upper Proterozoic
siliciclastic sediments of the Taoudeni Basin (West Africa) and relation to diabase
emplacement. Journal of Sedimentary Petrology, 59, 233-248.
Glasmann, J. R.; Clark, R. A.; Larter, S.; Briedis, N. A. & Lundegard, P. D. 1989.
Diagenesis and hydrocarbon accumulation, Brent Sandstones (Jurassic), Bergen High,
North Sea. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 73, 1341-
1360.
Gluyas, J. G.; Grant, S. M. & Robinson, A. G. 1993. Geochemical evidence for a
temporal control on sandstone cementation. Pp. 23 – 33 in: Diagenesis and Basin
Development (A. Horbury & A. Robinson, editors). AAPG Studies in Geology, 36,
Tulsa, OK.
Kessler II, L. G. 1978. Diagenetic sequence in ancient sandstones deposited under
desert climatic conditions. London, Journal of Geological Society, 135: 41-49.
32
Kisch, H. J. 1983. Mineralogy and petrology of burial diagenesis (burial
metamorphism) and incipient metamorphism in clastic rocks. Pp. 289 – 494 in:
Diagenesis in Sediments and Sedimentary rocks 2 (G. Larsen & G.V. Chilingar,
editors). Developments in Sedimentology 25B, Elsevier, Amsterdam.
Lanson, B.; Beaufort, D.; Berger, G.; Baradat, J. & Lacharpagne, J. C. 1996. Illitization
of diagenetic kaolinite to dickite conversion series: late-stage diagenesis of the lower
Permian Rotliegend sandstone reservoir, offshore of the Netherlands. Journal of
Sedimentary Research, 66 (3): 501-518.
Lanson, B.; Beaufort, D.; Berger, G.; Bauer, A. ; Cassagnabere, A. & Meunier, A. 2002.
Authigenic kaolin and illitic minerals during burial diagenesis of sandstones: a review.
Clay Minerals, 37: 1-22.
Lanzarini, W. L. & Terra, G. J. S. 1989. Fácies Sedimentares, Evolução da Porosidade e
Qualidade de Reservatório da Formação Sergi, Campo de Fazenda Boa Esperança,
Bacia do Recôncavo. Boletim de Geociências da PETROBRÁS, Rio de Janeiro,
3(4):365-375.
Ledoux, R. L. & White, J. L. 1964. Infrared Study of Selective Deuterium of Kaolinite
and Halloysite at room Temperature. Science, 145: 47-49.
Magnavita, L. P. & Cupertino, J. A. 1988. A new approach to the geological
configuration of the Lower Cretaceous Tucano and Jatobá basins, Northeastern Brazil.
Revista Brasileira de Geociências, São Paulo, 18(2): 222-230.
Magnavita, L. P. 1989. A review of some recent literature on the tectonic evolution of
the Reconcavo-Tucano-Jatoba Rift and other extensional regions. Oxford, Wolfson
College, University of Oxford, 45p.
Magnavita L. P.; Shanches, P. C.; Silva, R. R. & Hook, S. C. 1998. Guide Book to the
Recôncavo Rift Basin, Brazil: AAPG-ABGP, Petroleum Geology in a Changing World.
International Conference. 69p.
McBride, E. F.; Land, L. S. & Mack, L. E. 1987. Diagenesis of eolian and fluvial
feldspathic sandstones, Norphlet Formation (Upper Jurassic), Rankin County,
Mississippi, and Mobile County, Alabama: American Association of Petroleum
Geologists Bulletin, 71: 1019-1034.
33
Milani, E. J. 1987. Aspectos da evolução tectônica das bacias do Recôncavo e do
Tucano Sul, Bahia, Brasil. Ciência-Técnica-Petróleo. Seção: Exploração de Petróleo.
Rio de Janeiro, 19: 61p.
Milani, E. J. & Davidson, I. 1988. Basement control and transfer tectonics in
Recôncavo-Tucano-Jatobá rift, northeast Brazil. Tectonophysics, 154: 40-70.
Milhomem, P. S.; Maman, E. J.; Oliveira, F. M.; Carvalho, M. S. S. & Souza-Lima, W.
2003. Bacias Sedimentares Brasileiras: Bacia do Recôncavo. Fundação
Paleontológica Phoenix, ano 5, número 51. Disponível em:
<
http://www.phoenix.org.br/Phoenix51_Mar03.html>. Acessado em 17/Set/2005.
Morad, S. 1986. Albitization of K-feldspar grains in Proterozoic arkoses and
greywackes from southern Sweden. Neues Jahrbuch fur Mineralogie Monatshefte, 4:
145-156.
Morad, S.; Bergan, M.; Knarud, R. & Nystuen, J. P. 1990. Albitization of detrital
plagioclase in Triassic reservoir sandstones from the Snorre Field, Norwegian North
Sea. Journal of Sedimentary Petrology, 60 (3): 411-425.
Moraes, M. A. S. & De Ros, L. F. 1992. Depositional, Infiltrated and Authigenic Clays
in Fluvial Sandstones of the Jurassic Sergi Formation, Recôncavo Basin, Northeastern
Brazil. In: Houseknecht, D. W. & Pittman, E. W. (eds). Origin, Diagenesis and
Petrophysics of Clay Minerals in Sandstones. Tulsa, OK. Society of Economic
Paleontologists and Mineralogists, p. 197-208. (SEPM Special Publication, 47)
Morad, S.; Ketzer, J. M. & De Ros, L. F. 2000. Spatial and temporal distribution of
diagenetic alterations in siliciclastic rocks: implications for mass transfer in sedimentary
basins. Sedimentology, 47(Millenium Reviews), 95-120.
Munne, A. L.; Chaves, H. A. F.; Ribeiro, J. C. L.; Teixeira Netto, A. S.& Pereira, C. P.
1972. Análise estratigráfica do andar Dom João Bacia do Recôncavo e do Tucano
Sul. Salvador, 74p. (Relatório Técnico, n.8, Curso de projetos especiais em Geologia).
Nascimento, O. S.; Pimentel, A. M.; Rodrigues, E. B.; Bornemann, F. E.; Sandoval, J.
R. L.; Jobim, L. D. C.; Carvalho, M. D.; Brito, P.; Rodrigues, T. C. & Lassandro Neto,
V. 1982. Projeto Sergi, Campo de Araçás – Bloco Alto. Rio de Janeiro,
PETROBRÁS/DEPEX/DEPRO/CENPES, 202p. (Relatório interno).
34
Netto, A. S. T.; Barroso, A. S.; Bruhn, C. H. L.; Caixeta, J. M. & Moraes, M. A. S.
1982. Projeto Andar Dom João. Salvador, PETROBRÁS/ DEPEX/DEXBA, 193p.
(Relatório interno).
Netto, A. S. T. A Implantação da Fase Rift na Bacia do Recôncavo. In: CONGRESSO
BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 30., 1978, Recife. Anais ... Recife, SBG, 1: 506-517.
Netto, A. S. T.; Braga, J. A. E. ; Bruhn, C. H. L. ; Magnavita, L. P.; Oliveira, J. G.;
Agle, H. M. & Ribeiro, J. C. L. 1984. Prospectos estratigráficos do Recôncavo:
arcabouço estrutural, análise estratigráfica e potencialidade exploratória dos
andares Rio da Serra e Aratu. Salvador, PETROBRÁS/DEPEX/DEXBA, 83p.
(Relatório interno n.1776).
Netto, A. S. T. & Oliveira, J. J. 1985. O preenchimento do rift-valley na Bacia do
Recôncavo. Revista Brasileira de Geociências, 15 (2): 97-102.
Oliveira, F. M.; Savini, R. R. 1997. Análise faciológica e estratigráfica da porção
superior da Formação Sergi (Neojurássico) no Bloco principal do Campo de
Buracica, Bacia do Recôncavo. E&P-BA/GEXP/GELAB/ PETROBRÁS, 74p.
Osborne, M.; Haszeldine, M. R. & Fallick, A. E. 1994. Variation in kaolinite
morphology with growth temperature in isotopically mixed pore-fluid, Brent Group, UK
North Sea. Clay Minerals, 29: 591-608.
Passos, L. J.; Sandoval, J. R. L.; Casanova, B. E. D.; Campos, J. A.; Durães, E.; Assis,
O. C.; Barros, A.; Maia, P. H.; Rodrigues, E.; Rossi, J.; Pimentel, A. M.; Barbosa, D.;
Rocha, P. S. M.; Resurreição, C. E. M. & Pinto, G. P. 1983. Projeto Buracica. Salvador,
PETROBRÁS/DEPEX/DEPRO/DEXBA/RPBA/CENPES, 240p. (Relatório Interno n.
1760).
Penteado, H. L. de B. 1999. Modelação Composicional 2D da Gênese, Expulsão e
Migração do Petróleo no Compartimento sul da Bacia do Recôncavo, Brasil. Paris,
Thèse de Doctorat de l´Université Pierre et Marie Curie – Paris IV.
Pinho, G. C. 1987. Evolução diagenética dos arenitos da Formação Sergi no Campo
de Fazenda Bálsamo Nordeste da Bacia do Recôncavo, Bahia. Salvador. Ouro
Preto. Dissertação de Mestrado em Geociências, Escola de Minas, Universidade Federal
de Ouro Preto.
Ponte, F. C.; Dauzacker, M. V. & Porto, R. Origem e acumulação de petróleo nas bacias
sedimentares brasileiras. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE PETRÓLEO, 1., 1978,
Rio de Janeiro. Anais … Rio de Janeiro, PETROBRÁS, 1: 121-147.
35
Prost, R.; Damene, A.; Huard, E.; Driard, J. & Leydecker, J. P. 1989. Infrared Study of
Structural OH in Kaolinite, Dickite, Nacrite and poorly Cristalline Kaolinite at 5 to
600K. Clays and Clay Minerals, 37: 464-468.
Righi, D. & Meunier, A. Origin of Clays by Rock Weathering and Soil Formation. In:
Velde, B. (ed.). Origin and Mineralogy of Clays. Germany, Springer-Verlag, 1995, p.
43-161.
Rodrigues, C. R. O. 1990. Argilominerais na evolução diagenética dos arenitos da
Formação Sergi, Jurássico, Bacia do Recôncavo, Brasil. Ouro Preto, 221p.
Dissertação de Mestrado em Geociências, Universidade Federal de Ouro Preto.
Rossel, N. C. 1982. Clay mineral diagenesis in Rotliegend aeolian sandstones of the
southern North Sea: Clay Minerals, 17: 69-77.
Rouxhet, P. G.; Samudacheata, N.; Jacobs, H. & Anton, O. 1977. Attribution of the OH
stretching bands of kaolinite. Clay Minerals, 12: 171-178.
Ruiz Cruz, M. D. & Reyes, E. 1998. Kaolinite and dickite formation during shale
diagenesis: isotopic data. Applied Geochemistry, 13, 95 – 104.
Santos, C. F. & Braga, J. A. E. 1989. O estado da arte da Bacia do Recôncavo. In:
SEMINÁRIO DE INTERPRETAÇÃO EXPLORATÓRIA, 1, 1989, Rio de Janeiro.
Anais ... Rio de Janeiro, PETROBRÁS/DEPEX, 1: 45-54.
Santos, C. F.; Cupertino, J. A. & Braga, J. A. E. 1990. Síntese sobre a geologia das
bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá. In: Raja Gabaglia, G. P. e Milani E. J. 1990
(eds.). Origem e evolução de bacias sedimentares. Rio de Janeiro, p. 269-289.
Scherer, C. M. S; De Ros, L. F.; Garcia, A. J. V.; Lavina, E. L. C.; Oliveira, F. M.;
Mizusaki, A. M. P.; Faccini, U. F.; Paim, P. S. G.; Pierini, C.; Bongiolo, D. E.;
Menezes, M .R. F.; Aguiar, E. S. 2004. Caracterização estratigráfica-petrológica
integrada dos reservatórios da Formação Sergi. Projeto CTPETRO/ FINEP/
PETROBRÁS/ UFRGS/ UNISINOS. CD-ROM.
Schultz, L. G. 1964. Quantitative interpretation of mineralogical composition from X-
ray and chemical data for the Pierre Shale. U. S. Geol. Surv. Prof. Pap. 391 – C.
Summer, N. S. & Verosub, K. L. 1992. Diagenesis and organic maturation of
sedimentary rocks under volcanic strata, Oregon. Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 76,
1190-1199.
36
Surdam, R. C.; Crossey, L. J.; Hagen, E. S. & Heasler, H. P. 1989. Organic-inorganic
interactions and sandstone diagenesis: American Association of Petroleum Geologists
Bulletin, 73: 1-23.
Szatmari, P.; Milani, E. J. & Lana, M. C. 1984. Mecanismo tectônico do rifteamento
sul-atlântico. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 33., 1984, Rio de
Janeiro. Anais … Rio de Janeiro, SBG, 2: 1589-1601.
Szatmari, P.; Milani, E. J.; Lana, M. C.; Conceição, J. C. L. & Lobo, A. P. 1985. How
South Atlantic rifting affects Brazilian oil reserves distribution: Oil & Gas Journal, 83:
107-113.
Tanner, C. B. & Jackson, M. L. 1947. Nomographs of Sedimentation Times for Soil
Particles Under Gravity or Centrifugal Acceleration. Soil Science Society Proceedings.
Wisconsin, p. 60-65.
Terra, G. J. S.; Passos, L. J.; Lanzarini, W. L.; Romeu, R. K.; Coelho, S. L. P. F.; Souto,
D. L. A. N.; Santana, A. C. & Lassandro Neto, V. 1988. Projeto Fazenda Boa
Esperança. Estudo dos reservatórios da Formação Sergi no Campo de Fazenda Boa
Esperança, Bacia do Recôncavo. Rio de Janeiro, PETROBRÁS/
CENPES/DEPEX/DEXBA, 60p. (Relatório interno CENPES n. 866)
Tucker, M. E. (ed.). 1995. Techniques in Sedimentology. London, Blackwell Science,
394p.
UNIVERSIDADE FEDERAL DO CEARÁ. Seara da ciência: Seções especiais. Os
Raios-X: Von Laue, Os Bragg e a difração de Raios-X. [2005?]. Disponível em:
<http://www.searadaciencia.ufc.br/especiais/fisica/raiosx/raiosx-6.htm>. Acessado em
29/Ago/2005.
Viana, C. F.; Gama Jr, E. G.; Simões, I. A.; Moura, J. A. ; Fonseca, J. R. & Alves, R. J.
1971. Revisão estratigráfica da Bacia do Recôncavo-Tucano. Salvador,
PETROBRÁS/DIREX. (Relatório interno n. 1381).
Walderhaug, O. 1994a. Temperatures of quartz cementation in Jurassic sandstones from
the Norwegian Continental Shelf - evidence from fluid inclusions. Journal of
Sedimentary Research, A64, 311-323.
Walderhaug, O. 1994b. Precipitation rates for quartz cement in sandstones determined
by fluid-inclusion microthermometry and temperature-history modelling. Journal of
Sedimentary Research, A64, 324-333.
37
Walker, T. R. 1976. Diagenetic origin of continental red beds. In: Falke, H. (ed.). The
Continental Permian in Central, West, and South Europe. Dordrecht, D.Reidel, p.
240-282.
Walker, T. R.; Waugh, B. & Crone, A. J. 1978. Diagenesis in first-cycle desert alluvium
of Cenozoic age, southwestern United States and northwestern Mexico. Geological
Society of America Bulletin, 89: 19-32.
Waugh, B. 1978. Diagenesis in continental red beds as revealed by scanning electron
microscopy: a review. In: Whalley, W. B. (ed.). Scanning electron microscopy in the
study of sediments. Norwich, England, Geoabstracts, p. 329-346.
Weir, A. H.; Ormerod, E. C. & El-Mansey, M. I. 1975. Clay mineralogy of sediments of
the western Nile Delta. Clay Minerals, 10: 369-386.
Whitney, G. 1990. Role of water in the smectite-to-illite reaction. Clays and Clay
Minerals, 38, 343 – 350.
Zabalaga, H. M. C.; Souza Cruz, C. E.; Silva, O. B.; Bruhn, C. H. L.; Barroso, A. S.;
Santana, A. C.; De Ros, L. F.; Lassandro Neto, V.; Ferreira, L. E.; Hocott, C. R. &
Nascimento, O. S. 1983. Projeto Sesmaria: Sumário, conclusões e recomendações.
Salvador, PETROBRÁS/DEXBA/RPBA, 19p. (Relatório interno).
Zimmerle, W. & Rösch, H. 1991. Petrogenetic significance of dickita in European
sedimentary rocks. Zentralblatt für Geologie und Palaontologie, I, 1175 – 1196.
38
ARTIGO CIENTÍFICO
Dickite in shallow oil reservoirs from Recôncavo Basin, Brazil: diagenetic
implications for basin evolution
Submetido para publicação na Revista Clay Minerals.
39
X-Original-To: [email protected]
Date: Thu, 13 Apr 2006 11:57:19 +0200
From: [email protected]
Subject: manuscript receipt
Dear Prof de Ros,
I have tried to email you now about 4 times and the email is returned
every time. In desperation, I sent you a real letter, which I hoped
you would have received by now.
Let's try one last time.
I have received your paper safely and have passed it to Laurence Warr,
one of the Journal's Associate Editors to 'look after'. I guess he
should be in touch very soon.
Best wishes, John
----- Original Message -----
From: "Luiz Fernando De Ros" <[email protected]> To:
Sent: Wednesday, April 12, 2006 12:58 PM Subject: manuscript receipt
Dr. J. M. Adams
Department of Engineering
School of Engineering and Computer Science University of Exeter, UK
Dear Dr. Adams,
Around three weeks ago we sent to you the manuscript of a paper
entitled: "Dickite in shallow oil reservoirs from Recôncavo Basin,
Brazil: diagenetic implications for basin evolution". On the cover
letter sent with the manuscript, we asked you to provide a message
acknowledging the receipt of the manuscript, as we need that for local
documentation here.
I am writing to you to ask a confirmation of the submition of that
manuscript, in form of message that can be simply written in reply to
this.
I thank in advance you attention.
Sincerely,
Luiz Fernando De Ros
Ph.D., Prof. Sedimentary Petrology, Reservoir Diagenesis and
Provenance Universidade Federal do Rio Grande do Sul - UFRGS Instituto
de Geociencias
Av. Bento Goncalves, 9500, Agronomia
CEP 91501-970 Porto Alegre, RS, Brazil
Tel.: (+55) 51 3316 7235
Fax: (+55) 51 3316 7047
E-mail:
1
For: Clay Minerals
Title:
Dickite in shallow oil reservoirs from Recôncavo Basin, Brazil:
diagenetic implications for basin evolution
Short title:
Dickite in shallow reservois, Brazil
Contact author:
Luiz Fernando De Ros
Adress:
Universidade Federal do Rio Grande do Sul - UFRGS
Instituto de Geociências
Av. Bento Gonçalves, 9500, Agronomia
CEP 91501-970 Porto Alegre, RS, Brazil
Tel.: (+55) 51 3316 7235
Fax: (+55) 51 3316 7047
E-mail:
2
Dickite in shallow oil reservoirs from Recôncavo Basin, Brazil:
diagenetic implications for basin evolution
J. DE BONA
1+
, N. DANI
1
, J.M. KETZER
2
, & L.F. DE ROS
1
*
1
Institute of Geosciences, Federal University of Rio Grande do Sul,
UFRGS, Porto Alegre, RS, Brazil
+
* Corresponding author; [email protected]
2
Pontifical Catholic University of Rio Grande do Sul, PUCRS, Porto
Alegre, RS, Brazil;
3
ABSTRACT
Fluvial and aeolian sandstones of the Sergi Formation are the
most important reservoirs of Recôncavo Basin, Brazil. Optical and
electronic microscopy, XRD and IRS revealed the occurrence of
dickite, a clay mineral indicative of deep burial conditions (T>100ºC),
in the shallow Buracica (630 to 870 m) and Água Grande (1300 to
1530 m) oilfields. Vermicular dickite replaces feldspar grains, and fills
intragranular and intergranular pores. Its vermicular habit is a product
of pseudomorphic kaolinite transformation during burial. The
presence of dickite agrees with the intensity of compaction, post-
compactional quartz cementation, and
δ
18
O values of calcite cements
(T up to 116ºC). These petrologic features of deep burial, as well as
AFTA, indicate that an uplift and erosion of at least 1km and probably
more than 1500 m has affected the central part of Recôncavo Basin,
and very likely the whole region, what was not previously detected by
conventional structural and stratigraphic models.
Keywords: diagenesis, sandstones, reservoirs, dickite, uplift,
Recôncavo Basin, Brazil
4
INTRODUCTION
The fluvial and aeolian sandstones of the Sergi Formation (Jurassic-
Cretaceous) are the most important reservoirs of the Recôncavo
Basin, a continental rift in northeastern Brazil that is the oldest
petroleum province under production in the country. The Sergi
reservoirs are affected by a complex and variable series of
diagenetic processes, which strongly affected their quality and
heterogeneity. Consequently, understanding the conditions of
diagenetic evolution of the Sergi sandstones is very important for the
planning of optimized hydrocarbon production from mature oilfields,
and of exploration for new Sergi reservoirs in the Recôncavo and
adjacent Camamu-Almada basins, to the South.
The recent characterization of kaolin clay minerals in some shallow
Sergi reservoirs has brought new implications to the evolution of
Recôncavo Basin. The occurrence of dickite in the shallow Buracica
(630 to 870 m) and Água Grande (1300 to 1530 m) oilfields indicates
a burial evolution more complex than that suggested by the
stratigraphic and structural evidence. Apparently, the presence of
dickite is probably much more widespread in clastic reservoirs than
conventionally assumed, and many clay minerals identified as
kaolinite in several reservoirs are probably dickite. Since that the
occurrence of dickite implies on specific thermal and geochemical
conditions in terms of relations with organic mater evolution and fluid
5
flow patterns during burial, its identification is of great importance for
the understanding of basin evolution. This indicates the need of
analytical methods adequate for the characterization of kaolin clay
minerals in hydrocarbon reservoirs.
Therefore, the objectives of this study are to describe the occurrence
of dickite clay minerals in shallow oilfields of the Recôncavo Basin,
and to discuss its implications for the evolution of the Sergi reservoirs
and for the tectonic evolution of the Basin.
GEOLOGICAL SETTING
Recôncavo Basin is located in northeastern Brazil, covering an
area of 11.500 km
2
(Fig. 1). The basin constitutes, together with
Tucano and Jatobá, an internal rift system which has evolved from a
cratonic sag during early Cretaceous, owing to the processes of
crustal stretching that finally caused the fragmentation of Gondwana
Supercontinent (Szatmari et al., 1985; Milani & Davidson, 1988;
Figueiredo et al., 1994).
Recôncavo Basin was developed on a complex mosaic of Pre-
Cambrian terrains. The geometry of the rift basin, of its major faults,
internal highs and depocenters was strongly influenced by the
basement structures. As a result of the genetic and deformational
tectonics, and of the heterogeneities of the substrate, the basin was
developed with a shape of an asymmetric grabben, deeper along its
eastern margin and elongated towards N30E.
6
Recôncavo Basin is divided into three compartments, South,
Center and Northeast. Its structural framework has the configuration
of half-grabbens with regional dip towards SE, cut by NE normal
faults and by NW transfer zones, generated by the NW-SE and E-W
extensional stresses that were active during the process of formation
of the South Atlantic Ocean.
The Sergi Formation, which constitutes the main oil reservoir of
the basin, is a siliciclastic continental succession deposited still
during the pre-rift, internal sag stage. Sergi sandstones are the main
oil reservoirs of Recôncavo basin, with an original in place oil volume
of 362 millions of cubic meters. The formation occurs throughout the
whole Recôncavo Basin, as well as throughout the Jatobá and
Tucano rift basins, and the Camamu and Almada marginal basins,
located to the South of Recôncavo Rift. The maximum thickness of
this unit is of 400 to 450 m, regionally dipping towards East (Milani,
1987; Penteado, 1999; Figueiredo et al., 1994; Caixeta et al., 1994).
Sergi Formation is essentially constituted of sandstones (more than
90%), with grain size ranging very coarse and conglomeratic to very
fine. The sandstones are in places intercalated with granule and
pebble conglomerates and with thin layers of sandy mudstones.
The depositional structures, textures and succession suggest
that the sedimentation of Sergi Formation occurred within an alluvial
system of braided channels with recurrent aeolian reworking, under
arid/semi-arid conditions. The unit shows a general coarsening
7
upwards pattern, and can be subdivided into three third order
stratigraphic sequences, limited by regional unconformities. The
basal sequence, 40 to 60 meters thick, is characterized by the
intercalation of lacustrine mudrocks and from the flooding of the
fluvial system, with recurrent aeolian reworking. The middle
sequence, constituted dominantly of coarse sandstones, has 200 to
450 meters of thickness, and was deposited by a wide system of high
energy braided channels, without mudrock intercalations. The top
sequence is less than 10 meters thick, and dominantly aeolian.
The porosity and permeability of the Sergi reservoirs are strongly
influenced by diagenetic processes, such as compaction, the
mechanical infiltration of clays and the cementation by calcite, quartz
and clay minerals (Netto et al., 1982; Bruhn & De Ros, 1987; De
Ros, 1987; 1988; Moraes & De Ros, 1990; 1992).
METHODS AND SAMPLING
All the samples analyzed have been collected from cores of medium
to coarse-grained sandstones. Core samples from Sergi sandstones
were collected in eight wells from the Água Grande, Buracica, Araçás
and Fazenda Bálsamo oilfields (Fig. 1).
Altogether, 337 thin sections prepared from sandstone samples
impregnated with blue epoxy resin were examined with standard
petrographic microscopes. The volume of detrital and diagenetic
8
components and of different pore types was determined by counting
300 points in each one of the thin sections.
Kaolin-rich core samples occur only in the Água Grande and
Buracica oilfields. Present depths of Sergi Formation are 600 to 870
m in the Buracica oilfield and 1300 to 1530 m in the Água Grande
oilfield. The samples which petrographic examination indicated larger
content of kaolin were separated for the mineralogical analyses.
The methods used for X-ray diffraction (XRD) follow the
recommendation of Lanson et al., (1996). The samples were crushed
gently and the fragments were shaken mechanically in water for 12 h
to separate as much clay-size material as possible. The remaining
fragments and coarser grains were removed by sedimentation, and
only the suspension was ultrasonically dispersed. The size
fractionation of the clay material was performed as follows: first, from
a <20 µm fraction, the <10 µm and then <2 µm fractions was
thoroughly extracted by dispersion and sedimentation cycles.
Oriented slides were prepared by drying a few milliliters of the
suspension on glass slides. Each of these fraction were analyzed by
XRD in oriented deposition preparation in air-dried, treated with
ethylene glycol and further by heating following the recommendations
of Tucker (1995). For the kaolin-rich samples, larger quantities of
material were used to perform XRD on randomly oriented
preparations. In this case, supplementary material involving 10-2 µm
9
fraction was extracted by successive dispersion and sedimentation
cycles.
All samples were run on a Siemens D5000 diffractometer using
diffracted-beam-monochromated CuK
α1+2
radiation and operating in
the following conditions: 40kV and 25mA, scanning step of 0,02° 2θ,
accumulation time of 2 second/step in oriented slides (angular range
of 2-32° 2θ). For randomly preparation (2-10µm size fraction) the
operating conditions adopted was a scanning step of 0,01° 2θ and
accumulation time of 12 second/step (angular range of 19-28° 2θ).
The diagnostic peaks follow the recommendations mentioned by
Bailey (1980) and Lanson et al., (2002).
Scanning electron microscopy (SEM) was performed on freshly-
fractured rock fragments, which were coated with carbon and gold
and examined with secondary electrons in either a JEOL JSM 5800
microscope equipped with an energy dispersive spectrometer (EDS)
or in a JEOL JSM 6060 microscope, using a 20 kV voltage and a 69
nA current.
The samples for infrared (IR) spectroscopy were prepared by mixing
1.5 mg of sample with 150 mg KBr. Disks were prepared by pressing
and heating to 110°C overnight. The samples were analyzed in the
4000-400 cm
-1
range on a Shimadzu FTIR-8300 spectrometer. In the
hydroxyl-stretching band region of phyllosilicates (i.e. 3200 to 3800
cm
-1
), the diagnostic bands 3690, 3668, 3652 e 3621 cm
-1
,
10
respectively, for kaolinite and 3710, 3655 and 3620 cm
-1
for dickite
were considered (Brindley et al., 1986; Prost et al., 1989).
DIAGENESIS OF THE SERGI SANDSTONES
The Sergi sandstones experienced a complex and extensive
sequence of diagenetic processes (De Ros, 1987; Bruhn & De Ros,
1987; Moraes & De Ros, 1990; 1992), which show similarities with
those of other sandstone units deposited under continental
arid/semiarid conditions (e.g., Walker, 1976; Kessler, 1978; Walker et
al., 1978; Waugh, 1978; Rossel, 1982; Dutta & Suttner, 1986;
McBride et al., 1987; De Ros et al., 1994; Garcia et al., 1998). The
diagenetic history reflects an intense early evolution under dry
continental conditions, followed by progressive and differential burial
histories for the diverse structural blocks formed during the rifting of
the Recôncavo Basin.
In this paper, the terms eo-, meso- and telodiagenesis are applied for
the diagenetic stages sensu Morad et al., (2000). Eodiagenesis
includes processes developed under the influence of depositional
fluids at depths less than about 2 km (T < 70ºC), whereas
mesodiagenesis includes processes encountered at depths > 2 km
(T > 70ºC) and reactions involving chemically evolved formation
waters. Shallow mesodiagenesis corresponds to depths between 2
and 3 km, and to temperatures between 70 and 100ºC, and deep
mesodiagenesis extends from depths around 3 km and temperatures
11
around 100ºC to the limit of metamorphism, corresponding to
temperatures larger than 200-250ºC, and to highly variable depths,
according to the thermal gradient of the area. Telodiagenesis refers
to those processes related to the uplift and exposure of sandstones
to near-surface meteoric conditions, after burial and mesodiagenesis.
The sequence of diagenetic processes that affected the Sergi
sandstones was interpreted based mostly on the paragenetic
relationships observed through optical petrography and electron
microscopy under secondary and backscattered electrons modes,
and on stable isotope data of the diagenetic carbonates (Fig. 2).
The dissolution, soon after deposition, of unstable detrital heavy
mineral grains, such as amphiboles, titanite, ilmenite, etc… resulted
in the precipitation of Fe
2
O
3
(hematite) and TiO
2
(anatase). During
subsequent burial and hydrocarbon charging, most of the iron oxides
were dissolved or reacted to form authigenic chlorites in the
reservoirs, being preserved only in the fine-grained rocks.
Detrital smectitic clays were mechanically infiltrated through the
vadose zone of the fluvial deposits by episodic floods and avulsion of
the braided channels. These clays occur as chaotic pore-filling
aggregates and mostly as irregular coatings on the grains (Fig. 3A),
and are heterogeneously concentrated in laterally discontinuous
levels, mostly in the coarser, upper half of the unit.
Concretions and crusts of calcite (caliches) and/or silica (silcretes)
were locally precipitated along the top of the fluvial cycles and of
12
some intervals of eolian reworking. These deposits are rarely
preserved in situ, but occur reworked as intraclasts in the basal lags
of fluvial cycles, mostly of the finer-grained lower half of the unit.
These lags are commonly cemented by abundant pre-compactional,
coarsely-crystalline calcite, and constitute local barriers to fluid flow
(Fig. 3B). The stable isotopic values of calcrete nodules and lags
cemented by pre-compactional calcite range between δ
13
C
VPDB
-9.14
and -2.05 ‰, and between δ
18
O
VPDB
-6.9 and -3.64 ‰, what
correspond to precipitation temperatures between 19.7 and 35.4ºC,
assuming a δ
18
O
water
of -3 ‰, compatible with the interpreted
paleolatitude.
Mechanical compaction is evidenced in the studied sandstones by
the local fracturing of quartz and feldspar grains, and by the
deformation of micas and mud intraclasts, which are in places
converted into mud pseudomatrix. Dolomite rhombs replaced locally
some of the mud intraclasts and derived pseudomatrix. Chemical
compaction occurred through intergranular pressure dissolution,
resulting in the development of concave-convex and sutured
intergranular contacts (Fig. 3C), and in places of stylolitic surfaces.
Chemical compaction was locally enhanced in grains covered by thin
infiltrated clay coatings, and along clay lamina.
During initial burial, the infiltrated smectitic clay minerals were
transformed into irregular mixed-layer, illite-smectite or chlorite-
smectite clays. This transformation was associated with dehydration,
13
shrinkage, fragmentation and detachment of the coatings from grains
surfaces. The transformation into chlorite was more important in the
lower half of the unit, where mechanically infiltrated clays were less
abundant, particularly along the northeastern portion of the basin (De
Ros, 1987; Lanzarini & Terra, 1989).
Cementation by overgrowths of quartz (Fig. 3D), and subordinately of
feldspars, affected mostly the sandstones devoid of infiltrated clay
coatings, or with very thin and discontinuous coatings. Quartz
cementation is more abundant in the Água Grande oilfield.
Poikilotopic, post-compactional calcite cementation was, in places,
pervasive. Calcite partially replaced the detrital (mostly the feldspars)
and previous diagenetic constituents, and engulfed the infiltrated
coatings (Fig. 3E). These sandstones massively cemented by calcite
experienced no or very little clay infiltration. The stable isotopic
values of post-compactional, poikilotopic calcite cements typically
range between δ
13
C
VPDB
-16.41 and -2.78 ‰, and between δ
18
O
VPDB
-
12.48 and -7.5 ‰, what correspond to precipitation temperatures
between 76.5 and 115.6ºC, assuming a δ
18
O
water
of +3 ‰, compatible
with subsurface fluids strongly evolved by water/rock interaction (cf.
Land & Fisher, 1987).
Commonly, post-compactional calcite cement and feldspar grains are
partially dissolved (Fig. 3F), presumably by fluids charged in organic
acids derived from the thermal maturation of organic mater in the rift
source rocks (cf. Bruhn & De Ros, 1987; Surdam et al., 1989). This is
14
evidenced by the widespread distribution of dissolution porosity in the
unit throughout the basin and by the relative increase of intragranular
porosity with depth (Bruhn & De Ros, 1987).
Vermicular and booklet aggregates of kaolin clays were precipitated
mostly as a product of feldspar dissolution. The characterization of
these kaolin clay minerals is the central issue of this study, and will
be detailed in the next section.
Under mesogenetic conditions (sensu Morad et al., 2000), the
irregular illite-smectite and chlorite-smectite mixed-layer clay
minerals were transformed into regular interstratified clay minerals.
This ordering was accompanied by the neoformation of rims of
lamellar chlorite or fibrous illite aggregates.
Additional precipitation of quartz occurred as overgrowths and
prismatic crystals (outgrowths), particularly in deep sandstones with
scarce or no clay coatings or rims. The albitization of detrital
feldspars was enhanced in the deeper reservoirs with remnant
intergranular porosity and partially dissolved feldspar grains.
Coarsely-crystalline anatase precipitated during burial, partially as
result of the recrystallization of finely-crystalline, eogenetic titanium
oxides. In places, titanite overgrowths formed around detrital titanite.
Coarsely crystalline pyrite locally replaced grains and preceding
cements. In places, coarsely-crystalline pyrite replaces the grains
and earlier diagenetic constituents.
15
KAOLIN NEOFORMATION AND TRANSFORMATION
The term kaolin is here adopted for a group of minerals, representing
a subgroup of dioctahedral 1:1 phyllosilicates (Lanson et al., 2002).
In this work, we adopted the nomenclature of Guggenheim et al.,
(1997), which consider kaolinite, dickite and nacrite as mineral
names, even though these species are in fact polytypes of
Al
2
Si
2
O
5
(OH)
4
. Our interest in this study is centered in the
identification of kaolin minerals occurring in the Sergi Formation
sandstones, and on its implications for the geologic evolution of
Recôncavo Basin.
Microscopy
In Sergi sandstones, kaolin aggregates are irregularly distributed as
spots, dominantly in the sandstones with larger remnant intergranular
porosity and permeability (Fig. 4A), and less infiltrated clays and
calcite cement. Kaolin occurs as vermicular and “booklet” aggregates
made of euhedral crystals piled face-to-face (Fig. 4B) that partially or
totally replace feldspar grains and fill pores generated by their
dissolution, as well as primary intergranular pores, particularly those
adjacent to dissolved feldspar grains (Figs. 4C, 4D). In some
samples, kaolin covers infiltrated clay coatings (Fig. 4E). In places,
kaolin crystals are partially engulfed by quartz overgrowths (Figs. 4E,
4F). Rarely, kaolin minerals pseudomorphically replace detrital
micas.
16
The scanning electron microscopy (SEM) examination of kaolin
crystal morphology, reveals that kaolin vermicular aggregates (Fig.
5A) are made of thick, amalgamated crystals, which are usually
euhedral and pseudo-hexagonal in shape (Fig. 5B). A more detailed
examination shows that thin lamellar remnants of kaolinite occur
intercalated among the thick dickite crystals (Fig. 5C). Some samples
show a more incipient transformation of thin kaolinite platelets with
thick dickite crystals precipitated in between (Fig. 5D). In some
samples, kaolin shows a uniform crystal size with approximately 10-
20 µm, and a blocky habit of crystals of monoclinic symmetry (Fig.
5E). In other samples, the dickite crystals have a bladed habit,
elongated along the direction of crystallographic b axis (Fig. 5F). The
conspicuous occurrence of dickite with vermicular habit, typically
observed in kaolinite aggregates, as revealed by the XRD and IRS
analyses (discussed in the next section), indicates that the
morphology of kaolin crystals and aggregates cannot be used as
criteria for kaolin polytype identification.
X-ray diffraction
The preliminary XRD identification of kaolin and other associated
clay minerals was performed on thirty six core samples from the
Buracica and Água Grande oilfields. Initially, diffraction patterns were
obtained from oriented samples of different size fractions (<20, <10,
<2, <1, <0.5 and <0.2 µm), each one air dried, glycerol-solvated and
17
heated to 490°C for 2 hours (Figs. 6A, 6B). The interpretation of
these diffraction patterns permitted to select the samples rich in
kaolin minerals and the appropriate size interval to be detailed. A first
important observation was the limited collapse of kaolin minerals
during heating (Fig. 6C), a behavior characteristic of dickite.
The recognition of dickite by X-ray diffraction depends upon
recording non-basal reflections in random crystal orientation,
preferably in samples in which kaolin minerals occur as pure phases.
Kaolin from Buracica and Água Grande oilfields occur in mixtures
with other clay and non-clay minerals and a careful evaluation of the
XRD pattern is required to distinguish kaolinite from dickite. The 10-2
µm size range was chosen for analysis because of the relatively
large size of the kaolin crystals in agreement with preliminary XRD
pattern (Fig. 6C), corroborated by thin-section and by SEM
observation. Few reflections were used, and the characterization of
kaolin-group minerals was performed on the 19-28° 2θ (4.67-3.19Å)
range (Table 1), in relation to reference XRD kaolinite and dickite
spectra by Bailey (1980) and Lanson et al., (2002).
The XRD patterns of the size fractions in which kaolins are
concentrated of both oilfields are presented in Figure 7. The X-ray
patterns from Água Grande kaolins indicate that dickite is the
dominant or only polytype. The reflections at 4.439 Å, 4.119 Å and
3.428 Å are diagnostic of dickite. The XRD of kaolins from the
Buracica field indicate the presence of both kaolinite and dickite
18
polytypes. The identification of the reflections at 4.18 Å and 4.13 Å
associated with the poor resolution of reflection at 3.428 Å are
indicative of the presence of kaolinite in samples BA198-1 and
BA198-4. These results, combined with the SEM observations of thin
kaolinite remnants intercalated to the dickite aggregates (Figs. 5C,
5D) indicate that the transformation of precursor kaolinite into dickite
was incomplete in the Buracica oilfield samples, while it was quite
complete in the Água Branca oilfield.
Infrared spectroscopy
In contrast to XRD results, infra-red spectra are less affected by
interference of other minerals, as they focus on the OH-stretching
region of kaolin minerals. This method was decisive for the precise
identification of dickite in the studied samples. The IR spectra of
external standards of kaolinite and dickite were used to calibrate the
interpretation. Distinction between kaolinite and dickite is easily
performed by assessing the position and relative intensity of the OH-
stretching bands in the 3800-3600 cm
-1
region (Russell, 1987). For
well-crystallized kaolinite, four bands are well developed in the IR
spectra, with the strong absorption occurring at 3695 cm
-1
and with a
band of medium–strong absorption at 3620 cm
-1
. Between these
bands, there is a relatively weak absorption at 3669 and 3652 cm
-1
.
In contrast, dickite in the IR spectrum is characterized by three bands
in the OH-stretching region. The strongest absorption band in dickite
19
occurs at 3620 cm
-1
, with medium-strong bands at 3700 and 3650
cm
-1
.
The IR spectra of kaolins from the Água Grande oilfield (Fig. 8,
samples AG212-2 and AG212-5) are typical of dickite, with three
bands in the OH-stretching region and without the band indicative of
kaolinite polytype at 3669 cm
-1
. The band at 3700 cm
-1
progressively
broadens, weakens and shift to 3705 cm
-1
(Fig. 8, sample AG212-2)
and some authors correlate this IR behavior with increasing dickite
crystal ordering and burial depth (Lanson et al., 2002).
The IR spectrums of kaolins from the Buracica oilfield are clearly
heterogeneous in relation to kaolinite and dickite polytypes, and the
occurrence of kaolinite is confirmed in all IR spectrums (Fig. 8) by the
clear band at 3669 cm
-1
. The spectrum configuration and the growing
intensity of band at 3669 cm
-1
indicates an relative increase in the
participation of kaolinite in samples BA198-9 and BA198-6 in relation
to samples BA198-4 and BA198-1. It is concluded that a mixture of
the two polytypes is present in Buracica oilfield, while only dickite
occurs in the Água Grande samples.
DISCUSSION
Conditions of dickite authigenesis
Studies performed in sandstones (Lanson et al., 1996; Beaufort
et al., 1998) and in shales (Ruiz Cruz & Reyes, 1998) have
20
documented the structural and textural changes of kaolin minerals
with temperature. Additionally, detailed observations in sedimentary
basins show that the transformation of kaolinite to dickite is
continuous and correlated with increasing depth and/or temperature
(Lanson, 2002). Kaolinite is the kaolin polytype in equilibrium with the
low temperatures found in eodiagenesis and dickite is the polytype
related to the mesodiagenetic or hydrothermal environments. In
North-Sea reservoir sandstones, transformation of kaolinite into
dickite starts at about 80 °C, becoming prevalent at temperatures of
about 100-130°C (Ehrenberg et al., 1993; McAulay et al., 1993;
1994). In Alberta Deep Basin, Canada, diagenetic dickite in Lower
Cretaceous sandstones formed at about 150 °C (Tilley & Longstaffe,
1989). The occurrence of dickite in sandstones is thus an important
index of deep burial conditions. However, although XRD is a
widespread technique for the identification and characterization of
clay minerals, it is unfortunately not efficient to differentiate among
kaolin polytypes, especially in natural samples formed by different
minerals phases. Therefore, it is not possible to identify dickite and
kaolinite by using only XRD. This difficulty may explain some of the
inconsistencies found in works from the 80’s and 90’s (e.g, Thomas,
1986; Inoue et al., 1988; Glasmann et al., 1989; Osborne et al.,
1994) in trying to relate mineralogical and morphological changes of
kaolin minerals with depth of burial in sedimentary sequences.
Ehrenberg et al., (1993) and McAulay et al., (1993) proposed a
21
connection of the transformation of kaolinite to dickite with the
modification from booklet or vermicular aggregates to discrete blocky
crystals and related it with increasing diagenetic temperature and
time.
In fact, many vermicular kaolin aggregates that were identified in
these works as kaolinite are probably constituted by dickite.
Nowadays, with the combined XRD, FTIR and DTA analyses the risk
of misidentification of kaolin polytype is practically absent. In a review
about the authigenesis of dickite in burial diagenesis, Lanson et al.,
(2002) considered the evolution of early vermicular kaolinite to blocky
dickite as a diagenetic adjustment of early kaolinite to increasing
temperature rather than the direct precipitation of dickite.
Cassagnabere (1998) studied the transition kaolinite to dickite in
North Sea sandstones in relation to depth-temperature, water/oil
zone and petrophysical parameters. As expected, a clear positive
correlation of dickite with increase temperature was observed.
Kaolinite domain is restricted to sandstones buried at less than 2000
m, being gradually replaced by dickite below 2500 m. In North Sea
sandstones, dickite is the stable polytype in the 2500-5000 m depth
interval. In addition to temperature, high water/rock ratio enhances
the development of dickite (Whitney, 1990) and consequently high
petrophysical porosity and permeability favor kaolinite “dickitization”
(Ferrero & Kübler, 1964; Cassan & Lucas, 1966; Kisch, 1983;
Zimmerle & Rõsch, 1991). Conversely, high saturation by
22
hydrocarbons has inhibited the kaolinite-to-dickite reaction, as
compared with samples of the same depth interval inside the water
zone, where “dickitization” developed without restriction (Lanson et
al., 2002).
Implications for the diagenetic evolution of Sergi reservoirs
The occurrence of dickite in Sergi sandstones is concentrated in
sandstones with larger intergranular porosity and permeability of the
middle, coarser stratigraphic sequence of the unit. This is in line with
the pattern of preferential distribution of dickite in porous and
permeable sandstones of different basins (Lanson et al., 2002),
which is related to enhanced flow of fluids during burial (Whitney,
1990). Under these conditions, fluids charged with either organic
(e.g., Surdam et al., 1989) or inorganic acids may react with
feldspars, micas and other phyllosilicates, such as early diagenetic
kaolinite, to generate dickite. In sandstones of reduced permeability,
these fluids become saturated with respect to ions such as K
+
, Mg
++
and Fe
++
, and tend to precipitate illite or chlorite. Dickite is absent
from the Sergi sandstones of the upper interval which pores are filled
by abundant mechanically infiltrated clays, that evolved during burial
mostly to illites through illite-smectite mixed-layers.
Dickite is also absent from the finer sandstones of the basal
stratigraphic interval, where chlorites predominate (Moraes & De
Ros, 1992; De Ros et al., in prep.), most probably because the
23
availability of Fe from the dissolution of iron oxides in the mudrocks
and fine-grained sandstones of this interval favored the authigenesis
of chlorite during burial.
The common occurrence of vermicular habit, pseudomorphic after
kaolinite in dickite aggregates within Sergi sandstones is clearly a
product of kaolinite transformation during burial, presumably under
influence of acidic conditions, such as those promoted by the
presence of organic acids generated from the thermal evolution of
kerogen in rift source rocks (cf. Surdam et al., 1989). The preferential
flow of acidic fluids through the sandstones with less infiltrated clays
and more porosity and permeability may have favored the dissolution
of feldspars and the precipitation of kaolinite during shallow
mesodiagenesis (2-3 km; 70-100ºC, cf. Morad et al., 2000). The
continuation of such conditions during deep mesodiagenesis (> 3 km;
> 100ºC, cf. Morad et al., 2000) promoted the transformation of
kaolinite into dickite in these sandstones.
Implications for basin evolution
The occurrence of dickite in the shallow Buracica and Água Grande
oilfields indicates that the sandstones were subjected to
temperatures around or higher than 100ºC, and that these areas had
a burial history far more complex than that is suggested by the
conventional stratigraphic and structural information. Such
occurrence indicates that the present temperatures of the Sergi
24
reservoirs in these areas are much lower than the maximum
temperatures experienced by these sandstones during their burial
evolution, particularly for the shallow Buracica Field. The possible
causes for such abnormally high temperatures would be either: 1) the
incidence of very intense thermal flow in the area, probably owing to
crustal thinning during the peak of the Neocomian rifting, or 2) the
flow of hot (“hydrothermal”) fluids, presumably through the large
normal faults that limit these fields, or 3) a significant uplift and
erosion of sedimentary section affecting the area and other parts of
the basin.
It is well known from several rift basins in the world (e.g.,
Eldholm, 1991; Landon, 1994; Polster & Barnes, 1994; Rohrman et
al., 1994; Glennie, 1995) that the thinning of the crust during active
rifting promotes enhanced thermal flow and steep thermal gradients.
Such crustal stretching is characteristic of rift basins, such as the
Recôncavo-Tucano system (Milani et al., 1987; Milani & Davidson,
1988). The question is if such enhanced thermal flow could explain
the temperatures needed to form dickite in the shallow reservoirs of
Buracica and Água Grande fields. The extent of crustal thinning in
central Recôncavo Basin suggests a maximum thermal gradient of
35ºC/km for the area during maximum crustal stretching at the peak
of rifting (Milani, 1987; Milani & Davidson, 1988; Santos et al., 1990;
Figueiredo et al., 1994; Cupertino, 2000). This would correspond to
maximum temperatures around 45ºC to 56ºC and 66ºC to 80ºC,
25
considering the present depths of Buracica and Água Grande
reservoirs, respectively. Therefore, the enhanced thermal flow during
rifting is not enough to explain the temperatures needed for dickite
authigenesis at the present depths of the studied oilfields.
Other possible explanation for the shallow occurrence of dickite in
the area would involve the flow of hot (“hydrothermal”) fluids, coming
from hotter, deeper levels within the basin or even from the
crystalline basement. Crustal thinning substantially enhances heat
flow, as well as the active advection of hydrothermal fluids, even in
the absence of magmatic activity (e.g., Truesdell et al., 1981; Gianelli
& Teklemarian, 1993). In fact, the advective, focused circulation of
hydrothermal fluids connected with rifting and even with magmatism
is observed in several present and ancient geothermal systems (e.g.,
McDowell & Paces, 1985; Schiffman, Bird & Elders, 1985; Searl,
1994; Pitman, Henry & Seyler, 1998 and references therein).
Sandstones of basins developed on extensively thinned and
fractured crust are commonly affected by episodic flow of thermal
fluids through faults, mostly during active tectonism, what is
described as “seismic pumping”, or “seismic valving” (e.g., Wood &
Boles, 1991; Burley & MacQuaker, 1992; Burley, 1993). Dickite is a
common mineral in hydrothermal systems (e.g., McDowell & Paces,
1985; Parnell et al., 2004; Simeone, 2005). Such hydrothermal
circulation could have occurred in the studied area during rifting,
presumably through the large normal faults that limit the oilfields.
26
However, the available sampling is insufficient (two cored wells in
each oilfield) to check if the distribution of dickite and other
diagenetic constituents and processes shows any systematic control
relative to the major, field-limiting faults. Besides, there are no
processes, in the studied reservoirs, that are characteristic of
hydrothermal systems, such as intense quartz cementation or even
recrystallization, or extensive ankerite cementation (e.g., McDowell &
Paces, 1985; Schiffman, Bird & Elders, 1985; Pitman, Henry &
Seyler, 1998; Lima & De Ros, 2003). Quartz cementation is
insignificant in Buracica reservoirs and, although significant (average
1.3 %; up to 9.7 % of quartz overgrowths), is not massive in Água
Grande reservoirs.
If the flow of heat or of hot fluids seem insufficient to explain the
shallow occurrence of dickite in the area, then the remaining
possibility to be considered of a substantial uplift and erosion of
sedimentary section. The extent of post-rift uplift is considered limited
in most structural and stratigraphic studies of Recôncavo Basin,
basically because the large variations in the thickness of the rift
section is interpreted as product of differential subsidence among the
structural blocks that segment the basin (Netto & Oliveira, 1985;
Milani, 1987; Milani et al., 1987; Milani & Davidson, 1988; Santos et
al., 1990; Figueiredo et al., 1994). In the neighboring Sergipe-
Alagoas Basin, however, an intense phase of post-rift uplift was
responsible for substantial and differential erosion, and for the
27
formation of an important regional unconformity (Fugita, 1974; Garcia
et al., 1998). Analyses of apatite fission tracks and of vitrinite
reflectance executed in the Dom João oilfield, located in the
southwestern part of the basin (Fig. 1) suggested that up to 2250 m
may have been eroded in that area (PETROBRAS unpublished
internal report). As Dom João is located close to the western margin
of Recôncavo Basin, it has been interpreted by some that this large
uplift is a local feature, product of tilting owing to compensation
during the evolution of the asymmetrical rift basin. However, apatite
fission tracks analyses from a well located within the Todos os
Santos Bay, at the south part of the basin and away from the western
margin (Fig. 1) suggested an uplift of at least 1700 m in that area
(Cupertino, 2000).
We have no knowledge of analyses of apatite fission tracks or
vitrinite reflectance in the areas of the studied Buracica and Água
Grande fields. However, a set of petrologic evidence suggest that
these were affected by conditions of temperature and pressure
substantially more severe than those presently encountered in the
oilfields, and that may have been affected by an uplift of similar
magnitude than what is interpreted from apatite fission tracks in the
south part of the basin.
The most obvious petrologic evidence of a deeper burial for the
studied reservoirs is their intensity of compaction. Even among the
moderately compacted sandstones of the shallow Buracica Field
28
(average, IGV = 27.3 %), samples with intergranular volume IGV as
low as 14.3 % and with concave/convex intergranular contacts can
be found. The most impressive evidence, however, comes from the
Água Grande Field (average IGV = 27.1%), where sandstones with
very tight, sutured intergranular contacts (Fig. 3C), and some
stylolites occur. That intensity of chemical compaction through
pressure dissolution is clearly incompatible with the present depth
range of Água Grande Field (1300 to 1530 m), but could be
explained if those sandstones were buried at least 1 km deeper than
today, and later significantly uplifted, with corresponding erosion of
sedimentary section.
The same Água Grande reservoirs show a relatively abundant
(average 1.3 %; up to 9.7 %) cementation by post-compactional
quartz overgrowths. Although voluminous post-compactional quartz
cementation may be related to extensive circulation of hot fluids, in
some cases associated to magmatism (e.g., Glasmann et al., 1989;
Girard et al., 1989; Gluyas et al., 1993; Summer & Verosub, 1992;
De Ros et al., 2000), it is more commonly related to burial depths
larger than 2 to 2.5 km, and to temperatures larger than 100ºC (e.g.,
Land et al., 1987; McBride, 1989; Bjørlykke & Egeberg, 1993;
Walderhaug, 1994a,b).
Further evidence for maximum temperatures significantly higher than
the presently found in the studied oilfields is indicated by the stable
oxygen isotope values of the post-compactional calcite cements of
29
some samples (δ
18
O
VPDB
between -12.48 and -7.5 ‰). Assuming a
δ
18
O
SMOW
value of +3 ‰ for precipitating fluids considerably evolved
due to water-rock interaction during progressive burial (cf. Land &
Fisher, 1987), such isotopic values would correspond to
temperatures of 76.5 and 115.6ºC. If we assume a relatively steep
geothermal gradient of 35ºC/km for the enhanced thermal regime of
the rift, this still corresponds to depths as large as 2590 m. The
evidence provided by the occurrence of dickite is in agreement with
the isotopic evidence that at least 1 km of sedimentary section was
eroded from central Recôncavo Basin, as well as with the intensity of
chemical compaction and of quartz cementation in Água Grande
oilfield reservoirs.
Therefore, the occurrence of dickite in the Sergi reservoirs of the
shallow Buracica and Água Grande oilfields of Recôncavo Basin,
together with the intensity of chemical compaction, of post-
compactional quartz cementation, and the precipitation temperature
of post-compactional calcite cements, suggest that the sandstones
were subjected to temperatures substantially higher than those
corresponding to their present burial depths. Such petrologic
evidence, as well as apatite fission tracks analyses from other areas
in the basin, indicates that an uplift and erosion of at least 1 km and
probably more than 1500 m has affected the central part of
Recôncavo Basin, and very likely the whole region. Such uplift,
undetected by conventional structural and stratigraphic models of the
30
area, illustrate the importance of petrologic studies, such as the
present, which allowed the characterization of the kaolin in the
shallow Sergi reservoirs, for the development of more precise,
realistic and sensitive basin evolution models for optimized
exploration and production of hydrocarbons and other applications.
CONCLUSIONS
Sandstones of the Sergi Formation (Jurassic-Cretaceous) are the
most important reservoirs of the Recôncavo Basin. The unit was
deposited by an alluvial system of braided channels with recurrent
aeolian reworking, under arid/semi-arid conditions and can be
subdivided into three third order stratigraphic sequences, limited by
regional unconformities.
The porosity, permeability and heterogeneity of Sergi reservoirs
are strongly influenced by diagenetic processes, such as the
mechanical infiltration of clays and the cementation by calcite, quartz
and clay minerals. Their diagenetic history reflects an intense early
evolution under dry continental conditions, followed by progressive
and differential burial histories for the diverse structural blocks
formed during the rifting of the basin.
A detailed study by optical and electronic microscopy, X-ray
diffraction and infra-red spectroscopy revealed the occurrence of
dickite in the shallow Buracica and Água Grande oilfields, indicating
that the present temperatures of the Sergi reservoirs in these areas
31
are much lower than the maximum temperatures experienced by the
sandstones during their burial.
Dickite aggregates are irregularly distributed as spots, as
vermicular and booklet aggregates of euhedral crystals that replace
feldspar grains and fill pores generated by their dissolution, as well
as intergranular pores adjacent to the dissolved feldspars. The
occurrence of dickite in Sergi sandstones is concentrated in
sandstones with larger intergranular porosity and permeability of the
middle, coarser stratigraphic sequence of the unit, what is related to
enhanced flow of fluids during burial.
X-ray patterns from Sergi kaolins indicating that dickite is the
dominant or only polytype, combined with the IR spectra and the
SEM observations of thin kaolinite remnants intercalated to the
dickite aggregates indicate that the transformation of precursor
kaolinite into dickite was incomplete in the Buracica oilfield, while it
was quite pervasive in the Água Grande oilfield.
The vermicular habit of dickite aggregates is a product of
pseudomorphic kaolinite transformation during burial, presumably
under influence of acidic conditions, such as those promoted by the
presence of organic acids generated from the thermal evolution of
kerogen in the rift source rocks.
The extent of crustal thinning in central Recôncavo Basin
suggests a thermal gradient of 35ºC/km for the area during maximum
crustal stretching at the peak of rifting. This would correspond to
32
maximum temperatures around only 45ºC to 56ºC for Buracica, and
66ºC to 80ºC for Água Grande reservoirs, considering their present
depths, what are much lower than the about 100ºC needed for
substantial dickite authigenesis.
On the other hand, the absence of intense quartz recrystallization,
extensive ankerite cementation, or enhanced alteration close to the
major faults limiting the oilfields, processes characteristic of
hydrothermal systems, indicate that the studied reservoirs were not
affected by the hydrothermal flow of hot fluids.
Although the extent of post-rift uplift is considered limited in
conventional structural and stratigraphic studies of Recôncavo Basin,
analyses of apatite fission tracks and of vitrinite reflectance in the
Dom João Oilfield and in Todos os Santos Bay areas, located in the
southern part of the basin, suggested that at least 1700 m, or up to
2250 m may have been eroded in those areas.
The combination of the evidence provided by dickite and apatite with
the intensity of compaction (tight, sutured intergranular contacts),
relatively abundant cementation by post-compactional quartz
overgrowths (average 1.3 %; up to 9.7 %), and stable oxygen isotope
values of the post-compactional calcite cements (corresponding to
temperatures as high as 116ºC and to depths as large as 2590 m,
suggest that the sandstones were subjected to temperatures
substantially higher than those corresponding to their present burial
depths.
33
The occurrence of dickite and other petrologic evidence for deep
burial conditions indicate that an uplift and erosion of at least 1 km
and probably more than 1500 m has affected the central part of
Recôncavo Basin, and very likely the whole region. These results
illustrate the importance of petrologic studies for the development of
more precise, realistic and sensitive basin evolution models.
ACKNOWLEDGEMENTS
We want to thank the Geosciences Institute of the Federal University
of Rio Grande do Sul for access to analytical facilities, and to
acknowledge the support of Brazil National Research Council - CNPq
(grants to JDB and LFDR) and National Petroleum Agency - ANP
(grant to JMK). PETROBRAS is thanked for access to samples and
information, and for supporting, together with the National Fund for
Projects – FINEP, a study on the stratigraphic and petrographic of
Sergi reservoirs, for which part of the analyses were executed. M.
Rosilene F. Menezes is thanked for petrographic quantification.
34
REFERENCES
Bailey S.W. (1980) Structures of layer silicates. Pp. 1 – 123 in:
Crystal Structures of Clay Minerals and their X-ray Identification
(G.W. Brindley & G. Brown, editors). Monograph 5, Mineralogical
Society, London.
Beaufort D., Cassagnabere A., Petit S., Lanson B., Berger G.,
Lacharpagne J.C. & Johansen H. (1998) Kaolinite to dickite
reaction in sandstone reservoirs. Clay Minerals, 33, 297-316.
Bjørkum P.A. & Gjelsvik N. (1988) An isochemical model for
formation of authigenic kaolinite, K-feldspar, and illite in
sediments. Journal of Sedimentary Petrology, 58, 506 - 511.
Bjørlykke K. & Egeberg P.K. (1993) Quartz cementation in
sedimentary basins. The American Association of Petroleum
Geologists Bulletin, 77, 1538-1548.
Brindley G.W., Kao C.C., Harison J. L., Lipsicas M. & Raythatha R.
(1986) Relation between structural disorder and other
characteristics of kaolinites and dickites. Clays and Clay Minerals,
34, 239-249.
Bruhn C.H.L. & De Ros L.F. (1987) Formação Sergi: evolução de
conceitos e tendências na geologia de reservatórios: Boletim de
Geociências da PETROBRAS, 1, 25-40.
Burley S.D. (1993) Models of burial diagenesis for deep exploration
plays in Jurassic fault traps of the Central and Northern North Sea.
35
Pp. 1353 -1375 in: Petroleum Geology of Northwest Europe:
Proceedings of the 4th Conference (J.R. Parker, editor). The
Geological Society, London.
Burley S.T. & MacQuaker J.H.S. (1992) Authigenic clays, diagenetic
sequences and conceptual diagenetic models in contrasting basin-
margin and basin-center North Sea Jurassic sandstones and
mudstones. Pp 81 – 110 in: Origin, Diagenesis, and Petrophysics
of Clay Minerals in Sandstones (D.W. Houseknecht & E.D.
Pittman, editors). SEPM Special Publication, Tulsa, OK. Society of
Economic Paleontologists and Mineralogists.
Caixeta J.M., Bueno G.V., Magnavita L.P. & Feijó F.J. (1994) Bacias
do Recôncavo, Tucano e Jatobá. Boletim de Geociências da
PETROBRAS, 8 , 163-172.
Cassagnabère A. (1998) Caractérisation et interprétation de la
transition kaolinite-dickite dans les réservoirs à hydrocarbures de
Froy et Rind (Mer du Nord), Norvège. PhD thesis, Univ. Poitiers,
France.
Cassan J.P. & Lucas J. (1966) La diagenèse des grès argileux
d’Hassi-Messaoud (Sahara) : Silicification et dickitisation. Bulletin
Service Carte Géologie Alsace Lorraine, 19, 241 – 253.
Cupertino J.A. (2000) Evolução Tectono-climática na Fase Rifte das
Bacias de Camamu, Parte Norte, e Sul do Recôncavo, com
Ênfase na Utilização de Isótopos Estáveis e Traços de Fissão.
Tese de Doutorado em Geociências, Universidade Federal do Rio
36
Grande do Sul. Porto Alegre, v.1, 249 p.
De Ros L. F. (1987) Petrologia e Características de Reservatório da
Formação Sergi (Jurássico) no Campo de Sesmaria, Bacia do
Recôncavo, Brasil. Ciência - Técnica - Petróleo, Seção:
Exploração de Petróleo, v.19, Rio de Janeiro, RJ, Brazil,
PETROBRAS/CENPES, 107 p.
De Ros L. F. (1988) Diagênese de arenitos: progressos e dúvidas.
Congresso Brasileiro de Geologia, 35, Anais. Belém, SBG, v. 2, p.
917-930.
De Ros L.F., Morad S. & Paim P.S.G. (1994) The role of detrital
composition and climate on the diagenetic evolution of continental
molasses: evidence from the Cambro-Ordovician Guaritas
Sequence, southern Brazil. Sedimentary Geology, 92, 197-228.
De Ros L.F., Morad S., Broman C., Césero P. & Gomez-Gras D.
(2000) Influence of uplift and magmatism on distribution of quartz
and illite cementation: evidence from Siluro-Devonian sandstones
of the Paraná Basin, Brazil. Pp. 231 – 252 In: Quartz Cementation
in Sandstones (R. Worden & S. Morad, editors). IAS Special
Publication 29, Oxford, International Association of
Sedimentologists, Blackwell Science.
Dutta P.K. & Suttner L.J. (1986) Alluvial sandstone composition and
paleoclimate, II. Authigenic mineralogy. Journal of Sedimentary
Petrology, 56, 346-358.
Ehrenberg S.N., Aagaard P., Wilson M.J., Fraser A.R. & Duthie
37
D.M.L. (1993) Depth-dependent transformation of kaolinite to
dickite in sandstones of the Norwegian Continental shelf. Clay
Minerals, 28, 325-352.
Eldholm O. (1991) Magmatic-tectonic evolution of a volcanic rifted
margin. Marine Geology, 102, 43-61.
Ferrero J. & Kübler B. (1964) Présence de dickita dans les grés
cambriens d´Hassi-Messaoud. Bulletin Service Carte Géologie
Alsace Lorraine, 17, 247 – 261.
Figueiredo A.M.F., Braga J.A.E., Zabalaga J.C., Oliveira J.J., Aguiar
G.A., Silva O.B., Mato L.F., Daniel L.M.F., Magnavita L.P. & Bruhn
C.H.L. (1994) Recôncavo Basin, Brazil: a Prolific Intracontinental
Rift Basin. Pp. 157 – 203 in: Interior Rift Basins (S. M. Landon,
editor) Tulsa, OK. American Association of Petroleum Geologists,
(AAPG Memoir, 59).
Fugita A.M. (1974) A geomorfologia da superfície de discordância
pré-Aptiana na Bacia de Sergipe e sua relação com os campos de
óleo. 28º Congresso Brasileiro de Geologia, Sociedade Brasileira
de Geologia. Porto Alegre, Anais, 1, 121-135.
Garcia A.J.V., Morad S., De Ros L.F. & Al-Aasm I.S. (1998)
Paleogeographical, paleoclimatic and burial history controls on the
diagenetic evolution of Lower Cretaceous Serraria sandstones in
Sergipe-Alagoas Basin, NE Brazil. Pp. 107 – 140 in: Carbonate
Cementation in Sandstones (S. Morad, editor) IAS Special
38
Publication, v. 26. Oxford, UK, International Association of
Sedimentologists - Blackwell Scientific Publications.
Gianell
i G. & Teklemarian M. (1993) Water-rock interaction
processes in the Aluto-Langano geothermal field (Ethiopia).
Journal of Volcanology and Geothermal Research, 56, 429-445.
Girard J.P., Deynoux M. & Nahon D. (1989) Diagenesis of the Upper
Proterozoic siliciclastic sediments of the Taoudeni Basin (West
Africa) and relation to diabase emplacement. Journal of
Sedimentary Petrology, 59, 233-248.
Glasmann J.R., Clark R.A., Larter S., Briedis N.A. & Lundegard P.D.
(1989) Diagenesis and hydrocarbon accumulation, Brent
Sandstones (Jurassic), Bergen High, North Sea. The American
Association of Petroleum Geologists Bulletin, 73, 1341-1360.
Glennie K.W. (1995) Permian and Triassic rifting in northwest
Europe. Pp. 1 - 5 in: Permian and Triassic Rifting in Northwest
Europe (S.A.R. Bold, editor). Geological Society Special
Publication, 91, London.
Gluyas J.G., Grant S.M. & Robinson A.G. (1993) Geochemical
evidence for a temporal control on sandstone cementation. Pp. 23
– 33 in: Diagenesis and Basin Development, (A. Horbury & A.
Robinson, editors). AAPG Studies in Geology, 36, Tulsa, OK.
Guggenheim S., Alietti A., Drits V.A., Formoso M.L.L., Galán E.,
Koster H.M., Paquet H., Watanabe T., Bain D.C. & Hudnall W.H.
(1997) Report of the Association internationale pour l’étude des
39
argiles (AIPEA) – Nomenclature Committee for 1996. Clays and
Clays Minerals, 45, 298 – 300.
Inoue A., Velde B., Meunier A. & Touchard G. (1988). Mechanism of
illite formation during smectite-to-illite conversion of hydrothermal
orgin. American Mineralogist, 73, 1325-1334.
Kessler II L.G. (1978) Diagenetic sequence in ancient sandstones
deposited under desert climatic conditions. Journal of Geological
Society, 135, 41-49.
Kisch H.J. (1983) Mineralogy and petrology of burial diagenesis
(burial metamorphism) and incipient metamorphism in clastic
rocks. Pp. 289 – 494 in: Diagenesis in Sediments and
Sedimentary rocks 2 (G. Larsen & G.V. Chilingar, editors).
Developments in Sedimentology 25B, Elsevier, Amsterdam.
Land L.S. & Fisher R.S. (1987) Wilcox sandstone diagenesis, Texas
Gulf Coast: a regional isotopic comparison with the Frio Formation.
Pp. 219 – 235 in: Diagenesis of Sedimentary Sequences (J. D.
Marshall, editor). Geological Society Special Publication,36,
London.
Landon S.M. (1994) Interior Rift Basins. P. 276 in: AAPG Memoir 59
(A.B. Coury, editor) Tulsa, Oklahoma. The American Association
of Petroleum Geologists.
Lanson B., Beaufort D., Berger G., Baradat J. & Lacharpagne J.C.
(1996). Illitization of diagenetic kaolinite to dickite conversion
series: late-stage diagenesis of the lower Permian Rotliegend
40
sandstone reservoir, offshore of the Netherlands. Journal of
Sedimentary Research, 66,501-518.
Lanson B., Beaufort D., Berger G., Bauer A. , Cassagnabere A. &
Meunier A. (2002) Authigenic kaolin and illitic minerals during
burial diagenesis of sandstones: a review. Clay Minerals, 37, 1-22.
Lanzarini W. L. & Terra G.J.S. (1989) Fácies sedimentares, evolução
da porosidade e qualidade de reservatorio da Formação Sergi,
campo de Fazenda Boa Esperança, Bacia do Recôncavo. Boletim
de Geociências da PETROBRAS, 3, 365-375.
Lima R.D. & De Ros L.F. (2003) The role of depositional setting and
diagenesis on the reservoir quality of Late Devonian sandstones
from the Solimões Basin, Brazilian Amazonia. Marine and
Petroleum Geology, 19, 1047-1071.
McAulay G.E., Burley S.D. & Johnes L.H. (1993) Silicate mineral
authigenesis in the Hutton and NW Hutton fields: implications for
sub-surface porosity development. Pp. 1377 – 1394 in: Petroleum
Geology of Northwest Europe (J.R. Parker, editor). The Geological
Society, London.
McAulay G.E., Burley S.D., Fallick A.E. & Kusznir N.J. (1994)
Palaeohydrodynamic fluid flow regimes during diagenesis of the
Brent Group in the Hutton-NW Hutton reservoirs: constraints from
oxygen isotope studies of authigenic kaolin and reverse flexural
modelling. Clay Minerals, 29, 609-626.
McBride E.F. (1989) Quartz cement in sandstones: a review. Earth
41
Science Reviews, 26, 69-112.
McBride E.F., Land L. S. & Mack L.E. (1987) Diagenesis of eolian
and fluvial feldspathic sandstones, Norphlet Formation (Upper
Jurassic), Rankin County, Mississippi, and Mobile County,
Alabama. The American Association of Petroleum Geologists
Bulletin, 71, 1019-1034.
McDowell S.D. & Paces J.B. (1985) Carbonate alteration minerals in
the Salton Sea geothermal system, California, USA. Mineralogical
Magazine, 49, 469-479.
Milani E.J. & Davidson I. (1988) Basement control and transfer
tectonics in Recôncavo-Tucano-Jatobá rift, northeast Brazil:
Tectonophysics, 154, 40-70.
Milani E.J. (1987) Aspectos da evolução tectônica das bacias do
Recôncavo e do Tucano Sul, Bahia, Brasil. Ciência-Técnica-
Petróleo. Seção: Exploração de Petróleo. PETROBRAS /
CENPES, Rio de Janeiro, 19, 61p.
Milani E.J., Lana M.C. & Szatmari P. (1987) Mesozoic rift basins
around the NE Brazilian Microplate. Pp. 1 -26 in: Triassic-Jurassic
rifting and the opening of the Atlantic Ocean (W. Manspeizer,
editor) Amsterdam, the Netherlands, Elsevier.
Morad S., Ketzer J.M. & De Ros L.F. (2000) Spatial and temporal
distribution of diagenetic alterations in siliciclastic rocks:
implications for mass transfer in sedimentary basins.
Sedimentology, 47(Millenium Reviews), 95-120.
42
Moraes M.A.S. & De Ros L.F. (1990) Infiltrated clays in fluvial
Jurassic sandstones of Recôncavo Basin, northeastern Brazil.
Journal of Sedimentary Petrology, 60, 809-819.
Moraes M.A.S. & De Ros L.F. (1992) Depositional, infiltrated and
authigenic clays in fluvial sandstones of the Jurassic Sergi
Formation, Recôncavo Basin, northeastern Brazil. Pp. 197 - 208
in: Origin, Diagenesis and Petrophysics of Clay Minerals in
Sandstones (D. W. Houseknecht & E. W. Pittman, editors) SEPM
Special Publication, 47, Tulsa, Ok, Society of Economic
Paleontologists and Mineralogists.
Netto A.S.T. & Oliveira J.J. (1985) O preenchimento do rift-valley na
Bacia do Recôncavo. Revista Brasileira de Geociências, 15, 97-
102.
Netto A.S.T., Barroso A.S., Bruhn C.H.L., Caixeta J.M. & Moraes M.
A.S. (1982). Projeto Andar Dom João. Salvador, PETROBRÁS/
DEPEX/DEXBA, 193p. (internal report).
Osborne M., Haszeldine M.R. & Fallick A.E. (1994) Variation in
kaolinite morphology with growth temperature in isotopically mixed
pore-fluid, Brent Group, UK North Sea. Clay Minerals, 29, 591-
608.
Parnell J. (2004) Kaolin polytype evidence for a hot-fluid pulse along
Caledonian thrusts during rifting of the European Margin.
Mineralogical Magazine, 68, 419-432.
Penteado H.L.B. (1999) Modelação Composicional 2D da Gênese,
43
Expulsão e Migração do Petróleo no Compartimento sul da Bacia
do Recôncavo, Brasil. Paris, Thèse de Doctorat de l´Université
Pierre et Marie Curie – Paris IV.
Pitman J.K., Henry M. & Seyler B. (1998) Reservoir quality and
diagenetic evolution of Upper Mississippian rocks in the Illinois
Basin: influence of a regional hydrothermal fluid flow event during
late diagenesis. Geological Survey Professional Paper, 1597, 24
pp. Washington.
Polster W. & Barnes H.L. (1994) Comparative hydrodinamic and
thermal characteristics of sedimentary basins and geothermal
systems in sediment-filled rift valleys. Pp. 437 - 457 in: Basin
Compartments and Seals (P.J. Ortoleva, editor) AAPG Memoir 61,
Tulsa, Oklahoma, The American Association of Petroleum
Geologists.
Prost R., Damene A., Huard E., Driard J. & Leydecker JP. (1989)
Infrared study of structural OH in kaolinite, dickite, nacrite and
poorly crystalline kaolinite at 5 to 600K. Clays and Clay Minerals,
37, 464-468.
Rohrman M., Van Der Beek P. & Andriessen P. (1994) Syn-rift
thermal structure and post-rift evolution of the Oslo Rift (southeast
Norway): new constraints from fission track thermochronology:
Earth Planet. Sci. Lett., 127, 39-54.
Rossel N.C. (1982) Clay mineral diagenesis in Rotliegend aeolian
sandstones of the southern North Sea. Clay Minerals, 17, 69-77.
44
Ruiz Cruz M.D. & Reyes E. (1998) Kaolinite and dickite formation
during shale diagenesis: isotopic data. Applied Geochemistry, 13,
95 – 104.
Russell J. D. (1987) Infrared methods. Pp. 133-173 in: A Handbook
of Determinative Methods in Clay Mineralogy (M.J. Wilson, editor).
Blackie, Glasgow.
Santos C.F., Cupertino J.A. & Braga J.A.E. (1990) Síntese sobre a
geologia das bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá. Pp. 269 –
289 in: Origem e evolução de bacias sedimentares (G.P. Raja
Gabaglia & E.J. Milani, editors). Rio de Janeiro.
Schiffman P., Bird D.K. & Elders W.A. (1985) Hydrothermal
mineralogy of calcareous sandstones from the Colorado River
delta in the Cerro Prieto geothermal system, Baja California,
Mexico. Mineralogical Magazine, 49, 435-449.
Searl A. (1994) Diagenetic destruction of reservoir potential in
shallow marine sandstones of the Broadford Beds (Lower
Jurassic), north-west Scotland: depositional versus burial and
thermal history controls on porosity destruction. Marine and
Petroleum Geology, 11, 131-147.
Simeone R., Dilles J.H., Padalino G. & Palomiba M. (2005)
Mineralogical and stable isotope studies of kaolin deposits;
shallow epithermal systems of western Sardinia, Italy. Economic
Geology, 100, 115-130.
Summer N.S. & Verosub K.L. (1992) Diagenesis and organic
45
maturation of sedimentary rocks under volcanic strata, Oregon.
Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 76, 1190-1199.
Surdam R.C., Crossey L.J., Hagen E.S. & Heasler H.P. (1989)
Organic-inorganic interactions and sandstone diagenesis. The
American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 73, 1-23.
Szatmari P., Milani E.J., Lana M.C., Conceição J.C.L. & Lobo A.P.
(1985) How South Atlantic rifting affects Brazilian oil reserves
distribution. Oil & Gas Journal, 83,107-113.
Thomas M. (1986) Diagenetic sequence and K/Ar dating in Jurassic
sandstones, Central Viking Graben: Effects of reservoir properties.
Clay Minerals, 21, 695-710.
Tilley B.J. & Longstaffe F.J. (1989) Diagenesis and isotopic evolution
of porewaters in the Alberta Deep Basin: The Falher Member and
Cadomin Formation. Geochimica et Cosmochimica Acta, 53,
2529-2546.
Truesdell A.H., Thompson J.M., Coplen T.B., Nehring N.L. & Janik
C.J. (1981) The origin of the Cierro Prieto geothermal brine.
Geothermics, 10, 225-238.
Tucker M.E. (1995) Techniques in Sedimentology. Blackwell
Science, 394p, London.
Walderhaug O. (1994a) Temperatures of quartz cementation in
Jurassic sandstones from the Norwegian Continental Shelf -
evidence from fluid inclusions. Journal of Sedimentary Research,
A64, 311-323.
46
Walderhaug O. (1994b) Precipitation rates for quartz cement in
sandstones determined by fluid-inclusion microthermometry and
temperature-history modelling. Journal of Sedimentary Research,
A64, 324-333.
Walker T.R. (1976) Diagenetic origin of continental red beds. Pp. 240
– 282 in: The Continental Permian in Central, West, and South
Europe (H. Falke, editor) Dordrecht, D. Reidel Pub.
Walker T.R., Waugh B., & Crone A.J. (1978) Diagenesis in first-cycle
desert alluvium of Cenozoic age, southwestern United States and
northwestern Mexic.: Geological Society of America Bulletin, 89,
19-32.
Waugh B. (1978) Diagenesis in continental red beds as revealed by
scanning electron microscopy: a review. Pp. 329 – 346 in:
Scanning electron microscopy in the study of sediments (W.B.
Whalley, editor) Norwich, England, Geoabstracts.
Whitney G. (1990) Role of water in the smectite-to-illite reaction.
Clays and Clay Minerals, 38, 343 – 350.
Wood J.R. & Boles J.R. (1991) Evidence for episodic cementation
and diagenetic recording of seismic pumping events, North Coles
Levee, California, U.S.A. Applied Geochemistry, 6, 509-521.
Zimmerle W. & Rösch H. (1991) Petrogenetic significance of dickita
in European sedimentary rocks. Zentralblatt für Geologie und
Palaontologie, I, 1175 – 1196.
47
FIGURE CAPTIONS
Figure 1 – Location of the Recôncavo Basin, and of the studied
oilfields.
Figure 2 – Generalized paragenetic sequence of diagenetic
processes and phases affecting Sergi sandstones.
Figure 3 - Petrographic features of Sergi ,sandstones in the studied
oilfields, as seen in polarized light microscopy. A – Irregular coatings
of mechanically infiltrated clays discontinuously covering the grains;
crossed polarizers (XP). B – Intraclastic, conglomeratic lag cemented
by pre-compactional calcite mosaic; XP. C – Strong chemical
compaction through pressure dissolution, resulting in of concave-
convex and sutured intergranular contacts; XP. D – Cementation by
quartz overgrowths, in places engulfing intergranular kaolin; XP. E –
Post-compactional calcite cement replacing detrital grains and
engulfing infiltrated coatings; XP. F – Partial dissolution of feldspar
grain generating secondary intergranular porosity and authigenic
kaolin; uncrossed polarizers (//P).
Figure 4 – Features of diagenetic kaolin in Sergi sandstones in
polarized light and secondary electron microscopy. A –
Heterogeneous distribution of authigenic kaolin as “spots” in reservoir
sandstone; uncrossed polarizers (//P). B – Scanning electron
48
microscopy (SEM) image of vermicular and booklet kaolin
aggregates constituted of piled euhedral platelets. C – Authigenic
kaolin surrounding and partially replacing remnants of a dissolved
feldspar grain (f); crossed polarizers (XP). D - Dissolved remnant of
feldspar grain, partially replaced by vermicular kaolin aggregates;
XP. E – Vermicular and booklet kaolin aggregates filling a pore after
discontinuous infiltrated clay coatings (white arrow), and being
engulfed by quartz overgrowths (black arrows); XP. F – SEM) image
of vermicular kaolin aggregate covering and locally engulfed by
quartz overgrowths (arrow).
Figure 5 – Features of diagenetic kaolin in Sergi sandstones in
secondary electron microscopy (SEM). A – SEM image of
vermicular dickite aggregates. B – SEM detail of vermicular
aggregates made of euhedral pseudohexagonal platelets. C – SEM
detail of vermicular aggregates made thick dickite crystals and thin
remnants of precursor kaolinite lamellae (arrows). D – SEM image of
blocky dickite crystals formed in between thin kaolinite platelets.
Local illitization of the kaolinite (arrows). E – SEM image of blocky
and lamellar dickite crystals with monoclinic symmetry. F – SEM
detail of aggregates of bladed, monoclinic dickite crystals.
Figure 6 – A - Typical X-ray diffraction (XRD) pattern of a oriented
kaolin-rich sample from the Buracica oilfield, as a function of different
treatment (air-dried, glycerol-solvated and heated to 490°C). B -
49
Variation in intensity of 001 kaolin diffraction line as a function of size
fraction. C - Variation in intensity of 001 kaolin diffraction line as a
function of heating.
Figure 7 - Diagnostic XRD lines for kaolin-group minerals in 2-10 µm
size fraction samples from the Buracica and Água Grande oilfields.
Reference d values and relative intensities are from Bailey (1980).
The identifiable peaks of kaolinite (K) or dickite (D) are indicated. Qtz
= quartz.
Figure 8 - Infrared spectra of kaolin samples from the Buracica and
Água Grande oilfields. The interval from 3800 to 3500 cm
-1
is related
to the hydroxyl-stretching band region. At the bottom is shown the
reference IR spectra of dickite and kaolinite.
50
Tables
Table 1 - Position and Miller index for kaolinite and dickite characteristic
XRD lines (Bailey 1980).
Kaolinite Dickite
Position
(Å) hkl Position (Å) hkl Remarks
4.46 020 4.439 11-1 Peak shift indicates the presence of kaolin polytypes
4.18 11-1 - - Structural disorder in kaolinite
4.13 1-1-1 4.119 11-2 Peak shift indicates the presence of kaolin polytypes
- - 3.428 112 Additional dickite line
Figures
Figure 1
51
Figure 2
52
Figure 3
A B
A
D C
F
E
53
Figure 4
A B
A
D C
F
E
f
54
Figure 5
SEM Type JMS-5800 Mag x1,300 ACCV 20 kv
10 m
A
B
A
D C
F
E
55
Figure 6
56
Figure 7
57
Figure 8
ANEXOS
41
ANEXO A
Difratogramas orientados das amostras dos Campos de Água Grande
(AG212 e AG331A), Araçás (AR155 e AR215), Buracica (BA196 e
BA198) e Fazenda Bálsamo (FBM030 e FBM105).
42
Lin (Counts)
0
10000
20000
30000
40000
50000
2-Theta - Scale
2 10 20 30
d= 7. 1 54
d=3.583
d=14.194
d=31.819
C
/
S
K
K
AG212-2 <10
Lin
(C
ounts
)
0
1000
2000
3000
4000
2-Theta - Scal
e
2 10 20 30
d= 32 . 11 4
d=31.809
d= 11 . 48 7
d=10.257
d=9.750
d= 13. 21 0
d=14.281
d=7.124
d=5.284
d=4.967
d=3.535
d=3.341
C
/
S
C
/
S
I
/
S
K
AG212-3 <10
Lin (Counts)
0
10 0
20 0
30 0
40 0
50 0
60 0
70 0
80 0
90 0
10 00
11 00
12 00
13 00
14 00
15 00
16 00
17 00
18 00
19 00
20 00
21 00
22 00
23 00
24 00
25 00
26 00
27 00
28 00
29 00
30 00
31 00
32 00
33 00
34 00
35 00
36 00
37 00
38 00
39 00
2-Theta - Scale
2 10 20 30
d=13.429
d= 11 .4 94
d= 10 . 138
d=7.135
d=5.010
d=3.535
d=3.355
d= 3. 2 38
d= 34 . 184
C
/
S
C
/
S
I
/
S
I
K
AG212-4 <10
Lin (Counts)
0
10 0
20 0
30 0
40 0
50 0
60 0
70 0
80 0
90 0
10 00
11 00
12 00
13 00
14 00
15 00
16 00
17 00
18 00
19 00
20 00
21 00
22 00
23 00
24 00
25 00
26 00
d - Scale
410 56789203040
d=14.128
d=7.186
d=31.621
d=12.482
d=3.593
d=3.344
d=10.009
C
/
S
I
/
S
K
K
AG212-5 <2
Lin (Counts)
0
10 0
20 0
30 0
40 0
50 0
60 0
70 0
80 0
90 0
10 00
11 00
12 00
13 00
14 00
15 00
16 00
17 00
18 00
19 00
20 00
21 00
22 00
23 00
24 00
25 00
26 00
27 00
28 00
29 00
30 00
31 00
32 00
33 00
34 00
35 00
2-Theta - Scale
2 10 20
d=30.974
d=10.333
d=7.187
d= 5. 0 41
d=3.591
d=3.337
d=12.551
C
/
S
K
K
I
/
S
AG212-5 <10
Lin (Counts)
0
100 0
200 0
300 0
400 0
500 0
600 0
2-Theta - Scale
2 10 20
d=14.248
d=12.343
d=10.188
d=3.246
d=7.210
d=3.595
d= 32 . 222
K
K
C
/
S
I
/
S
AG212-5 <20
Lin (Counts)
0
10 00
20 00
30 00
40 00
50 00
2-Theta - Scale
2 10 20 30
d=34.431
d=34.790
d= 13 .53 0
d=11.409
d=10.042
d=14.917
d=4.974
d=4.248
d= 3. 5 21
d=3.328
d=7.101
C
/
S
C
/
S
I
/
S
I
K
AG212-6 <10
AG331A-1 <10
Lin (Counts)
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300
1400
1500
1600
1700
1800
1900
2000
2100
2200
2300
2400
2500
2600
2700
2800
2900
3000
2-Thet a - Scale
2 10 20 30
d=1 7 .2 28
d=14.472
d=9.986
d=7.127
d=7.645
d=4.760
d=4.261
d= 3. 5 48
d=3.345
C
/
S
I
K
43
Lin (Counts)
0
10 0
20 0
30 0
40 0
50 0
60 0
70 0
80 0
90 0
10 00
11 00
12 00
13 00
14 00
15 00
16 00
17 00
18 00
19 00
20 00
21 00
22 00
23 00
24 00
25 00
26 00
27 00
28 00
29 00
30 00
2-Theta - Scale
2 10 20
d= 30 . 464
d=14.380
d=12.260
d=3.327
d=3 . 23 3
d=3.594
d= 7.1 70
C
/
S
I
/
S
K
K
AG331A-3 <2
Lin (Counts)
0
10000
20000
30000
40000
50000
d - Scale
410 56789203040
d=10.079
d=12.477
d=3 . 34 6
d= 7.2 02
d= 30 . 507
d=14.403
d=3.585
K
K
C
/
S
I
/
S
AG331A-3 <10
Lin (Counts)
0
1000
2000
3000
4000
2-Theta - Scale
2 10 20
d= 14 . 37 1
d=11.987
d=3.332
d=3.231
d=7.133
d=3.576
d=3 0 .1 7 2
C
/
S
I
/
S
K
K
AG331A-3 <20
AR155-1 <10
Lin (Counts)
0
10 00
20 00
30 00
40 00
50 00
60 00
70 00
2-Theta - Scale
3 10 20 30
d=14.543
d=12.211
d=11.344
d= 10 . 20 5
d=7.131
d= 5. 145
d=4.994
d=4.730
d=3.542
d= 3. 3 38
I
/
S
C
C
AR155-2 <2
Lin (Counts)
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300
1400
1500
1600
1700
1800
1900
2000
2100
2200
2300
2400
2500
2600
2700
2800
2900
3000
3100
3200
3300
3400
3500
3600
3700
2-Theta - Scale
3 10 20 30
d=14.361
d=11.424
d=10.270
d=12.441
d=7.103
d=4.996
d=4.712
d=4.243
d=3.525
d=3.335
I
/
S
C
C
AR155-2 <10
Lin (Counts)
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300
1400
1500
1600
1700
1800
1900
2000
2100
2200
2300
2400
2500
2600
2700
2800
2900
3000
3100
3200
3300
3400
3500
3600
3700
3800
3900
2-Theta - Scale
3 10 20 30
d=14.236
d=11.660
d=10.526
d=7.087
d=6.389
d= 4. 2 48
d= 3. 5 28
d=3 . 34 5
d=5.025
C
C
I
/
S
AR155-2 <20
Lin
(C
ounts
)
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300
1400
1500
1600
1700
1800
1900
2000
2100
2200
2300
2400
2500
2600
2700
2800
2900
3000
3100
3200
3300
3400
3500
3600
3700
3800
2-Theta - Scale
2 10 20 30
d=14.281
d=11.981
d=10.320
d=9.665
d= 7. 09 4
d=5 . 01 1
d= 4. 2 54
d=3.524
d=3 . 34 4
C
I
/
S
I
C
AR155-3 <10
Lin (Counts)
0
10 0
20 0
30 0
40 0
50 0
60 0
70 0
80 0
90 0
10 00
11 00
12 00
13 00
14 00
15 00
16 00
17 00
18 00
19 00
20 00
21 00
22 00
23 00
24 00
25 00
26 00
27 00
28 00
29 00
2-Theta - Scale
2 10 20 30
d=14.281
d=11.812
d=10.257
d= 7. 09 4
d= 5. 0 19
d= 4.2 48
d=3.517
d= 3. 3 47
C
I
/
S
C
44
Lin (Counts)
0
10 0
20 0
30 0
40 0
50 0
60 0
70 0
80 0
90 0
10 00
11 00
12 00
13 00
14 00
15 00
16 00
17 00
18 00
2-Theta - Scale
2 10 20 30
d=14.656
d=9.982
d=7 . 00 5
d=4.667
d=3.510
C
I
C
C
AR155-4 <10
Lin (Counts)
0
1000
2000
3000
4000
2-Theta - Scale
2 10 20 30
d=10.133
d=11.218
d=5 . 01 1
d= 4.2 54
d=3.517
d=3 . 34 4
I
/
S
I
AR155-6 <10
Lin (Counts)
0
10 0
20 0
30 0
40 0
50 0
60 0
70 0
80 0
90 0
10 00
11 00
12 00
13 00
14 00
15 00
16 00
17 00
18 00
19 00
20 00
21 00
22 00
23 00
24 00
25 00
26 00
2-Theta - Scale
2 10 20 30
d=14.282
d=10.013
d=7.125
d=4.732
d= 3. 5 32
d=3.338
C
C
C
C
I
AR155-7 <2
Lin (Counts)
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300
1400
1500
1600
1700
1800
1900
2000
2100
2200
2300
2400
2-Theta - Scale
3 10 20 30
d=14.236
d=9 . 96 4
d=7.102
d= 4. 7 24
d=4.258
d=3.543
d=3 . 34 4
C
C
C
C
I
AR155-7 <10
Lin (Counts)
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300
1400
1500
1600
1700
1800
1900
2000
2100
2200
2300
2-Theta - Scale
3 10 20 30
d=14.394
d= 10 . 01 8
d=7.090
d=4.716
d=4.253
d=3.537
d= 3. 3 30
C
C
C
C
I
AR155-7 <20
AR155-8 <2
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d=3.537
d=3.336
d= 7. 1 08
C
I
C
C
C
AR155-8 <10
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C
I
C
C
C
AR155-8 <20
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d=7.119
C
I
C
C
C
45
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C
I
C
C
C
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n
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)
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C
I
C
C
C
AR215-1 <10
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0
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C
I
C
C
C
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C
I
C
C
AR215-2 <10
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C
I
C
C
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Li
n
(C
ounts
)
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2- Thet a - Scal
e
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C
I
C
C
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I
/
S
K
C
/
S
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S
K
I
BA196-3 <10
46
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S
K
C
/
S
I
BA196-3 <20
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0
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20 00
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C
/
S
C
/
S
I
K
BA196-4 <10
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C
/
S
C
/
S
I
C
/
S
BA196-6 <10
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S
I
K
I
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S
K
I
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200 0
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S
K
I
BA198-3 <10
Lin (Counts)
0
10 00
20 00
30 00
40 00
50 00
60 00
70 00
80 00
2-Theta - Scale
3 10 20 30
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S
K
I
BA198-3 <20
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0
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2000
3000
4000
5000
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C
/
S
C
/
S
I
K
I
BA198-5 <10
47
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50 00
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d=3.519
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C
/
S
K
C
I
/
S
I
K
-
C
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2-Theta - Scale
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K
I
/
S
-
C
K
BA198-6 <10
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50 00
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C
/
S
K
K
I
I
/
S
C
BA198-6 <20
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S
I
K
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S
I
K
I
BA198-7 <10
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0
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200 0
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S
K
I
BA198-7 <20
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0
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20 00
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2-Theta - Scale
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C
/
S
S
I
K
BA198-8 <10
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0
100 0
200 0
300 0
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500 0
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130 00
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d=14.243
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d=12.486
C
/
S
C
K
I
I
/
S
K
BA198-9 <2
48
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40 000
2-Theta - Scale
3 10 20 30
d=14.182
d=9.968
d= 3. 3 39
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d=3.581
S
K
K
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0
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210 00
2-Theta - Scale
3 10 20 30
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C
I
K
K
BA198-9 <20
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C
/
S
C
/
S
I
/
S
I
K
BA198-11 <10
Lin (Counts)
0
10 0
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14 00
15 00
16 00
17 00
18 00
19 00
20 00
21 00
22 00
23 00
24 00
25 00
26 00
27 00
28 00
29 00
30 00
31 00
32 00
33 00
34 00
35 00
36 00
37 00
38 00
39 00
40 00
41 00
2-Theta - Scale
2 10 20 30 40
d=1 4.0 11
d= 11 . 98 1
d=10.133
d=7.154
d=5.019
d=3.544
d=3.349
d=32.286
C
/
S
C
/
S
I
/
S
I
K
BA198-12 <10
Lin (Counts)
0
10 0
20 0
30 0
40 0
50 0
60 0
70 0
80 0
90 0
10 00
11 00
12 00
13 00
14 00
15 00
16 00
17 00
18 00
19 00
20 00
21 00
22 00
23 00
24 00
25 00
26 00
27 00
28 00
29 00
30 00
31 00
32 00
33 00
34 00
35 00
36 00
37 00
38 00
39 00
40 00
41 00
2-Theta - Scale
2 10 20 30
d=30.925
d=14.753
d=12. 448
d= 10 . 042
d=8.054
d=7.200
d=4.985
d=4.765
d=4.280
d= 3. 52 8
d= 3. 3 49
d=3.241
C
/
S
C
/
S
I
/
S
I
C
/
S
FBM030-7 <10
Lin (Counts)
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300
1400
1500
1600
1700
1800
1900
2000
2100
2200
2300
2400
2500
2600
2700
2800
2900
3000
3100
3200
3300
3400
3500
2-Theta - Scale
2 10 20 30
d=14.289
d= 11 . 675
d=10.003
d=7 . 13 6
d=4.259
d=3.525
d=3.346
d=33.266
C
/
S
C
/
S
I
/
S
I
C
/
S
FBM030-8 <10
Lin (Counts)
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300
1400
1500
1600
1700
1800
1900
2000
2100
2200
2300
2400
2500
2600
2700
2800
2900
3000
3100
3200
3300
3400
3500
3600
3700
3800
3900
4000
4100
4200
d - Scale
410 56789203040
d=15.516
d= 30. 46 3
d=14.628
d= 7. 740
d=7 . 110
d=5.156
d=4.451
d=9.766
d=3.444
d=3.340
d= 31. 63 0
I
C
/
S
C
/
S
C
/
S
F
B
M
-
0
3
0
1
1
7
2
,
2
5
FBM030-2 <2
FBM030-2 <10
Lin (Counts)
0
10 0
20 0
30 0
40 0
50 0
60 0
70 0
80 0
90 0
10 00
11 00
12 00
13 00
14 00
15 00
2-Theta - Scale
2 10 20
d=14.767
d=9.894
d=5.136
d=4.869
d=3 . 45 3
d= 30. 460
d=3.345
d=7.326
d=7 . 774
C
/
S
C
/
S
I
C
/
S
F
B
M
-
0
3
0
1
1
7
2
,
2
5
49
Lin (Counts)
0
10 0
20 0
30 0
40 0
50 0
60 0
70 0
80 0
90 0
10 00
11 00
2-Theta - Scale
2 10 20
d=14.625
d= 12. 390
d=9.945
d=7 . 76 6
d=7.307
d=5.172
d=4.893
d= 3. 345
d=32.850
d=4.261
C
/
S
I
C
/
S
C
/
S
F
B
M
-
0
3
0
1
1
7
2
,
2
5
FBM030-2 <20
Lin (Counts)
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300
1400
1500
1600
1700
1800
1900
2000
2100
2200
2300
2400
2500
2600
2700
2800
2900
3000
3100
3200
3300
3400
3500
3600
3700
2-Thet a - Scale
2 10 20 30
d=30.095
d= 14 .2 83
d=22.727
d= 12 .3 81
d=9.998
d=7 .77 6
d= 7. 1 56
d= 5. 1 80
d=4.746
d=4.519
d= 3. 5 23
d=3 . 43 4
d=3.340
C
/
S
C
/
S
I
C
/
S
FBM030-3 <10
Lin (Counts)
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300
1400
1500
1600
1700
1800
1900
2000
2100
2200
2300
2400
2- Thet a - Scale
2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22
d=35.003
d=23.674
d=15.454
d=1 3 .7 75
d= 12 . 664
d=7.758
d= 8. 7 88
d=7.186
d=6.385
d=5.103
d=4.708
C
/
S
C
/
S
C
/
S
FBM030-4 <10
Lin (Counts)
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300
1400
1500
1600
1700
1800
1900
2000
2100
2200
2300
2400
2500
2600
2700
2800
2900
3000
2- Thet a - Scale
2 10 20 30
d=17.828
d=14.474
d=10.231
d= 7. 1 81
d=4.758
d=4.259
d= 3. 8 95
d= 3. 5 68
d=3.440
d=3.346
d=3.252
d=33.881
d=34.959
C
/
S
C
/
S
I
FBM030-6 <10
Lin (Counts)
0
10 00
20 00
30 00
40 00
50 00
2-Theta - Scale
2 10 20 30
d=17.142
d=1 5 .0 6 0
d=10.002
d=8.717
d=1 0. 092
d= 5. 579
d=4.891
d=3.365
d=3 . 233
S
I
FBM105-1 <10
Lin (Counts)
0
10 0
20 0
30 0
40 0
50 0
60 0
70 0
80 0
90 0
10 00
11 00
12 00
13 00
14 00
15 00
16 00
17 00
18 00
19 00
20 00
21 00
22 00
23 00
24 00
25 00
26 00
27 00
28 00
29 00
30 00
31 00
32 00
33 00
34 00
35 00
36 00
37 00
38 00
d - Scale
410 56789203040
d=31.197
d=14.896
d=10.051
d=16.872
d=7.112
d= 5. 3 68
d=3.337
d=32.726
C
/
S
C
/
S
+
I
/
S
C
/
S
FBM105-2 <2
Lin (Counts)
0
10 0
20 0
30 0
40 0
50 0
60 0
70 0
80 0
90 0
10 00
11 00
12 00
13 00
14 00
15 00
16 00
17 00
18 00
19 00
20 00
21 00
22 00
23 00
24 00
25 00
26 00
27 00
28 00
29 00
30 00
31 00
32 00
33 00
34 00
35 00
d - Scale
410 56789203040
d=1 6.3 66
d=14.115
d=9.791
d=7.072
d=5.293
d=4.819
d=3.328
d=3 . 50 3
d=27.316
C
/
S
I
/
S
+
C
/
S
I
C
/
S
FBM105-2 <10
Lin (Counts)
0
10 00
20 00
30 00
40 00
50 00
d - Scale
410 56789203040
d=16.753
d= 9. 843
d=34.553
d= 14 .6 7 7
d=10.082
d=7.164
d=5 . 35 9
d=3.344
d=4.716
C
/
S
C
/
S
C
/
S
+
I
/
S
FBM105-2 <20
50
Lin (Counts)
0
10 0
20 0
30 0
40 0
50 0
60 0
70 0
80 0
90 0
10 00
11 00
12 00
13 00
14 00
15 00
16 00
17 00
18 00
19 00
20 00
21 00
22 00
23 00
24 00
25 00
26 00
27 00
28 00
29 00
30 00
31 00
d - Scale
410 56789203040
d=15.736
d=31.323
d=14.626
d=7.171
d=4.750
d=3.543
d=3.350
d=5.293
C
/
S
I
/
S
+
I
C
/
S
FBM105-3 <2
Lin (Counts)
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
100 0
110 0
120 0
130 0
140 0
150 0
160 0
170 0
180 0
190 0
200 0
2-Theta - Scale
2 10 20
d= 7. 166
d=14.436
d=10.128
d=16.195
d=4.776
d=3.537
d= 3. 349
d= 30 .72 7
C
/
S
I
/
S
C
/
S
FBM105-3 <10
Lin (Counts)
0
10 0
20 0
30 0
40 0
50 0
60 0
70 0
80 0
90 0
10 00
11 00
12 00
13 00
14 00
15 00
16 00
17 00
18 00
19 00
20 00
21 00
22 00
23 00
24 00
25 00
26 00
27 00
28 00
29 00
30 00
31 00
32 00
33 00
34 00
35 00
36 00
37 00
38 00
39 00
40 00
41 00
42 00
43 00
44 00
45 00
d - Scale
410 56789203040
d= 29 . 20 4
d=15.757
d= 10 . 29 7
d=29.980
d= 14. 793
d= 7. 2 54
d=14.294
d=10.173
d=5.369
d=4 . 75 8
d=4 . 277
d=3.536
d=3 . 35 4
C
/
S
I
/
S
C
/
S
FBM105-3 <20
FMB105-4 <10
Lin (Counts)
0
10 00
20 00
30 00
40 00
2-Theta - Scale
2 10 20 30
d=14.474
d=15.371
d=13.269
d= 10 . 002
d=7.274
d= 4. 6 89
d=3.519
d=3.336
C
/
S
I
C
/
S
51
ANEXO B
Fotos de MEV das amostras dos Campos de Água Grande e Buracica.
52
LEGENDAS - Fotos MEV
A) Agregado intergranular de caulim vermicular (k) e cutícula descolada de esmectita
(s).
B) Morfologia vermicular de agregados de caulim (k) sobre cutícula de esmectita (cut).
C) Lamelas espessas de dickita precipitadas nos espaços interlamelares da caolinita;
interpretado como o processo de dickitização da caolinita. Processo de ilitização
incipiente evidenciado por filamentos nas bordas de lamelas da caolinita.
D) Detalhe de agregados vermiculares de dickita (k) compostos por lamelas euédricas e
pseudo-hexagonais. Restos ilitizados de esmectita (s) e microquartzo (qz).
E) Agregados vermiculares gerados pela dickitização pseudomórfica da caolinita.
F) Detalhe das lamelas pseudo-hexagonais de dickita em agregados booklet gerados
pelo processo de transformação de caolinitas.
G) Caolinita em bloco nos espaços intergranulares e cutícula de esmectita.
H) Detalhe de cristais de dickita com formas alongadas.
53
SEM Type JMS-5800 Mag x400 ACCV 20 kv
40 m
S
S
K
K
AG331A-1 (A)
SEM Type JMS-5800 Mag x2,200 ACCV 20 kv
10 m
K
K
K
K
Cut
AG212-2 (B)
AG212-5 (C)
SEM Type JMS-5800 Mag x1,300 ACCV 20 kv
10 m
Qz
K
K
S
AG212-2 (D)
AG212-5 (E)
AG212-2 (F)
SEM Type JMS-5800 Mag x2,700 ACCV 20 kv
5 m
S
K
AG331A-3 (G)
AG212-5 (H)
54
LEGENDAS - Fotos MEV
I) Agregados intergranulares vermiculares de caulim e cutícula de esmectita.
J) Agregados de caulim com hábito vermicular.
K) Lamelas mais espessas ou em bloco características do processo de dickitização.
L) Dickita em lamelas grossas com intercalações de finas lamelas de caolinita.
M) e N) Detalhe do processo de dickitização parcial da caolinita (finos remanescentes).
O) Cristais de dickita com morfologia blocosa e lamelar grossa, com simetria
monoclínica.
P) Detalhe de agregados vermiculares transformados para espessos cristais de dickita e
finas lamelas remanescentes da caolinita precursora.
55
SEM Type JMS-5800 Mag x800 ACCV 20 kv
20 m
K
BA198-9 (I)
BA198-9 (J)
SEM Type JMS-5800 Mag x4,500 ACCV 20 kv
5 m
BA198-1 (K)
SEM Type JMS-5800 Mag x7,500 ACCV 20 kv
2 m
K
Dik
BA198-1 (L)
BA198-9 (M)
BA198-9 (N)
SEM Type JMS-5800 Mag x4,500 ACCV 20 kv
5 m
Dik
BA-198-9 (O)
BA198-4 (P)
56
ANEXO C
Fotos óticas das amostras dos Campos de Água Grande e Buracica.
57
LEGENDAS - Fotos Óticas
A) e B) Agregados de caulim com morfologia vermicular substituindo grão de
feldspato.
C) Agregados de caulim; dissolução de feldspatos.
D) Argilas esmectíticas mecanicamente infiltradas preenchendo os poros.
E) Agregados intergranulares de caulim; crescimentos de quartzo.
F) Calcita poiquilotópica substituindo K-feldspato.
G) Contatos intergranulares suturados desenvolvidos por intensa dissolução por pressão.
H) Detalhe de caulim vermicular sobre cutícula infiltrada descontínua.
58
AG331A-7 (A)
AG331A-7 (B)
AG212-5 (C)
AG331A-6 (D)
AG212-5 (E)
AG331A-5 (F)
AG212-5 (G)
AG212-5 (H)
59
LEGENDAS - Fotos Óticas
I) Cutículas de argila infiltrada; preenchimento do poro por caulim vermicular.
J) Agregado intergranular de caulim; porosidade intergranular e intragranular, gerada
pela dissolução de feldspato.
K) Abundante argila infiltrada com porosidade de contração por desidratação.
L) Detalhe de agregado intergranular de caulim vermicular.
M) Contatos intergranulares suturados.
N) Calcita poiquilotópica corroendo as margens dos grãos e engolfando cutículas de
argilas infiltradas.
O) Intraclasto de calcrete em lag cimentado por calcita poiquilotópica.
P) Caulim preenchendo heterogeneamente poros intergranulares e substituindo grãos;
porosidade intergranular.
60
BA198-4 (I)
BA198-1 (J)
BA198-2 (K)
BA198-8 (L)
BA198-9 (M)
BA198-4 (N)
BA196-8 (O)
BA198- 9 (P)
61
Livros Grátis
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