UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO SUL
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
RELAÇÕES ENTRE A ALBITIZAÇÃO, GERAÇÃO, REDUÇÃO E
REDISTRIBUIÇÃO DE POROSIDADE NOS RESERVATÓRIOS
TURBIDÍTICOS DE PETRÓLEO DA BACIA DO ESPÍRITO SANTO
Eveline Ellen Zambonato
Orientador:
Dr. Luiz Fernando De Ros (UFRGS/IG)
Comissão Examinadora:
Dra. Ana Maria Pimentel Mizusaki (UFRGS/IG)
Dr. Hércules Tadeu Ferreira da Silva (PETROBRAS/UN-ES)
Dr. Geraldo Norberto Chaves Sgarbi (UFMG/IG)
Dissertação de mestrado apresentada como requisito parcial para
obtenção do título de Mestre em Geociências
2004
anp
UNIVERSIDADE FEDERAL
DO RIO GRANDE DO SUL
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
ÁREA DE CONCENTRAÇÃO: ESTRATIGRAFIA
CONVÊNIO UFRGS/ANP
AGÊNCIA NACIONAL DO PETRÓLEO
Programa de Recursos Humanos da ANP
para o setor petróleo e gás - PRH - ANP/MME/MCT n° 12
RELAÇÕES ENTRE A ALBITIZAÇÃO, GERAÇÃO, REDUÇÃO E
REDISTRIBUIÇÃO DE POROSIDADE NOS RESERVATÓRIOS
TURBIDÍTICOS DE PETRÓLEO DA BACIA DO ESPÍRITO SANTO
RELATÓRIO FINAL DE PESQUISA
Mestranda: Eveline Ellen Zambonato
Orientador: Prof. Dr. Luiz Fernando De Ros
Mestrado em Evolução de Bacias e Reservatórios Petrolíferos
Comissão Gestora: Claiton Marlon dos Santos Scherer (Coordenador)
Luiz Fernando De Ros
Luiz José Tomazelli
Michael Holz
i
Agradecimentos
Por muitas vezes, durante o período do mestrado, pensei em escrever os
“agradecimentos”, tentando, dessa forma, suavizar a quantidade de trabalho que
ainda restava. Mas, certamente, eu teria relegado ao segundo plano, muitas pessoas
e muitos agradecimentos absolutamente necessários. Ainda assim, peço desculpas
pelos possíveis esquecimentos.
Agradeço à PETROBRAS, pelo acesso aos dados e amostras, especialmente aos
geólogos Paola de Rossi Fontanelli e José Luiz Lagares Caldas (UN-ES/ATEX/LG),
pelo auxílio e prestatividade durante as etapas de aquisição e compilação de dados.
Ao Dr. Rogério Schiffer de Souza (CENPES/TRO), que viabilizou minhas visitas ao
CENPES, agradeço o constante incentivo e as diversas discussões. Sou igualmente
grata ao geólogo Carlos Manuel de Assis Silva (CENPES/TRO) por ter oportunizado
as primeiras análises de microscopia eletrônica de varredura e ao geólogo Rodrigo
Dias Lima (CENPES/PDEXP/MB), que acompanhou comigo, pacientemente, essas
primeiras “tentativas”.
À Universidade Federal do Rio Grande do Sul e ao Instituto de Geociências,
agradeço o apoio logístico e acadêmico e as facilidades analíticas.
Sou imensamente grata à Agência Nacional do Petróleo (ANP) pela bolsa de
mestrado e pelos recursos de pesquisa imprescindíveis à concretização deste
trabalho.
Ao Dr. Sadoon Morad (Universidade de Uppsala – Suécia) agradeço a inestimável
contribuição nas aprofundadas discussões teóricas sobre os processos de
albitização e suas implicações.
E ao Prof. Dr. Luiz Fernando De Ros, meu querido orientador, todo o
agradecimento verbal ou escrito, seria pouco para expressar a minha gratidão.
Agradeço a ele o conhecimento compartilhado, as discussões, sempre construtivas e
o tempo dedicado ao acompanhamento de muitas análises. Obrigada pelo amparo
ii
em todas as horas, pela paciência e pela atenção dispensada ao meu trabalho,
desde as primeiras correções, até sua finalização.
Obrigada a todos os “amigos da Estratigrafia”: Dani, Carla, Lizandro, Carlos,
Marcinha, Lu, Gerson Caravaca, Rosilene, Paulo (do xerox), Ana Paula, Pé, Rafa,
Anderson, Del Rey, Plauto e Paulinho Brahma (que se tornou, em pouco tempo, um
amigão do peito). Agradeço, também, à Elis, à Cris, à Nanci, à Laudi, à Marilê (uma
mãezona), ao Kim e ao meu primo Rogério, que sempre foi um grande incentivador.
Um agradecimento especial ao meu fiel amigo Luís, que acompanhou, incansável,
todas as minhas atividades e ajudou-me em tudo o que foi preciso. À Bere, sou grata
do fundo do coração, por ter arrastado horas tentando abrandar minha ansiedade “Como é mesmo? Trilobitas?” - e sempre esteve do meu lado aconselhando e
ouvindo, quaisquer que tenham sido os dilemas.
E ao Luciano, quero agradecer o auxílio constante, a compreensão e o amor.
Agradeço a serenidade e o equilíbrio que me trouxe, quando eu mais precisei.
Obrigada por me mostrar o lado bom da vida, no momento que deveria ser o mais
turbulento dela.
Obrigada a todos os meus familiares, especialmente minha mãe, meus irmãos e
sobrinhas que, mesmo distantes fisicamente, sempre foram meu estímulo. E à minha
irmã Tatiana, minha grande amiga, não restam muitas palavras agora, se não dizer
que não teria conseguido finalizar mais esta fase, não fosse o seu apoio. Esse
trabalho é também dedicado a você, que permitiu que eu me mantivesse firme,
mesmo frente às adversidades.
Esta dissertação é dedicada ao meu pai (em memória).
iii
Resumo
Os principais reservatórios da Bacia do Espírito Santo, leste do Brasil, são arenitos
turbidíticos da Formação Urucutuca (Cretáceo-Terciário). Na porção onshore da
bacia, a deposição turbidítica ocorreu no interior de canyons submarinos escavados
em depósitos plataformais durante quedas do nível do mar, nas condições
dominantemente transgressivas do Cretáceo Superior e Terciário Inferior. Na porção
offshore, grandes lobos turbidíticos acanalados foram depositados em baixios
originados pela tectônica salina e falhas lístricas associadas.
Os reservatórios turbidíticos mais distais da porção offshore da bacia, mostram
cimentação por quartzo, calcita e dolomita e uma quantidade apreciável de albita
mesodiagenética, substituindo feldspatos.
Existe uma expressiva correlação positiva entre os volumes de feldspatos
albitizados e de porosidade nos arenitos turbidíticos eocênicos da porção offshore da
Bacia do Espírito Santo. A interpretação desta relação pode sugerir que: (i) a
albitização contribuiu para o incremento da qualidade de reservatório, através da
formação de poros intragranulares em feldspatos detríticos, ou (ii) a albitização
ocorreu preferencialmente em arenitos com elevada porosidade intergranular
(portanto com maior permeabilidade) e/ou intragranular (portanto, com maior
dissolução de grãos). Entretanto, a pobre correlação entre as quantidades de grãos
albitizados e a permeabilidade sugere que tal porosidade é significativamente
intragranular e pobremente conectada, e pouco contribui para a permeabilidade.
O grau de albitização dos grãos de K-feldspato e plagioclásio é fortemente
condicionado pela sua composição química e mineralógica. Grãos de plagioclásio
com solução sólida de anortita entre 40-60 mol% mostram maior grau de albitização
que plagioclásios com < 40 mol% de anortita. Entre os feldspatos potássicos, o
ortoclásio é mais extensivamente albitizado que o microclínio. Nos arenitos
eocênicos estudados, infere-se que o intervalo de temperatura de albitização ativa
tenha ocorrido entre 60° e 100°C, baseado na seqüência paragenética construída e
iv
nos valores de δ18O dos cimentos carbonáticos associados. A correlação entre a
intensa albitização e a maior porosidade nos arenitos turbidíticos da área estudada é
interpretada como um produto da composição detrítica extremamente rica em
plagioclásio, relacionada à composição litológica das rochas do embasamento
cristalino local.
Palavras-chave: diagênese, albitização, turbiditos, arenitos, qualidade de
reservatório.
v
Abstract
The main oil reservoirs of the Espírito Santo Basin, Eastern Brazil, are turbidite
sandstones from the Urucutuca Formation (Cretaceous-Tertiary). In the onshore
portion of the basin, turbidite deposition occurred within submarine canyons incised in
platform deposits during sea-levels falls, during the overall transgressive conditions of
the Late Cretaceous and Early Tertiary. In the offshore portion, large channeled
turbidite lobes were deposited in lows originated by salt tectonics and associated
lystric faults.
The distal, deep turbidite reservoirs from the offshore part of the basin show
quartz, calcite and dolomite cementation and a large amount of mesodiagenetic albite
replacing feldspars.
There is significant positive correlation between the amounts of albitized feldspars
and the porosity of Eocene turbidite sandstones of offshore Espírito Santo Basin. The
interpretation of this relationship may suggest either that: (i) albitization has
contributed to reservoir quality enhancement through the formation of intragranular
pores in the detrital feldspars, or (ii) albitization has occurred preferentially in
sandstones with elevated intergranular porosity (thus, more permeable) and/or
intragranular porosity (thus, with more grain-dissolution). However, the poor
correlation between the amounts of albitized grains and the permeability suggests
that such porosity is significantly intragranular and poorly-connected, and little
contributes to permeability.
The degree of albitization of detrital K-feldspar and plagioclase grains is strongly
controlled by their mineralogy and chemical composition. Plagioclase grains with
anorthite solid solution between about 40-60 mol% display greater degree of
albitization than plagioclase with < 40 mol% anorthite, and orthoclase is more
extensively albitized than microcline. In the studied Eocene sandstones, the
temperature interval of active albitization is inferred to have occurred between about
60°C and 100°C based on the constructed paragenetic sequence and δ18O values of
vi
associated carbonate cements. The correlation between intense albitization and the
enhanced porosity in the distal turbiditic sandstones of the studied area is interpreted
as a product of a framework composition extremely rich in plagioclase, related to the
lithologic composition of the local crystalline basement rocks.
Key words: diagenesis, albitization, turbidites, sandstones, reservoir quality
vii
Sumário
Agradecimentos
i
Resumo
iii
Abstract
v
Sumário
vii
1. Introdução
1
2. Contexto Geológico
3
3. Albitização de feldspatos detríticos: uma abordagem teórica
8
3.1 Importância
8
3.2 Mecanismos de albitização
8
3.3 Temperatura e profundidade
9
3.4 Albitização de plagioclásios
10
3.5 Albitização de feldspatos potássicos
11
3.6 Origem do sódio
13
3.7 Critérios para a identificação de albitização diagenética
14
4. Objetivos
16
5. Métodos de trabalho
17
6. Resultados
19
7. Referências Bibliográficas
21
8. Feldspar albitization and implications to reservoir quality evolution of
Eocene turbidite sandstones in offshore Espírito Santo Basin, eastern
Brazil (2004): Sedimentology (submetido).
26
Anexo A: Imagens eletrônicas
Anexo B: Imagens ópticas
Anexo C: Tabelas de análise petrográfica quantitativa
Anexo D: Tabelas de análise de microssonda eletrônica
1
1. Introdução
A Bacia do Espírito Santo cobre 25.000 km2 de área prospectável na margem
passiva oriental do Brasil (Fig. 1) e seus principais reservatórios são arenitos
turbidíticos da Formação Urucutuca (Cretáceo-Terciário), os quais contêm,
aproximadamente, 80 milhões de barris recuperáveis de óleo e 75 bilhões de barris
equivalentes de gás natural.
A maior parte da produção provem da porção emersa da bacia, onde sistemas
turbidíticos proximais de complexos de canais foram depositados no interior de
canyons submarinos escavados nas seqüências do Cretáceo Inferior, durante o
Cretáceo Superior-Terciário Inferior. Os esforços de exploração estão voltados, no
entanto, para a porção imersa da bacia, onde grandes lobos turbidíticos acanalados
foram depositados em baixios originados pela tectônica salina e falhas lístricas
associadas.
Os arenitos turbidíticos da porção imersa foram submetidos a vários processos
diagenéticos que alteraram intensamente a qualidade de reservatório, dentre eles
dissolução e caulinização de feldspatos e micas, a compactação mecânica e
química, a cimentação por calcita, dolomita e sobrecrescimentos de quartzo, além de
intensa e pervasiva substituição de feldspatos detríticos por albita diagenética.
A albitização diagenética de feldspatos detríticos é um processo registrado em
várias bacias do mundo, o qual pode ter um impacto considerável na composição
detrítica original dos arenitos bem como na química das águas de formação. No
entanto, o impacto da albitização na qualidade de arenitos-reservatório, através da
dissolução de feldspatos detríticos e concomitante precipitação de albita diagenética
foi, relativamente, pouco analisado.
A ocorrência de intensa albitização associada a porosidades anormalmente altas
nos arenitos turbidíticos eocênicos da porção offshore da Bacia do Espírito Santo
sugeriu, inicialmente, que a autigênese da albita pudesse estar associada à geração
2
e à redistribuição de porosidade e à conseqüente mudança de permeabilidade
nestes arenitos.
Assim, o objetivo principal deste estudo foi o de caracterizar os padrões de
distribuição textural, compositional, espacial e temporal da autigênese da albita,
como também de elucidar sua relação com a evolução da porosidade e
permeabilidade destes reservatórios.
A presente dissertação de Mestrado é composta por este texto introdutório sobre
aspectos teóricos da albitização diagenética, além de informações resumidas sobre a
ocorrência estudada, métodos de estudo e resultados, por um artigo submetido ao
periódico
internacional
fotomicrográfica
microssonda.
ótica
Sedimentology,
e
eletrônica,
e
por
petrografia
anexos
de
quantitativa
documentação
e
análises
de
3
2. Contexto geológico
A Bacia de Espírito Santo, localizada na margem continental brasileira oriental,
tem uma área prospectável de cerca de 25.000 km2 (Fig.1) e é uma típica bacia de
margem passiva. O limite meridional da bacia é o Alto de Vitória e seu limite
setentrional, o Paleocanyon de Mucuri. A leste, a bacia é limitada pelo Complexo
Vulcânico de Abrolhos e, a oeste, pelo embasamento cristalino Pré-Cambriano. A
história tectono-sedimentar da Bacia de Espírito Santo está relacionada ao colapso
Neocomiano do supercontinente Gondwana e a subseqüente abertura do Oceano
Atlântico Sul, que resultou na separação das placas americana e sul-africana.
A seção sedimentar da bacia varia em idade de Eocretáceo ao Recente (Fig. 2;
Dauzacker, 1981; Em: Rangel, 1984). As rochas mais antigas são formadas por
depósitos continentais lacustres neocomianos (porção basal da Formação Cricaré)
assentados sobre o embasamento cristalino Pré-Cambriano, os quais constituem a
principal fonte de hidrocarbonetos da bacia. Estas rochas correspondem à fase rifte,
quando ocorreu extenso falhamento extensional, com direção aproximadamente
norte-sul (Biassussi et al., 1990) e mergulho regional crescente para leste (Del Rey &
Zembruscky, 1991).
Os depósitos da fase rifte foram cobertos por depósitos fluviais e aluviais aptianos
do Membro Mucuri da Formação Mariricu, interacamadados com pelitos, calcários e
anidritas, representando curtos períodos de transgressão marinha. Os clásticos
continentais e transicionais do Membro Mucuri são cobertos por evaporitos aptianos
do Membro Itaúnas, os quais indicam uma ampla incursão marinha, sob condições
de circulação restrita e clima árido.
Durante o Albiano e Cenomaniano, foi depositado o Grupo Barra Nova,
compreendendo os arenitos da Formação São Mateus e os carbonatos da Formação
Regência, acumulados em uma ampla plataforma, sob condições marinhas rasas. A
partir do Albiano, a bacia foi submetida à subsidência térmica e flexurização crustal.
O basculamento causou a halocinese dos evaporitos do Membro Itaúnas e resultou
4
em falhas lístricas, domos e arqueamentos (Biassussi, al de et. 1990). A partir do
Cenomaniano, condições marinhas profundas foram favorecidas pelo basculamento
para leste da bacia. Assim, foram depositadas as seqüências de talude da Formação
Urucutuca, representadas por folhelhos e arenitos turbidíticos interacamadados.
Estes depósitos foram progressivamente cobertos por leques deltaicos e carbonatos
de plataforma progradacionais das formações Rio Doce e Caravelas (Terciário),
respectivamente, depositadas sob condições marginais e marinhas mais rasas.
A fase mais importante de vulcanismo intrabacial começou ao final do Eocretáceo
e culminou durante o Eoeoceno levando à formação de um amplo complexo
vulcânico offshore na porção nordeste da bacia, formado por intrusões e lavas
submarinas intercaladas com sedimentos, conhecido como Complexo Vulcânico de
Abrolhos.
Os arenitos turbidíticos da Formação Urucutuca são os principais reservatórios da
Bacia de Espírito Santo. Na porção onshore da bacia, a deposição ocorreu no interior
de canyons submarinos escavados na plataforma, durante períodos de queda do
nível relativo do mar que pontuaram o cenário global transgressivo durante o
Cretáceo Superior e Terciário Inferior (Bruhn, 1993). A arquitetura destes canyons foi
controlada por falhas lístricas que guardam forte condicionamento com falhas antigas
do embasamento. Os canyons foram gerados pela erosão por correntes turbidíticas
de alta densidade (Biassusi et al., 1990; Del Rey & Zembruscki, 1991).
Esses reservatórios são complexos de canais turbidíticos assimétricos e diques
marginais que ocorrem intercalados em folhelhos hemipelágicos e exibem, além de
fácies turbidíticas arenosas, cuja granulação varia desde areia fina até seixos,
também depósitos de diamictito intercalados, associados a fluxos de detritos
lamosos, notadamente no topo do complexo turbidítico. As litofácies observadas
incluem arenito grosso maciço, arenito fino a médio com laminação horizontal ou
cruzadas cavalgantes e diamictitos maciços ou com estruturas de deformação
plástica (escorregamento).
5
Na parte offshore da bacia, grandes lobos turbidíticos acanalados foram
depositados em baixios originados pela tectônica salina e falhas lístricas associadas,
interacamadados com margas e pelitos hemipelágicos. Os arenitos turbidíticos da
porção offshore são geralmente menos espessos e lateralmente mais extensos que
os arenitos da porção onshore, de preenchimento dos canyons.
Esses reservatórios são complexos de canais turbidíticos assimétricos e diques
marginais que ocorrem intercalados em folhelhos hemipelágicos e exibem, além de
fácies turbidíticas arenosas, cuja granulação varia desde areia fina até seixos,
também depósitos de diamictito intercalados, associados a fluxos de detritos
lamosos, notadamente no topo do complexo turbidítico. As litofácies observadas
incluem arenito grosso maciço, arenito fino a médio com laminação horizontal ou
cruzadas cavalgantes e diamictitos maciços ou com estruturas de deformação
plástica (escorregamento).
Originalmente, os turbiditos da porção imersa da bacia são arenitos feldspáticos
pobremente selecionados, típico de bacias de margem passivas com fontes de
sedimento proximais, plataformas e planícies costeiras estreitas e íngremes e intensa
atividade tectônica sin-deposicional.
6
7
8
3. Albitização de feldspatos detríticos: uma abordagem teórica
3.1. Importância
A albitização de feldspatos detríticos é um processo diagenético importante em
diversas bacias do mundo como as da Costa do Golfo (Boles, 1982; Gold, 1987;
Milliken, 1989; Milliken et al., 1989) e as do Mar do Norte (Saigal et al., 1988; Morad
et al., 1990). Os estudos existentes mostram que, de um modo geral, a albitização do
plagioclásio ocorre precocemente, com relação à albitização do K-feldspato. Nos
arenitos da Costa do Golfo, é registrado que o plagioclásio detrítico foi submetido à
dissolução e substituição por albita, enquanto o K-feldspato foi apenas dissolvido
(Gold, 1987). Nos reservatórios do Mar do Norte, os plagioclásios detríticos foram
albitizados pervasivamente e os K-feldspatos são inalterados, parcialmente
dissolvidos ou, em profundidades maiores do que 2.900 m, levemente albitizados
(Morad et al., 1990). Constata-se, portanto, uma similaridade no processo de
albitização entre alguns dos arenitos da Costa do Golfo e do Mar do Norte.
3.2. Mecanismos de albitização
O padrão textural da albita nos pseudomorfos sugere que a albitização proceda
por um mecanismo de dissolução/precipitação e não por difusão no estado sólido
(Boles, 1982; Morad, 1986). Isto é evidenciado pela nucleação de cristais euédricos
de albita em numerosos sítios do feldspato hospedeiro e também pela albitização
preferencial ao longo de clivagens, fraturas e maclas. Morad (1986) sugeriu que a
albitização deva ocorrer através da incorporação de cadeias de Si-Al remanescentes
dos feldspatos detríticos dissolvidos e não pela dissolução completa dos feldspatos
detríticos (decomposição completa do retículo cristalino em íons individuais). Estas
cadeias atuariam como núcleos para o crescimento dos cristais de albita, podendo
resultar em pseudomorfos completos de albita. Tais cristais geralmente possuem
hábito prismático e são, localmente contíguos, resultando em uma extinção
9
manchada dos pseudomorfos (Morad et al.,1990). Entretanto raro que um grão de
feldspato seja substituído por um único cristal de albita.
Comumente, a albita não apresenta continuidade ótica com o grão de feldspato
detrítico, mas pode preservar o padrão de extinção original da macla polissintética,
particularmente quando ocorre como sobrecrescimento em plagioclásios.
De acordo com Morad et al. (1990), a albitização é controlada não só pela
composição do fluido e pela temperatura, como também pela permeabilidade
(arenitos mais cimentados são menos albitizados), pelo teor de anortita dos
plagioclásios e pelo tempo de residência na zona de albitização, no caso dos Kfeldspatos. Os processos de albitização normalmente ocorrem guiados por fraturas,
traços de clivagens, planos de macla e/ou microporosidade formada na eodiagênese,
e são favorecidos por defeitos cristalinos ou planos de fraqueza, tais como clivagens
e planos de macla, que constituem filmes de difusão por onde os fluidos podem
infiltrar-se nos grãos.
3.3. Temperatura e profundidade
De um modo geral, a albitização ocorre sob condições de soterramento profundo e
altas temperaturas, mas alguns pesquisadores como Chowdhury & Noble (1993) e
van de Kamp & Leake (1996) chamam a atenção para a ocorrência de albita
diagenética em temperaturas e profundidades muito menos acentuadas. Condições
áridas em ambientes lacustres poderiam produzir fluidos hipersalinos diferenciados,
permitindo o desenvolvimento da albitização em temperaturas sensivelmente mais
baixas, tal como nos reservatórios da Formação Albert, na sub-bacia Moncton,
Canadá (Chowdhury & Noble, 1993). Van de Kamp & Leake (1996) registraram a
ocorrência de sobrecrescimentos de albita em temperaturas de < 50°C nas bacias
rifte do nordeste dos EUA (Newark, Hartford e Deerfield).
Conforme citado anteriormente, os plagioclásios são albitizados precocemente,
com relação aos feldspatos potássicos, mas um intervalo fixo de temperatura não
10
pode ser estabelecido. A albitização do plagioclásio ocorre em temperaturas e
profundidades sensivelmente menores do que aquelas observadas para a albitização
de K-feldspatos e essa diferença no comportamento deve-se à instabilidade
termodinâmica dos plagioclásios com relação aos K-feldspatos, o que provoca a
aceleração nos processos de albitização. A maior estabilidade do K-feldspato,
quando comparada ao plagioclásio, está relacionada, então, ao equilíbrio com as
águas de formação.
3.4. Albitização de plagioclásios
Os plagioclásios são preferencialmente albitizados devido a sua instabilidade
termodinâmica,
enquanto
os
feldspatos
potássicos
são
apenas
levemente
subsaturados durante a albitização (Aagard et al., 1990). Assim, o início da
albitização do plagioclásio é controlado cineticamente e é governado pelas condições
de nucleação da albita. Segundo Ramseyer et al. (1992), plagioclásios ricos em
cálcio (quantidades maiores do componente anortita) e/ou com uma distribuição Al/Si
desordenada são menos estáveis. De acordo com Ben Baccar et al. (1993) a
estabilidade do plagioclásio diminui, também, com o aumento da pCO2.
A albitização de plagioclásios pode ocorrer sob um intervalo de temperatura
estreito (110-120°C, Boles, 1982; 75-100°C, Morad et al., 1990) ou amplo (100150°C, Gold, 1987; 100-170°C, Wilson et al., 2000).
Sob condições estritamente isoquímicas (sistema fechado), dois volumes de albita
são formados para cada volume de anortita detrítica, de acordo com a reação
sugerida por Land, 1984:
CaAl2Si2O8 + 2Na+ + 4H4SiO4 = 2 NaAlSi3O8 + Ca2+ + 8H2O
Anortita
Albita
(1)
11
Sob condições diagenéticas mais realistas (sistema aberto), Boles (1982) relaciona a
albitização às razões de atividade de Ca2+/Na+ e ao pH do fluido, como segue:
CaAl2Si2O8 + 2 SiO2 + 0.5H2O + Na+ +H+ = NaAlSi3O8+ 0.5 Al2Si2O5(OH)4 + Ca+
Anortita
Quartzo
Albita
(2)
Caulinita
Nesta reação, a componente anortita, do plagioclásio, é substituída por um
volume igual de albita e os íons Al são incorporados à sílica para precipitar como
caulinita. Calcita pode ser formada como subproduto (também como resultado da
dissolução da componente anortita), limitando a concentração do íon cálcio liberado,
e permitindo a continuidade da reação.
3.5. Albitização de feldspatos potássicos
A plotagem dos valores da razão de atividade K+/Na+, das águas de formação
offshore da Noruega (Aagard et al., 1990) demonstra que as águas de profundidades
mais rasas (temperaturas variando de 50-80°C) tendem a cair no campo de
estabilidade
do
K-feldspato,
enquanto
águas
de
profundidades
maiores
(temperaturas > 90°C), caem na linha de equilíbrio albita/ K-feldspato ou no campo
de estabilidade da albita. Em outras palavras, sob altas temperaturas, os fluidos
parecem ser saturados ou supersaturados com relação à albita ou próximos ao
equilíbrio K-feldspato/albita. De acordo com estes autores, a temperatura do começo
da albitização coincide com a temperatura inicial estimada para ilitização da
esmectita (70-80°C).
A albitização de K-feldspato é um processo mais lento do que a albitização de
plagioclásio, que ocorre sobre um amplo intervalo de temperatura (65-150°C) (Saigal
et al., 1988).
Milliken et al. (1989) demonstram que a zona de alteração do feldspato na Costa
do Golfo (Texas) situa-se da superfície até 3.600 m de profundidade. Em
profundidades maiores que 3.600 m, os arenitos são compostos essencialmente por
12
quartzo, albita e calcita. Gold (1987) observou que nos arenitos da Costa do Golfo
(Louisiana) o feldspato está inalterado em profundidades mais rasas do que 4.800 m
(125°C), enquanto o plagioclásio está inteiramente albitizado.
O grau de albitização do K-feldspato é função da taxa de suprimento/remoção de
reagente/produtos no fluido dos poros (Aagard et al., 1990). Enquanto a albitização
de plagioclásios não tem controle de massa, já que todos os componentes para
formação da albita e subprodutos estão presentes no sistema, a albitização dos Kfeldspatos pára se o potássio liberado não for removido. Os íons expelidos devem
precipitar ou ser transportados em solução para assegurar a continuação da
albitização. De acordo com Wilkinson et al. (2001) a estabilidade dos K-feldspatos
nos arenitos é controlada pela presença ou ausência de ilitização da esmectita nos
folhelhos. Se ilita e ilita-esmectita estão presentes para consumir o K, os Kfeldspatos dos arenitos submetem-se à dissolução, do contrário permanece estável
durante a mesodiagênese.
Sob condições isoquímicas (sistema fechado), a albitização do K-feldspato é
expressa pela seguinte reação:
KAlSi3O8 + Na+ = NaAlSi3O8 + K+ (Walker, 1984)
K-feldspato
(3)
Albita
Em razão da menos massa atômica do sódio, esta reação envolveria uma redução
de volume, o qual causaria o desenvolvimento de porosidade secundária. Em
arenitos cimentados por caulinita, a situação é diferente, principalmente porque a
caulinita é substituída por ilita, fixando K+, durante a mesodiagênese:
2KAlSi3O8+ 2.5Al2Si2O5(OH)4 + Na+ = NaAlSi3O8 + 2KAl3Si3O10(OH)2 + 2SiO2 + 2.5H2O + H+
K-feldspato
Caulinita
Albita
Ilita
Quartz
(4)
13
3.6. Origem do Sódio
A albita autigênica é comum em arenitos de origem marinha ou naqueles
invadidos por salmouras marinhas, em virtude da alta atividade de sódio nos fluidos
diagenéticos sob estas condições. A albitização e a cimentação por albita são mais
raras na eodiagênese de arenitos não-marinhos, por causa do baixo conteúdo de
Na+ na água meteórica. Entretanto, albita eogenética pode ser precipitaqda a partir
de fluidos lacustres salinos/hipersalinos, em ambientes continentais (van de Kamp &
Leake, 1996; Chowdhury & Noble, 1993; Michallik, 1998).
O processo de albitização não requer salinidade anômala ou concentração de
sódio extremamente alta. De acordo com Boles (1982), fluidos com menos de 10.000
mg/l Na+ estão próximos ao limite de equilíbrio para a albitização.
As fontes de fluidos diagenéticos ricos em sódio incluem:
•
Águas conatas marinhas dos próprios arenitos (fluidos originalmente
ricos em Na);
•
Dissolução de depósitos de halita e dissolução de diápiros de sal;
•
Alteração
de
rochas
vulcânicas
intensamente
albitizadas
a
argilominerais
•
Soluções hidrotermais pós-magmáticas (que podem provocar a
albitização das rochas vulcânicas ou plutônicas) (Michallik, 1998)
•
Dissolução
ou
substituição
diagénetica
(por
carbonatos
ou
argilominerais) de silicatos detríticos ricos em Na, principalmente plagioclásios
(Walker, 1984);
•
Ilitização de esmectitas nos lutitos associados (Boles e Franks, 1979;
Boles, 1982);
•
Cloritização de esmectitas nos lutitos associados (Morad et al., 1990)
14
Migração de soluções contendo sódio, a partir de folhelhos associados, depositados
em ambientes lacustres (Michallik, 1998).
3.7. Critérios para a identificação de albitização diagenética
A origem detrítica versus diagenética dos grãos albitizados foi o tópico de
consideráveis discussões, em diversos trabalhos acerca da albitização de feldspatos
(Walker, 1984; Saigal et al., 1988; Morad et al., 1990). Enquanto alguns autores
acreditam que os feldspatos albitizados são essencialmente herdados de processos
magmáticos, hidrotermais e metamórficos, previamente ocorridos nas rochas-fonte,
outros argumentam que a albitização é um processo que ocorre comumente in situ,
na mesodiagênese. Numerosos critérios composicionais, texturais e paragenéticos
podem ser utilizados na determinação da origem da albitização. Obviamente,
nenhum critério isolado é suficiente para diagnosticar a origem da albita, mas a
combinação dos mesmos deve ser válida na determinação.
•
Composição: elevada pureza química da albita diagenética (Ab >
98%); em alguns estudos, no entanto, cristais de albita com composições de Ab 96 a
Ab 97.9 foram considerados diagenéticos (ex.: Milliken, 1989; Milliken et al., 1989),
considerando-se que, naquele caso, os grãos de plagioclásio menos alterados
possuíam composições de, no máximo, Ab = 82.
•
Morfologia cristalina: os cristais de albita são, freqüentemente,
euédricos, com cantos e arestas bem definidos. Se a albita fosse formada na área
fonte, os cristais sofreriam alterações químicas e/ou físicas, durante o intemperismo
da área fonte, erosão, transporte ou eodiagênese (Saigal et al., 1988; Morad et al.,
1990).
•
Inclusões: a presença de grande número de diminutas inclusões
fluidas ou sólidas, de constituintes diagenéticos é, também, uma característica de
grãos albitizados na diagênese (Ogunyomi et al., 1981; Boles, 1982; Walker, 1984;
Morad, 1986)
15
•
Continuidade das albitas de substituição, nos poros adjacentes
aos grãos substituídos (Chowdhury & Noble, 1993).
•
Texturas de dissolução delicadas nos feldspatos albitizados,
sugerindo que a dissolução ocorreu in situ, previamente à albitização.
•
Macla: a maioria dos cristais de albita diagenética não são maclados. O
maclamento polissintético bem desenvolvido na albita autigênica é raramente
registrado, exceto quando a albita ocorre como sobrecrescimento em núcleos de
plagioclásio maclados, ou como grandes cristais substituindo plagiocásios. É comum
a ocorrência de maclas descontínuas, descritas anteriormente como “chessboard”,
nas albitas de substituição de K-feldspato (Morad, 1986).
•
Catodoluminescência:
a
ausência
de
catodoluminescência
é
diagnóstica de feldspatos autigênicos, enquanto feldspatos ígneos e metamórficos,
de alta temperatura, apresentam catodoluminescência azul ou verde.
•
Ausência de grãos albitizados em camadas cimentadas: Saigal et al
(1988) registrou a ausência de grãos albitizados em camadas cimentadas por
carbonato durante a eodiagênese ou soterramento raso, evidenciando que a
albitização ocorreu na mesodiagênese profunda.
•
Substituição de sobrecrescimentos diagenéticos de K-feldspato
por albita (Morad, 1988).
16
4. Objetivos
Os objetivos do estudo desenvolvido nesta pesquisa de Mestrado foram os de:
(1) Caracterizar os padrões de distribuição textural, composicional, espacial e
temporal da autigênese da albita em arenitos turbidíticos eocênicos da porção
offshore da Bacia do Espírito Santo.
(2) Avaliar os controles genéticos da albitização.
(3) Determinar a relação da autigênese da albita com a evolução da porosidade e
permeabilidade dos arenitos.
(4) Construir um modelo conceitual dos padrões geoquímicos e geológicos de
controle do processo.
(5) Construir um modelo paragenético evolutivo.
17
5. Métodos de Trabalho
Os métodos de trabalho empregados neste trabalho compreenderam:
(1) Seleção dos poços e intervalos com ocorrência de albitização mais expressiva
no intervalo de interesse (Eoceno).
(2) Pesquisa bibliográfica acerca da albitização diagenética de feldspatos
detríticos em diversas bacias e da geologia da Bacia do Espírito Santo.
(3) Compilação e cadastramento dos dados pré-existentes sobre os reservatórios,
incluindo dados de difratometria de raios-X, documentação fotográfica dos
testemunhos, perfis compostos dos poços, análise sequencial de testemunhos,
dados petrofísicos (porosidade absoluta e permeabilidade horizontal das amostras
selecionadas) e dados isotópicos.
(4) Descrição
de
testemunhos,
incluindo
análise
de
fácies
e
texturas
sedimentares, conteúdo icnofossilífero e avaliação de processos diagenéticos
macroscopicamente diagnosticáveis, principalmente cimentação. Quando da análise
dos testemunhos, também foram selecionados novos pontos de amostragem para
petrografia e análises petrológicas.
(5) Análises de microscopia ótica, compreendendo a descrição sistemática de
lâminas petrográficas e a análise modal das lâminas selecionadas: quantificação de
constituintes detríticos, diagenéticos e dos tipos de poros através da contagem de
300 pontos por lâminas, diretamente em planilhas Excel.
(6) Análises de microscopia eletrônica de varredura (SEM), nos modos de
elétrons primários retro-espalhados (BSE), sobre lâminas delgadas polidas e
cobertas com carbono, e de elétrons secundários (SE), sobre fragmentos das
amostras cobertos com ouro, com suporte de microssonda de energia dispersada de
raios-X (EDS), a fim de elucidar as relações texturais e paragenéticas entre os
constituintes diagenéticos, bem como caracterizar os padrões de albitização dos
feldspatos. Executadas em um microcópio eletrônico de varredura JEOL JSM 5800
18
equipado com um espectrômetro de energia dispersada (EDS) Noran, usando uma
voltagem de aceleração de 15 kV.
(7) Análises de microssonda eletrônica de comprimento de onda (WDS) com
suporte de microscopia de elétrons retroespalhados (BSE), executadas em
microssonda Cameca Camebax SX50 (EMP) equipada com três espectrômetros,
para determinar a composição química dos minerais diagenéticos e detríticas. As
condições operacionais foram uma voltagem de aceleração de 15 kV, corrente de 8
nA e diâmetro do feixe de 5 µm. Os padrões utilizados foram: anortita (Al; Si; Ca),
estroncianita (Sr), microclínio (K), jadeíta (Na), olivina (Mg, Fe and Mn), e barita (Ba).
Totais entre 97 e 102% foram aceitos.
(8) Processamento estatístico e gráfico dos resultados.
(9) Construção de diagramas da composição detrítica atual e reconstruída e de
fluxogramas de seqüência paragenética para os poços estudados.
(10) Elaboração de modelos conceituais e empíricos do processo de albitização
com relação à evolução de porosidade e permeabilidade dos reservatórios.
(11) Elaboração
de
artigo
científico
descrevendo
interpretação, submetido ao periódico Sedimentology.
os
resultados
e
sua
19
6. Resultados
Os resultados obtidos e sua interpretação permitiram as seguintes conclusões:
(1) Em contraste com estudos prévios, não foi reconhecida uma maior intensidade
da albitização dos plagioclásios em relação aos K-feldspatos. Isto provavelmente
ocorre devido à predominância, entre os K-feldspatos, de ortoclásios que são
caracterizados por maior grau de desordem de Al/Si e, conseqüentemente, maior
sensibilidade para albitização, do que os microclínios, e à presença de plagioclásios
sódicos, mais resistentes à albitização. Variações nos volumes de feldspatos
albitizados e de porosidade intragranular são controladas pela composição detrítica
original da areia (i.e., proveniência).
(2) O grau de albitização dos feldspatos é controlado pela mineralogia e
composição química da fase detrítica. Plagioclásios com 40-60 mol% de solução
sólida de anortita e ortoclásios detríticos foram sujeitos à albitização mais pervasiva
do que plagioclásios com <40 mol% de anortita e microclínios.
(3) As evidências que sustentam a albitização diagenética in situ nos arenitos
estudados incluem: (i) alta pureza química da albita diagenética (Ab > 99 mole%); (ii)
ausência de feldspatos albitizados em arenitos cimentados por carbonatos précompactacionais, (iii) ausência de sericita e epidoto que, tipicamente, ocorrem em
plagioclásios albitizados de origem anquimetamórfica ou hidrotermal; (iv) aumento no
grau de albitização com aumento da profundidade de soterramento; (v) presença de
cimento de albita autigênica que sugere condições favoráveis para a autigênese da
albita; (vi) os feldspatos albitizados constituídos por numerosos cristais de albita
alinhados paralelamente, apoiando a visão de que albitização acontece por
dissolução parcial do feldspato detrítico e precipitação de cristais de albita
diagenética.
(4) As fontes de Na+ para a albitização verificada podem ser: (i) internas,
relacionadas à liberação de Na a partir da dissolução e concomitante albitização de
grãos de plagioclásio e (ii) externas, particularmente no que se refere à albitização de
20
K-feldspatos, incluindo a dissolução de halita ou diápiros de sal do Membro Itaúnas.
Fontes secundárias de sódio incluem águas conatas marinhas, fluidos hidrotermais
relacionados ao vulcanismo contemporâneo na área, e cloritização e ilitização de
esmectitas nos folhelhos associados.
(5) A ocorrência de intensa albitização diagenética de feldspatos nos arenitos
turbidíticos eocênicos da porção offshore da Bacia do Espírito Santo, leste do Brasil
exibe uma correlação positiva com a porosidade, atribuída a: (i) porosidades e
permeabilidades inicialmente altas que permitiram a circulação de fluidos com alta
atividade de Na+ e altas razões de atividade Na+/K+, e Na+/Ca2+), e (ii) formação de
porosidade intragranular concomitante à albitização, devido a taxas mais altas de
dissolução de feldspato detrítico do que precipitação de albita diagenética e às
reações de albitização de plagioclásios que envolvem redução de volume molar.
(6) Subprodutos do processo de albitização, incluindo dickita, calcita e ilita,
ocorrem apenas subordinadamente e, conseqüentemente, tiveram pequeno impacto
na qualidade dos reservatórios.
(7) A ocorrência de albitização intensa e de altos valores de porosidade nos
arenitos da área estudada é interpretada como um reflexo da composição detrítica
original, extremamente rica em plagioclásios, relacionada à composição litológica do
embasamento cristalino local, incluindo gnaisses anfíbolíticos e granulitos.
(8) Baseado na seqüência paragenética das alterações diagenéticas e nos
valores de δ18O nos carbonatos associados, são inferidas temperaturas de
albitização entre aproximadamente 60°C e 100°C.
21
7. Referências Bibiográficas
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26
Feldspar albitization and implications to reservoir quality
evolution of Eocene turbidite sandstones in offshore
Espírito Santo Basin, eastern Brazil
Eveline E. Zambonato1*, Luiz Fernando De Ros1, Rogério Schiffer De Souza2
and Sadoon Morad3
1
Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Av Bento
Gonçalves, 9500, 91501-970; Porto Alegre, RS, Brazil; [email protected]
* Present Address: PETROBRAS UN-ES/ATEX/LG, Av. Fernando Ferrari, Campus
Universitário, CTVI, 29060-973, Vitória, ES, Brazil; [email protected]
2
PETROBRAS Research Center, CENPES-TRO, Ilha do Fundão, Q7, 21949-900;
Rio de Janeiro, RJ, Brazil; [email protected]
3
Department of Earth Sciences, Uppsala University, Villavägen 16, SE-752 36,
Uppsala, Sweden; [email protected]
ABSTRACT
Diagenetic albitization of plagioclase and K-feldspar grains, which is a widespread
diagenetic process in reservoir sandstones from several basins worldwide, can have
considerable impact on original detrital composition of sandstones and on formation
water chemistry. The impact of albitization on reservoir quality of sandstones is
relatively poorly explored. In some of the wells, the amounts of albitized feldspars in
Eocene turbidite sandstones of offshore Espírito Santo Basin, eastern Brazil (present
day burial depths 2791 to 3318 m) display a fairly significant positive correlation with
core porosity. This relationship suggests that albitization has contributed to reservoir
27
quality enhancement through the formation of intragranular pores in the detrital
feldspars. The degree of albitization of detrital K-feldspar and plagioclase grains in
the sandstones is strongly controlled by their mineralogy and/or chemical
composition. Plagioclase grains with anorthite solid solution between about 40-60
mole% display greater degree of albitization than plagioclase with < 40 mole%
anorthite, and orthoclase is more extensively albitized than microcline. Albitization
and other diagenetic alterations of feldspar grains (e.g., replacement by carbonate
cements) have thus induced considerable changes to the original detrital composition
of the sandstones. The temperature interval of active albitization is inferred to be
between about 60°C and 100°C, based on the constructed paragenetic relationship
and δ18O composition of associated carbonate cements. Albitization was more
intense in distal than in proximal turbiditic sandstones owing to more abundant,
extremely An-rich plagioclase. This composition is a result from their provenance from
plagioclase-rich derived from amphibolitic gneisses and granulites.
Key words: albitization, turbidite, sandstones, reservoir quality
INTRODUCTION
Albitization of detrital plagioclase and K-feldspars is a burial diagenetic process,
which has been recognized in sandstones from several sedimentary basins worldwide
(Boles, 1982; Walker, 1984; Morad, 1986; Gold, 1987; Saigal et al., 1988; Morad et
al., 1990; Chowdhury and Noble, 1993). Albitization can result in significant
modifications of the framework sand composition (i.e., provenance), bulk chemical
composition, porosity and permeability of the sandstones, and chemical composition
of pore-waters (Helmold, 1985; Aagaard et al., 1989; Schultz et al., 1989; Morad et
al., 1990).
28
The Eocene turbidite sandstones of the Urucutuca Formation, Espírito Santo
Basin, eastern Brazil, form important onshore and offshore oil reservoirs. Most of the
oil production comes from the onshore portion of the basin, where proximal, channellevee turbidite systems were deposited within submarine canyons. However,
exploration efforts are concentrated in the offshore portion of the basin, where large
channeled turbidite lobes were deposited in topographic lows originated by salt
tectonics and associated lystric faults. These sandstones display extremely
heterogeneous porosity and permeability distribution, which is a function of a complex
array of diagenetic alterations.
Preliminary qualitative petrographic and reservoir quality observations indicated
that anomalously high porosities are encountered in sandstones containing abundant
albitized feldspars. Therefore, an important aim of this work was to unravel the spatial
and temporal distribution of feldspar albitization and constrain its link to reservoirquality evolution of the turbidite sandstones. In order to address this issue properly, it
is essential to elucidate the textural, mineralogical and geochemical parameters that
might control feldspar albitization in these sandstones.
In this paper, the terms eo-, meso- and telodiagenesis are applied for the
diagenetic stages sensu Morad et al. (2000). Eodiagenesis include processes under
the influence of depositional fluids at depth less than about 2 km (T < 70°C), whereas
mesodiagenesis includes the processes encountered at depths > 2 km (T > 70°C)
and the reactions involve chemically evolved formation waters. Telodiagenesis refers
to those processes related to the uplift and exposure of sandstones to near-surface
meteoric conditions, after burial and mesodiagenesis.
GEOLOGICAL SETTING
The Espírito Santo Basin, located on the eastern Brazilian continental margin, has a
prospectable area of about 25,000 km2 (Fig.1) and is a typical passive margin basin.
The southern limit of the basin is the Vitória High and its northern border is the Mucuri
29
Paleocanyon. The basin is bordered to the east by the Abrolhos Volcanic Complex
and to the west by the Precambrian crystalline basement. The tectono-sedimentary
history of the Espírito Santo Basin is related to the Neocomian breakup of
Gondwanaland and the subsequent opening of the South Atlantic Ocean, which
resulted in separation and drifting of the African and South American plates.
The sedimentary section in the basin varies in age from Early Cretaceous to
Tertiary (Fig. 2; Dauzacker, 1981; in Rangel, 1984). The oldest rocks are comprised
of Neocomian continental rift-phase sediments of the Cricaré Formation, which were
deposited on the Precambrian crystalline basement and constitute the main
hydrocarbon source rocks of the basin. These source rocks correspond to the rift
stage, when extensional faulting, with approximately north-south direction (Biassussi
et al., 1990) and eastward regional dip (Del Rey and Zembruscky, 1991) took place.
The rocks of the Cricaré Formation were covered by Aptian fluvial and alluvial
deposits of the Mucuri Member of the Mariricu Formation, with interbedded mudrocks,
limestones and anhydrites, representing short periods of marine transgression. The
terrigenous clastics of the Mucuri Member are overlain by Aptian evaporites of the
Itaúnas Member, which indicate a widespread marine incursion under restricted
circulation conditions and arid climate.
During the Albian and Cenomanian, sandstones of the São Mateus Formation and
carbonates of the Regência Formation of the Barra Nova Group were deposited on a
wide shelf, under shallow marine conditions. Since the Albian, the basin was
submitted to thermal subsidence and crustal flexure. The eastward tilting caused the
halokinesis of the evaporites of the Itaúnas Member, resulting in lystric faults, domes
and archs (Biassussi, et al. 1990). After the Cenomanian, deep marine conditions
were favored by the eastward tilting of the basin, which resulted in the deposition of
the Urucutuca Formation, which is comprised of interbedded mudrocks and turbidite
sandstones. These deposits were progressively covered by progradational fans
deltas and shelf carbonates of the Rio Doce and Caravelas formations (Tertiary),
respectively, which were deposited under shallower marine conditions.
30
Intrabasinal volcanism began by the end of Early Cretaceous and the activity peak
was during Early Eocene, which lead to the formation of a large offshore volcanic
complex in the northeastern portion of the basin, formed by intrusions and submarine
lavas interbedded with sediments, known as the Abrolhos Volcanic Complex.
Turbidite arenites of the Urucutuca Formation are the main reservoirs of the
Espírito Santo Basin. In the onshore portion of the basin, deposition occurred in
submarine canyons that have incised the shelf and slope during periods of major fall
in the relative sea-level that punctuated the overall transgressive conditions on the
shelf during the Late Cretaceous and Early Tertiary (Bruhn, 1993). The architecture of
these canyons was controlled by lystric faults that were strongly linked to old
basement faults associated with erosion by high-density turbidite currents (Biassusi et
al., 1990; Del Rey and Zembruscki, 1991).
In the offshore part of the basin, large chanelled turbidite lobes were deposited in
lows originated by salt tectonics and associated lystric faults, interbedded with marls
and mudrocks. The offshore turbidite sandstones are finer-grained, generally thinner
and laterally more extensive than the onshore, canyon-fill, turbidite sandstones.
SAMPLES AND METHODS
Cores from two proximal (ES1 and ES2) and two distal (ES3 and ES4) offshore wells
(Fig. 1) were sampled in a wide depth range from 2791 to 3318 m. Altogether, 86 blue
epoxy resin-impregnated thin sections of the Urucutuca turbidite sandstones were
examined under standard petrographic microscope. The volume of detrital and
diagenetic components and of different pore types was determined by counting 300
points in each thin section. Packing proximity index (Kahn, 1956) was quantified in
transverses of 100 grain interfaces, in order to evaluate grain compaction and the
timing of cementation. In order to enhance the identification of the carbonate
cements, the thin sections were stained with an acid solution of alizarin red and
potassium ferrocyanide (Dickson, 1965). Results of petrophysical nitrogen porosity
31
and air horizontal permeability analyses performed by PETROBRAS in samples
equivalent to the thin sections analyzed were integrated to the petrologic results.
Thirteen samples were carbon-coated and analyzed with a Cameca Camebax
SX50 electron microprobe (EMP) equipped with three spectrometers and a backscattered electron detector (BSE), in order to establish the chemical composition of
detrital minerals. Operating conditions were: acceleration voltage of 15 kV, beam
current of 8 nA and a beam diameter of 5 µm. The standards used were: anorthite (Al;
Si; Ca), strontianite (Sr), microcline (K), jadeite (Na), olivine (Mg, Fe and Mn),
strontianite (Sr), and barite (Ba). Totals between 97 and 102% were accepted.
The textures and paragenetic relationships among minerals as well as
semiquantitative compositional analyses were performed in ten gold-coated samples
with a JEOL JSM 5800 scanning electron microscope (SEM) equipped with a Noran
energy-dispersive spectrometer (EDS) using an accelerating voltage of 15 kV.
In order to identify clay minerals in the sandstones, X-ray diffraction analyses of
the < 2 µm fraction were performed using a Rigaku RU 200 diffractometer in seven
oriented samples. The samples were air-dried, ethylene glycol-saturated, and heated
at 490°C for 4 hours.
Carbon and oxygen isotopes of the carbonate cements were analyzed in thirteen
representative sandstone samples. The samples were reacted with 100% phosphoric
acid for one hour at 25°C for calcite and for 24 hours at 50°C for dolomite. The
evolved CO2 gas was analyzed using a SIRA-12 mass spectrometer. The phosphoric
acid fractionation factors used were 1.01025 for calcite and 1.01060 for
dolomite/ankerite (Friedman and O’Neil, 1977). The carbonate isotope data are
presented in the normal δ notation relative to PDB (Craig, 1957).
32
DETRITAL TEXTURE AND COMPOSITION OF THE SANDSTONES
Sandstones of the proximal turbidite deposits (ES1 and ES2 wells; Fig. 1) are mainly
medium to very coarse-grained, whereas the distal turbidite sandstones are finegrained (ES3 and ES4; Fig. 1); all sandstones are poorly to very poorly sorted. The
original grain shape was angular to subangular, but has been modified by a variety of
diagenetic processes, such as dissolution, cementation by quartz overgrowths and
replacement by kaolin and carbonate.
The sandstones were originally arkoses with an original average framework
composition of Q61F39L0 (Fig. 3A). However, diagenetic dissolution and replacement of
detrital feldspars by albite and, less commonly, kaolin, calcite, and dolomite changed
this composition to a more quartzose, resulting in a present-day detrital, average
framework composition of Q78F22L0 (Fig. 3B). With the diagenetic albite been
considered in the F pole of classification, the average framework composition would
be Q66F34L0 (Fig. 3C).
Most of the quartz grains (average 45% of the bulk rock volume; up to 65 %) are
monocrystalline (av. 42%), with subordinated amounts (av. 2%; up to 7%) of
polycrystalline grains. K-feldspar (av. 7%; up to 12%) is more abundant than
plagioclase (av. 4%; up to 8%) with a strong predominance of microcline over
orthoclase and perthite. The K-feldspar content decreases to amounts less than 5%
in sandstones buried at depths greater than 2900 m, due to diagenetic dissolution
and replacement by albite, carbonates or kaolin.
The plagioclase grains are either untwinned or display the typical polysynthetic
twinning. The twinned plagioclase grains (av. 1%; 40-60 mole% An) are moderately to
extensively albitized and, frequently, replaced by calcite. The untwinned plagioclase
grains (av. 3%; 20-40 mole% An), which are only slightly albitized, are believed to be
derived from the so-called “charnoenderbitic rock suite”. This rock suite is a
heterogeneous sequence of amphibolitic gneisses and granulites derived from crustal
anatexis, during the Brasiliano Event (680-450 Ma) along the Coastal Complex of
33
southern Espírito Santo coastal range (Hasui and Oliveira, 1984; Sluitner and WeberDiefenbach, 1989).
Metamorphic and volcanic rock fragments occur in trace amounts, whereas
plutonic rock fragments (av. 2 %; up to 6 %) are more abundant, particularly in the
coarser grained, proximal turbiditic sandstones. The heavy mineral suite (av. < 1%;
up to 2%) include garnet and, smaller amounts, of zircon, tourmaline, opaques. Mud
intraclasts occur in trace amounts but, in some cases, may reach up to 8%, and are
commonly compacted to pseudomatrix (av. 1%; up to 25%) that is locally silicified (av.
1%; up to 10%). The most abundant accessory mineral is extensively kaolinized
muscovite (av. < 1%; up to 8%). The original detrital composition of the Urucutuca
sandstones indicates a provenance from continental blocks of uplifted basement,
which is consistent with the passive margin setting of Espírito Santo Basin, where the
sediments were rapidly eroded from the uplifted coastal range terrains and
transported into the basin by alluvial systems and turbidite currents.
ALBITIZED FELDSPARS AND ALBITE CEMENT
Diagenetic albite occurs mainly by the replacement of detrital feldspars (i.e.,
albitization) and, less commonly, as overgrowths around detrital feldspars and
discrete, pore-filling crystals. Most of the detrital K-feldspar and plagioclase grains
display evidence of partial to pervasive albitization. Albitization of feldspar has, in
most cases, been initiated along twinning, cleavage or micro-fracture planes, and
continued inward to cause pervasive to complete albitization of the feldspar grains.
Completely albitized grains are typically untwinned, clouded by tiny vacuoles, have
near-pure, albite end-member composition (Ab > 99 mole%), and display patchy
extinction reflecting variations in the crystallographic orientation of albite crystals (Fig.
4A; cf. Morad, 1986; Morad et al., 1990). BSE imaging of albitized grains revealed
that the vacuoles represent tiny intercrystalline pores and fluid inclusions. Partially
albitized feldspar grains are characterized by the presence of tabular or irregular
patches that show blocky to sector extinction pattern (Fig. 4B). In addition to the tiny
34
intercrystalline pores (2 - 8 µm), albitized grains may contain diverse amounts of
dissolution voids (up to 250 µm across) (Figs. 4C and 4E). Dissolution voids are
overall more abundant and larger in albitized plagioclase than in albitized K-feldspar
grains. In some cases, the pervasively albitized and dissolved plagioclase grains
have developed delicate skeletal framework (Fig. 4C).
Partial, selective albitization of plagioclase along one set of the twinning plain is
common, rendering recognition of their albitization difficult without careful BSE
imaging. SEM examination revealed that replacive albite occurs as numerous small
euhedral crystals, aligned parallel to each other, coexisting with minute relicts of the
parent feldspar (Fig. 4D). The albite crystals replacing plagioclase are overall larger
(5-60 µm) than those replacing the K-feldspar grains (1-40 µm).
Diagenetic albite replaces volumetrically larger amounts of plagioclase (av. 7%; up
to 20%) than K-feldspar (av. 4%; up to 11%). The degree of plagioclase albitization
varies from one grain to another on thin section scale, depending on the anorthite
content of the plagioclase grains. Plagioclase grains with An = 40-60 mole%
composition have been subjected to more extensive albitization than the less Ca-rich
plagioclase grains (An = 25-40 mole%). Variations in the degree of albitization occur
among the detrital K-feldspar grains too. Microcline is commonly un-albitized or
slightly albitized, whereas orthoclase is dissolved and/or pervasively albitized. The
albitized portions of the grain show a diffuse or sharp boundary with the host Kfeldspar.
The degree of feldspar albitization varies among the sandstones, being slight to
absent in sandstones extensively cemented by early-diagenetic, pre-compactional
carbonates, but pervasive in sandstones that lack such cements. The intensity of
feldspar albitization increases with burial depths in the studied sandstones, reaching
up to 25% of albitized detrital feldspars in the distal turbidite sandstones of well ES4
(Fig. 5). Pervasively to nearly completely albitized feldspar grains are most common
at burial depths greater than 3000 m, while at shallower depths albitization is slight to
moderate.
35
Albite overgrowths around plagioclase grains are either untwinned or display
discontinuous or polysynthetic twinning (Fig. 4F), whereas those around albitized Kfeldspar grains are generally untwined. Albite overgrowths are engulfed by, and
hence pre-date, late carbonate cement but engulf, and hence post-dates illite (Fig.
6A).
OTHER DIAGENETIC ALTERATIONS
In addition to the albitization of detrital feldspars, the Urucutuca turbidite sandstones
were subjected to various other diagenetic alterations that include mechanical and
chemical compaction, cementation by quartz and carbonates, authigenesis of kaolin
and illite, as well as the dissolution and replacement of detrital grains (mainly
feldspars and mica) by kaolin, carbonates, and illite.
Kaolin (av. 4%; up to 19%), including kaolinite and dickite as revealed by XRD
analyses, occurs as booklet and vermicular aggregates of pseudohexagonal crystals,
filling intergranular pores and replacing micas, feldspars, mud intraclasts and
pseudomatrix derived from their compaction. Kaolinized micas are expanded into
adjacent pore space developing the typical fan-like shape (Fig. 6B). Kaolin that
replaced feldspars occurs mostly as booklets (10 - 45 µm). Dickite occurs replacing
kaolinite, as blocky crystals, which are thicker (4-10 µm) than kaolinite crystals (< 2
µm; Fig. 6C). Kaolinite and dickite are frequently engulfed by, and hence predate,
quartz and albite overgrowths.
Authigenic quartz (av. 3%; up to 14%) forms euhedral and thick (up to 200 µm)
syntaxial overgrowths (Fig. 7A) and microfracture-healing of detrital quartz grains.
Quartz overgrowths, which engulf and hence post-date illite (Fig. 6D) are most
abundant in sandstones devoid of early diagenetic carbonate cement. Quartz
overgrowths are partly replaced by, and hence predate, late calcite.
Diagenetic carbonates (av. 11 %; up to 50%) include calcite (av. 7%; up to 41%),
Fe-dolomite/ankerite (av. 4%; up to 28%) and siderite (av. 1%; up to 11%). Calcite
36
shows poikilotopic to mosaic habits and fills the intergranular pores and partly
replaces the framework grains. Large intergranular volumes and very loose packing
of the framework grains in some of the sandstones cemented by abundant
poikilotopic calcite indicate that such cementation occurred at shallow burial depths,
prior to significant compaction. This calcite has δ18OPDB values of -6.3‰ and δ13CPDB
values of -20.9‰. In some wells (ES3 and ES4; Fig. 1), however, post-compactional,
poikilotopic calcite replaces feldspars, quartz, kaolin and pseudomatrix, and engulfs,
and hence post-dates, albite (Fig. 7B) and quartz overgrowths. Poikilotopic, slightly
ferroan calcite (FeCO3 0.4 to 2 mole%; av. 1 mole%) engulfs, and hence post-dates
dolomite, ankerite, and kaolin. Such calcite has δ18OPDB value of -11.8 ‰ and δ13CPDB
value of -12.6 ‰.
Ferroan dolomite and ankerite (FeCO3 = 3 to 22 mole%, av. 14 mole%) occur as
intergranular blocky crystals and, rarely, as a poikilotopic cement that replace
feldspars, quartz, mica, mud intraclasts and pseudomatrix derived from compaction of
mud clasts. Dolomite and calcite precipitation were recurrent, as evidenced by Fedolomite and ankerite cements enclosing framework grains showing various degrees
of compaction. Syncompactional Fe-dolomite, which encloses moderately compacted
sand grains, shows δ18OPDB values ranging from -4.7 to -4.0‰, and δ13CPDB from -15.5
to -11.7‰. Post-compactional Fe-dolomite, which engulfs tightly packed sand grains,
covers, and hence post-dates, quartz and albite overgrowths, has δ18OPDB values
ranging from -8.7 to -4‰, and δ13CPDB from -15.9 to -8.9‰, and shows oxidation and
partial dissolution (Fig. 7C). Siderite occurs as very small rhombs (3 - 8 µm), within
biotite flakes and replacing pseudomatrix.
Other diagenetic constituents include cryptocrystalline quartz (up to 10%) that
replaces mud pseudomatrix in some samples from wells ES3 and ES4 (Fig. 1). A
possible source for Si4+ is the dissolution of radiolarians in interbedded mudrocks,
such as observed in Campos Basin turbidites (Moraes, 1989; Carvalho et al., 1995).
Microcrystalline pyrite is widespread in all wells (av. 1%; up to 9%), occurring mainly
as framboids, associated with siderite and replacing biotite and mud intraclasts.
37
Framboidal pyrite is engulfed by blocky and mosaic calcite cements. Authigenic
anatase occurs in trace amounts in all the wells in the vicinity of dissolved heavy
minerals and within biotite. Illite (trace; up to 4%) occurs as small (1-15 µm; av. 5 µm)
crystals, rimming the grains, filling pore spaces and replacing feldspars and
pseudomatrix. Illite aggregates are either engulfed by or cover quartz and albite
overgrowths, suggesting simultaneous formation of these minerals. Chlorite, which is
closely associated with micro-quartz (Fig. 6E), occurs as pseudo-hexagonal crystals
(2-7 µm) in wells ES3 and ES4 (Fig. 1); chlorite replaces pseudomatrix and fills
intergranular pores. Chlorite is engulfed by, and hence predates, albite overgrowths.
Trace amounts of halite occurs as cubic crystals intergrown with illitic or chlorite clay
minerals and, in places, with microcrystalline albite (Fig. 7D). Poikilotopic barite (trace
up to 1%) occurs only in wells ES1 and ES3 (Fig. 1) where it replaces detrital grains
and engulfs, and hence post-dates, Fe-dolomite crystals and albite overgrowths.
COMPACTION, POROSITY, AND PERMEABILITY OF THE SANDSTONES
Compaction was heterogeneous as indicated by the wide range of intergranular
volume (8 to 43%) and of packing proximity index (8 to 58%). Mechanical compaction
is evident by the deformation of mica flakes, fracturing of quartz and feldspar grains,
and generation of pseudomatrix through deformation of mud intraclasts. Chemical
compaction through intergranular pressure dissolution is conspicuous, as indicated by
intergranular, straight, concavo-convex and rare stylolitic contacts
A plot of porosity reduction due to compaction and cementation (Fig. 8;
Lundegard, 1992; Ehrenberg, 1995) indicates that compaction was the main process
of porosity reduction in most of the analyzed sandstones. However, there are
sandstones in which abundant cementation by carbonate was the major process of
porosity reduction (Fig. 7B).
Porosity in the sandstones is dominantly primary intergranular (av. 8; up to 21%)
and, less importantly, secondary in origin. Secondary porosity occurs as intragranular
38
(av. 2%; up to 6%) and moldic pores (av. trace; up to 3%) after dissolved feldspar
grains. Secondary porosity has also been generated by grain fracturing (av. trace; up
to 2%), and by dissolution of mud pseudomatrix (av. trace; up to 2%), carbonate
cements (av. trace; up to 2%) and mica (av. trace; up to 1%). Total macroporosity
averages 11%, but reaches as high as 24% in the sandstones of well ES4.
Microporosity (av. 4; up to 13%) represents the difference between total nitrogen
porosity (petrophysical porosity) and petrographic macroporosity. The lowest values
of petrophysical porosity are found in well ES3 (2.2%) and the highest values in well
ES4 (24%) but there are no systematic differences of petrophysical porosity between
proximal and distal sandstones.
Average permeability is 153 mD for well ES1, 13 mD for ES3, and 64 mD for well
ES4. The highest value (440 mD) is encountered in well ES1 and the lowest in well
ES3 (0.1 mD). In a general way, proximal sandstones (well ES1) are more
permeable, than distal sandstones (wells ES3 and ES4) (Fig. 9). Petrophysical
porosity of the sandstones in the different wells shows a moderately significant
positive correlation with petrophysical permeability (Fig. 9).
The degree of correlation of petrophysical porosity with total albitized feldspars
varies among sandstones from the different wells from lacking to moderately positive
(Fig. 10), whereas petrophysical permeability displays no relationship to the amounts
of albitized feldspars (Fig. 11).
DISCUSSION
Paragenetic sequence
Feldspar albitization in the studied turbidite sandstones occurred within an overall
complex sequence of diagenetic alterations. The paragenetic sequences in
sandstones from wells ES1 and ES4 (Figs. 12 and 13), which are interpreted based
on the textural relationships among the diagenetic constituents, limited available
geothermometric and geochronologic data, and the burial-history curve of well ES1
39
(Fig. 14) include: (1) marine eodiagenesis, dominated by the precipitation of siderite
and framboidal pyrite; (2) meteoric eodiagenesis, which induced siderite and pyrite
oxidation, feldspar dissolution and kaolinite precipitation; (3) shallow mesodiagenesis,
marked by mechanical compaction, syn-compactional quartz and dolomite or calcite
cementation, and onset of feldspar albitization; (4) deep mesodiagenesis, marked by
authigenesis of dickite, illite, chlorite and wholesale feldspar albitization, chemical
compaction, and calcite, dolomite and quartz cementation; and (5) telodiagenesis,
marked by dolomite oxidation and dissolution and calcite dissolution.
The precipitation temperatures of pre- to syn-compactional poikilotopic calcite
were calculated by assuming a δ18O value of 0‰ for an early diagenetic fluid slightly
modified from pre-glacial marine waters with δ18O = –1.2‰ (Shakleton and Kenneth,
1975). As there is no oxygen isotopic analysis of formation waters from the Urucutuca
Formation, a δ18O of +3‰ was assumed for the fluids from the precipitation of postcompactional calcite and dolomite, which is typical for formation waters evolved
through substantial rock-fluid interaction during burial diagenesis (Land and Fischer,
1987; Morad et al., 2003). Based on these assumptions and using the fractionation
equation of Friedman and O’Neil (1977) for calcite and of Fisher and Land (1986) for
dolomite, the precipitation temperature of the syn-compactional poikilotopic calcite
ranges from 45 to 63°C, of post-compactional calcite around 110°C, of syncompactional Fe-dolomite at 57 to 62°C, and of post-compactional dolomite at 100 to
120°C (Table 1). The carbon isotopic signature of the syn-compactional calcite
cements (δ18C ranging from -6.4 to -20.9‰) are typical for pore waters influenced by
bacterial sulfate reduction and/or methane oxidation that occur at relatively shallow
depths below the seafloor (Morad, 1998). Conversely, the carbon isotopic signatures
of post-compactional calcite and dolomite are less diagnostic, but more typical of
carbon derivation from thermal decarboxylation of organic matter (Morad, 1998).
Based on the precipitation temperatures of carbonate cements, obtained from
oxygen isotopic data, and on their paragenetic relationships with albite, it is inferred
that: (i) syn-compactional calcite pre-dates albite, whereas post-compactional calcite
40
and Fe-dolomite/ankerite post-date albite, and (ii) temperatures of the onset and
wholesale albitization are between 60°C and 100°C. The assumed δ18O of waters
from which carbonate precipitation occurred renders this temperature relatively
uncertain.
Diagenetic origin of albitization
As feldspar albitization is a common feature of hydrothermally altered igneous
rocks (Aldahan et al., 1988), it is crucial to provide lines of evidence supporting the
diagenetic origin of albitized feldspars in the studied sandstones. These lines of
evidence include: (i) absence of albitized feldspars in sandstones extensively
cemented by early-diagenetic, pre-compactional carbonates, contrasted with
abundant albitized feldspars in weakly-cemented sandstones, (ii) selective, more
pervasive albitization of An-rich (40-60 mole%) over An-poorer (< 40 mole%)
plagioclase grains and of orthoclase over microcline, (iii) absence of sericite and
epidote, which typically occur in albitized feldspars of hydrothermal origin, (iv)
increase in the degree of albitization with increasing in burial depths, (v) the presence
of other forms of diagenetic albite, such as overgrowths and discrete, pore-filling
crystals (Fig. 6F) in sandstones containing albitized grains, suggesting the
establishment of overall albite stability conditions, and (vi) porous, delicate, skeletal
like texture and presence of numerous albite crystals within the albitized feldspars.
Such grains would hardly survive transportation in fluvial systems, reworking on the
shelf, and finally deposition by turbidity currents on the slope and basin floor.
Conditions of albitization
It is generally agreed that diagenetic albitization of feldspars in sandstones is
influenced by temperature, chemistry of formation waters, and by reaction kinetics in
the diagenetic system (Boles, 1982; Aagaard et al., 1990; Morad et al., 1990, 2000).
41
The reaction of plagioclase albitization is governed by the Ca2+/Na+ activity ratio and
the pH of the formation waters, as follows (Boles, 1982):
CaAl2Si2O8 + 2SiO2 + 0.5H2O + Na+ +H+ = NaAlSi3O8 + 0.5Al2Si2O5(OH)4 + Ca2+
Anortite
Quartz
Albite
(1)
Kaolinite
Albitization of K-feldspar is strongly controlled by aNa+/aK+ of the formation waters
(Aagaard et al., 1990), and is envisaged as follows:
KAlSi3O8 + Na+ = NaAlSi3O8 + K+
K-feldspar
(2)
Albite
Despite uncertainties, the inferred temperature range of feldspar albitization (60100°C) is in overall agreement with albitization temperatures encountered in other
sedimentary basins, such as the North Sea (Saigal et al., 1988; Morad et al., 1990).
However, there is contradictory data from different basins considering the
temperatures required for the onset and wholesale albitization of feldspars as well as
the timing of plagioclase albitization versus K-feldspar (microcline) albitization. For
instance, in Triassic, fluvial North Sea sandstones reservoirs, the detrital plagioclase
grains were pervasively albitized at temperature of 75-100ºC (depth = 2500-3000 m),
while the microcline grains are only slightly albitized in sandstones buried at depths
shallower than 2900 m (Morad et al., 1990). Equilibrium diagrams of Morad et al.
(1990) support this contrasting albitization behavior between plagioclase and
microcline, at least in sandstones containing considerable amounts of illitized
kaolinite, which acts as a sink of potassium ions released from the reaction, as
follows (Morad, 1986; Morad et al., 1990):
2KAlSi3O8 + 2.5Al2Si2O5(OH)4 + Na+ = NaAlSi3O8 + 2KAl3Si3O10(OH)2 + 2SiO2 + 2.5H2O + H+
K-feldspar
Kaolinite
Albite
Illite
(3)
Quartz
or as follows, if silica is conserved among the feldspars and clay minerals (Egeberg
and Aagaard, 1989):
42
KAlSi3O8 + 1.5Al2Si2O5(OH)4 + Na+ = NaAlSi3O8 + KAl3Si3O10(OH)2 + 1.5H2O + H+
K-feldspar
Kaolinite
Albite
(4)
Illite
The greater sensitivity of plagioclase to diagenetic albitization is due to its lower
thermodynamic stability than microcline (Aagaard, 1990; Morad et al., 1990).
However, the burial depths and temperatures at which the onset and wholesale
albitization of plagioclase versus K-feldspar occur vary widely, even within the same
basin. In Tertiary reservoir sandstones of the Texas Gulf Coast, the depth of complete
K-feldspar and plagioclase albitization occurs at 3600 m (Milliken et al., 1989),
whereas in Louisiana Gulf Coast, the K-feldspar grains are un-albitized at depths
shallower than 4800 m (T > 125°C), while the plagioclase is entirely albitized (Gold,
1987). Conversely, in the Tertiary Gulf Coast reservoir sandstones, detrital
plagioclase is preferentially subjected to wholesale albitization at temperatures of
110-120ºC while the K-feldspar grains are subjected to dissolution with concomitant
formation of illite (Boles, 1982). In North Sea reservoir sandstones (Jurassic, Lower
Cretaceous and Tertiary sandstone), offshore Norway, pervasive microcline
albitization occurs at temperatures > 65ºC (Saigal et al., 1988); these authors did not
consider the albitization of plagioclase. Contrary to sandstone sequences elsewhere,
albitization in Eocene Urucutuca sandstones has equally influenced both feldspar
types.
Variations in the burial temperatures of feldspar albitization in sandstones from
different basins are thus probably kinetically controlled, being linked to:
(i) the chemical composition (e.g., An mole% in plagioclase), crystal structures
(microcline vs orthoclase) and presence of micro-fractures in the detrital feldspars
(Boles, 1982; Morad et al., 1990; Ramseyer et al., 1992). The thermodynamic stability
of plagioclase decreases with increasing the molar content of anorthite solid solution
(Morad et al., 1990; Ramseyer et al. 1992), which explains the greater degree of
albitization of plagioclase containing 40-60 mole% compared to those containing 2040 mole% anorthite.
43
(ii) the availability of sinks for ionic by-products of the albitization reactions, such
as the incorporation of K+, released from the albitization of K-feldspar, in illite (Morad
et al., 2000). The formation of illite itself is, in turn, kinetically controlled, related to
such parameters as the degree of quartz saturation in the formation water and the
mineralogy of precursor clay mineral. For instance, kaolinite is more readily illitized
than dickite (Morad et al., 1994), which is probably the case in the Eocene turbidite
sandstones. Since there is minor amounts of illite in the studied sandstones, the sink
for K+ released from the albitization of K-feldspar grains was probably the illitization of
smectite in the interbedded mudrocks (Land et al., 1987).
The equal degree of albitization of plagioclase and K-feldspar in the Urucutuca
sandstones is probably related the occurrence of K-feldspar as orthoclase and not
only as microcline. The greater degree of orthoclase albitization compared to
microcline is due to the greater degree of Al/Si disorder in the former feldspar (Ribbe,
1975).
Sources of sodium for albitization
Although diagenetic albitization of feldspars in sandstones is strongly controlled by
the chemistry of formation waters, there is no data suggesting the importance of high
salinities or of Na+ concentration, but rather of the key role of aNa+, aNa+/aK+, pH and
aCa2+/aNa+ (Boles, 1982; Aagaard et al., 1990; Morad et al., 1990). For instance, the
aNa+/aK+ ratios in formation waters of the North Sea sandstone reservoirs do not vary
considerably between the shallow and deep reservoirs; the ratios tend to lie in the
stability field of K-feldspar in shallow reservoirs (T = 50-80°C), but along the albite/Kfeldspar equilibrium line or in the stability field of albite in deeper reservoirs (T > 90°C;
Aagaard et al., 1990). It is hence the increase in temperature and not an increase in
Na concentration, which drives the albitization reaction in these reservoirs.
Source(s) of Na and/or concomitant incorporation of released ions into associated
diagenetic minerals, such as of K+ in illite, which help keeping aNa+/aK+ at constant or
44
increasing levels (Aagaard et al., 1990; Morad et al., 1990), are required to
accomplish the albitization of considerable volumes of detrital feldspars. This is
particularly true for the albitization of K-feldspar, as the by-product of plagioclase
albitization is Ca2+, which can be precipitated as carbonates relatively easily under the
pCO2 in most basins (Boles, 1982; Morad et al., 1990). Temperature of the onset of
K-feldspar albitization usually coincides with the temperature for onset of kaolinite and
smectite illitization (70-80°C) in sandstones and in associated mudrocks (Aagaard et
al., 1990; Morad et al., 1990, 2000). Only limited amounts of diagenetic illite have
been formed in the studied sandstones, which is attributed, at least partly, to the
dickitization of kaolinite (cf. Morad et al., 1994).
The sources of Na+ in the Eocene sandstones could be internal, being mainly
related to Na released from the dissolution and concomitant albitization of plagioclase
grains (cf. Morad et al., 1990). External sources of Na+, particularly that needed for
the albitization of K-feldspars, include the dissolution of halite beds or salt diapers
occurring within the Aptian evaporites of the Itaúnas Member (Fig. 2). The viability of
this source is based on the presence of halite cement in some samples from wells
ES3 and ES4 (Fig. 7D). Other less likely sources of Na+ include marine connate
waters, hydrothermal fluids related to coeval volcanism in the area, and chloritization
and illitization of smectite in the associated mudrocks (cf. Boles and Franks, 1979).
Implications of feldspar albitization to reservoir-quality evolution of the
sandstones
The common presence of intragranular pores in albitized feldspars is believed to be
related to the albitization reaction. The replacement of detrital feldspar by numerous,
small, parallel-aligned albite crystals (Fig. 7E) was used by Boles (1982) and Morad
(1986) to conclude that albitization reactions occur via dissolution of the detrital
feldspars followed by nucleation and growth of albite crystals. This postulation is
evidenced by the presence of minute, etched remnants of the detrital feldspar
45
together with the albite crystals. According to Morad (1986), the dissolution of detrital
feldspar does not result in complete decomposition of the crystal lattice into individual
ions, but rather into Si-Al chains, which provide numerous sites for nucleation and
growth of albite crystals that are aligned parallel to the cleavage and/or twinning
planes of the detrital feldspar (Fig. 7F). This interpretation was confirmed by Hirt et al.
(1993) based on transmission electron microscopy of albitized plagioclase grains in
sandstones from the US Gulf Coast. Thus, the accomplishment of albitization by
dissolution and reprecipitation accounts for the presence of abundant intercrystalline
microporsoity and, in some cases, relatively large intragranular pores.
Due to the common presence of intragranular pores in the albitized feldspars,
there is a moderately significant positive correlation between the amounts of albitized
feldspars and the petrophysical (nitrogen) porosity of the sandstones from the
different wells (Fig. 10). The distal sandstones (wells ES3 and ES4) contain more
albitized feldspars, and hence display stronger positive relationship with porosity than
the proximal sandstones (wells ES1 and ES2) (Fig. 10). The more pervasive feldspar
albitization in this well can be attributed to particular provenance from plagioclase-rich
rocks, including the amphibolitic gneisses and granulites of the so-called
“charnoenderbitic rock suite” (Hasui & Oliveira, 1984; Sluitner & Weber-Diefenbach,
1989). Petrographic evidence suggests that feldspar albitization has contributed
mainly to increase in micro, intragranular porosity, which would account for the
moderate correlation between porosity but not to permeability, which shows no
relationship with albitized feldspar grains (Figs. 10 and 11).
Hence, porosity of the sandstones is controlled by other parameters than
albitization. The stronger positive correlation between extent of albitization and
porosity in the distal sandstones may either indicate that albitization has enhanced
the reservoir quality and/or that albitization preferentially affected feldspar grains,
which already had intragranular pores. Partially dissolved feldspars would allow the
establishment of suitable geochemical parameters (e.g., aNa+, aNa+/aK+, pH,
aCa2+/aNa+) required for feldspar albitization through ionic diffusion (Milliken, 1989;
Milliken et al., 1989). Eventual development of intragranular porosity in feldspar prior
46
to albitization, could have occurred during eogenetic incursion of meteoric water and
formation of kaolinite. However, the presence of larger volumes of intragranular
porosity and albitized feldspars in the distal turbidite sandstones (well ES4) than in
the proximal turbidite sandstones (well ES1; Fig. 1) indicates that such dissolution
was not related to meteoric water incursion.
Elevated porosity values of sandstones containing considerable amounts of
albitized grains may also be related to the common presence of substantial amounts
of secondary intragranular pores in these grains. However, the origin and formation
timing of these intragranular pores is controversial, particularly regarding whether
they are a direct product of albitization or have existed prior to feldspar albitization
(e.g., Morad, 1986; Milliken 1989; Milliken et al., 1989; Morad et al., 1990). Among
the above presented albitization reactions, only reaction 3 can result in considerable
reduction in molar volume, and hence in the generation of intragranular pores,
whereas reactions 1, 2 and 4 involve no molar volume change among the feldspars,
and hence cannot directly promote the creation of intragranular porosity in the
albitized grain pseudomorphs.
Albitization of plagioclase results, in some cases, in the formation of a molar albite
volume that is equivalent to the molar percent of albite solid solution in the
plagioclase, whereas the anorthite solid solution is dissolved leaving intragranular
pores (Morad et al., 1990). Hence, the volume of intragranular pores in albitized
plagioclase may correspond to the molar percent of anorthite solid solution. In such a
reaction, no external source of Na+ is required, as follows:
NaAlSi3O8.CaAl2Si2O8 + 2SiO2 + H2O +2H+ = NaAlSi3O8 + Al2Si2O5(OH)4 + Ca2+
Andesine
Quartz
Albite
(5)
Kaolinite
Despite possible creation of intragranular porosity in feldspars subjected to
albitization, these reactions result in the precipitation of several by-products (e.g.,
calcite, kaolin and illite) that may reduce the porosity and permeability. Petrographic
evidence from the studied turbidite sandstones suggests that most of the kaolin has
47
been formed prior to albitization. The presence of considerable amounts of albitized
feldspars, particularly plagioclases, which contain abundant intragranular porosity,
precludes equal-volume albitization.
CONCLUSIONS
• The extent of diagenetic albitization of detrital K-feldspar and plagioclase is more
extensive in the distal than proximal Eocene turbidite reservoir sandstones of offshore
Espirito Santo Basin, eastern Brazil (present day depths = 2791-3318 m;
(temperature = 100–120°C) owing to the presence of larger amounts of An-rich
plagioclase (An = 40-60 mole%).
• The amount of albitized feldspars display a moderately positive correlation, mostly in
the distal sandstones, with petrophysical porosity. This correlation is attributed to the
formation of intragranular pores as a result of albitization.
• The degree of feldspar albitization is controlled by the mineralogy and chemical
composition of the detrital feldspars. Detrital plagioclase with 40-60 molar% anorthite
solid solution and orthoclase have been subjected to more pervasive albitization than
plagioclase with < 40% anorthite and microcline.
• In contrast to previous studies, no marked difference has been recognized in the
extent of albitization of plagioclase and K-feldspar, probably owing to the domination
of the albitized K-feldspars by orthoclase, which is characterized by greater degree of
Al/Si disorder, and hence greater sensitivity to albitization, than microcline. Thus
variations in the volumes of albitized feldspars and intragranular pores are controlled
by the original detrital composition of the sand (i.e., provenance).
• Based on the constructed paragenetic sequence of diagenetic alterations and
oxygen isotopic composition of calcite and dolomite, the temperatures of the onset
and wholesale albitization are inferred to vary between about 60°C and 100°C.
48
• Minor amounts of albitization by-products have been form, including dickite, calcite
and illite, and hence have little impact on reservoir quality modifications.
ACKNOWLEDGEMENTS
We thank PETROBRAS for access to data, samples, information and for the license
to publish this paper. We acknowledge specially the cooperation of Paola de Rossi
Fontanelli and José Luiz Lagares Caldas. We also thank the Geosciences Institute of
the Rio Grande do Sul Federal University for access to analytical and support
facilities. E. E. Zambonato acknowledges gratefully the grant and research support of
the Brazilian National Petroleum Agency – ANP. L. F. De Ros acknowledges the
support of Brazilian National Research Council – CNPq.
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55
FIGURE CAPTIONS
Fig. 1. Location Map of the Espírito Santo Basin.
Fig. 2. Simplified Stratigraphic Column of the Espírito Santo Basin (adaptated from
Dauzacker, 1981. In: Rangel, 1984).
Fig. 3. The reconstructed (A) and present (B) detrital composition of 82
representative sandstone samples plotted in the upper half of Folk (1968) triangle. (C)
The present average framework composition with the diagenetic albitized feldspars
considered in the F pole of Folk’s classification.
Fig. 4. (A) Optical photomicrograph of a totally albitized feldspar grain. Notice that the
complete albitization results in a patched pseudomorph, which display a turbid
appearence due to the presence of numerous, small fluid inclusions and/or
microporosity; (B) Optical photomicrograph of a partially dissolved and albitized
untwinned plagioclase grain, showing blocky to tabular sector extinction pattern; (C)
Optical photomicrograph of a partially dissolved and albitized untwinned plagioclase
grain, showing the delicate skeletal framework created by dissolution; (D) Scanning
electron microscope (SEM) image of replacive small euhedral crystals of albite
aligned parallel to each other, coexisting with minute relicts of the parent K-feldspar;
(E) Backscattered electron (BSE) image of a partially albitized K-feldspar. Note the
physical discontinuity between the detrital K-feldspar and the replacive albite, given
by a dissolution surface; (F) Optical photomicrograph showing albite overgrowth on
plagioclase grain. Note that twin pattern of the authigenic albite overgrowth follows
that of the original plagioclase.
Fig. 5. Plot of the albitized feldspars total (%) versus depth (m) for 82 representative
Urucutuca sandstone samples, revealing that intensity of feldspar albitization
increases with burial depth.
56
Fig. 6. (A) Scanning electron microscope (SEM) image of lamellar illite partially
engulfed by albite overgrowths; (B) Backscattered electron (BSE) image of an
expanded and kaolinized mica resulting in characteristics fan-shaped flakes; (C)
Scanning electron microscope (SEM) image of dickite blocky crystals; (D) Scanning
electron microscope (SEM) image of late quartz overgrowths engulfing illite; (E)
Scanning electron microscope (SEM) image of lamellar chlorite associated with
microquartz, replacing pseudomatrix; (F) Backscattered electron (BSE) image of
intergranular discrete albite crystals.
Fig. 7. (A) Optical photomicrograph of quartz syntaxial overgrowths on detrital quartz.
In the center, albite overgrowth on untwinned sodic plagioclase; (B) Optical
photomicrograph
of
post-compactional
poikilotopic
calcite
surrounding
albite
overgrowths on plagioclase grain; (C) Optical photomicrograph of partially dissolved
and oxided post-compactional dolomite; (D) Scanning electron microscope (SEM)
image of halite cement, showing the characteristic dissolution pattern; (E) Optical
photomicrograph of a totally albitized feldspar (plagioclase?) composed by numerous,
parallel albite crystals; (F) Backscattered electron (BSE) image of a partially albitized
plagioclase grain, showing the resulting blocky to tabular extinction pattern. Note the
preferential albitization along cleavage and twin planes
Fig. 8. Plot of compactional porosity loss (COPL) versus cementational porosity loss
(CEPL) (cf. Lundegard, 1962) for 82 representative samples, indicating that
compaction rather than cementation was the main process of porosity reduction.
Fig. 9. Plot of petrophysical permeability (mD) versus petrophysical porosity (total
nitrogen porosity) (%) for 66 representative Urucutuca samples, showing a moderate
positive correlation in the distal wells ES4 and ES3 (r2 = 0.5126 and 0.3639,
respectively).
57
Fig. 10. Plot of petrophysical porosity (total nitrogen porosity) (%) versus albitized
feldspars (%) for 66 representative sandstone samples. The distal sandstones (wells
ES3 and ES4) contain more albitized feldspars, and display a stronger positive
relationship with porosity than the proximal sandstones (wells ES1 and ES2).
Fig. 11. Plot of petrophysical permeability (mD) versus albitized feldspars (%) for 66
representative sandstone samples, showing a no correlation between the amounts of
albitized grains and petrophysical permeability. Poor correlation suggests that the
intragranular porosity generated by albitization process is poorly-connected and
contributes little to permeability.
Fig. 12. Schematic paragenetic sequence of diagenetic processes in Urucutuca
sandstones, representative for the proximal well ES1.
Fig. 13. Schematic paragenetic sequence of diagenetic processes in Urucutuca
sandstones, representative for the distal wells (ES3 and ES4), which differs from the
proximal wells (Fig. 12) by a more intense feldspar albitization and by lacking a
telodiagenetic
episode.
Carbonate
and
quartz
cementation
in
the
shallow
mesodiagenesis are absent and limited, respectively.
Fig. 14. Diagram of the paragenetic sequence and burial history of Urucutuca
sandstones. Diagenetic alterations in the sandstones, which are heterogeneously
distributed, are interpreted to have been accomplished during four major episodes,
including: marine eodiagenesis, meteoric eodiagenesis, mesodiagenesis (shallow and
deep) and telodiagenesis.
Fig. 1
Fig. 2
Fig. 3
Fig. 4
Depth (m)
Fig. 5
ES1
ES2
ES3
ES4
Albitized Feldspars (%)
Fig. 6