A Estrutura da Terra -...

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A Estrutura da Terra

01. Estrutura Interna O interior da Terra, assim como o interior de outros

planetas terrestriais , é dividido por critérios químicos em uma camada externa denominada de crosta ou litosfera e sendo composta de silício, um manto altamente viscoso, e um núcleo que consiste de uma porção sólida envolvida por uma pequena camada líquida. Esta camada líquida dá origem a um campo magnético devido a convecção de seu material, eletricamente condutor.

O material do interior da Terra encontra frequentemente a

possibilidade de chegar à superfície, através de erupções vulcânicas e fendas oceânicas . Muito da superfície terrestre é relativamente novo, tendo menos de 100 milhões de anos; as partes mais velhas da crosta terrestre têm até 4,4 bilhões de anos.

Figura 1 - Estrutura interna da Terra: o modelo clá ssico de primeira ordem, em camadas

concêntricas, obtida a partir das ondas sísmicas. M antêm-se as divisões na devida escala, exceto para as crostas e a zona de baixa velocidade .

Camadas terrestres, a partir da superfície: a) Litosfera (de 0 a 60,2km) b) Crosta (de 0 a 30/35 km) c) Manto (de 60 a 2900 km) d) Astenosfera (de 100 a 700 km) e) Núcleo externo (líquido - de 2900 a 5100 km) f) Núcleo interno (sólido - além de 5100 km)

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Tomada por inteiro, a Terra possui aproximadamente seguinte composição em massa: 34,6% de Ferro 29,5% de Oxigênio 15,2% de Silício 12,7% de Magnésio 2,4% de Níquel 1,9% de Enxofre 0,05% de Titânio O interior da Terra atinge temperaturas de 5.270 K. O calor interno do planeta foi gerado

inicialmente durante sua formação, e calor adicional é constantemente gerado pelo decaimento de elementos radioativos como urânio , tório e potássio. O fluxo de calor do interior para a superfície é pequeno se comparado à energia recebida pelo Sol (a razão é de 1/20k).

As características do interior da Terra foram obtidas através de ondas sísmicas geradas por

grandes terremotos. Os dois modos principais de propagação das vibrações sísmicas são as ondas P (longitudinal) e S (transversal) . Junto à superfície da Terra, propagam-se também as ondas superficiais: onda Rayleigh (C) , que é uma combinação de ondas P e S onde cada partícula oscila num movimento elíptico, e ondas Love , com oscilação horizontal transversal.

A velocidade de propagação das ondas P é maior que a da S. Vale salientar também que as

ondas S não se propagam em meios líquidos e gasosos, apenas nos sólidos.

Figura 2 - Acima os diversos tipos de ondas sísmica s



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02. A Crosta Terrestre

A crosta (que forma a maior parte da litosfera) tem uma extensão variável de acordo com a posição geográfica. Em alguns lugares chega a atingir 80 km , mas geralmente estende-se por aproximadamente 30 km de profundidade. É composta basicamente por silicatos de alumínio , sendo por isso também chamada de Sial .

Existem basicamente tipos de crosta, sendo a oceânica (5-10Km) e a continental (30-80Km) ,

sendo bastante diferentes em diversos aspectos. A crosta oceânica, devido ao processo de expansão do assoalho oceânico e da subducção de placas , é relativamente muito nova, mais densa, menos espessa e mais jovem que a continental. Normalmente é formada por uma camada homogênea de rochas basálticas .

A crosta continental é composta de rochas sedimentares até as rochas metamórficas , tendo espessura média entre 30 a 80km nas regiões tectonicamente estáveis (crátons) , e entre 60 a 80km nas cadeias montanhosas como os Himalaias e os Andes .

A fronteira entre o manto e crosta é denominada de descontinuidade de Mohorovicic (ou Moho) . Como o próprio nome indica, esta fronteira é descontínua, variando em espessura e distância da superfície. Esta distância varia de entre 5 km a 10 km no fundo dos oceanos a cerca de 35-40 km abaixo dos continentes, podendo atingir 60 km sob as cordilheiras e montanhas mais elevadas. Já a espessura varia de 0,1 km até alguns quilômetros.

Figura 3 - Seção da crosta continental e oceânica

Princípio da Isostasia

Isostasia , ou movimento isostático , é o termo utilizado em Geologia para referir o estado de equilíbrio gravitacional, e as suas alterações, entre a litosfera e a astenosfera da Terra (porção superior do manto, fluida e quente, sobre a qual as placas tectônicas se movimentam ou flutuam). Esse processo resulta da flutuação das placas tectônicas sobre o material mais denso da astenosfera, cujo equilíbrio depende das suas densidades relativas e do peso da placa. Tal equilíbrio implica que um aumento do peso da placa (por espessamento ou por deposição de sedimentos, água ou gelo sobre a sua superfície) leva ao seu afundamento, ocorrendo, inversamente, uma subida (em geral chamada re-emergência ou rebound ), quando o peso diminui.

A isostasia pode ser encarada como o simples reequilibrio no deslocamento do volume de um fluido (neste caso a astenosfera) pela flutuação de um sólido (neste caso a litosfera) num processo em tudo semelhante ao observado por Arquimedes . Quanto mais pesada a camada litosférica,



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maior volume de material astenosférico deve ser deslocado para que o equilíbrio se mantenha. Uma imagem sugestiva deste processo é o iceberg: quanto maior altura tiver acima da água, mais profunda estará a sua base.

Na realidade, as grandes extensões (placas com milhares de quilômetros de comprimento) e a elevada viscosidade dos materiais envolvidos tornam estes processos extremamente lentos (o reequilíbrio pode levar milhões de anos) e sujeitos a um complexo jogo de efeitos, em muitos casos contrários, resultantes dos processos de erosão e sedimentação, da própria geodinâmica e da tectônica de placas, que empurram as placas em direcções diversas, provocando a sua subida ou afundamento (tal como uma embarcação se inclina e altera o calado quando empurrada pelo vento).

Quando uma região da litosfera atinge o equilíbrio entre o peso relativo da placa litosférica e a sua espessura inserida na astenosfera, diz-se que está em equilíbrio isostático . Contudo, largas áreas continentais, como a região dos Himalaia , não estão em equilíbrio, nem parecem tender para ele, o que demonstra a existência das outras forças geodinâmicas em jogo que permitem a manutenção de uma topografia que não corresponde à que seria determinada pela isostasia.

No caso dos Himalaia, a explicação reside na impulsão causada pela placa tectônica indiana, comprimindo o bordo da placa eurasiática, que literalmente força a subida da região que ora se constitui com o mais alta do planeta, sem a correspondente deslocação astenosférica (pois tal como acontece numa abóbada, as forças que mantêm aquelas montanhas em posição são descarregadas lateralmente e não para baixo).

Em conclusão, a isostasia é a tradução geológica da impulsão hidrostática descrita pelo princípio de Arquimedes: para que exista equilíbrio, o aumento do peso das litosfera traduzido na existência de elevações topográficas (ou a presença de sedimentos ou massas de gelo ou água) deve traduzir-se num correspondente afundamento da placa, e vice-versa. Contudo, este processo decorre numa escala de tempo geológico e está sujeito à homeostasia resultante da complexidade do sistema geológico. Os fluxos laterais necessários para ajustar as variações decorrem muito lentamente: a Escandinávia continua a subir lentamente (cerca de 9 mm/ano) por ajustamento isostático em resultado do desaparecimento dos gelos da última glaciação, e assim continuará por muitas centenas de milhares de anos.

Figura 3 - O iceberg flutua porque o volume submers o é mais leve que o volume de água deslocado. De igual forma, o volume relativamente l eve da crosta continental, projetada no

manto, permite a flutuação da montanha.



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03. Manto

A porção mais volumosa (80%) de todas as geosferas é o Manto . Divide-se em Manto

Superior e Manto Inferior . É composto por substâncias ricas em ferro e magnésio. Também apresenta características físicas diferentes da crosta. O material de que é composto o manto pode apresentar-se no estado sólido ou como uma pasta viscosa, em virtude das pressões elevadas. Porém, ao contrário do que se possa imaginar, a tendência em áreas de alta pressão é que as rochas mantenham-se sólidas, pois assim ocupam menos espaço físico do que os líquidos. Além disso, a constituição dos materiais de cada camada do manto tem seu papel na determinação do estado físico local. (O núcleo interno da Terra é sólido porque, apesar das imensas temperaturas, está sujeito a pressões tão elevadas que os átomos ficam compactados; as forças de repulsão entre os átomos são vencidas pela pressão externa, e a substância acaba se tornando sólida.)

A Descontinuidade de Gutenberg é uma das camadas da Terra, separando o manto do

núcleo.Esta camada separa o manto inferior do núcleo externo, a cerca de 2883 Km de profundidade. A partir deste limite as ondas S deixam de se propagar, pois o núcleo externo é líquido e as ondas P diminuem a sua velocidade.

04. O Núcleo

A massa específica média da Terra é de 5.515 quilogramas por metro cúbico, fazendo dela o

planeta mais denso no Sistema Solar. Uma vez que a massa específica do material superficial da Terra é apenas cerca de 3000 quilogramas por metro cúbico, deve-se concluir que materiais mais densos existem nas camadas internas da Terra (devem ter uma densidade de cerca de 8.000 quilogramas por metro cúbico). Em seus primeiros momentos de existência, há cerca de 4,5 bilhões de anos, a Terra era formada por materiais líquidos ou pastosos, e devido à ação da gravidade os objetos muito densos foram sendo empurrados para o interior do planeta (o processo é conhecido como diferenciação planetária), enquanto que materiais menos densos foram trazidos para a superfície. Como resultado, o núcleo é composto em grande parte por ferro (80%) , e de alguma quantidade de níquel e silício . Outros elementos, como o chumbo e o urânio, são muitos raros para serem considerados, ou tendem a se ligar a elementos mais leves, permanecendo então na crosta.

O núcleo é dividido em duas partes: o núcleo sólido, interno e com raio de cerca de 1.250 km,

e o núcleo líquido, que envolve o primeiro. O núcleo sólido é composto, segundo se acredita, primariamente por ferro e um pouco de níquel. Alguns argumentam que o núcleo interno pode estar na forma de um único cristal de ferro. Já o núcleo líquido deve ser composto de ferro líquido e níquel líquido (a combinação é chamada NiFe), com traços de outros elementos. Estima-se que realmente seja líquido, pois não tem capacidade de transmitir as ondas sísmicas. A convecção desse núcleo líquido, associada a agitação causada pelo movimento de rotação da Terra, seria responsável por fazer aparecer o campo magnético terrestre , através de um processo conhecido como teoria do dínamo . O núcleo sólido tem temperaturas muito elevadas para manter um campo magnético, mas provavelmente estabiliza o campo magnético gerado pelo núcleo líquido.

Evidências recentes sugerem que o núcleo interno da Terra pode girar mais rápido do que o

restante do planeta, a cerca de 2 graus por ano. Magma e Lava Magma é rocha fundida, localizado normalmente dentro de uma câmara de magma, debaixo

da superfície da Terra. Essa complexa solução de silicatos a alta temperatura, entre 650 e 1200 graus Celsius, é ancestral de todas as rochas ígneas , sejam elas intrusivas ou extrusivas . O magma permanece sob alta pressão e, algumas vezes, emerge através das fendas vulcânicas, na forma de lava fluente e fluxos piroclásticos . Os produtos de uma erupção vulcânica geralmente contêm gases dissolvidos que podem nunca ter alcançado a superfície do planeta. O magma se



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acumula em várias câmaras de magma, situadas no interior da crosta terrestre, cuja localização resulta em leves alterações na sua composição.

Lava é rocha em fusão que um vulcão expele durante uma erupção . Enquanto ainda sob a

superfície da terra, a rocha em fusão, quando ainda no interior da terra e com a sua constituição original (rocha e gases), é denominada magma . Lava solidificada é conhecida como rocha ígnea extrusiva , embora o termo escoada lávica refira-se à formação rochosa endurecida. Devido à sua elevada temperatura, normalmente entre os 600 ºC e os 1250 ºC, a lava pode ser bastante fluída. Quando é expelido da chaminé vulcânica solidifica devido à diminuição da sua temperatura, tornando-se uma rocha magmática extrusiva . Entretanto, a lava pode fluir por muitos quilômetros antes de se solidificar formando uma escoada lávica . Uma escoada lávica activa refere-se a uma escoada lávica que possui ainda rocha fundida.

Figura 4 - Escoada Lávica



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Placas Tectônicas 01. Introdução

Uma placa tectônica é uma porção de litosfera limitada por zonas de convergência e/ou zonas de subducção. Atualmente, a Terra tem sete placas tectônicas principais e muitas mais sub-placas de menores dimensões. Segundo a teoria da tectônica de placas, as placas tectônicas são criadas nas zonas de divergência , ou "zonas de rifte” , e são consumidas em zonas de subducção. É nas zonas de fronteira entre placas que se registam a grande maioria dos terremotos e erupções vulcânicas.

Placas Principais a) Placa Africana b) Placa da Antártida c) Placa Australiana d) Placa Eurasiática e) Placa do Pacífico (rodeada pelo Círculo de Fogo do Pacífico) f) Placa Norte-americana g) Placa Sul-americana

Figura 1 - As placas tectônicas da Terra foram cart ografadas na segunda metade do

século XX



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02. Tectônicas de Placas

Tectônica de Placas é uma teoria da geologia, desenvolvida para explicar o fenômeno da

deriva continental, sendo a teoria atualmente com maior aceitação entre os cientistas que trabalham nesta área. Na teoria da tectônica de placas a parte mais exterior da Terra está composta de duas camadas: a litosfera, que inclui a crosta e a zona solidificada na parte mais externa do manto, e a astenosfera que inclui a parte mais interior e viscosa do manto. Numa escala temporal de milhões de anos, o manto parece comportar-se como um líquido super-aquecido e extremamente viscoso, mas em resposta a forças repentinas, como os terremotos, comporta-se como um sólido rígido.

A teoria da tectônica de placas surgiu a partir da observação de dois fenômenos geológicos

distintos: a deriva continental, identificada no início do século XX e a expansão dos fundos oceânicos, detectada pela primeira vez na década de 1960. A teoria propriamente dita foi desenvolvida no final dos anos 60 e desde então tem sido universalmente aceite pelos cientistas, tendo revolucionado as Ciências da Terra (comparável no seu alcance com o desenvolvimento da tabela periódica na Química, a descoberta do código genético na Biologia ou à mecânica quântica na Física).

Atenção: A divisão do interior da Terra em litosfera e astenosfera baseia-se nas suas

diferenças mecânicas. A litosfera é mais fria e rígida, enquanto que a astenosfera* é mais quente e mecanicamente mais fraca. Esta divisão não deve ser confundida com a subdivisão química da Terra, do interior para a superfície, em: núcleo , manto e crosta .

astenosfera* - porção superior do manto, fluida e quente, sobre a qual as placas se

movimentam.

03. Teoria das Tectônicas das Placas O princípio chave da tectônica de placas é a existência de uma litosfera constituída por placas

tectônicas separadas e distintas, que flutuam sobre a astenosfera. A relativa fluidez da astenosfera permite que as placas tectônicas se movimentem em diferentes direcções.

As placas contactam umas com as outras ao longo dos limites de placa , estando estes

comumentes associados a eventos geológicos como terremotos e a criação de elementos topográficos como cadeias montanhosas, vulcões e fossas oceânicas. A maioria dos vulcões ativos



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do mundo situa-se ao longo dos limites de placas, sendo a zona do Círculo de Fogo do Pacífico a mais conhecida e ativa. Estes limites são apresentados em detalhe mais adiante.

As placas tectônicas podem incluir crosta continental ou crosta oceânica , sendo que,

tipicamente, uma placa contém os dois tipos. Por exemplo, a placa Africana inclui o continente africano e parte dos fundos marinhos do Atlântico e do Índico. A parte das placas tectônicas que é comum a todas elas, é a camada sólida superior do manto que se situa sob as crostas continental e oceânica, constituindo conjuntamente com a crosta a litosfera.

A distinção entre crosta continental e crosta oceânica baseia-se na diferença de densidades

dos materiais que constituem cada uma delas; a crosta oceânica é mais densa devido às diferentes proporções dos elementos constituintes, em particular do silício . A crosta oceânica é mais pobre em sílica e mais rica em minerais máficos (geralmente mais densos), enquanto que a crosta continental apresenta maior percentagem de minerais félsicos (em geral menos densos).

Como consequência, a crosta oceânica está geralmente abaixo do nível do mar (como, por

exemplo, a maior parte da placa do Pacífico), enquanto que a crosta continental se situa acima daquele nível (ver isostasia para uma explicação deste princípio). 04. Tipos de Limites de Placas

São três os tipos de limites de placas, caracterizados pelo modo como as placas se deslocam

umas relativamente às outras, aos quais estão associados diferentes tipos de fenômenos de superfície:

a) Limites transformantes, transcorrentes ou conservativos - ocorrem quando as

placas deslizam ou mais precisamente roçam uma na outra, ao longo de falhas transformantes (tipo de falha geológica, sendo um caso particular de falhamento de desligamento com terminação abrupta, em ambas extremidades, numa estrutura geológica transversa), não ocorre produção nem destruição da crosta. O movimento relativo das duas placas pode ser direito ou esquerdo, consoante se efetue para a direita ou para a esquerda de um observador colocado num dos lados da falha.

Muitas falhas transformantes ocorrem nos oceanos, gerando feições do tipo zig-zag, pois são

transversais às Cadeias Meso-Oceânicas . Entretanto, essas falhas podem se estender para dentro do continente, como a Falha de Santo André, na Califórnia, nos Estados Unidos. Nesse caso, a Placa do Pacífico, onde está situada a cidade de Los Angeles, se desloca para o norte, enquanto a Placa Norte-Americana, contendo a cidade de São Francisco, se movimenta para sul. Quando a energia concentrada ao longo desses limites é liberada, há movimentação das placas, ocorrendo uma série de terremotos com focos rasos e, portanto, altamente destrutivos.

Figura 2 - Falha de Santo André, um tipo de falha t ransformante localizado na Califórnia, nos Estados Unidos



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b) Limites divergentes ou construtivos - ocorrem quando duas placas se afastam uma da

outra. Um exemplo de limite de placas divergente é o encontro entre a placa Sul-americana e a placa Africana no meio do Oceano Atlântico. O material adicionado forma o assoalho oceânico e provoca o afastamento das duas placas em questão. Este tipo de limite entre placas está muitas as vezes associado à dorsal meso-oceânica.

Os limites divergentes ocorrem quando uma nova crosta oceânica é criada, com

movimentação horizontal das placas em sentido oposto. Desse modo, o surgimento de um oceano se inicia com a fragmentação de um continente, em regime tectônico extensional. No primeiro estágio de "abertura de um oceano" ocorre o soerguimento e abaulamento da crosta continental e eventualmente o seu fraturamento. Uma grande depressão se desenvolve no continente e a água do mar invade as terras mais baixas, formando lagos salinos. A atividade vulcânica é intensa, pois o afinamento crosta continental faz com que a camada quente e fluída abaixo da litosfera (a astenosfera) se aproxime da superfície. Esse tipo de ambiente geotectônico é chamado de "rift valley " (termo geológico em inglês que significa "vale de fendas de grande extensão"). O exemplo atual de um continente nesta fase de fragmentação é o “Rift Valley ” Africano, na África Oriental (Etiópia, Uganda, Quênia, República do Congo, Tanzânia, Malui e Moçambique).

Figura 3 - Mapa do Grande Vale do Rift mostrando al guns dos vulcões historicamente

ativos (triângulos vermelhos) e o Triângulo de Afar (rosa escuro), o ponto de encontro – ou de afastamento - de três placas: a Placa Arábica e as duas partes da Placa Africana (a Núbia

e a Somali).

No segundo estágio, a divergência das forças se acentua e a crosta continental se fragmenta formando dois continentes, agora separados por um oceano encaixado em uma grande fratura. A



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ascenção do material magmático quente da astenosfera gera uma série de atividades vulcânicas, formando um denso assoalho de composição básica (basalto), denominada crosta oceânica. As bordas continentais soerguidas tornam-se "área fonte" (onde ocorre intemperismo e erosão das rochas) dos sedimentos depositados nas bacias oceânicas adjacentes. O exemplo atual de um oceano nesse estágio de abertura é o Mar Vermelho que separa a Península Arábica da África Oriental. Se a divergência prossegue, chega-se ao terceiro estágio da "formação de um oceano". O calor vindo da astenosfera fica restrito à região oceânica central, onde a atividade vulcânica intensa forma a Dorsal ou Cadeia Meso-Oceânica. À medida que as placas se distanciam, mais frias ficam suas bordas continentais (pois estão longe do centro de geração de calor) e estas são recobertas pelas águas marinhas, formando a plataforma continental. O exemplo atual desse estágio é o Oceano Atlântico que separa a América da África e Europa, cuja abertura teve início há 180 milhões de anos, com a fragmentação do supercontinente Pangea, circundado por um único oceano existente na época, chamado de Pantalassa (do grego que significa "todos os mares"). Hoje em dia, uma das mais baixas taxas de separação de placas é de cerca de 2.5 cm/ano, quer dizer 25 km em 1 milhão de anos (Cadeia do Ártico). A velocidade mais rápida de separação acontece na Cadeia do Pacífico Leste, próximo à Ilha de Páscoa, com mais de 16 cm/ano.

Figura 4 - Limites de Placas Divergentes

Dorsal oceânica (também chamada dorsal submarina ou dorsal meso-oceânica ) é o nome dado a grandes cadeias de montanhas submersas no oceano, que se originam do afastamento das placas tectônicas. O soerguimento das placas e seu conseqüente afastamento se dá devido a correntes convectivas de magma divergentes no manto. As dorsais submarinas dos oceanos estão conectadas, formando a maior cadeia de montanhas do mundo, com cerca de 60.000 km de extensão.

c) Limites convergentes ou destrutivos - (também designados por margens ativas) ocorrem quando duas placas se movem uma em direção à outra, formando uma zona de subducção* (se uma das placas mergulha sob a outra) ou uma cadeia montanhosa (se as placas simplesmente colidem e se comprimem uma contra a outra).

Zona de subducção , região de subducção ou zona de Benioff-Wadati , é uma área de

convergência de placas tectônicas, onde uma das placas desliza para debaixo da outra. As zonas



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de subducção são áreas onde o alastramento oceânico iniciado dos rifts encontra compensação, isto é, onde as placas desaparecem. Este movimento descendente provoca a fusão parcial do manto subjacente e induz vulcanismo.

As maiores zonas de subducção encontram-se no Oceano Pacífico, ao largo da costa Oeste

da América do Sul e América do Norte. A Cordilheira dos Andes e os seus vulcões é o maior exemplo de vulcanismo associado a zonas de subducção .

As zonas de subducção são potenciais focos sísmicos. Os terremotos de consequências mais devastadoras estão normalmente associados a este enquadramento geológico. A fricção das duas placas pode provocar a libertação repentina de enormes quantidades de energia, que resulta no terremoto.

Acredita-se que as dimensões das massas continentais não tenham variado significativamente

desde a formação do planeta Terra. As variações das dimensões das massas continentais sugerem que a crosta deve ser destruída na mesma medida em que é criada. Tal destruição (reciclagem) da crosta ocorre ao longo dos limites convergentes das placas tectônicas, por colisão ou porque uma placa mergulha sob a outra na forma de "subducção" ou é até colocada sobre a outra na forma de "obducção" , em regime tectônico compressivo e constante ao longo do tempo.

O tipo de convergência de placas tectônicas depende do tipo de litosfera envolvida: a) Oceânica - Continental; b) Continental - Continental; c) Oceânica - Oceânica. a) Convergência Oceânica-Continental

Se fosse possível drenar o Oceano Pacífico, seria visto um grande número de longas e estreitas "fossas" (ou trincheiras) com 8 a 10 km de profundidade, cortando o substrato oceânico. As fossas correspondem às porções mais profundas dos oceanos e são criadas por subducção de crostas nos limites de placas convergentes (observe a figura abaixo).

Na costa oeste da América do Sul, ao longo da fossa Peru-Chile, a placa oceânica de Nazca

está sendo empurrada por baixo da placa continental Sul-Americana. Por outro lado, está em soerguimento a Cordilheira dos Andes na placa Sul-Americana. Terremotos fortes e destrutivos ocorrem nos limites dessas placas, sendo comum a formação de cadeias de montanhas na crosta continental, cujo processo é denominado "orogênese".

A convergência oceânica - continental gera muitos dos vulcões hoje ativos, produzindo um "arco magmático" na borda do continente, com rochas de composição intermediária a ácida ("andesito" a "riolito", respectivamente). Nessas regiões, as atividades vulcânicas na crosta continental estão claramente associadas com a subducção da crosta oceânica ao longo das fossas tectônicas.

Figura 5 - Convergência de Placa Oceânica com Placa Continental



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b) Convergência Continental-Continental Devido à diferença de densidade entre a crosta oceânica e a crosta continental, a crosta

oceânica (mais densa) é geralmente empurrada por baixo da crosta continental (menos densa), mergulhando para as regiões mais profundas da Terra, ao longo da zona de subducção (veja o estágio 1 da figura-6). Se esse movimento continua, a crosta oceânica é totalmente destruída, dando origem à colisão de continentes. Nesse processo, os continentes se aglutinam uns aos outros, resultando numa grande cadeia de montanhas (veja o estágio 2 do modelo). A Cordilheira dos Himalaias, exemplo desse tipo de convergência, foi formada a partir da colisão das placas da Índia e da Ásia, no processo iniciado há cerca de 70 milhões de anos e que continua até hoje em dia.

Ao contrário dos outros fenômenos, esse produz, no continente, forte deformação

(dobramentos e falhamentos) e intenso "metamorfismo" (processo pelo qual uma rocha é transformada em outro tipo de rocha com características distintas, através de reações no estado sólido), podendo chegar à fusão parcial de suas rochas, gerando atividades plutônicas ácidas ("granito").

Figura 6 - Colisão de Placas Continentais

Na colisão de placas do tipo margem continental passiva, pode haver "cavalgamento" da crosta oceânica sobre a crosta continental, através de processo tectônico muito complexo, denominado obdução. Neste caso, são formados os "ofiolitos" (rochas que representam fatias de crosta oceânica ou manto posicionado em meio a rochas continentais, geralmente associado com



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sedimentos marinhos na zona de colisão de placas). Exemplos de ofiolitos são encontrados atualmente no Chipre (Complexo de Troodos) e na Arábia Saudita (Montanhas de Omã).

Figura 7 - Exemplo de Convergência Continental-Cont inental c) Oceânica - Oceânica Assim como ocorre uma zona de subducção na convergência oceano - continente, o mesmo

fenômeno se dá quando duas placas oceânicas se encontram. Neste processo também há a formação de uma fossa oceânica. A Fossa das Marianas (paralela às Ilhas Marianas), com profundidade próxima a 11 km, é produto da convergência da Placa do Pacífico com a das Filipinas.

Neste processo também ocorrem vulcões. Depois de milhões de anos de acúmulo de lavas

desses vulcões submarinos, formam-se inúmeras ilhas vulcânicas. Estas, por sua vez, dão origem aos arquipélagos, conhecidos como "arcos de ilhas", situados atrás da zona de subducção (observe a figura abaixo).

O magma que gera as rochas dos arcos de ilhas tem composição intermediária ("andesito") e é

um produto da fusão da crosta oceânica subductada com o material ascendente da astenosfera. A placa descendente produz uma fonte de acumulação de energia pela interação com a outra placa, levando a freqüentes terremotos de intensidade moderada a forte.

Figura 8 - Exemplo de Convergência Oceânica-Oceânic a



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05. HOT SPOT

São locais do manto terrestre onde existe uma anomalia térmica (o ponto quente ou hotspot), aparentemente associada a fenômenos de convecção térmica que traz magma mais quente das zonas profundas para as proximidades da superfície, que se traduzem na superfície terrestre pela existência de continuado vulcanismo, ou seja chaminés pequenas de vulcões muitas vezes deixando um rastro que assinala o movimento da placa tectônica sobre a zona de ascensão do magma.

A maioria dos vulcões ocorre nas bordas de placas, mas existem exceções. No caso das Ilhas

do Havaí , situadas no meio da Placa do Pacífico, todas têm origem vulcânica, mas o limite de placa mais próximo fica a cerca de 3.200 km de distância. Isto ocorre devido ao fenômeno conhecido como "hot spot" (traduzido do inglês como "pontos quentes"). Os hot spots são registros pontuais de atividades magmáticas relacionadas com ascenção de material do manto, denominadas "plumas do manto", que têm origem na interface do manto inferior com o núcleo externo. Imagine os continentes sendo “carregados” sobre a crosta oceânica, como se fossem objetos em uma esteira rolante. Assim, enquanto uma placa se move sobre um hot spot, o material do manto chega à superfície e forma vulcões, na verdade, ilhas vulcânicas e até cordilheiras submarinas (veja figura abaixo).

Figura 9 - Formação de Hot Spot, nas Ilhas do Havaí , Oceano Pacífico

06. Dorsal Meso-Atlântica A dorsal meso-atlântica ou crista oceânica do Atlântico é uma cordilheira submarina que se

estende sob o Oceano Atlântico e o Oceano Ártico. Os pontos mais elevados desta cordilheira emergem em vários locais, formando ilhas.

A dorsal meso-atlântica faz parte da do sistema global de dorsais oceânicas, e como é o caso

de todas as dorsais oceânicas, crê-se que a sua formação fique a dever-se a um limite divergente entre placas tectônicas: a placa Norte-americana e a placa Euroasiática , no Atlântico Norte e a placa Sul-americana e a placa Africana no Atlântico Sul . Estas placas encontram-se em movimento e por isso o Atlântico encontra-se em expansão ao longo desta dorsal, ao ritmo de 2 a 10 cm por ano.

As ilhas estendem-se por cerca de 11.300 km e na sua maior parte encontra-se submersa,

mas ergue-se até à superfície, entre outros locais, na Islândia , na Ilha de Ascensão e nos Açores , onde se situa um dos seus pontos mais elevados, a Ponta do Pico na Ilha do Pico, com 2.351 metros de altitude.



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Figura 10 - Dorsal Meso-Oceânica

Figura 11 - Visão geral dos tipos de limites de pla cas



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Exercícios 01) Quais das alternativas abaixo são falsas? I - A estrutura da Terra pode ser dividida em núcleo, manto e crosta (ou litosfera). II - A crosta oceânica é mais espessa e mais densa que a continental. III - Lava é o magma trazido à superfície da crosta por erupções vulcânicas. IV - Cadeias de montanhas são formadas em zonas de colisão de placas tectônicas. V - Arcos de ilhas vulcânicas estão associadas a zonas de colisão de placas constituídas. a) Somente a alternativa II. b) I e IV. c) I, II e V. d) Somente a alternativa V. e) Nenhuma delas. 02) Relaciona a primeira coluna com a segunda: 1) Limite de Placa Divergente 2) Limite de Placa Convergente 3) Limite de Placa Transcorrente 4) Rifte Continental 5) Falhas Transformantes ( ) Lineamentos transversais das dorsais meso-oceânicas. ( ) Zonas de expansão do assoalho oceânico. ( ) Marcado pela ocorrência de fossas ou trincheiras abcissais. ( ) Limite ou Zona de criação de nova placa no interior do continente africano. ( ) Falha de San Andréas, na Califórnia (EUA). 03. Relacione a primeira coluna com a segunda: 1) Subducção 2) Dorsal Meso-Oceânica 3) Correntes de Convexão 4) Magma 5) Astenosfera ( ) Ocorre em zonas de convergência (colisão) de placas, onde parte da crosta é consumida. ( ) Porção superior do manto, fluida e quente, sobre a qual as placas tectônicas se movimentam. ( ) Fusão de silicatos, sulfetos, óxidos, gases e vapor de água. ( ) Cadeias de montanhas submarinas que marcam limites de placas divergentes. ( ) Fluxo calorífico do interior da Terra que causa a circulação dos materiais constituintes do

manto. 04. Relacione a primeira coluna com a segunda: 1) Himalaias 2) Andes 3) Arquipélago do Hawaii 4) Indonésia 5) Islândia ( ) Colisão de placas envolvendo crosta oceânica x crosta continental. ( ) Associado a um ponto quente (hot spot). ( ) Associada à Dorsal Meso-Atlântica.



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( ) Limite convergente de placas, com a colisão de crosta continental x crosta continental. ( ) Colisão de placas envolvendo crosta oceânica x crosta oceânica. Gabarito 1) opção “a”, pois a crosta oceânica é menos espessa. As demais opções estão todas

corretas. 2) 3 - 1 - 2 - 4 - 5 3) 1 - 5 - 4 - 2 - 3 4) 2 - 3 - 5 - 1 - 4



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Dobras Geológicas Introdução 1. Definição 2. Principais elementos geométricos 3. Classificação das Dobras 4. Resumo 1. Definição

Dobras são superfícies curvas resultantes da deformação de camadas sedimentares ou de outras superfícies originalmente planares. São umas das estruturas geológicas mais espetaculares, e por si demonstram a ocorrência de deformações dúcteis em larga escala da crosta terrestre.

São em geral produtos de tensões tectônicas (esforços no interior da terra) compressivas,

embora dobras de origem atectônica (escorregamentos, fluidização, ação da gravidade), devidas a deslizamentos.

Dobras podem ter formas tridimensionais bastante complexas (figura 1). Duas aproximações

geométricas podem ser visualizadas no sentido de descrever a forma das superfícies dobradas, a saber, as dobras cilíndricas e as dobras cônicas .

Figura 1 - Superfície dobrada genérica.

As dobras cilíndricas podem ser geradas geometricamente pela translação de uma linha no espaço (figura 2). A linha geratriz é chamada de eixo da dobra.

Figura 2 – Principais elementos geométricos de uma dobra cilíndrica.

Dobras cônicas podem ser desenhadas pela rotação de uma linha geratriz em torno de um eixo (figura 3).



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Figura 3 - Geometria de uma dobra cônica circular.

As dobras reais que ocorrem natureza até certo ponto aproximam-se dessas geometrias

simples. Em geral as porções medianas e centrais de uma dobra aproximam-se da geometria cilíndrica, enquanto que suas terminações têm em geral formato cônico (figura 1).

A maior parte das descrições, classificações e termos relacionados a dobras referem-se a dobras cilíndricas, e a maior ênfase nelas será dada neste texto básico.

Figura 4 - Domínios de deformação natural em função da pressão hidrostática/lotostática e

temperatura. As linhas BT-AT e AP-BT representam o comportamento esperado em regimes de altos e baixos gradientes térmicos, respectivame nte. AP = alta pressão, BP = baixa

pressão; AT = alta temperatura; BT = baixa temperat ura .



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2. Principais Elementos Geométricos

A forma das dobras cilíndricas é descrita no plano de perfil da dobra (Figura 5), ou seja, em um plano perpendicular ao seu eixo (figura 2). Em uma dobra teórica, perfeitamente cilíndrica, a forma das superfícies dobradas é igual em qualquer plano tomado perpendicular ao seu eixo. Por outro lado, cortes em posições oblíquas ao eixo podem ter formas extremamente variadas, e não refletem a real geometria tridimensional da dobra. Portanto, a descrição das dobras cilíndricas pode ser reduzida em grande parte a um problema bidimensional, tomando-se o plano do seu perfil.

Figura 5 - Plano de Perfil da Dobra

Figura 6 - Sa: Superfície Axial; Lc: Linha de Charn eira; Zc: Zona de Charneira; Li: Linha de

Inflexão; Fl: Flanco; a: Plano de Perfil da Dobra.

Vista no plano do perfil da dobra, um trecho de uma superfície dobrada pode ter um certo raio de curvatura . Em geral, essa curvatura não é constante, e podemos definir uma região ou zona de charneira , onde corresponde ao segmento de curvatura máxima, e em boa parte dos casos, uma linha de charneira , que é composta pela união dos pontos de máxima curvatura através da superfície dobrada, vista no espaço (figuras 1 e 2, Foto1). A linha de charneira é conhecida com geratriz ou eixo da dobra.



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Foto 1 - Charneira de dobras aproximadamente cilínd ricas.

É importante observar que em dobras cilíndricas a linha de charneira deve coincidir com a direção do eixo de dobra. Mas, enquanto que a linha de charneira é uma feição física, observável e mensurável, o eixo de dobra é um ente geométrico abstrato. No entanto, na linguagem usual do geólogo de campo, é comum o uso dos dois termos de uma forma menos precisa como sinônimos.

A região de charneira de uma dobra deve ser distinguida do ponto mais elevado da superfície dobrada, que é denominada cumeeira ou linha de crista . O ponto mais baixo da dobra é chamado de linha de quilha (figura 7).

Figura 7 - Distinção entre a cumeeira (ponto mais e levado) e charneira (ponto de maior

curvatura) de uma dobra.

A região de menor curvatura corresponde aos flancos da dobra (cada um dos lados da dobra). O ponto ou linha de inflexão corresponde ao lugar no flanco onde o sentido da curvatura da superfície dobrada inverte-se.

Considerando-se as várias superfícies dobradas em uma dobra, a superfície que contém todas as linhas de charneira é denominada superfície axial , ou plano axial (figura 2). A orientação de uma dobra é descrita pela orientação de sua linha de charneira (eixo) e sua superfície (plano) axial.

A semelhança dos fenômenos ondulatórios, as dimensões de uma dobra podem ser especificadas pela sua amplitude e seu comprimento de onda (figura 8).

Figura 8 - A: amplitude; W: comprimento de onda; i: ponto de inflexão .



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A abertura de uma dobra pode ser o definida pelo seu ângulo interflancos (figura 9).

Figura 9 - Ângulos Interflancos

3. Classificação das Dobras

As dobras podem ser classificadas em dois tipos: atectônicas (relacionadas com a dinâmica externa do planeta) e tectônicas (relacionadas com a dinâmica interna).

As atectônicas são provenientes da ação da gravidade a as tectônicas pela ação da

temperatura e pressão do interior da Terra. As dobras tectônicas são formadas por dois mecanismos: flamblagem e cisalhamento . Flamblagem é o mecanismo de dobra que promove o encurtamento das camadas

perpendiculares à superfície axial das dobras, preservando porém a espessura e o comprimento . Cisalhamento corresponde à deformação resultante de esforços que fazem ou tendem a fazer

com que as partes contíguas de um corpo deslizem uma em relação à outra, em direção paralela ao plano de contato entre as mesmas. As dobras formadas por este mecanismo são acompanhadas de mudanças na espessura e comprimento .

Figura 10 - a: flamblagem; b: cisalhamento



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Classificação Geométrica das Dobras a) Classificação com base na linha de charneira

Classificação levando-se em conta a posição da linha de charneira em relação ao plano horizontal superficial.

Figura 11 - a: horizontal; b: vertical; c: inclinad a

b) Classificação com base na linha axial (superfíci e axial)

A classificação com base na linha axial toma-se em relação à simetria da dobra em relação a sua posição no espaço.

Figura 12 - a: normal; b: recumbente; c: inversa

c) Classificação das dobras com base no Ângulo Inte rflancos (superfície dobrada)

Esse tipo de classificação leva em conta o ângulo inter-flanco de uma dobra.

Figura 13 - Classificação das dobras segundo o crit ério de inter-flanco

isoclinal



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As dobras são classificadas em: suave (1800 a 1200), aberta (1200 a 700), fechada (700 a 300), apertada (300 a 00) e isoclinal (aproximadamente 00). d) Classificação das dobras com base na estratigraf ia e critérios geométricos

De acordo com a classificação as dobras podem ser classificadas em: anticlinal e sinclinal .

Sinclinal - estruturas de camadas dobradas nas quais as camadas de idade mais recente

estão no núcleo; ou forma adquirida pela dobra quando as camadas mais jovens estão mais próximas do centro de encurvamento (figura 14.a).

Anticlinal - dobra com concavidade para cima, cujo núcleo contém rochas estratigraficamente mais antigas (figura 14.b).

Figura 14 – Classificação das dobras segundo critér ios de estratigrafia (1-mais antiga; 2-intermediária; 3-mais nova)

Figura 15 - Fotografia mostrando dobras associadas em Anticlinal e Sinclinal



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4. Resumo

a) dobras: são superfícies curvas resultantes da deformação de camadas sedimentares ou de outras superfícies originalmente planares. São em geral produtos de tensões tectônicas

b) perfil da dobra: plano perpendicular ao eixo da dobra.

c) superfície axial ou plano axial: superfície que contém todas as linhas de charneira.

d) linha de charneira: composta pela união dos pontos de máxima curvatura através da

dobra. A linha de charneira é conhecida com geratriz ou eixo da dobra.

e) linha de inflexão: corresponde ao lugar no flanco onde o sentido da curvatura da superfície dobrada inverte-se.

f) zona de charneira: corresponde ao segmento de curvatura máxima da dobra.

g) flanco da dobra: região de menor curvatura da dobra.

h) cumeeira: ponto mais elevado da dobra.

i) linha de quilha: ponto mais baixo da dobra.

j) dobra normal: possuem superfície axiais subverticais (entre 800 e 900)

dobra recumbente: possuem superfícies axiais sub-horizontais (entre 00 e 100). dobra inversa: possuem superfícies axiais inclinadas (entre 100 e 800). dobra isoclinal: possuem flancos paralelos ao plano axial.

Exercícios: 01) Relacione a primeira coluna com a segunda: 1) Superfície Axial 2) Linha de Charneira 3) Linha de Inflexão 4) Zona de Charneira 5) Flanco da Dobra

( ) Contém a linha de charneira da dobra. ( ) Contém os pontos de curvatura máxima da dobra. ( ) Marca a mudança no sentido de mergulho de dobra. ( ) Região da dobra que apresenta curvatura máxima. ( ) Cada um dos lados ou abas de uma dobra.

02) Relacione a primeira coluna com a segunda: 1) Anticlinal 2) Dobra Recumbente 3) Dobra Inversa 4) Sinclinal 5) Isoclinal

( ) Dobra na qual as rochas mais antigas estão no núcleo. ( ) Dobra na qual as rochas mais jovens estão no núcleo.



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( ) Dobra no qual os flancos mergulham para o mesmo quadrante, com os flancos paralelos ao plano axial.

( ) Possuem superfície axial sub-horizontal (entre 00 a 100). ( ) Possuem superfície axial inclinada, porém com os flancos mergulhados para o mesmo

quadrante. Gabarito: 01) 1 - 2 - 3 - 4 - 5 02) 1 - 4 - 5 - 2 - 3



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Falhas Geológicas 01. Conceito

As falhas são resultantes de deformações rúpteis nas rochas da crosta terrestre. Ocorre deslocamento relativo entre os dois blocos de um lado e de outro desta superfície que, muitas vezes, é plana. São expressas por superfícies descontínuas de poucos cm a dezenas de Km, sendo esta a ordem de grandeza para o deslocamento nas grandes falhas.

Falhamento é o processo geológico em que se produz uma falha. A condição básica para a existência de uma falha é que haja deslocamento ao longo da

superfície. Contudo, se ocorrer movimento perpendicular à superfície, a estrutura recebe o nome de fratura .

As falhas são oriunda a partir de deformações compressivas , distensivas e cisalhantes .

Vale salientar que as falhas podem atravessar toda a litosfera, passando a constituir em limites de placas tectônicas (por exemplo, a falha de San Andréas).

02. Elementos de uma falha

Figura 1 - Elementos Geométricos de uma falha

a) Espelho de Falha ou slickenside: Superfície polida de rocha originada pelo atrito dos

blocos de falha ao se movimentarem. Minerais ou fragmentos mais duros provocam estrias (estrias de falha ) ou, se maiores,

caneluras ou fault grooves (caneluras de falha ) no plano de falha polido e são bons indicadores cinemáticos da direção e mergulho do rejeito de falha. O espelho formado por atrito rompe-se em ressaltos (ressaltos de falha ) perpendiculares ao do deslocamento e são indicadores do sentido deste deslocamento dos blocos de cada lado da falha.

Superfície brilhante resultante do deslizamento dos blocos ao longo do plano de uma falha

(segundo definição do professor Darlan).



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b) Plano de Falha: Superfície ao longo da qual houve o deslocamento relativo dos blocos contíguos, apresentando em geral estrias, polimento e vestígios de cisalhamento.

c) Muro ou Lapa: corresponde ao bloco superior de uma falha inclinada. d) Teto ou Capa: corresponde ao bloco inferior de uma falha inclinada. e) Escarpa de Falha: corresponde à parte exposta da falha na topografia.

A escarpa corresponde na verdade a face ou talude íngreme abruptamente cortando a

morfologia, freqüentemente apresentando afloramento de rochas. Genericamente distinguem-se as escarpas tectônicas (produzidas por falhamentos) e escarpas de erosão (formada por agentes erosivos). Linha de penhascos produzida por falhas ou erosão; uma encosta relativamente linear em penhasco, de extensão considerável, que quebra a continuidade geral do terreno separando as superfícies situadas em níveis diferentes .

f) Traço ou Linha da Falha: corresponde a uma linha no terreno que, em mapa, é

representado por uma simbologia característica. O deslocamento entre dois pontos previamente adjacentes, situados em lados opostos da

falha, um ponto localizado no muro e outro no teto, medido no plano de falha, corresponde ao seu rejeito.

O rejeito pode ser classificado em: a) Rejeito Horizontal (A - D) b) Rejeito Vertical (D - C) c) Rejeito Direcional (A - C) d) Rejeito Total (A - A') e) Rejeito de Mergulho (B - A’)

A localização do rejeito pode ser perfeitamente identificada na figura 2, localizada abaixo.

Figura 2 - Os vários tipos de rejeito

A escarpa de recuo de falha aparece quando a escarpa de falha original sofre processo de

erosão, conforme pode ser verificado na figura 3.

Figura 3 - Aspectos geomorfológicos de uma escarpa de recuo de falha.



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03. Classificação das Falhas

As falhas podem ser classificadas com base em elementos geométricos e mecânicos . Classificação Geométrica A classificação geométrica pode ser em relação: a) ao mergulho da superfície da falha

� falha de alto ângulo: quando o mergulho do plano de falha é superior a 450. � falha de baixo ângulo: quando o mergulho do plano de falha é inferior a 450.

b) à forma da superfície da falha (plano de falha)

� falha plana: ocorre quando a variação da direção da superfície encontra-se no

intervalo de aproximadamente 50 (plano de falha vertical ou inclinada). � falha curva: também denominadas de falhas lístricas são conhecidas pela

apresentação do plano de falha na forma de “pá” ou “colher” ( ver figura 4).

Figura 4 - Falha Lístrica

c) ao movimento relativo entre o teto e muro

� falhas normais ou falhas de gravidade: o teto desloca-se no sentido do mergulho;

� falhas inversas ou falhas de empurrão: o teto desloca-se ou sobe em relação o muro, em geral com mergulhos inferiores a 450;

� falhas transcorrentes ou falhas direcionais: o teto e o muro movimentam-se

paralelamente, ambos no mesmo nivelamento (apresenta rejeito total horizontalizado).

� Falhas oblíquas : combinação entre forças tangenciais e compressivas (caso o ângulo entre o plano de falha e a superfície do bloco rebaixado seja agudo) ou distensivas (caso o mesmo ângulo seja obtuso).

� Falhas de cavalgamento: falha inversa de baixo ângulo de inclinação e com mergulho

menor do que 30o (termo utilizado no Brasil).



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� Falha cisilhante : falhas das rochas em zonas tensionadas que sofrem pressão dirigida, levando a ruptura e deformações texturais e estruturais com deslocamentos paralelizados ao plano principal de ruptura próximo. A falha cisalhante é produzida por esforços distensivos.

� Falha transformante : é um tipo de falha geológica, sendo um caso particular de

falhamento de desligamento com terminação abrupta, em ambas extremidades, numa estrutura geológica transversa. As falhas transformantes constituem um dos três tipos de limites de placas tectônicas, de acordo com a teoria de tectônica de placas.

Figura 5 - Falha de Santo André, um tipo de falha t ransformante localizado na Califórnia, nos Estados Unidos

O movimento dos blocos pode ocorrer de várias formas: os dois blocos podem descer ou

subir simultaneamente, porém com velocidades diferentes, ou ainda, um pode permanecer estacionário, enquanto o outro sobe, desce movimenta-se horizontalmente ou obliquamente.

Figura 5 - Classificação de falhas com base no movi mento relativo entre blocos adjacentes.

a) falha normal; b) falha inversa; c) falha transco rrente e d) falha oblíqua



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d) ao tipo de rejeito

A classificação leva em conta os componentes geométricos do deslocamento entre dois

pontos situados no muro e teto gerados pela falha, e que são medidos no plano de falha. Vale salientar que o número de rejeitos apresentados numa falha depende do tipo da

mesma. Assim, podemos dizer que em falhas oblíquas o número de rejeitos é máximo, sendo menor nos demais tipos.

Por exemplo, em falhas normais e inversas o rejeito total corresponde ao rejeito de

mergulho, em falhas transcorrentes o rejeito total é igual ao rejeito direcional enquanto nas falhas oblíquas ao rejeito total.

Classificação Mecânica

A classificação mecânica leva em consideração o quadro de tensões que geraram a falha e distingue-se em três tipos: normal , inversa e transcorrente .

a) Normal: o esforço principal é vertical; b) Inversa e Transcorrente: o esforço principal é horizontal.

04. Graben x Horst

Graben é a designação dada em geologia estrutural a uma depressão de origem tectônica, geralmente com a forma de um vale alongado com fundo plano, formada quando um bloco de território fica afundado em relação ao território circundante em resultado dos movimentos combinados de falhas geológicas paralelas ou quase paralelas.

A formação de um graben resulta do afundamento relativo de um bloco, formando uma

estrutura que se distingue dos vales de origem erosiva pela presença de escarpas de falha em ambos os lados da zona deprimida. Dada a sua origem tectônica, os graben estão frequentemente associados a estruturas complexas onde se alternam as zonas deprimidas (os graben) e as zonas levantadas (os horst), em faixas com relativo paralelismo.

A palavra "graben" é de origem alemã, língua em que significa escavação ou vala. Em contextos geotectônicos alargados (isto é, em estruturas com centenas ou milhares de

quilômetros de extensão) os graben são por vezes designados por vales de rift (ou, aportuguesado, de rifte ).

Horst é a designação dada em geologia estrutural e em geografia física a um bloco de

território elevado em relação ao território vizinho por ação de movimentos tectônicos. O território que forma o horst eleva-se devido ao movimento combinado de falhas geológicas

paralelas, ou relativamente paralelas, cujo movimento provoca o afundamento dos terrenos vizinhos ou a elevação de uma faixa de terreno entre elas (ver esquema). Os horst tendem assim a ser faixas alongadas de terreno (que podem ter centenas de quilômetros de comprimento) elevado em relação ao território vizinho, do qual estão separadas por escarpas de falhas normais. Esta origem, e o fato de tenderem a ter um topo relativamente aplanado marcado por escarpas íngremes, leva a que estas formações sejam por vezes designadas por mesetas ou por montanhas bloco (um exemplo é a famosa Table Mountain nos arredores da Cidade do Cabo, África do Sul).

É frequente os horst fazerem parte de estruturas tectônicas complexas onde alternam com

graben e múltiplas falhas.



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As colinas dos Vosges , na França, e da Floresta Negra , na Alemanha, são exemplos destas formações.

A palavra "horst" é alemã, significando ninho de águia ou colina alcantilada. Atenção: Graben e Horst estão associados às falhas normais .

Figura 6 - Representação esquemática de uma sucessã o de horst e de graben 05. Xistocidade

Estrutura própria das rochas metamórficas , resultantes de orientação mais ou menos paralela dos componentes minerais, principalmente lamelares (mica, clorita) e prismáticos (anfibólio, etc.). A xistosidade geralmente se orienta paralelamente ao plano axial das dobras, podendo assim cortar a estratificação em ângulos diversos.

06. Destral e Sinistral

Os termos destral e sinistral são utilizados em relação ao movimento dos blocos resultantes de falhas transcorrentes . Para termos de conceituação devemos considerar um observador olhando fixo em um dos blocos olhando o sentido de deslocamento do outro bloco. Assim, quando o bloco observado desloca-se para direita, diz-se que o deslocamento da falha é destral, caso contrário, é sinistral.

07. Rift

Rift , ou rifte , é a designação dada em geologia às zonas do globo onde a crosta terrestre, e a litosfera associada, estão a sofrer uma fratura acompanhada por um afastamento em direções opostas de porções vizinhas da superfície terrestre.

Em resultado do afastamento das porções vizinhas da crosta, formam-se zonas de abatimento

tendencialmente lineares, separadas por escarpas de falha, ou seja zonas de graben. Estas estruturas podem ter maior ou menor complexidade, mas, em geral, prolongam-se por muitas centenas ou mesmo por muitos milhares de quilômetros.

O alargamento da crosta cria condições propícias para a subida de magma, pelo que o eixo

das zonas de rift está em geral associado a linhas de vulcanismo ativo onde as erupções geram nova crosta para compensar o afastamento. O Vale do Rift, que percorre cerca de 5000 km no Médio Oriente e no nordeste e centro da África, é o melhor exemplo de um rift emerso.

Apesar das semelhanças estruturais, os vales de rift são distintos das cristas médias

oceânicas, onde nova crosta oceânica é continuamente formada para compensar o afastamento de



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placas tectônicas divergentes. Contudo, se o processo de formação do rift prosseguir por tempo suficiente, criando uma ruptura que leve à formação de distintas placas tectônicas, pode originar uma crista capaz de gerar um novo oceano (tal parece ser a origem do Atlântico).

Quando a formação de riftes convergentes ocorre sobre um ponto quente, como é o caso da

região dos Açores, existe em geral tendência para que o processo continue até que se desenvolva uma zona de ascensão de magma suficientemente poderosa para permitir a formação de uma crista oceânica, iniciando o afastamento das placas tectônicas vizinhas e a formação de crosta oceânica.

Figura 7 - Diagrama de formação de um rift oceânico 08. Nappe

Massa rochosa tabular alóctone *, normalmente de grande extensão, apresentando estruturas

dobradas recumbentes e falhas horizontalizadas com grandes rejeitos sobre o muro mais jovem, decorrentes de vergência dirigida, geralmente, para o ante-país do sistema orogênico.

* alóctone - algo que não é do lugar onde se encontra. Exercícios: 01) Relacione a primeira coluna com a segunda: 1) Espelho de Falha 2) Capa 3) Lapa 4) Falha Transcorrente 5) Falha de Cavalgamento ( ) O mesmo que “muro”. ( ) O mesmo que “teto”. ( ) Superfície brilhante resultante do deslizamento dos blocos ao longo do plano de uma falha. ( ) Falha inversa com baixo ângulo de inclinação do plano da falha. ( ) Apresenta rejeito total direcional (horizontal).



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02) Relacione a primeira coluna com a segunda:

1) Rejeito Vertical 2) Rejeito Horizontal 3) Rejeito Direcional 4) Rejeito Total 5) Rejeito de Mergulho

( ) A - D ( ) A - A’ ( ) D - C ( ) B - A’ ( ) C - A 03) Relacione a primeira coluna com a segunda: 1) Falha Normal 2) Falha Inversa 3) Falha Cisalhante 4) Graben 5) Horst

( ) Produzida por esforços distensivos. ( ) O teto sobe em relação ao muro. ( ) Deslocamento horizontal paralelo à direção da falha. ( ) Elevação alongada ocasionada por falhas regionais. ( ) Depressão alongada ocasionada por falhas regionais. 04) Quais as alternativas abaixo estão corretas: I - Xistocidade é uma estrutura geológica comum em rochas sedimentares. II - Horst são altos estruturais causados por falhamentos regionais. III - Grabens são fossas ou depressões tectônicas causadas por falhas regionais. IV - Dobras são deformações elásticas sofridas pelos materiais constituintes da crosta. V - Falhas ou Dobras são as principais estruturas identificadas em bacias sedimentares. a) Somente a alternativa I. b) I e IV. c) II, III e V. d) Somente a alternativa V. e) Nenhuma delas.

Gabarito: 01) 3 - 2 - 1 - 5 - 4 02) 2 - 4 - 1 - 5 - 3



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03) 1 - 2 - 3 - 5 – 4 04) c

Correção da questão 04: I - Xistocidade é uma estrutura geológica comum em rochas metamórficas . IV - Dobras são deformações elásticas sofridas pelos materiais constituintes do interior da terra, ou seja, de origem tectônica .

Bibliografia PARK, R.G. 1983 Foundations of structural geology. Blackie & Son Limited. (Capítulo 2) Ragan, D.M. 1985 Structural Geology: An Introduction to Geometrical Techniques. John Wiley & Sons, 207 pp. (Capítulos 7 e 13) RAMSAY, J.G.; HUBERT, M.I. (1987) The techniques of modern structural geology folds and fractures. New York, Academic Press. v.2 (Capítulos 15, 16 e 17) TEIXEIRA, TOLEDO, FAIRCHILD e TAIOLI 2000 Decifrando a Terra. (Capítulo 19)



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37 Curso Prático & Objetivo Direitos Autorais Reservados

Fundamento de Geologia I e Prospecção de Petróleo

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BF Curso Prático & Objetivo Direitos Autorais Reservados

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01. Introdução

Este trabalho se propõe a sumarizar os principais conceitos relativos à formação de jazidas petrolíferas que servirão de base para o concurso da Petrobras referente ao cargo de Engenheiro(a) de Petróleo Júnior, do processo de acumulação da matéria orgânica nos sedimentos, passando pela geração e migração do petróleo, até sua acumulação nos trapas. Baseou-se na experiência profissional dos autores e no conteúdo dos livros Petroleum Formation and Ocurrence (Tissot & Welte, 1984) e Elements of Petroleum Geology (Selley, 1998) e de algumas das referências neles contidas. 02. Petróleo

O petróleo é uma mistura complexa de hidrocarbonetos e quantidades variáveis de não-

hidrocarbonetos. Quando ocorre no estado líquido em reservatórios de subsuperfície ou em superfície, é denominado de óleo (ou óleo cru, para diferenciar do óleo refinado). É conhecida como condensado a mistura de hidrocarbonetos que encontra-se no estado gasoso em subsuperfície e torna-se líquida na superfície. Já o termo gás natural se refere à fração do petróleo que ocorre no estado gasoso ou em solução no óleo em reservatórios de subsuperfície.

Outra forma de ocorrência dos hidrocarbonetos são os hidratos de gás, que consistem

em cristais de gelo com moléculas de gás (etano, propano e, principalmente, metano). Os hidratos de gás ocorrem em condições bastante específicas de pressão e temperatura, sendo mais comuns em depósitos rasos nas regiões polares ou em águas profundas em vários pontos do planeta.

2.1. Composição do petróleo O petróleo contém centenas de compostos diferentes. Estudos realizados em amostras

de óleo do campo de Ponca City (Oklahoma, EUA) foram identificados cerca de 350 hidrocarbonetos, 200 compostos de enxofre, além de diversos não-hidrocarbonetos. Em termos elementares, o petróleo é composto essencialmente por carbono (80 a 90% em peso), hidrogênio (10 a 15%), enxofre (até 5%), oxigênio (até 4%), nitrogênio (até 2%) e traços de outros elementos (ex: níquel, vanádio, etc). A composição do petróleo é geralmente descrita em termos da proporção de hidrocarbonetos saturados, hidrocarbonetos aromáticos e não-hidrocarbonetos.

Os hidrocarbonetos saturados, compostos de C e H unidos por ligações simples,

incluem os alcanos normais (parafinas normais ou n-alcanos), os isoalcanos (isoparafinas ou alcanos ramificados) e os cicloalcanos (alcanos cíclicos ou naftenos). Os n-alcanos com



carbono. Os isoalcanos estão presentes principalmente com compostos de até 10 átomos de carbono, embora ocorram com até 25 átomos. Os cicloalcanos podem apresentar até 6 anéis de carbono, cada qual com 5 ou 6 átomos de carbono.

Os Hidrocarbonetos aromáticos são compostos que apresentam o anel aromático

(benzeno) e ocorrem sempre no estado líquido. Podem apresentar mais de um anel aromático, como os naftalenos (2 anéis) e os fenantrenos (3 anéis). O tolueno, com apenas um núcleo benzênico, é o composto aromático mais comum no petróleo, seguido pelo xileno e o benzeno.

Finalmente, os não-hidrocabonetos são compostos que contém outros elementos, além

do carbono e hidrogênio, denominados de heteroátomos. Como os elementos nitrogênio, enxofre e oxigênio são os heteroátomos mais comuns, esses compostos são geralmente conhecidos como NSO. Também é comum a ocorrência de metais (especialmente níquel e vanádio) associados á matéria orgânica em compostos denominados de organometálicos. As resinas e asfaltenos são compostos NSO de alto peso molecular, pouco solúveis em solventes orgânicos. Sua estrutura básica consiste de ‘’camadas’’ de compostos poliaromáticos condensados, empilhadas sob a forma de agregados. A proporção de resinas e, principalmente, de asfaltenos no petróleo é diretamente proporcional a sua viscosidade.

Existem basicamente dois tipos de classificações de óleos. Aquelas propostas por

engenheiros baseiam-se na composição e propriedades físico-químicas do óleo (densidade, viscosidade, etc) e são voltadas para as áreas de produção e refino. Já as classificações propostas por geólogos dão ênfase à composição, sendo voltadas para a origem e evolução do petróleo. Dentre as classificações de caráter geológico, uma das mais usadas é a proposta por Tissot & Welte (1978) que divide os óleos em seis tipos: parafínicos, parafínico-naftênicos, naftênicos, aromáticos intermediários, aromático asfálticos e aromático-naftênicos. A composição de cada tipo reflete a origem, o grau de evolução térmica e os processos de alteração a que o petróleo foi submetido. Os óleos também são comumente chamados de leves ou pesados quando suas densidades são, respectivamente, menores ou maiores do que a de água.

Os gases naturais, por sua vez, são classificados como gás seco ou úmido. O gás seco é

composto essencialmente por metano, enquanto no gás úmido estão presentes também etano, propano e butano em proporções variáveis. Além dos hidrocarbonetos, outros compostos gasosos podem estar associados, como o dióxido de carbono (CO2), gás sulfídrico (H 2S), e mais raramente, Hélio (He) e hidrogênio (H). O gás não-associado é aquele que ocorre sozinho no reservatório, e o gás associado ocorre junto com o óleo.

2.2. Origem do petróleo As primeiras teorias que procuraram explicar a ocorrência do petróleo postulavam uma

origem inorgânica, a partir de reações que ocorreriam no manto. Ainda hoje existem autores que advogam uma origem inorgânica para o petróleo, seja a partir da polimerização do metano proveniente do manto e migrado através de falhas, ou a partir de reações equivalentes às empregadas na síntese de Fischer-Tropsch, e que encontrariam condições favoráveis à sua ocorrência nas zonas de subducção.



Diversos fatos, no entanto, favorecem uma origem orgânica para a maior parte dos hidrocarbonetos encontrados próximos a superfície da Terra, em espacial para aqueles com dois ou mais átomos de carbono. Em primeiro lugar, quase todo o petróleo é encontrado em rochas reservatório de bacias sedimentares. As ocorrências de petróleo em rochas do embasamento, estão quase todas associadas à rochas sedimentares adjacentes. A presença e a quantidade de hidrocarbonetos em exalações provenientes de vulcões ou de falhas profundas durante terremotos é menos freqüente e muito menor do que o esperado caso os mesmos tivessem uma origem mantélica. Outrossim, existem também evidências químicas da origem orgânica, como a presença no petróleo de compostos cuja estrutura molecular é mesma de substâncias encontradas nos seres vivos (ex: os esteranos encontrados no petróleo são o produto da degradação dos esteróides encontrados nas algas).

Em suma, os dados disponíveis atualmente indicam que o petróleo é gerado a partir da

transformação da matéria orgânica acumulada nas rochas sedimentares, quando submetida às condições térmicas adequadas. Cabe ressaltar que o metano pode ter origem inorgânica (proveniente do manto) ou orgânica (degradação da matéria orgânica), cada qual com características isotópicas distintas. Traços de hidrocarbonetos de origem inorgânica também são encontrados em meteoritos.

2.3. Fatores condicionantes da ocorrência de petróleo em bacias sedimentares A formação de uma acumulação de petróleo em uma bacia sedimentar requer a

associação de uma série de fatores: (a) a existência de rochas ricas em matéria orgânica, denominadas de rochas geradoras; (b) as rochas geradoras devem ser submetidas às condições adequadas (tempo e

temperatura) para a geração do petróleo; (c) a existência de uma rochas com porosidade e permeabilidade necessárias à

acumulação e produção do petróleo, denominada de rochas reservatório; (d) a presença de condições favoráveis à migração do petróleo da rocha geradora até a

rocha reservatório; (e) a existência de uma rocha impermeável que retenha o petróleo, denominada de

rocha selante ou capeadora; e (f) um arranjo geométrico das rochas reservatório e selante que favoreça a acumulação

de um volume significativo de petróleo. Uma acumulação comercial de petróleo é o resultado de uma associação adequada

destes fatores no tempo e no espaço. A ausência de apenas um desses fatores inviabiliza a formação de uma jazida petrolífera.



03. Rocha Geradora Uma rocha geradora deve possuir matéria orgânica em quantidade e qualidade

adequadas e submetida ao estágio de evolução térmica necessário para degradação do querogênio. É aceito de modo geral, que uma rocha geradora deve conter um mínimo de 0,5 a 1,0% de teor de carbono orgânico total (COT). Os aspectos volumétricos da rocha geradora (espessura e extensão lateral) também não devem ser ignorados, pois uma rocha com quantidade e qualidade da matéria orgânica adequadas pode ser, por exemplo, muito delgada para gerar quantidades comerciais de petróleo.

O termo matéria orgânica se refere ao material presente nas rochas sedimentares, que é

derivado da parte orgânica dos seres vivos. A quantidade e qualidade da matéria orgânica presente nas rochas sedimentares refletem uma série de fatores, tais como a natureza da biomassa, o balanço entre produção e preservação de matéria orgânica, e as condições físicas e químicas do pelo ambiente deposicional.

3.1. Composição da matéria orgânica Os organismos são de modo geral constituídos pelos mesmos compostos: lipídios,

proteínas, carboidratos e, nas plantas superiores, lignina. A proporção entre estes compostos, no entanto, difere entre as diversos tipos de organismos.

Os lípidios englobam as gorduras e ceras, cuja funções são de armazenamento de

energia e proteção das células, respectivamente. Praticamente insolúveis em água, as gorduras consiste na mistura de vários triglicerídeos, classificados quimicamente como ésteres. Quando hidrolizados, os glicerídeos dão origem a glicerol e ácidos graxos. Já nas ceras, o glicerol é substituído por álcoois complexos, bem como estão presentes n-alcanos com vários átomo de carbono. Além dos lipídios típicos, existem substâncias similares, como alguns pigmentos (ex: clorofila), e os terpenóides e esteróides, que cumprem funções protetoras das células.

As proteínas consistem basicamente em polímeros de aminoácidos, nos quais se

encontra a maior parte do nitrogênio presente nos organismos. As proteínas podem atuar tanto como constituinte de diversos materiais (ex: músculos) como na forma de enzimas, catalisando as mais variadas reações bioquímicas. Na presença de água e sob a ação de enzimas, as proteínas podem ser quebradas em seus aminoácidos individuais.

Os carboidratos englobam os açúcares e seu polímeros (mono-, oligo- e polissacarídeos)

e estão entre os compostos mais importantes nos seres vivos. Podem servis como fonte de energia ou como constituinte de plantas (celulose) e animais (quitina). Embora praticamente restrita aos vegetais superiores, a celulose é o carboidrato mais abundante na natureza. Insolúveis em água, os carboidratos podem ser hidrolisados, transformando-se em açúcares como 5 ou 6 átomos de carbono, os quais são solúveis.

A lignina consiste basicamente em compostos poliaromáticos (polifenóis) de alto peso

molecular, constituindo estruturas tridimensionais dispostas entre os agregados de celulose



que constituem os tecidos das plantas. São sintetizados pelas plantas terrestres a partir da desidratação e condensação de álcoois aromáticos.

Nos diversos grupos de organismos as abundâncias relativas desses compostos podem

variar consideravelmente. As plantas terrestres, por exemplo, são constituídas principalmente por carboidratos (celulose, 30 a 50%) e lignina (15 a 25%), e secundariamente por proteínas e lipídios, enquanto o fitoplâncton marinho é composto predominantemente por proteínas (até 50%), lipídios (5 a 25%) e carboidratos (até 40%).

Mesmo entre compostos que ocorrem na proporção de ppm ou ppb (partes por milhão e

por bilhão) são observados contrastes marcantes entre diferentes tipos de organismos. A diferença na distribuição e proporção relativa entre os compostos também se reflete na composição elementar da matéria orgânica. Assim, a biomassa de origem continental é mais rica em oxigênio e mais pobre em hidrogênio do que a biomassa de origem marinha, uma vez que as plantas terrestres são constituídas principalmente por lignina e celulose, com alta proporção de compostos aromáticos e funções oxigenadas. Como conseqüência, a matéria orgânica terrestre possui uma razão elementar H/C entre 1,3 e 1,5, enquanto a matéria orgânica marinha apresenta valores na faixa de 1,7 a 1,9.

A composição da matéria orgânica preservada nas rochas sedimentares, entretanto, não

depende apenas da natureza da biomassa dominante no pelo ambiente, já que a composição original pode ser modificada por uma série de processos sin- e pósdeposicionais.

3.2. Produção e preservação da matéria orgânica O ciclo do carbono constitui um dos mais importantes ciclos biogeoquímicos, não só

por sua complexidade e abrangência, como pela importância econômica, na compreensão da origem e ocorrência de combustíveis fósseis. A maior parte do carbono orgânico nos ambientes aquáticos ocorre sob a forma de carbono dissolvido, sendo o restante constuído é de natureza particulada. O carbono orgânico dissolvido, composto principalmente por substâncias húmicas, proteínas, carboidratos e lipídios (Esteves, 1988), consiste no produto da decomposição de plantas e animais e da excreção destes organismos. Já o carbono orgânico particulado compreende a matéria orgânica em suspensão, incluindo a pequena fração representada pelos organismos vivos.

O principal mecanismo de produção de matéria orgânica é a fotossíntese, processo no

qual água e dióxido de carbono são convertidos em glicose, água e oxigênio. A partir da glicose são formados os polissacarídeos e os outros compostos orgânicos necessários à vida. Os maiores produtores de matéria orgânica nos ambientes aquáticos são os organismos fitoplanctônicos. Estima-se que a produção mundial de matéria orgânica de origem fitoplanctônica é de cerca de 550 bilhões de toneladas/ano, enquanto a matéria orgânica originada dos organismos bentônicos, por exemplo, não ultrapassa 200 milhões de toneladas/ano. Embora atualmente a produção primária de origem terrestre equivalente à aquática, a maior exposição ao oxigênio limita sua preservação.

No continente, as condições climáticas (temperatura, incidência de luz solar, umidade)

constituem o principal fator condicionante da produtividade primária. De fato, nos



ambientes desérticos ou polares a produtividade é baixa, enquanto nas regiões tropicais, a produtividade é alta. Já no meio aquático, a produtividade primária é condicionada principalmente pela luminosidade, temperatura e disponibilidade de nutrientes (especialmente fósforo e nitrogênio), embora seja afetada também por uma série de fatores ambientais, como salinidade e pH. No que diz respeito à temperatura e salinidade, as melhores condições ocorrem nas zonas de clima temperado, onde a produtividade é mais alta do que nos mares polares ou equatoriais. No caso do suprimento de nutrientes, a origem pode ser externa (descarga de grandes rios) ou interna (reciclagem da própria biomassa). No caso dos oceanos, a disponibilidade de nutrientes pode ser incrementada pelo fenômeno da ressurgência. Devido à ação dos ventos e das correntes oceânicas, águas frias e ricas em nutrientes, vindas de áreas mais profundas, chegam às regiões costeiras acarretando um grande aumento da produtividade primária.

A exposição da matéria orgânica ao oxigênio (em superfície) resulta na sua degradação.

Nos ambientes aquáticos, o grau de preservação da matéria orgânica depende da concentração de oxigênio e do tempo de trânsito da biomassa ao longo da coluna d’água e de exposição na interface água/sedimento. Assim em águas oxigenadas a matéria orgânica tende a ser degrada, enquanto em águas não-oxigenadas, há melhores condições de preservação. Em bacias cuja toda a coluna d’àgua é oxigenadas, altas taxas de sedimentação podem auxiliar na preservação da matéria orgânica, retirando-a da interface água/sedimento.

A atividade de organismos heterotróficos também exerce importante um papel no

processo de degradação da matéria orgânica. Sob condições oxigenadas, as bactérias aeróbicas e de organismos metazoários desempenham um importante papel na degradação da biomassa primária. Sob condições disoxigenadass/anoxigenadass, a ação desses organismos é limitada ou mesmo eliminada, e a alteração da matéria orgânica passa a ser realizada por bactérias anaeróbicas, que empregam nitratos e sulfatos como agentes oxidantes. Já na ausência desses agentes oxidantes, a matéria orgânica é decomposta por bactérias metanogênicas. Nos sistemas lacustres de água doce (onde é baixa a disponibilidade de sulfato) a metanogênese pode ser responsável, junto com a oxidação por oxigênio livre, pela decomposição da maior parte da matéria orgânica produzida.

Estima-se que em média 0,1% da matéria orgânica produzida pelos organismos

fotossintéticos é preservada nos sedimentos. Os ambientes mais favoráveis à preservação da matéria orgânica são os mares restritos e os lagos profundos.

3.3. Formação do querogênio Após sua incorporação nos sedimentos e ainda submetida a pequenas profundidades e

baixas temperaturas (até 1000m e 50ºC), a matéria orgânica passa por uma série de transformações denominada de diagênese.

A diagênese tem início com a degradação bioquímica da matéria orgânica pela

atividade de microorganismos (bactérias, fungos, etc) aeróbicos e anaeróbicos que vivem na porção superior da coluna sedimentar (principalmente no primeiro metro). As proteínas e carboidratos são transformadas em seus aminoácidos e açúcares individuais, os lípidios



são transformados em glicerol e ácidos graxos e a lignina, em fenóis e ácidos aromáticos. As proteínas e carboidratos são os compostos mais instáveis, enquanto os lipídios e a lignina são mais resistentes à degradação. Essas transfomações são acompanhadas pela geração de dióxido de carbono, água e metano.

O resíduo da degradação microbiana passa em seguida por mudanças químicas (perda

de grupos funcionais e polimerização) que resultam numa progressiva condensação e insolubilização da matéria orgânica. Ao longo deste processo, os biopolímeros (compostos sistetizados pelos organismos) são transformados nos geopolímeros encontrados nas rochas sedimentares. Alguns lipídios e hidrocarbonetos sintetizados pelas plantas e animais resistem à degradação microbiana, sofrendo somente pequenas mudanças em sua composição e estrutura molecular. Estas substâncias, encontradas em sedimentos recentes e rochas sedimentares são chamadas de fósseis geoquímicos ou moleculares, marcadores biológicos ou biomarcadores.

O produto final do processo de diagênese é o querogênio, definido como a fração

insolúvel da matéria orgânica presente nas rochas sedimentares. Além do querogênio, também há uma fração solúvel, composta por hidrocarbonetos e não-hidrocarbonetos derivados de biopolímeros pouco alterados, e denominada de betume. O querogênio é a forma mais importante de ocorrência de carbono orgânico na Terra, sendo 1000 vezes mais abundante do que o carvão e o petróleo somados.

Quimicamente, o querogênio é uma macromolécula tridimensional constituída por

‘’núcleos’’ aromáticos (camadas paralelas de anéis aromáticos condensados), ligados por ‘’pontes’’ de cadeias alifáticas lineares ou ramificadas. Tanto os núcleos quanto as pontes apresentam grupos funcionais com heteroátomos (ex: ésteres, cetonas, etc). Ao microscópio, normalmente é possível identificar estruturas remanescentes da matéria orgânica original, tais como tecidos vegetais, pólens e esporos, colônias de algas, etc.

Em muitos casos, entretanto, o processo de diagênese pode obliterar a estrutura original,

o que resulta a formação de um querogênio amorfo. A proporção entre os três elementos mais abundantes no querogênio (C, H e O) varia consideravelmente em função da origem e evolução da matéria orgânica. Com base nas razões elementares H/C e O/C e em dados químicos e petrográficos é possível classificar os querogênio como dos tipos I, II e III:

(a) o querogênio do tipo I é constituído predominantente por cadeias alifáticas, com

poucos núcleos aromáticos. Rico em hidrogênio (alta razão H/C), é derivado principalmente de lipídios de origem algálica. Normalmente encontrado em rochas geradoras depositadas em ambiente lacustre.

(b) o querogênio do tipo II contém uma maior proporção de núcleos aromáticos, anéis

naftênicos e grupos funcionais oxigenados. Conseqüentemente, é mais pobre em hidrogênio e mais rico em oxigênio do que o querogênio do tipo I. Geralmente derivado de matéria orgânica de origem marinha.

(c) o querogênio do tipo III é constituído predominantemente por núcleos aromáticos

e funções oxigenadas, como poucas cadeias alifáticas. Apresenta baixos valores para a



razão H/C e altos valores de O/C. Derivado de matéria orgânica de origem terrestre, este tipo é freqüentemente encontrado em rochas geradoras depositadas em ambiente marinho deltaico.

A composição do petróleo gerado a partir de cada querogênio reflete sua composição.

Assim, um óleo derivado de um querogênio do tipo I apresenta um elevada abundância relativa de compostos alifáticos, enquanto um óleo proveniente de um querogênio do tipo II possui em geral um maior conteúdo de enxofre.

O querogênio do tipo I possui o maior potencial para geração de petróleo, seguido pelo

tipo II, com um potencial moderado para a geração de óleo e gás, e pelo tipo III, que possui um baixo potencial para a geração de óleo. Nas rochas sedimentares, além dos mencionados acima, também pode ocorrer um tipo denominado de querogênio residual, derivado de matéria orgânica intensamente retrabalhada e oxidada. Com baixíssimo conteúdo de hidrogênio e abundância de oxigênio, o querogênio residual (ou inerte) não apresenta potencial para a geração de hidrocarbonetos.

Cabe lembrar que é comum a ocorrência de tipos de querogênio com características

intermediárias entre os tipos citados acima. Tal fato pode resultar tanto da mistura de matéria orgânica terrestre e marinha em diferentes proporções, como de mudanças químicas decorrentes da degradação química e bioquímica sofrida no início da diagênese. 04. Geração e Migração do Petróleo

Na medida em que prossegue a subsidência da bacia sedimentar, o querogênio é

soterrado a maiores profundidades. O aumento de temperatura acarreta a degradação térmica do querogênio e na geração do petróleo, que sob as condições adequadas é expulso da rocha geradora (processo conhecido como migração primária) e se desloca através dos meio poroso até as trapas (migração secundária).

4.1. Conversão do querogênio em petróleo Com o soterramento da rocha geradora o querogênio é submetido a temperaturas

progressivamente mais altas. Como forma de se adaptar as novas condições de pressão e temperatura, o querogênio passa por uma série de transformações que incluem, inicialmente, a liberação de grupos funcionais e heteroátomos, seguida pela perda de hidrocarbonetos alifáticos e cíclicos, e acompanhadas por uma progressiva aromatização da matéria orgânica. Como consequência das transformações sofridas pelo querogênio, são produzidos dióxido de carbono, água, gás sulfídrico, hidrocarbonetos, etc.



São reconhecidas três fases na evolução da matéria orgânica em função do aumento de

temperatura: diagênese, catagênese e metagênese. A diagênese (discutida no capítulo anterior) se dá após a deposição da matéria orgânica, sob pequenas profundidades e baixas temperaturas, resultando na transformação da matéria orgânica original em querogênio. Durante a diagênese, o metano é o único hidrocarbonetos gerado em quantidades significativas. Na catagênese, o querogênio é submetido a temperaturas ainda maiores (da ordem de 50 a 150ºC), o que resulta na formação sucessiva de óleo, condensado e gás úmido. O final da catagênese é alcançado no estágio em que o querogênio completou a perda de suas cadeias alifáticas. Na metagênese, alcançada sob temperatura muito elevadas (acima de 150-200ºC), a matéria orgânica é representada basicamente por gás seco (metano) e um resíduo carbonoso. Este estágio corresponde ao início do metamorfismo (facies xisto-verde).

O termo maturação se refere ao estágio de evolução térmica alcançado pelas rochas

geradoras. Uma rocha é chamada de imatura quando o querogênio encontra-se ainda na fase de diagênese e ainda não ocorreu a geração de volumes significativos de petróleo. Ao passar pela catagênese, a rocha geradora é considerada matura. No início da catagênese, o querogênio passa inicialmente pela “janela de óleo’’ (zona de geração de óleo ou oil window), estágio em que predomina largamente a geração dos hidrocarbonetos líquidos (iso-, ciclo- e n-alcanos de médio peso molecular) sobre os gasosos. Ainda durante a catagênese, sob temperaturas mais elevadas, o querogênio passa pela zona regressiva de geração de óleo, na qual aumenta a proporção de n-alcanos de baixo peso molecular. No final da catagênese, a rocha geradora atingiu a ‘’janela de gás’’ (zona de geração de gás ou gás window), sendo considerada senil.

Diversos parâmetros químicos, óticos e moleculares são utilizados na definição do grau

de maturação de uma rocha geradora. Um dos mais empregados é a medida da reflectância da vitrinita (%Ro), técnica desenvolvida originalmente para o estudo de carvões e que consiste na determinação, ao microscópio, do poder refletor das partículas de vitrinita (parte do tecido de plantas superiores) presentes no querogênio. Existe uma relação entre os valores de reflectância da vitrinita e os estágio evolutivos do querogênio.

Para caracterizar a evolução do processo de transformação do querogênio em petróleo

são empregados dois parâmetros: o potencial genético (ou potencial gerador), definido como a quantidade de petróleo (óleo e gás) que um querogênio é capaz de gerar, e a taxa de transformação, definida como a relação entre a quantidade de petróleo gerado e o potencial genético original. O potencial gerador original se refere ao querogênio que ainda não foi submetido à catagênese, ou seja, cuja taxa de transformação é zero.

A partir do início da catagênese, a conversão do querogênio em petróleo ocasiona um

progressivo aumento da taxa de transformação associado à redução do potencial gerador, o



qual passa a ser denominado de residual. Sob condições extremas de evolução térmica (metagênese) o potencial gerador residual do querogênio pode ser reduzido à zero enquanto a taxa de transformação chega a 100%.

Para a determinação do potencial gerador e da quantidade de petróleo é normalmente

empregada a técnica da pirólise Rock-Eval, que simula o processo de degradação térmica do querogênio. Uma pequena quantidade de amostra de rocha (em torno de 250mg) é submetida a temperaturas de 300 a 600ºC por um período de cerca de 25 minutos, sob atmosfera inerte, para que não haja combustão da matéria orgânica. No primeiros 8 minutos, sob temperaturas de 300ºC, os hidrocarbonetos livres presente na amostra de rocha são vaporizados, quantificados por um detector de ionização d chama, e representados no registro de pirólise pelo pico S1 (mgHC/gRocha). Em seguida sob temperaturas de 300 a 600ºC, ocorre a degradação do querogênio e a geraçã de hidrocarbonetos, os quais são quantificados pelo mesmo detector de ionização d chama e representados pelo pico S2 (mgHC/gRocha), que constitui o potencial gerador.

A temperatura na qual ocorre o máximo de geração de hidrocarbonetos, denominada de Tmax, é um parâmetro indicativo do estágio de evolução térmica da rocha analisada. Finalmente, Durante a degradação do querogênio também forma-se dióxido de carbono (S3, em mgCO2/gRocha) proveniente da perda de grupos funcionais oxigenados.

O processo de degradação térmica do querogênio pode ser descrito pelas formulações

clássicas da cinética de primeira ordem. A conversão do querogênio é controlada pela taxa de reação, cujo incremento em função da temperatura é descrito pela Lei de Arrhenius, a qual é dependente da temperatura e dos parâmetros cinéticos (fator de frequência e energia de ativação). O fator de frequência (ou fator pré-exponencial, cuja unidade é S1) representa a frequência de choques entre as moléculas, e a energia de ativação (em kcal/mol), a quantidade de energia, necessários para que uma determinada reação ocorra. Os três tipos básicos de querogênio (tipos I, II e III) apresentam comportamentos cinéticos distintos, como reflexo de suas diferenças composicionais. A premissa, adotada em alguns modelos, de que as taxas de reação aproximadamente dobram a cada 10ºC de aumento de temperatura não é válida, uma vez que é aplicável somente para reações com baixas energias de ativação (no final da diagênese/início da catagênese) e não leva em consideração as diferenças de comportamento cinético dos diferentes tipos de querogênio.

4.2. Migração primária e secundária O processo de expulsão do petróleo das rochas geradoras, fator essencial para a

formação das acumulações comerciais, é denominado de migração primária. Inúmeras teorias e hipóteses tem sido propostas a fim de explicar os mecanismos e os fatores que controlam a expulsão do petróleo de sua rocha geradora. Dentre os diversos mecanismos sugeridos, podem ser citados o da migração do petróleo em solução na água e por difusão molecular. Com o avanço no conhecimento mostrou-se que estes mecanismos, embora atuantes, não possuem a eficiência necessária para a expulsão de volumes significativos de petróleo.



Atualmente, acredita-se que a migração primária é controlada basicamente pelo aumento de pressão nas rochas geradoras em resposta à progressiva compactação e à expansão volumétrica ocasionada pela formação do petróleo. Deste modo, forma-se um gradiente de pressão entre a rocha geradora e as camadas adjacentes, favorecendo a formação de microfaturas e o deslocamento de fases discretas de hidrocarbonetos. O encadeamento dos processos de aumento de pressão, microfraturamento, movimentação de fluidos e subseqüente alívio de pressão constitui um ciclo que deve se repetir diversas vezes para que ocorra a expulsão de quantidades significativas de petróleo. Balanços de massa baseados em dados geoquímicos de poços e nos resultados de experimentos de laboratório indicam que a eficiência do processo de expulsão pode ser elevada, alcançando valores de 50 a 90%.

O deslocamento do petróleo entre a rocha geradora e a trapa é denominada de migração

secundária. Consiste em um fluxo em fase contínua, impulsionado pelo gradiente de potencial de fluido. Este potencial pode ser subdividido em três componentes:

(a) o desequilíbrio de pressão causado pela compactação; (b) a flutuabilidade, que consiste na força vertical resultante da diferença de densidade

entre petróleo e água de formação; (c) a pressão capilar, resultante da tensão interfacial entre as fases petróleo e água e as

rochas. Em rochas pelíticas soterradas à mais de 3km, o componente relacionado ao excesso de

pressão da água domina o potencial de fluido do petróleo, enquanto em rochas grosseiras o componente flutuabilidade predomina. Ao atingir níveis mais rasos da bacia (profundidades menores que 2km), o componente relacionado ao excesso de pressão da água já não domina o potencial de fluido do petróleo. Conseqüentemente, a migração do petróleo ocorre quando a flutuabilidade supera a pressão capilar, enquanto sua acumulação se dá onde a pressão capilar supera a flutuabilidade. 05. Rocha Reservatório

Denomina-se de reservatório à rocha com porosidade e permeabilidade adequadas à

acumulação de petróleo. A maior parte das reservas conhecidas encontra-se em arenitos e rochas carbonáticas, embora acumulações de petróleo também ocorrem em folhelhos, conglomerados ou mesmo em rochas ígneas e metamórficas.

5.1. Porosidade e permeabilidade A porosidade, representada pela letra grega φ, é definida como a porcentagem (em

volume) de vazios de uma rocha. Na maioria dos reservatórios a porosidade varia de 10 a 20%. A porosidade absoluta corresponde ao volume total de vazios, enquanto a porosidade efetiva se refere apenas aos poros conectados entre si. Os reservatórios normalmente apresentam variações horizontais e verticais de porosidade. A quantidade, tamanho, geometria e grau de conectividade dos poros controlam diretamente a produtividade do



reservatório. Medida diretamente, em amostras de testemunho, ou indiretamente, através de perfis elétricos, a porosidade de uma rocha pode ser classificada como insignificante (0-5%), pobre (5-10%), regular (10-15%), boa (15-20%), ou muito boa (>20%).

A porosidade primária (ou deposicional) é formada durante a deposição dos sedimentos,

podendo ser inter- ou intragranular. Este tipo de porosidade tende a diminuir como o soterramento, pelo efeito da compactação mecânica e da diagênese. Já a porosidade secundária forma-se após a deposição, geralmente como resultado da dissolução de minerais. A porosidade primária é mais comum em arenitos, enquanto a secundária ocorre com mais freqüência nas rochas carbonáticas. As fraturas podem aumentar consideravelmente o volume de vazios das rochas. Em reservatórios areníticos e carbonáticos as fraturas podem contribuir para o aumento da conectividade dos poros, enquanto nos folhelhos, rochas ígneas e metamórficas as mesmas respondem por quase toda porosidade.

A permeabilidade, representada geralmente pela letra K, é a capacidade da rocha de

transmitir fluido, sendo expressa em Darcys (D) ou milidarcys (md). Uma rocha tem 1D de permeabilidade quando transmite um fluido de 1cP (centipoise) de viscosidade com uma vazão de 1cm3/s, através de uma seção de 1cm2 e sob um gradiente de pressão de 1atm/cm. Controlada principalmente pela quantidade, geometria e grau de conectividade dos poros, a permeabilidade de uma rocha é medida diretamente, em amostras de testemunho, e pode se classificada como baixa (<1md), regular (1-10md), boa (10-100md), muito boa (100-1000md) e excelente (>1000md). A maior parte dos reservatórios possui permeabilidades de 5 a 500md.

A permeabilidade raramente é a mesma em todas as direções numa rocha sedimentar,

sendo geralmente maior na horizontal do que na vertical. Uma vez que é inversamente proporcional à viscosidade do fluido, a permeabilidade de um reservatório para o gás é muito maior do que para o óleo. Assim, enquanto um reservatório pode produzir gás com apenas alguns milidarcys, para a produção de óleo são necessários pelo menos dezenas de milidarcys. Quando mais de um fluido divide o espaço poroso (como é o caso dos reservatórios com água, óleo e/ou gás), cada fluido apresenta uma permeabilidade relativa, que varia em função da sua saturação. Ou seja, a permeabilidade é máxima (permeabilidade absoluta, Ka) quando um fluido ocupa 100% dos poros, e decresce (permeabilidade relativa, Kr) à medida que este fluido divide o espaço poroso com outro fluido. Ë necessária uma saturação mínima para que um fluido consiga fluir. No caso do óleo, uma saturação mínima em torno de 20% é necessária para que o mesmo possa fluir (Kr>0).

5.2. Qualidade do reservatório As características de permoporosidade de um reservatório refletem basicamente a

textura da rocha. De modo geral, porosidade e permeabilidade são diretamente proporcionais ao grau de seleção e tamanho dos grãos e inversamente proporcional à esfericidade. Outrossim, variações laterais e verticais da permoporosidade são fortemente controladas pelas características do ambiente deposicional. Assim, em arenitos eólicos com estratificação cruzada, a permeabilidade vertical e a horizontal podem apresentar diferenças



de até duas ordens de grandeza. Já em um corpo de arenito canalizado as permeabilidades podem aumentar significativamente das margens para o centro do paleocanal.

A diagênese também pode alterar completamente as características permoporosas

originais de uma rocha reservatório. Em arenitos, os processos diagenéticos mais importantes são a cimentação e a dissolução. A cimentação quando em pequenas proporções pode ser favorável, uma vez que previne a produção de grãos de areia junto com o óleo. Quando em elevada proporção, a cimentação pode obliterar completamente a porosidade original, reduzindo a permeabilidade a praticamente zero.

A calcita, o quartzo e as argilas autigênicas (caolinita, ilita e montmorilonita)

constituem os cimentos mais comuns em arenitos. Em rochas carbonáticas os efeitos da diagênes são mais importantes, uma vez que a calcita é menos estável do que o quartzo.

Conseqüentemente, a cimentação e a dissolução podem tanto piorar quanto melhorar a

qualidade do reservatório. Cabe ressaltar que a entrada do óleo no reservatório pode contribuir para preservar as características permoporosas do reservatório, uma vez que o mesmo pode inibir a diagênese.

A continuidade do reservatório também constitui um fator crítico para a sua

produtividade. De modo geral, se distingue a espessura total (gross pay) do reservatório, que corresponde a distância vertical entre o topo do reservatório e o contato óleo-água, e a espessura ‘’líquida’’ (net pay), equivalente a espessura de reservatório de onde o petróleo pode efetivamente ser produzido.

Os principais causas de descontinuidade em reservatórios são as barreiras diagenéticas,

deposicionais e tectônicas. As barreiras diagenéticas são constituídas geralmente por níveis cimentados relacionados a ‘’fronts’’ diagenéticos e ao petróleo (ex: contato óleo-água).

As barreiras deposicionais estão relacionadas com a forma dos corpos de rocha

reservatório e com a distribuição espacial das fácies a eles relacionadas. Assim, uma camada de arenito constituída por corpos delgados de areia intercalados com níveis contínuos de folhelhos pode se mostrar um reservatório altamente compartimentado. Já as barreiras tectônicas são representadas principalmente pelas falhas, que podem por si só constituir uma barreira como pode justapor rochas reservatório e selante, dificultando o fluxo de fluidos.

A definição da estratégia de produção, bem como o cálculo das reservas de uma jazida,

requerem um conhecimento detalhado da qualidade e continuidade do reservatório em três dimensões. 06. Trapas

Trapas são situações geológicas em que o arranjo espacial de rochas reservatório e

selante possibilita a acumulação de petróleo.



6.1. Trapas e rochas selantes Uma trapa pode ser caracterizada através de um conjunto de parâmetros: o ápice ou

crista corresponde ao ponto mais alto da trapa, o ‘’spill point’’ representa o ponto mais baixo onde pode ser encontrado petróleo, e o fechamento, a distância vertical entre o ápice e o ‘’spill point’’. Uma trapa contém água, óleo e/ou gás, podendo apresentar contatos bruscos ou transicionais, e de inclinação variável (horizontal sob condições hidrostáticas, ou inclinado sob condições hidrodinâmicas).

As trapas podem ser classificadas como estruturais, estratigráficas, hidrodinâmicas ou

mistas. As trapas estruturais são aquelas cuja geometria é o resultado de atividade tectônica, estando relacionadas a falhas, dobras ou diápiros. Anticlinais associados a falhas reversas ou normais constituem o tipo de trapa estrutural mais comum. As trapas estratigráficas são aquelas resultantes de variações litológicas, podendo ser de origem deposicional (ex: recifes, lentes de arenitos, etc) ou pós-deposicional (ex: truncamentos, barreiras diagenéticas, etc). As trapas hidrodinâmicas formam-se em áreas onde o fluxo descendente de água retém o petróleo sem nenhum tipo de fechamento estrutural ou barreira estratigráfica. As trapas mistas são o resultado da combinação de duas de quaisquer situações acima.

As rochas selantes ou capeadoras são as responsáveis pela retenção do petróleo nas

trapas. Devem apresentar baixa permeabilidade associada com alta pressão capilar, de modo a impedir a migração vertical do petróleo. Os evaporitos (especialmente a halita) são os capeadores mais eficientes, embora os folhelhos sejam os mais comuns nas acumulações de petróleo. Os folhelhos podem nos casos em que a pressão capilar não é suficientemente alta, atuar como capeadores seletivos, impedindo a passagem do óleo e permitindo a perda de gás da trapa. Cabe ressaltar que a capacidade selante de uma rocha é dinâmica. Um folhelho capeador pode, com o aumento da compactação e alguma atividade tectônica, fraturar-se e perder sua capacidade selante.

Para que seja possível a formação de uma jazida petrolífera, é fundamental que a

formação da trapa seja contemporânea ou anteceda a geração e migração do petróleo. 6.2. Alteração do petróleo na trapa A composição do petróleo que chega a trapa depende essencialmente da natureza da

matéria orgânica e da evolução do processo de geração e migração. Esta composição, entretanto, pode ser alterada na trapa por uma série de processo de alteração: craqueamento térmico, ‘’deasphalting’’ e biodegradação.

O craqueamento térmico é conseqüência do aumento de temperatura do reservatório

devido à subsidência, mudança do gradiente geotérmico ou influência de intrusões ígneas. O processo de degradação térmica do petróleo também pode ser descrito pelas formulações clássicas da cinética de primeira ordem, sendo controlado pela temperatura e pelo tempo. O craqueamento resulta no aumento da proporção dos hidrocarbonetos leves às expensas dos compostos mais pesados. Sob temperaturas muito, o petróleo é transformado basicamente em metano e um resíduo carbonoso aromatizado (pirobetume).



O processo de ‘’deasphalting’’ consiste na precipitação dos asfaltenos causada pela dissolução de grandes quantidades de gás e/ou hidrocarbonetos leves no petróleo acumulado. Esses hidrocarbonetos leves podem se formar na própria acumulação, pelo efeito do craqueamento térmico, bem como resultar de um segundo pulso de migração secundária que atingiu o reservatório.

A biodegradação é o processo de alteração do petróleo pela ação de bactérias. A

biodegradação do petróleo está normalmente associada ao influxo de água meteórica no reservatório, uma vez que as bactérias que consomem o petróleo são principalmente aeróbicas, dependendo, portanto, do oxigênio e nutrientes trazidos pela água. O consumo dos hidrocarbonetos pelas bactérias é seletivo, seguindo de modo geral a seguintes sequência: alcanos normais, seguidos pelos ramificados, cíclicos e, finalmente, os hidrocarbonetos aromáticos. A perda preferencial dos compostos mais leves resulta no aumento da densidade e da viscosidade do óleo acumulado.

6.3. Cálculo de reservas e métodos de produção Na cubagem do volume de petróleo recuperável de uma jazida deve ser levado em

consideração volume do reservatório que contém petróleo, a porosidade, a saturação de óleo, o fator de recuperação e o fator volume de formação.

O volume do reservatório é calculado com base em mapas estruturais e isópacos. A

porosidade e a saturação de óleo (fração do espaço poroso ocupado pelo petróleo) são definidas com base em perfis elétricos. O fator de recuperação (percentagem do volume total do óleo que pode ser produzido) é estimado por analogia com reservatórios similares já em produção. O fator volume de formação é usado para a conversão do volume do petróleo no reservatório para as condições de P e T na superfície, correspondendo ao volume de óleo no reservatório para fornecer um barril de petróleo na superfície. Esse fator pode ser estimado com base na composição do petróleo (varia de 1,08 nos óleo pesados, até 2,0 nos muito leves) ou determinado com precisão através de análises de PVT (pressão-volume-temperatura) em laboratório.

A produção do petróleo depende da diferença de pressão entre poço e reservatório. Existem três mecanismos naturais para o fluxo espontâneo do petróleo até a superfície:

gás dissolvido, capa de gás e empuxo de água. A presença de gás dissolvido nas mais variadas proporções é comum em acumulações

de petróleo. A energia do gás dissolvido é liberada com a expansão decorrente da queda de pressão entre o reservatório e a superfície. À medida que o gás se expande, ele ‘’arrasta’’ o óleo ao longo do gradiente de pressão. Com o avanço da produção e a redução da quantidade de gás, observa-se o declínio da pressão do reservatório até a mesma alcançar a pressão de saturação (‘’bubble point’’). Neste ponto, o gás sai de solução sob a forma de bolhas, podendo formar uma capa de gás (denominada de secundária) sobre o óleo. Esta capa exerce pouca influência sobre a eficiência da produção, e tende a aumentar até ocupar o espaço poroso ocupado pelo óleo. A eficiência da recuperação através deste mecanismo está em torno de 20%.



A capa de gás livre, por sua vez, indica que a quantidade de gás excede a necessária para saturar o óleo. A energia provém tanto gás dissolvido quanto da capa de gás comprimido na porção superior do trapa. Com o avanço da produção também se observa o declínio da pressão do reservatório e uma expansão da capa de gás, ocupando o espaço ocupado pelo óleo. A eficiência da recuperação através deste mecanismo pode variar de 20 a 50%.

O mecanismo de produção por meio do empuxo de água ocorre nas acumulações onde a

pressão é transmitida pelo aquífero através do contato óleo-água ou gás-água. Neste caso, a água substitui o petróleo produzido, mantendo a pressão do reservatório.

No caso do empuxo de água não estar sendo suficiente para manter a pressão, os poços podem ser fechados e a pressão original será restaurada. A eficiência da recuperação através deste mecanismo pode chegar a 80%.

No caso de reservatórios em que a pressão declina até a atmosférica, a única energia

disponível é a da gravidade, pouco eficiente e com resultados anti-econômicos. Em alguns casos, a energia do reservatório pode ser recuperada com a injeção de gás sob pressão.


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