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ESTUDO COMPARATIVO DE MÉTODOS DE ESTIMATIVA DE PRESSÃO DE
POROS EM POÇOS DA BACIA DO ESPÍRITO SANTO
Marcos Domingues
DISSERTAÇÃO SUBMETIDA AO CORPO DOCENTE DA COORDENAÇÃO
DOS PROGRAMAS DE PÓS-GRADUAÇÃO DE ENGENHARIA DA
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO DE JANEIRO COMO PARTE DOS
REQUISITOS NECESSÁRIOS PARA A OBTENÇÃO DO GRAU DE MESTRE EM
CIÊNCIAS EM ENGENHARIA CIVIL.
Aprovada por:
______________________________________________
Prof. Luiz Landau, D.Sc.
______________________________________________
Dr. Henrique Luiz de Barros Penteado, D.Sc.
_____________________________________________
Prof. Alvaro Luiz Gayoso de Azeredo Coutinho, D.Sc.
_____________________________________________
Dr. Félix Thadeu Teixeira Gonçalves, D.Sc.
RIO DE JANEIRO – RJ, BRASIL
JUNHO DE 2008
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ii
DOMINGUES, MARCOS
Estudo comparativo de métodos de
estimativa de pressão de poros em poços da
Bacia do Espírito Santo [Rio de Janeiro]
2008.
XV, 99 p. 29,7 cm (COPPE/UFRJ,
M.Sc., Engenharia Civil, 2008)
Dissertação – Universidade Federal do
Rio de Janeiro, COPPE
1 Modelagem geológica
2 Bacia do Espírito Santo
3 Simulação Numérica
I. COPPE/UFRJ II. Título (série).
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iii
AGRADECIMENTOS
Meus sinceros agradecimentos:
- à PETROBRAS – Petróleo Brasileiro S/A, por propiciar meu
aperfeiçoamento, pela permissão para utilização dos dados, e pelo
apoio técnico, logístico e financeiro.
- à UFRJ/COPPE – Universidade Federal do Rio de Janeiro /
Coordenação dos programas de Pós-graduação de Engenharia, pela
oportunidade de participação no curso de pós-graduação.
- aos meus orientadores, Dr. Henrique Penteado e Prof. Luiz
Landau, pelas discussões e críticas.
- às equipes de desenvolvimento dos sistemas Sigeo, Simod e SimBR,
da Petrobras, pela implementação de novos recursos e pelo auxílio na
sua utilização.
- à minha esposa Mara, e meus filhos Alexandre e Otávio, pelo apoio e
incentivo constantes, e pela ajuda na revisão e edição da dissertação.
iv
Resumo da Dissertação apresentada à COPPE/UFRJ como parte dos requisitos
necessários para a obtenção do grau de Mestre em Ciências (M. Sc.)
ESTUDO COMPARATIVO DE MÉTODOS DE ESTIMATIVA DE PRESSÃO DE
POROS EM POÇOS DA BACIA DO ESPÍRITO SANTO
Marcos Domingues
Junho/2008
Orientador: Luiz Landau
Programa: Engenharia Civil
Neste trabalho foram utilizados dois tipos de modelagem de pressão de poros
em cinco poços da Bacia do Espírito Santo, para o estudo e comparação de seus
resultados e definição de parâmetros a serem aplicados em contextos geológicos
semelhantes nas bacias brasileiras. Na modelagem petrofísica, foi feita uma análise do
comportamento de parâmetros físicos, obtidos através de perfis elétricos, com a
profundidade. A modelagem geo-histórica se valeu da reconstrução da história de
soterramento dos sedimentos encontrados nos poços, com a aplicação de modelos
teóricos de porosidade e permeabilidade, e com a simulação numérica dos processos
de compactação e fluxo de fluidos, visando à obtenção da pressão de poros atual.
No intervalo estratigráfico estudado, Paleoceno a Maastrichtiano, foi observada
a presença de pressões de poros anormalmente altas em três poços. Tanto
na modelagem petrofísica quanto na geo-histórica, a calibração dos dados calculados e
medidos pôde ser considerada boa. O principal mecanismo causador dessas pressões
altas é o desequilíbrio de compactação, ou seja, a inadequada expulsão de fluidos
durante o soterramento e conseqüente compactação. A transformação de argilas pode
ter agido como um mecanismo complementar.
Foram propostas duas funções de permeabilidade de folhelhos, com valores
relacionados ao teor de argila. Os modelos mostraram que pacotes de rochas argilosas
com permeabilidades iguais ou inferiores a 10
-21
m
2
(10
-6
mD) são as responsáveis pela
criação e manutenção de anomalias de pressão da ordem de até 19 MPa/km.
v
Abstract of Dissertation presented to COPPE/UFRJ as a partial fulfillment of the
requirements for the degree of Master of Science (M.Sc.)
COMPARATIVE STUDY OF PORE PRESSURE ESTIMATION METHODS
AT ESPIRITO SANTO BASIN WELLS, BRAZIL
Marcos Domingues
June/2008
Advisor: Luiz Landau
Department: Civil Engineering
In this work, two types of pore pressure modeling were applied to five wells in
Espírito Santo Basin, Brazil. The objective of the study was to compare their results and
define the parameters to be applied in similar geological contexts in the Brazilian
sedimentary basins. In petrophysical modeling, an analysis of physical parameters
obtained by electric logs was done. The geo-history modeling makes a reconstruction of
the burial history of the sediments, with the application of theoretical models for
porosity and permeability, and with the numerical simulation of compaction and fluid
flow processes, to obtain the current pore pressure.
In the studied stratigraphic interval (Paleocene to Maastrichtian), abnormally
high pore pressures were observed in three wells. Both in the petrophysical and in the
geo-historical modeling, the calibration of the calculated and measured data could be
considered good. The main mechanism for high pressures is compaction disequilibrium,
i.e., the inadequate fluid expulsion during burial and subsequent compaction. Clay
transformation may have acted as a complementary mechanism.
Two permeability functions were proposed for the shales, with values related to
the clay content. The models showed that clay rocks with permeabilities equal to or
lower than 10
-21
m
2
(10
-6
mD) are responsible for the creation and maintenance of
pressure anomalies of up to 19 MPa/km.
vi
ÍNDICE
FICHA CATALOGRÁFICA.........................................................................................ii
AGRADECIMENTOS..................................................................................................iii
RESUMO......................................................................................................................iv
ABSTRACT...................................................................................................................v
ÍNDICE.........................................................................................................................vi
LISTA DE FIGURAS...................................................................................................ix
LISTA DE TABELAS.................................................................................................xv
1. INTRODUÇÃO.................................................................................................pág. 1
2. A BACIA DO ESPÍRITO SANTO....................................................................pág. 3
2.1. GENERALIDADES.....................................................................................pág. 3
2.2. EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR..................................................pág. 4
2.3. GEOLOGIA DO PETRÓLEO.......................................................................pág. 10
3. PRESSÕES DE POROS ANORMAIS...............................................................pág. 13
3.1. INTRODUÇÃO......................................................................................... pág. 13
3.2. CAUSAS DAS PRESSÕES ANORMALMENTE ALTAS.......................pág. 14
3.2.1. MECANISMOS LIGADOS A TENSÕES: DESEQUILÍBRIO DE
COMPACTAÇÃO..................................................................................pág. 15
3.2.2. MECANISMOS LIGADOS A TENSÕES: COMPRESSÃO LATERAL
(TECTÔNICA).......................................................................................pág. 18
3.2.3. EXPANSÃO DE FLUIDOS: EFEITO AQUATERMAL.................pág. 19
3.2.4. EXPANSÃO DE FLUIDOS: TRANSFORMAÇÃO MINERAL....pág. 20
vii
3.2.5. EXPANSÃO DE FLUIDOS: GERAÇÃO DE HIDROCARBONETOS
.............................................................................................................pág. 21
3.2.6. MOVIMENTO DE FLUIDOS.......................................................... pág. 23
3.3. CAUSAS DAS PRESSÕES ANORMALMENTE ALTAS: CONCLUSÃO
........................................................................................................................pág.. 25
4. MODELAGEM DE PRESSÃO DE POROS.................................................... pág. 27
4.1. MODELAGEM PETROFÍSICA...................................................................pág. 27
4.2. MODELAGEM GEO-HISTÓRICA..............................................................pág. 32
4.2.1. PERMEABILIDADE DE ROCHAS ARGILOSAS..........................pág. 34
5. CONSTRUÇÃO DOS MODELOS....................................................................pág. 38
5.1. MODELOS PETROFÍSICOS........................................................................pág. 39
5.2. MODELOS GEO-HISTÓRICOS..................................................................pág. 49
6. INTEGRAÇÃO E DISCUSSÃO DOS RESULTADOS....................................pág.65
7. CONCLUSÕES...................................................................................................pág. 77
8. RECOMENDAÇÕES.........................................................................................pág. 79
9. BIBLIOGRAFIA...............................................................................................pág. 80
10. ANEXO I: CURVAS DE PERFIS..................................................................... pág. 87
10.1.
ANEXO Ia: MODELO PETROFÍSICO....................................................... pág. 87
10.2.
ANEXO Ib: MODELO GEO-HISTÓRICO................................................. pág. 87
viii
10.3. ANEXO Ic: INTEGRAÇÃO DE MODELOS..............................................pág. 88
11. ANEXO II: CONVERSÃO DE UNIDADES................................................... pág. 89
12. ANEXO III: PROCESSO ITERATIVO DO SIMBR....................................... pág. 90
13. ANEXO IV: COEFICIENTES DE POROSIDADE E PERMEABILIDADE
..............................................................................................................................pág. 91
14. ANEXO V: PARÂMETROS DOS MODELOS GEO-HISTÓRICOS........... pág. 93
ix
LISTA DE FIGURAS
2.1. Mapa das bacias do Espírito Santo e Mucuri, mostrando a fisiografia do fundo
oceânico. Fonte: Petrobras........................................................................pág. 4
2.2. Carta estratigráfica da Bacia do Espírito Santo (Vieira et al., 1994) ...........pág. 6
2.3. Reconstrução paleogeográfica do Atlântico Sul nas fases rifte e transicional
(Dias, J.L, .2005).....................................................................................pág. 7
2.4. Compartimentos estruturais da Bacia do Espírito Santo (Biassusi et al., 1990)
..................................................................................................................pág. 9
3.1. Ocorrências de pressões anormalmente altas no mundo (Law e Spencer, 1998)
....................................................................................................................pág. 13
3.2. Funções típicas de compactação para diferentes tipos de folhelhos,
comparadas a uma curva de arenito. Notar a faixa maior de variação da
porosidade em folhelhos (modif. de Swarbrick e Osborne, 1994)....pág. 16
3.3. Resposta de parâmetros físicos medidos em perfis de poços à compactação
normal e à sobrepressão por subcompactação (modif. de Hermanrud et al.
1998).............................................................................................pág. 17
3.4. Relação entre porosidade e tensão efetiva para diferentes mecanismos: A
aplicação de tensão cisalhante (- - -) não leva ao aumento da porosidade,
podendo acontecer diminuição desta, se houver perda de fluidos ( -..- ) (Yassir
e Addis, 2002)............................................................................................pág. 19
3.5. Efeito da maturação do querogênio no aumento da pressão de poros, com
diminuição da tensão efetiva (Swarbrick e Osborne, 1998). O ponto A se refere
à rocha geradora imatura e o ponto B à rocha geradora matura.................pág. 22
3.6. Permeabilidades relativas de dois fluidos imiscíveis em função da saturação de
água, onde a água é o fluido molhante em rochas de baixa permeabilidade
absoluta. k
wr
: permeabilidade relativa do fluido molhante (água), k
nwr
:
permeabilidade relativa do fluido não-molhante (Luo e Vasseur, 1996).
......................................................................................................pág. 23
3.7. Esquema da atuação do head hidráulico (Swarbrick e Osborne, 1998)
......................................................................................................pág. 25
3.8. Perfil de pressões ao longo de uma coluna preenchida com óleo e gás (de
Swarbrick e Osborne, 1998). Notar a sobrepressão ao topo do
x
reservatório................................................................................... pág. 24
4.1. Gráfico tempo de trânsito X profundidade, mostrando o afastamento da
curva de compactação normal em zonas sobrepressurizadas. Exemplo do
graben central do Mar do Norte (Swarbrick, 1998)........................ pág. 28
4.2. Classificação dos tipos de poros (modificado de Bowers e Katsube, 2002)
.................................................................................................................pág.30
4.3. Perfis sônico (Vp, velocidade da onda acústica, compressional) e resistividade
(Res., resistividade total da rocha) mostrando reversão que não é observada no
perfil de densidade total da rocha (modificado de Bowers, 2002)..............pág. 31
4.4. Funções de condutividade hidráulica (log de K, m/s) em função da porosidade,
compiladas por Dewhurst et al., 1999, com duas funções de Kozeny-Carman
modificadas, para superfícies específicas de 1 x 10
8
m
2
/m
3
e 3 x 10
8
m
2
/m
3
(S1 e
S3, respectivamente). Para comparação, também estão representadas as
permeabilidades equivalentes (k, em mD e m
2
), se considerarmos viscosidade da
água igual a 10
-3
Pa.s.................................................................................. pág. 37
5.1. Seção geológica esquemática dos poços modelados. Em destaque, o intervalo
estratigráfico que foi objeto desse estudo (Paleoceno - Maastrichtiano) e a
profundidade do fundo do mar (linha azul).................................................pág. 38
5.2. Gráfico de registros de pressão (Mpa), obtidos através de medidas diretas, pela
profundidade (m). A pressão hidrostática (normal), para um gradiente de 10,5
MPa/km, está representada pela reta, para comparação.................................pág. 40
5.3. Poço A1, modelo de pressão: Alterações dos perfis de resistividade e sônico em
folhelhos não parecem estar acompanhadas de alteração na densidade. O perfil de
porosidade (NPHI) mostra algum aumento. Há pequeno recobrimento desses
perfis. Para identificação das siglas dos perfis, consultar Anexo Ia..............pág. 43
5.4. Poço A2. Modelo de pressão: Alterações dos perfis de resistividade e sônico em
folhelhos. A densidade (RHOB) está pouco afetada. O perfil de porosidade não
recobre o intervalo abaixo do Eoceno. Para identificação das siglas dos perfis,
consultar Anexo Ia.......................................................................................pág. 44
5.5. Poço A3. Modelo de pressão: Alterações dos perfis de resistividade e sônico em
folhelhos, acompanhadas de queda na densidade e aumento da porosidade,
particularmente no Paleoceno, são indicações de subcompactação. Para
identificação das siglas dos perfis, consultar Anexo Ia..................................pág. 45
5.6. Poço N1. Modelo de pressões mostra a existência de pressões normais (hidrostáticas)
xi
no intervalo Paleoceno-Maastrichiano. Há indicação de pressões anormais no
intervalo Turoniano a Albiano, que não foi objeto de estudo deste trabalho. Para
identificação das siglas dos perfis, consultar Anexo Ia..................................pág. 46
5.7. Poço N2. Modelo de pressões mostra a existência de pressões normais (hidrostáticas)
em todo o poço. Para identificação das siglas dos perfis, consultar Anexo Ia.
.....................................................................................................................pág. 47
5.8. Gráfico do potencial gerador (S2) por temperatura máxima (Tmax ) da pirólise
Rock-Eval na seção Paleoceno - Maastrichtiano, mostrando baixo potencial
gerador (S2<4kg HC/ton. rocha).................................................................pág. 49
5.9. Diagrama do tipo Van Krevelen: Índice de hidrogênio (IH, S2/COT x 100) versus
índice de oxigênio (IO, S3/COT x 100) da seção Paleoceno a Maastrichtiano.
Matéria orgânica do tipo III, oxidada (alto IO e baixo IH)........................ pág. 50
5.10. Temperaturas (TEMPC, em
o
C) versus gradiente de pressão (GPP, em lb/gal),
modelado através de perfis, em folhelhos do intervalo Paleoceno-Maastrichtiano.
Apenas nos poços A1 e A2 é atingido o valor de 120
o
C, considerado como
delimitador da transição esmectita - ilita................................................... pág. 52
5.10. Temperaturas (TEMPC, em
o
C) versus gradiente de pressão (GPP, em lb/gal),
modelado através de perfis, em folhelhos (poços completos). Há forte
incremento da pressão entre 120oC e 140oC nos poços A1, A2 e N1 e um
pequeno aumento no poço A3..................................................................... pág. 52
5.12. Temperaturas (TEMPC, em
o
C ) medidas nos poços, em função do soterramento
(em metros), comparadas com o gradiente de temperatura adotado no modelo, de
35
o
C/km. ......................................................................................................pág. 53
5.13. Porosidade versus soterramento para arenitos e siltitos. Ajuste: φ
0
= 50% e c = 0,5
km
-1
............................................................................................................. pág. 55
5.14. Porosidade versus soterramento para folhelhos, em zonas normalmente
compactadas. Ajuste: φ
0
= 57%, c = 0,57 km
-1
...........................................pág. 55
5.15. Porosidade versus soterramento para carbonatos. Ajuste: φ
0
= 41%; c = 0,47 km
-1
.
.....................................................................................................................pág. 56
5.16. Gráfico de raios gama (
o
API) pelo soterramento em folhelhos do intervalo
Paleoceno-Maastrichtiano. Os valores dos poços A1, A2 e N2 são análogos, uma
indicação de semelhança litológica. O mesmo se passa com os poços A3 e N1.
.....................................................................................................................pág. 57
xii
5.17. Funções de condutividade hidráulica (log K, m/s) em função da porosidade,
compiladas por Dewhurst et al., 1999, e as adotadas no modelo (FLH1, mais
argiloso e FLH2, menos argiloso). Também estão representadas, para
comparação, duas funções de Kozeny-Carman modificadas, para superfícies
específicas de 1 x 10
8
m
2
/m
3
e 3 x 10
8
m
2
/m
3
(S1 e S3, respectivamente), as
porosidades máxima e mínima aproximadas observadas no intervalo Paleoceno-
Maastrichtiano (por max/min, 7 e 20%) e as permeabilidades intrínsecas (k, em
mD e m
2
) para dois pontos da função FLH1.............................................. pág. 58
5.18. Perfil de gradiente de pressão de poros (em lb/gal) calculado a partir do modelo
geo-histórico do poço A1, com as misturas litológicas de cada intervalo. A
relação completa das litologias e seus parâmetros estão nos apêndices III e IV.
Pressões de poros anormais a partir da base do Maastrichtiano: gradiente de
pressão de até 13 lb/gal ou 15 MPa/km. Para identificação completa das siglas
dos perfis, consultar Anexo Ib..................................................................... pág. 59
5.19. Perfil de gradiente de pressão de poros (em lb/gal) calculado a partir do modelo
geo-histórico do poço A2, com as misturas litológicas de cada intervalo. A
relação das litologias e seus parâmetros estão nos apêndices III e IV. Pressões
de poros anormais a partir do Paleoceno: gradiente de pressão de até 13 lb/gal
ou 15 MPa/km. Para identificação completa das siglas dos perfis, consultar
Anexo Ib.....................................................................................................pág. 60
5.20. Perfil de gradiente de pressão de poros (em lb/gal) calculado a partir do modelo
geo-histórico do poço A3, com as misturas litológicas de cada intervalo. A
relação completa das litologias e seus parâmetros está nos apêndices III e IV.
Pressões de poros anormais a partir do Paleoceno: gradiente de pressão de até
12,5 lb/gal ou 14,7 MPa/km. Para identificação completa das siglas dos perfis,
consultar Anexo Ib.....................................................................................pág. 61
5.21. Perfil de gradiente de pressão de poros (em lb/gal) calculado a partir do modelo
geo-histórico do poço N1, com as misturas litológicas de cada intervalo. A
relação completa das litologias e seus parâmetros está nos apêndices III e IV.
Pressões de poros normais no Maastrichtiano (gradiente de pressão menor que
11,2 MPa/km ou 9,5 lb/gal). Para identificação completa das siglas dos perfis,
consultar Anexo Ib......................................................................................pág. 62
5.22. Perfil de gradiente de pressão de poros (em lb/gal) calculado a partir do modelo
geo-histórico do poço N2, com as misturas litológicas de cada intervalo. A
xiii
relação completa das litologias e seus parâmetros está nos apêndices III e IV.
Pressões de poros normais (gradiente de pressão menor que 11,2 MPa/km ou
9,5 lb/gal). Para identificação completa das siglas dos perfis, consultar Anexo Ib.
....................................................................................................................pág. 63
6.1. Gráfico de geo-história do poço A1. Em destaque, o intervalo estudado (Paleoceno
e Maastrichtiano).........................................................................................pág. 65
6.2. Gráfico de geo-história do poço A2. Em destaque, o intervalo estudado (Paleoceno
e Maastrichtiano)........................................................................................ pág. 66
6.3. Gráfico de geo-história do poço A3. Em destaque, o intervalo estudado (Paleoceno
e Maastrichtiano)........................................................................................ pág. 66
6.4. Gráfico de geo-história do poço N1. Em destaque, o intervalo estudado
(Maastrichtiano). O Paleoceno está ausente............................................... pág. 67
6.5. Gráfico de geo-história do poço N2. Em destaque, o intervalo estudado (Paleoceno
e Maastrichtiano)........................................................................................ pág. 67
6.6. Gráfico de taxa de sedimentação descompactada por camada (m/Ma) versus idade
(Ma) dos cinco poços. Os pontos referem-se à idade do topo da camada
depositada................................................................................................... pág. 69
6.7. Gráfico de excesso de pressão de poros (MPa) versus idade (Ma) de sedimentos do
Maastrichtiano............................................................................................. pág. 69
6.8. Poço A1: Gradiente de pressão de poros (lbs/gal) do modelo petrofísico
(PPG_Son), comparados com valores do modelo geo-histórico (sim_pp), assim
como o log
10
da permeabilidade (log_perm). Para identificação completa das
siglas dos perfis, consultar Anexo Ic..............................................................pág. 72
6.9. Poço A2: Gradiente de pressão de poros (lbs/gal) do modelo petrofísico
(PPG_Son), comparados com valores do modelo geo-histórico (sim_pp), assim
como o log
10
da permeabilidade (log_perm). Para identificação completa das
siglas dos perfis, consultar Anexo Ic...............................................................pág. 73
6.10. Poço A3: Gradiente de pressão de poros (lbs/gal) do modelo petrofísico
(PPG_Son), comparados com valores do modelo geo-histórico (sim_pp), assim
como o log
10
da permeabilidade (log_perm). Para identificação completa das
siglas dos perfis, consultar Anexo Ic.............................................................pág. 74
6.11. Poço N1: Gradiente de pressão de poros (lbs/gal) do modelo petrofísico
(PPG_Son), comparados com valores do modelo geo-histórico (sim_pp), assim
como o log
10
da permeabilidade (log_perm). Para identificação completa das
xiv
siglas dos perfis, consultar Anexo Ic...............................................................pág. 75
6.12. Poço N2: Gradiente de pressão de poros (lbs/gal) do modelo petrofísico
(PPG_Son), comparados com valores do modelo geo-histórico (sim_pp), assim
como o log
10
da permeabilidade (log_perm). Para identificação completa das
siglas dos perfis, consultar Anexo Ic..............................................................pág. 76
xv
LISTA DE TABELAS
Tabela 2.1. As três fases tectono-sedimentares das Bacias brasileiras...................pág. 5
Tabela 5.1. Valores médios das pressões anormalmente altas detectadas nos modelos
petrofísicos no intervalo Paleoceno-Maastrichtiano.....................................pág. 48
Tabela 5.2. Parâmetros da função permeabilidade (
ba
k
+
=
φ
10 ) para os folhelhos FLH1 e
FLH2 utilizados na modelagem geo-histórica de pressões..........................pág. 58
Tabela 5.3. Valores médios das pressões anormalmente altas detectadas nos modelos
geo-históricos no intervalo Paleoceno-Maastrichtiano.................................pág. 64
1
1 - INTRODUÇÃO
A modelagem de pressões de poros tem sido aplicada em vários estágios da
exploração e produção de petróleo. Durante a fase de exploração, pode ajudar a definir a
capacidade de retenção de rochas selantes de reservatórios, mapear caminhos de
migração de petróleo e calibrar modelos de bacias. A presença de pressões altas pode
mascarar indicações sísmicas da presença de petróleo (Lindsay e Towner, 2001),
devendo ser considerada na modelagem da física das rochas. É essencial para subsidiar
a confecção do projeto de engenharia de poços exploratórios, de forma a garantir o
compromisso de segurança e redução de custos de perfuração. O controle de pressões de
poros elevadas pode ser demorado e custoso, chegando a inviabilizar a perfuração ou a
sua avaliação. Em casos extremos, a perfuração de poços através de zonas pressurizadas
não detectadas pode levar ao influxo descontrolado de fluidos para a superfície (“blow-
out”), muitas vezes com conseqüentes perdas materiais e humanas.
A pressão de poros é considerada alta quando é maior que a pressão da coluna
de água, à profundidade em questão. Pressões anormalmente altas ocorrem em muitas
bacias sedimentares em todo o mundo, tendo sido observada a sua associação com
muitas acumulações de petróleo (Law e Spencer, 1998). No Brasil, são conhecidas
algumas ocorrências de pressões anormais em bacias da margem continental, tais como
nas de Santos (Granitoff, 2004), Espírito Santo (Barros, 2005), e Foz do Amazonas
(Cobbold et al., 2004).
A presença de pressões anormalmente altas, ou sobrepressões, é um estado de
desequilíbrio que existe devido à inabilidade das rochas em trocar fluidos. Os fatores
tempo e permeabilidade, que descrevem a facilidade com que as rochas se deixam
atravessar por fluidos, são decisivos na implantação e manutenção de sobrepressões
(Swarbrick e Osborne, 1998).
O objetivo deste trabalho é comparar modelos de estimativa de pressões de
poros criados a partir de dados petrofísicos, utilizando perfis elétricos de poços, com
modelos geo-históricos, que reproduzem a história de soterramento da bacia. Assim,
procurou-se definir as causas das pressões altas verificadas e investigar as principais
propriedades envolvidas na criação de pressões de poros anormais. Em geral, esses dois
enfoques são aplicados separadamente, sendo esse o primeiro estudo no Brasil em que
ambos são comparados e integrados, visando uma calibração a ser empregada para a
previsão de pressão de poros em áreas de fronteira exploratória.
2
Neste trabalho, mostrou-se também uma maneira de se estimar a permeabilidade
a partir da comparação entre os modelos.
Foi estudado o intervalo crono-estratigráfico compreendido entre o Paleoceno e
o Maastrichtiano da Bacia do Espírito Santo, Brasil, sendo utilizados cinco poços
perfurados na plataforma continental, em lâminas d’água que variam entre cerca de 50m
até 1800m de profundidade. Em três destes poços, foram observadas pressões
anormalmente altas durante e após a perfuração do intervalo, e nos outros dois não
houve qualquer indicação de sobrepressões no intervalo, e serão utilizados para
calibração dos modelos.
3
2 - A BACIA DO ESPÍRITO SANTO
2.1 – GENERALIDADES
A Bacia do Espírito Santo situa-se na margem continental leste brasileira,
abrangendo uma área prospectável de cerca de 25000 km
2
, sendo que 3200 km
2
estão localizados na parte emersa. Está limitada a sul com a Bacia de Campos, pelo
alto estrutural de Vitória, e a norte com a Bacia de Mucuri, com a qual guarda
características estruturais e estratigráficas similares. Devido ao fato da
individualização dessas duas bacias ter sido feita exclusivamente pelo critério
geográfico da divisa estadual Espírito Santo - Bahia, alguns autores as tratam em
conjunto (Vieira et al., 1994).
A bacia tem sido explorada intensamente desde 1959, tendo sido perfurados
mais de 1500 poços até hoje, a grande maioria na parte emersa, onde também estão
localizadas as maiores acumulações comerciais de petróleo (Vieira et al., 1994). A
primeira descoberta comercial se deu em 1969, na parte terrestre da bacia, sendo
que nos últimos anos tem-se verificado um grande incremento da atividade
exploratória na parte submersa da bacia, com a descoberta de novas acumulações de
petróleo e gás, tais como os campos de Golfinho, Cangoá-Peroá e outros.
A fisiografia da parte submersa da bacia mostra a presença de uma
plataforma bastante alargada (até 240km) a norte, marcada pela plataforma
carbonática denominada Banco de Abrolhos, de natureza vulcano-sedimentar
(Mohriak, 2004), e uma plataforma mais estreita a sul da foz do Rio Doce (figura
2.1).
4
Figura 2.1. Mapa das bacias do Espírito Santo e Mucuri, mostrando a fisiografia do fundo oceânico.
Fonte: Petrobras.
2.2 – EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR
A origem das bacias da margem continental leste brasileira está ligada à
ruptura do mega-continente Gondwana, como resultado de esforços distensivos do
Eocretáceo, sua separação nos continentes sul-americano e africano, com formação
de crosta oceânica entre estes. O resumo da evolução tectônica e da estratigrafia da
bacia, descrito a seguir, teve por base os trabalhos de Chang et al. (1990), Vieira et
al. (1994), De Cesero e Ponte (1997), Milani et al. (2000) e Mohriak (2004).
A evolução tectono-sedimentar dessas bacias é dividida em três fases
distintas, com deposição de três megassequências associadas (Ponte e Asmus, 1978;
Tabela 2.1):
5
Tabela 2.1 – As três fases tectono-sedimentares das bacias brasileiras.
FASE IDADE
TIPO DE
SEDIMENTAÇÃO
MARGEM PASSIVA Albiana-Terciária Marinha
TRANSICIONAL Aptiana Evaporítica
RIFTE
Neocomiana-
Eoaptiana
Clástica
continental
Na Bacia do Espírito Santo também são reconhecidas essas fases, sendo que
a fase de margem passiva é subdividida em três megassequências (Chang et al.,
1990), sendo uma marinha restrita (megassequência carbonática de água rasa) e
duas marinhas abertas; uma retrogradante (megassequência marinha transgressiva)
e outra progradante (megassequência marinha regressiva). A carta estratigráfica da
bacia (Vieira et al. 1994, figura 2.2) resume a sua evolução geológica, descrita a
seguir.
A fase rifte é caracterizada pela presença dos sedimentos continentais de
idade neocomiana a eoaptiana, flúvio-deltaico-lacustres, da Formação Cricaré.
Foram depositados nas calhas definidas pelos grandes falhamentos normais do
embasamento, que deram origem a blocos basculados, horsts e grabens, em direções
alinhadas a estruturas pretéritas, herdadas dos ciclos Transamazônico e Brasiliano.
O pacote transicional é representado pelos sedimentos de idade neoaptiana
da Formação Mariricu. São conglomerados, arenitos arcosianos e folhelhos
(Membro Mucuri), recobertos por um pacote de rochas evaporíticas (Membro
Itaúnas), principalmente halita e anidrita, depositadas em condições de circulação
restrita em clima árido a semi-árido.
As primeiras incursões marinhas, em uma fase de quiescência tectônica,
ocuparam uma depressão estreita e alongada na direção norte-sul, em um golfo
correspondente ao proto-Atlântico Sul. A atuação conjunta da elevação da Dorsal de
São Paulo, uma barreira à circulação das águas oceânicas, e da imposição das
condições áridas, levou à deposição dos espessos pacotes de evaporitos (figura 2.3).
6
Figura 2.2. Carta estratigráfica da Bacia do Espírito Santo (Vieira et al., 1994)
7
Figura 2.3. Reconstrução paleogeográfica do Atlântico Sul nas fases rifte e transicional (Dias, J.L, .2005).
Ao final da extensão litosférica, iniciou-se o resfriamento da anomalia
térmica, levando à contração e conseqüente subsidência térmica características da
fase de margem passiva. Agravada pelo sobrepeso causado pelo acúmulo de carga
sedimentar e acompanhada da ascensão do nível do mar, essa subsidência causa o
basculamento progressivo da bacia em direção ao mar, com soerguimento das áreas
emersas adjacentes.
São estruturas características dessa fase inicial da subsidência térmica as
falhas lístricas, com superfície de descolamento na camada de sal sotoposta, e
8
estruturas derivadas de atividade halocinética.
A fase de margem passiva inicia-se pela deposição dos sedimentos clásticos
da Formação São Mateus que gradam, no sentido do mar, para os carbonatos da
Formação Regência, ambos de idade albiana. Esses pacotes inserem-se no contexto
da megassequência carbonática de água rasa, caracterizada pelo ambiente marinho.
As megassequências marinhas transgressiva e regressiva, marcadas pelas
francas condições marinhas, estão representadas pelos sedimentos do Grupo Espírito
Santo, abrangendo o intervalo do Cenomaniano até o recente. São sedimentos que,
no seu conjunto, gradam de arenitos e carbonatos proximais (Formações Rio Doce e
Caravelas) a folhelhos distais (Formação Urucutuca).
No final do Cretáceo, a parte sul da bacia recebeu um forte aporte sedimentar
relacionado ao soerguimento da Serra do Mar e da Serra da Mantiqueira,
acompanhado de eventos magmáticos e reativações de grandes falhas do
embasamento. A espessa cunha sedimentar resultou em sobrecarga, que mobilizou a
massa de sal depositada anteriormente em direção a águas mais profundas.
Outro evento significativo da seção marinha da bacia é a erosão submarina,
de que são testemunhos os paleocanyons de Regência ao sul, e de Fazenda Cedro no
centro da Bacia, controlados por falhas do embasamento e preenchidos por
sedimentos do Cretáceo Superior ao Eoceno (Biassusi et al., 1990). Intercalados a
estes, foram definidas mais duas províncias geológicas distintas: a Plataforma de
São Mateus, mais arenosa, a norte, e a Plataforma de Regência, mais carbonática, a
sul (fig.2.4).
Manifestações ígneas intrusivas e extrusivas foram descritas na Bacia do
Espírito Santo, ocorrendo em dois eventos principais: o primeiro, de idade
Eocretácica, está relacionado à fase rifte, estando cronologicamente associado aos
extensos derrames basálticos da Bacia do Paraná.
O segundo evento magmático ocorreu entre o Neocretáceo e o Mesoeoceno,
com significativos derrames de lavas, acompanhados da formação de uma
plataforma carbonática sobrejacente, o Banco dos Abrolhos, uma feição fisiográfica
que se destaca em relação às bacias adjacentes. A sua continuidade em direção ao
oceano dá-se através da cadeia de montes submarinos Vitória – Trindade (figura
2.1).
A origem desse segundo evento magmático ainda é discutida, tendo sido
relacionada a infiltrações de magma ao longo de uma zona de fratura oceânica, ou a
9
atividade magmática intra-placa, do tipo hot spot (Guerra, 1989, Biassusi, 1996). O
sobrepeso representado pelos derrames é citado por esses autores como um fator
adicional à subsidência térmica e ao carregamento sedimentar na evolução tectônica
da bacia. Guerra (1989) mostrou, através de modelos físicos, a atuação da carga
representada pela pilha de vulcânicas e carbonatos na formação de um obstáculo ao
deslizamento gravitacional do sal, favorecendo o diapirismo. Também sugeriu a
presença de um falhamento de transferência, de direção aproximada N50W, no
limite entre a parte norte e sul da bacia, decorrente da acomodação das diferentes
taxas de extensão desses compartimentos.
Figura 2.4. Compartimentos estruturais da Bacia do Espírito Santo (Biassusi et al., 1990)
10
2.3 – GEOLOGIA DO PETRÓLEO
A produção média de petróleo na Bacia do Espírito Santo foi de cerca de 62 mil
barris por dia no ano de 2006 (45 mil barris no mar), com reservas provadas da ordem
de 244 milhões de barris de petróleo, sendo 184 milhões no mar. As reservas de gás
atingem 31 bilhões de metros cúbicos (ANP, 2007).
Uma divisão estratigráfica da bacia em função das características petrolíferas foi
proposta por Estrella et al. (1984), e também por Rodrigues et al. (1992) e Frota (1997).
Compreende as seções Pré-Jiquiá, Jiquiá, Alagoas, Albo-Cenomaniano e Cretáceo
Superior-Terciário Inferior, apresentadas a seguir.
A seção Pré-Jiquiá, do Neocomiano Inferior, apresenta finas camadas de
folhelhos com alto teor de carbono orgânico, querogênio predominantemente do tipo I,
de bom potencial gerador. Os valores de reflectância de vitrinita variam de níveis
maturos a senis. As razões isotópicas e o padrão dos cromatogramas confirmam a origem
lacustre da matéria orgânica.
Os folhelhos da seção Jiquiá (Neocomiano Superior) são rochas geradoras muito
ricas, estando maturas em boa parte da bacia. O índice de hidrogênio e o potencial
gerador têm valores bastante altos, sendo que o querogênio do tipo II predomina. Estas
têm sido consideradas as principais rochas geradoras da Bacia.
A seção Alagoas (Aptiano) é representada por espessas camadas de folhelhos
negros associados com evaporitos, que estão maturos apenas em parte da bacia. Tem
potencial gerador moderado a alto, com querogênio do tipo II. Estes folhelhos foram
depositados em ambiente evaporítico, lagunar, pobre em oxigênio e de alta salinidade.
O pacote Albo-Cenomaniano não foi considerado gerador por Estrella et al.,
(1984), devido a uma suposta alta energia envolvida na deposição destes sedimentos.
Trabalhos posteriores (Mello et al., 1995 e França et al., 2001), no entanto, detalharam
essa seção, mostrando a existência de calcilutitos e folhelhos albianos, e folhelhos
cenomanianos a turonianos, marinhos, com potencial para geração de petróleo. Na
seqüência carbonática albiana, um oceano estreito, raso e semirrestrito, progressivamente
mais profundo, propiciou a deposição, em clima tropical, de margas e calcários lamosos
ricos em matéria orgânica (teor de carbono orgânico total, COT, de até 6%), com
formação de querogênio do tipo II. A seqüência superior, de idade cenomaniana a
turoniana, foi depositada em ambiente nerítico a batial, com anoxia controlada por
elevada produção orgânica. Possui lamitos calcários e folhelhos com querogênio do tipo
11
II, matéria orgânica predominantemente amorfa, com índices de hidrogênio de até
500mg HC/g de COT.
Os folhelhos marinhos de talude da Formação Urucutuca, do Cretáceo Superior a
Terciário Inferior, são encaixantes de reservatórios turbidíticos bastante prolíficos. Têm
conteúdos de matéria orgânica variando de moderados a altos, mas com potencial
gerador bastante pobre, como mostram as análises de pirólise Rock-Eval. Nessas rochas
predomina o querogênio do tipo III, potencialmente gerador de gás. As análises de
reflectância de vitrinita do Cretáceo Superior mostram estágios imaturos a oeste, a super-
maturos nas partes mais profundas da Bacia. O ambiente rico em oxigênio é indicado
pela fauna fóssil bentônica numerosa, com ausência de gêneros característicos de
ambientes anóxicos. Esses fatos negam a atuação na bacia de eventos anóxicos
oceânicos. Os autores (Mello et al., 1995 e França et al., 2001) admitem, no entanto, a
possibilidade da existência de áreas localmente com circulação restrita ou com pontos de
ressurgência de correntes com águas ricas em nutrientes, que são potencialmente
ambientes anóxicos, ou de alta produtividade orgânica, respectivamente.
D´avila et. al.(1998) mostraram, através da análise de biomarcadores de óleos e
sua correlação com extratos de rochas do Terciário, a possibilidade da existência de
rochas geradoras dessa idade em partes mais profundas da bacia.
Quanto à migração de petróleo, Rodrigues et al., (1992) defendem a
predominância de migração horizontal para as acumulações localizadas na parte
terrestre, onde os folhelhos geradores Jiquiá estão, em sua maioria, imaturos, o que
sugere que teriam origem na plataforma continental adjacente. Analisando os
indicadores moleculares de maturação, mostraram que a maturação aumenta de oeste
para leste, o que também sugere uma migração generalizada de leste pra oeste.
Ainda segundo esses autores, os folhelhos Jiquiá alcançaram o estágio de
geração de óleo no Cretáceo Superior, quando teria ocorrido o primeiro pico de geração
da bacia. A migração seria controlada pelos sistemas de falhas paralelos à costa, através
das paredes dos canyons de Fazenda Cedro e de Regência, e pela discordância Pré-
Alagoas e arenitos do Membro Mucuri. Também sugerem que falhas de transferência de
direção ortogonal à costa poderiam ser indutoras da implantação dos canyons e servir de
condutos para as suas diversas acumulações.
A presença de óleos biodegradados foi relacionada a rebaixamentos do nível do
mar, que teriam exposto partes da bacia e permitido a entrada de microorganismos nos
reservatórios já parcialmente preenchidos. Esses rebaixamentos também foram
12
considerados os responsáveis pela implantação de discordâncias e dos canyons citados.
13
3 – PRESSÕES DE POROS ANORMAIS
3.1 INTRODUÇÃO
A pressão de poros pode ser definida como a pressão do fluido presente no
espaço poroso das rochas. Nos ambientes geológicos onde há comunicação franca entre
os poros, diz-se que a pressão de poros é a pressão hidrostática, que é igual à pressão
exercida por uma coluna de água que se comunica livremente com a superfície.
A pressão hidrostática é também conhecida como pressão normal, já que em
condições normais e ao longo do tempo geológico, espera-se que eventuais diferenças
de pressões de poros entre corpos geológicos tendam ao equilíbrio e se anulem através
do transporte de fluidos. Quando existem casos em que a pressão presente nos poros
da rocha é anormal, sendo maior ou menor que a pressão hidrostática há,
respectivamente, sobrepressão ou subpressão.
Pressões de poros anormalmente altas ocorrem em diversas bacias
sedimentares no mundo, de diferentes idades e condições geológicas, o que sugere
que podem existir diversas causas para o seu desenvolvimento (figura 3.1). Algumas
das origens da sobrepressurização de sedimentos serão discutidas a seguir.
Figura 3.1: Ocorrências de pressões anormalmente altas no mundo (Law e Spencer, 1998)
14
3.2 CAUSAS DAS PRESSÕES ANORMALMENTE ALTAS
Swarbrick e Osborne (1998) resumiram os diversos trabalhos envolvendo
sedimentos anormalmente pressurizados, atribuindo suas origens aos fatores
permeabilidade, tempo, tipo de fluido e presença de um mecanismo atuante.
A manutenção de pressões anormais ao longo do tempo geológico depende da
presença de rochas de baixas permeabilidades, ou selos, caso contrário o equilíbrio de
pressões se restabeleceria através da troca de fluidos. Deve ser observado que a
dissipação de pressões não se dá exclusivamente pelo meio poroso da rocha, mas
também pode ocorrer através de fraturas. A reativação de falhas ou a abertura destas
através do fraturamento hidráulico podem aumentar subitamente a perda de fluidos
através de rochas selantes, controlando assim o nível de sobrepressurização.
Pressões anormalmente altas estão em estado de desequilíbrio com o meio e
tendem a ser anuladas ao longo do tempo geológico, a depender da capacidade das
rochas de transmitirem fluidos. A distribuição e magnitude de pressões anormalmente
altas, portanto, varia ao longo do tempo, sendo este um importante condicionador da
sua manutenção.
O tipo de fluido também exerce controle sobre a existência de pressões
anormais. Embora o fluido freqüentemente mais presente nas rochas sedimentares seja
a água, o empuxo de óleo, e principalmente gás, causa a elevação da pressão em partes
mais altas de reservatórios com grande relevo estrutural. Além disso, certas
propriedades dos hidrocarbonetos e das rochas, tais como maior viscosidade ou maior
pressão capilar, podem favorecer as condições selantes da rocha
Quanto aos diversos mecanismos causadores das pressões anormalmente altas,
os autores citados acima reconheceram os três principais grupos listados a seguir:
• Mecanismos ligados a Tensões
o Desequilíbrio de compactação
o Tensão lateral (tectônica)
• Aumento de Volume de Fluidos
o Aquatermal
o Transformação mineral
o Geração de Hidrocarbonetos
15
• Movimento de fluidos
o Osmose
o Altura piezométrica
o Flutuação
3.2.1 MECANISMOS LIGADOS A TENSÕES: DESEQUILÍBRIO DE
COMPACTAÇÃO
Os trabalhos pioneiros de Terzaghi e Peck (1948), que versaram sobre a relação
entre tensões e pressão de poros em solos compactados, forneceram as bases para o
entendimento do comportamento da pressão de poros em sub-superfície e sua
modelagem. Eles mostraram que as cargas atuantes sobre uma determinada
seção de solo sob compactação se dividem em tensão efetiva e pressão neutra,
ou pressão de fluido (de poros). A tensão efetiva é a tensão transmitida pelos
pontos de contato entre os grãos da parte sólida do solo, e a pressão de poros a
pressão transmitida pelo fluido presente nos poros da rocha. A tensão total, ou
sobrecarga (Sv), aplicada a uma coluna de sedimentos seria, então, suportada
pela tensão efetiva (σv) e pela pressão de poros (Pp):
Sv = σv + Pp (3.1)
Todas as tensões foram consideradas por eles como tensões verticais,
pela pequena expressão das tensões horizontais em solos.
À medida que os sedimentos são soterrados, a tensão de sobrecarga
aumenta. Se qualquer aumento anômalo na pressão de poros é neutralizado, no
tempo geológico, pela expulsão de fluidos, a pressão de poros se manterá
constante e igual à pressão hidrostática. Da equação 3.1 temos que todo o
aumento de sobrecarga será, portanto, repassado para o arcabouço da rocha
pela tensão efetiva, o que resulta em perda de porosidade, ou compactação. O
aumento de tensão efetiva devido ao soterramento normalmente reduz o volume
dos poros e, portanto expulsa os fluidos da formação.
A perda de porosidade se dá em uma taxa que varia com o tipo de rocha.
Arenitos, em geral, se compactam a partir de valores iniciais da ordem de 40-
45% a partir do rearranjo dos contatos entre os grãos até chegar a cerca de 20-
30% em profundidades não muito grandes (Figura 3.2). Nesse ponto, diminui a
16
capacidade de perda de porosidade pela compactação mecânica, e entram em
ação mecanismos de dissolução e recimentação diagenética. Folhelhos, ao
contrário, mostram uma porosidade inicial de 60
a 80% e se compactam mais
facilmente, por rearranjo e mudança de formato dos grãos, até grandes
profundidades (Swarbrick e Osborne, 1994).
Figura 3.2: Funções típicas de compactação para diferentes tipos de folhelhos, comparadas a uma curva
de arenito. Notar a faixa maior de variação da porosidade em folhelhos (modif. de Swarbrick e
Osborne, 1994).
Em condições de rápido soterramento, o aumento da sobrecarga tende a
levar a uma brusca expulsão de fluidos. Se os fluidos não conseguem mais
serem expulsos da rocha em quantidade suficiente devido à baixa
permeabilidade da rocha, a pressão de poros subirá, pois uma parte maior da
sobrecarga será suportada pelos fluidos presentes nos poros, uma condição
denominada desequilíbrio de compactação. A tensão efetiva, então, terá valores
menores que os esperados, e as porosidades serão maiores.
As condições para a ocorrência de desequilíbrio de compactação são o
rápido soterramento e as baixas permeabilidades, que podem ser encontradas
em espessas colunas de rochas argilosas, depositadas em curto espaço de
tempo. Eventuais corpos permeáveis, imersos e isolados em pacotes argilosos
17
pressurizados, no entanto, tendem a adquirir as pressões destes ao longo do
tempo geológico (Converse et al., 2000).
Perfis de resistividade elétrica, de densidade e de tempo de trânsito de
ondas sônicas, por se relacionarem à porosidade, além do próprio perfil de
porosidade, podem ser utilizados como indicação de subcompactação e,
portanto, das sobrepressões derivadas (figura 3.3). Dados de velocidades
sísmicas igualmente são influenciados por essas condições. Esse é o princípio
de muitos métodos de modelagem de pressões de poros, que utilizam o
comportamento de propriedades físicas adquiridas em poços com a
profundidade de soterramento.
Figura 3.3: Resposta de parâmetros físicos medidos em perfis de poços à compactação normal e à
sobrepressão por subcompactação (modif. de Hermanrud et al. 1998).
O desequilíbrio de compactação é tido como um dos mais importantes
mecanismos de sobrepressão (Swarbrick et al., 2002), tendo sido bastante
estudado, particularmente no Golfo do México e no Mar do Norte, regiões de
grande atividade de exploração petrolífera. Além disso, o seu principal motor é
o soterramento, o que facilita a análise através de perfis ou sísmica, e a criação
de modelos em função da profundidade.
É de atuação comum em deltas terciários como os do Mississipi, do
Amazonas e do Nilo, ocorrendo também em vários outros tipos de bacias, como
no Mar Cáspio e no Mar do Norte.
18
3.2.2 MECANISMOS LIGADOS A TENSÕES: COMPRESSÃO LATERAL
(TECTÔNICA)
Os mesmos princípios da geração de sobrepressões devido à compactação sem
adequado escape de fluidos podem ser aplicados quando há incidência de importantes
tensões horizontais, de origem tectônica, como as que são esperadas em bacias
submetidas à compressão. Nas bacias intracratônicas ou de margem passiva, como as
da margem leste brasileira, esses tipos de esforços são provavelmente menores,
embora localmente possam ser importantes.
No caso das bacias passivas, em que a tensão principal é a de sobrecarga
(vertical), os sedimentos são lateralmente confinados pelas bordas da bacia,
resultando em que o aumento da tensão lateral seja proporcional ao aumento da
sobrecarga. Nessas condições, não há imposição de tensões cisalhantes extremas com
o aumento da sobrecarga. Com a compressão tectônica, no entanto, pode haver grande
aumento da tensão lateral sem um conseqüente aumento da sobrecarga, o que pode
levar à atuação de tensões cisalhantes muito altas, capazes de gerar fortes
sobrepressões (Yassir e Addis, 2002). Segundo esses autores, a tensão cisalhante
aplicada a sedimentos compactados não causa aumento da porosidade, podendo
inclusive levar à diminuição desta, quando há escape de fluidos (figura 3.4).
A modelagem de pressões nestas condições é portanto mais complexa, sendo
mais difícil estabelecer uma relação clara das tensões horizontais com a profundidade
ou com a porosidade, resistividade, velocidade, etc., como nos modelos mais comuns,
baseados em subcompactação e que utilizam essas medidas petrofísicas. Modelagens
geomecânicas para definição do campo de tensões (direção e magnitude) podem ser
utilizadas, através da análise de feições (fraturas, desmoronamento) das paredes dos
poços (Hennig et al., 2002).
Este tipo de mecanismo pode ser encontrado em bacias submetidas a forte
contribuição compressiva, tais como as bacias do oeste da Califórnia, do Mar Cáspio,
e do Chaco Boliviano.
19
Figura 3.4. Relação entre porosidade e tensão efetiva para diferentes mecanismos: A aplicação de tensão
cisalhante (- - -) não leva ao aumento da porosidade, podendo acontecer diminuição desta, se
houver perda de fluidos ( -..- ) (Yassir e Addis, 2002).
3.2.3 EXPANSÃO DE FLUIDOS: EFEITO AQUATERMAL
O aumento de temperatura durante o soterramento leva à expansão de fluidos
e da rocha. No entanto, a expansão de volume da rocha é muito menor que a dos
fluidos, portanto o aumento relativo do volume do fluido em um ambiente
completamente selado se reflete em aumento da pressão de poros.
Swarbrick e Osborne (1998) argumentam que esse efeito só se daria em um
ambiente completamente selado, com permeabilidades próximas a zero, e sem
aumento do volume de poros, condições muito difíceis de ocorrer em ambientes
geológicos reais. Assim, sustentam que esse mecanismo seria de menor importância
nas bacias sedimentares com pressões anormalmente altas. Bethke (1986) modelou o
efeito da expansão térmica da água, chegando à conclusão de que, mesmo sob um
gradiente térmico da ordem de 50
o
C/km, a permeabilidade necessária para se obter
um incremento de pressão comparável ao do desequilíbrio de compactação seria uma
ordem de grandeza menor.
20
3.2.4 EXPANSÃO DE FLUIDOS: TRANSFORMAÇÃO MINERAL
Muitos minerais se transformam durante a diagênese com a liberação de água
estrutural. Entre estes se destacam as reações envolvendo minerais argilosos, bastante
comuns nas bacias sedimentares.
A desidratação da esmectita, uma argila de camadas mistas, libera água para o
espaço poroso da rocha, que pode resultar em aumento de volume de água da ordem
de 4% (Swarbrick e Osborne, 1998). Se condições selantes extremas forem mantidas,
a desidratação de argilominerais como a esmectita pode levar ao aumento da pressão
de poros.
A esmectita pode adsorver grandes quantidades de água ao ser depositada.
Quando são soterradas, se alteram quimicamente pela adição de íons de Al e K e a
liberação de íons de Na, Ca, Mg e Fe, mais água, para produzir ilita, que não tem a
mesma capacidade de reter água. Em muitas bacias, observa-se uma coincidência
entre a profundidade em que ocorre a transformação da esmectita e o aparecimento de
sobrepressões. Essa transição costuma ocorrer numa faixa de temperaturas de 75
o
a
150
o
C, embora haja casos em que a transformação não ocorre mesmo em
temperaturas maiores (Swarbrick e Osborne, 1998)
O volume de água liberada para o espaço poroso ainda não é bem conhecido,
assim como a química exata das reações envolvidas, mas parte das sobrepressões
observadas pode ser devida à diminuição da permeabilidade por precipitação de sílica
e ordenamento da ilita em pacotes (Bethke, 1986). O colapso da estrutura da
esmectita, levando ao aumento da compressibilidade da parte sólida da rocha e
conseqüente transferência de tensões para os fluidos, pode ser encarado como um
mecanismo indiretamente ligado a tensões, pois a sobrecarga seria a responsável pela
sobrepressão gerada (Swarbrick e Osborne, 1998).
Alnes e Lilburn (1998) apresentaram dados de poços do Golfo do México para
propor a atuação somada dos mecanismos de transformação de esmectita em ilita e
aquatermal para explicar as altas sobrepressões observadas. Estes autores
argumentaram que o rápido crescimento das pressões anormais é típico desses
mecanismos, além da coincidência da zona pressurizada com temperaturas de 95
o
C,
na qual a transformação esmectita – ilita se acelera. Também observaram que a baixa
salinidade da água de formação recuperada de testes em rochas anormalmente
pressurizadas seria conseqüência da entrada de água nova, pouco salina, oriunda da
21
desidratação das argilas.
Osborne e Swarbrick (1998) contra-argumentaram com estimativas nas quais,
mesmo com permeabilidades muito baixas (10
-19
/10
-23
m
2
) a quantidade de
sobrepressão gerada por mecanismo aquatermal é da ordem de, no máximo 100 psi
(cerca de 0,7 MPa), para um gradiente de 40ºC/km. A transformação mineral, mesmo
em cenário pouco realista de 100% da esmectita se transformando em ilita,
permeabilidade de 10
-23
m
2
, e gradiente de 30ºC/km, causaria um acréscimo de
volume de fluido de 4%, com aumento de pressão da ordem de 10 psi. A coincidência
de profundidades ocorre porque há um aumento da compressibilidade por colapso da
estrutura da ilita, referida acima como desequilíbrio de compactação, e o aumento
rápido das pressões seria conseqüência da baixa permeabilidade das rochas
envolvidas. Segundo esses autores, a permeabilidade, portanto, seria mais importante
que o aumento de volume de fluidos devido à ilitização na transição da zona com
pressão normal para a zona sobrepressurizada.
A modelagem da sobrepressão de poros através da transformação de argilas é
de difícil execução devido às complexas reações químicas envolvidas, e talvez por
isso ainda seja um assunto polêmico.
3.2.5 EXPANSÃO DE FLUIDOS: GERAÇÃO DE HIDROCARBONETOS
A observação da coincidência de sobrepressões em rochas onde há a
geração de hidrocarbonetos forneceu os primeiros indícios da atuação da
geração na sobrepressurização. A expulsão de hidrocarbonetos da rocha
geradora é muitas vezes facilitada pelo microfraturamento hidráulico induzido
por pressões de poros altas (Burrus, 1998).
O efeito da geração sobre o aumento das pressões de poros pode ser
subdividido em dois processos: a conversão de querogênio em óleo e a geração
de gás.
A geração de fluidos (líquidos ou gases) móveis a partir de um sólido
imóvel como o querogênio, e a conseqüente criação de porosidade, faz com que
parte da sobrecarga se transfira para os fluidos presentes nos poros, causando
aumento na pressão de poros e decréscimo da tensão efetiva (figura 3.5).
22
Figura 3.5: Efeito da maturação do querogênio no aumento da pressão de poros, com diminuição da
tensão efetiva (Swarbrick e Osborne, 1998). O ponto A se refere à rocha geradora imatura e o
ponto B à rocha geradora matura.
Além disso, com a geração, haverá um acréscimo de fluido na forma de
petróleo, e a presença de óleo e/ou gás e água como fases imiscíveis,
diminuindo a permeabilidade relativa dos fluidos presentes na rocha. No
sistema água-hidrocarboneto, a água geralmente atua como fase molhante, o
que significa que a água tem maior afinidade elétrica com os componentes
minerais da rocha, ou seja, tende a ficar adsorvida na superfície dos grãos ou
presa nos poros desconectados. A entrada de petróleo no espaço poroso da
rocha é incapaz de deslocar toda a água existente, sendo a quantidade relativa
mínima de água definida como saturação de água irredutível (Sw
o
). Em rochas
de granulação fina, a presença de água irredutível em espaços críticos do
sistema poroso da rocha, tais como gargantas de poros, pode restringir muito a
passagem de hidrocarbonetos, diminuindo a sua permeabilidade relativa. Um
gráfico típico de permeabilidades relativas para fluidos molhantes e não-
molhantes é mostrado na figura 3.6 (Luo e Vasseur, 1996).
23
Figura 3.6: Permeabilidades relativas de dois fluidos imiscíveis em função da saturação de água, onde a
água é o fluido molhante em rochas de baixa permeabilidade absoluta. kwr: permeabilidade
relativa do fluido molhante (água), knwr: permeabilidade relativa do fluido não-molhante (Luo
e Vasseur, 1996).
A geração de gás, seja pela conversão direta a partir do querogênio ou
pelo craqueamento de óleo, implica em um grande aumento de volume de
fluido que, se adequadamente retido, leva ao aumento adicional de pressão de
poros. Também a existência de fases imiscíveis faz com que a permeabilidade
relativa caia.
Modelagens numéricas efetuadas por Luo e Vasseur (1996) mostraram
que o processo de sobrepressurização devido à conversão de querogênio só é
efetivo com grandes concentrações de matéria orgânica, acima de 5%, enquanto
que a geração de gás pode resultar em aumento de pressão de até 85%, mesmo
com quantidades menores de matéria orgânica (0,6%).
3.2.6 MOVIMENTO DE FLUIDOS
A osmose pode atuar quando grandes contrastes de salinidade entre dois
corpos separados por uma membrana semipermeável fazem com que haja fluxo
de água do ambiente menos concentrado para o mais concentrado, aumentando
a pressão neste. Swarbrick e Osborne (1998) creditam pouca importância a esse
processo, calculando um aumento de apenas 3MPa, mesmo com grandes
contrastes de salinidade. Além disso, zonas sobrepressurizadas costumam
24
apresentar salinidades mais baixas, e não mais altas.
A altura piezométrica (“head hidráulico”), de importância somente
localizada, acontece quando um corpo permeável aflora em uma região de
topografia elevada, fazendo com que a coluna de água elevada transmita
pressão aos sedimentos encontrados bacia abaixo (figura 3.7).
Figura 3.7: Esquema da atuação do head hidráulico (Swarbrick e Osborne, 1998)
O empuxo de hidrocarbonetos existe devido à menor densidade destes
em relação à água. Se imaginarmos um reservatório com grande relevo
estrutural, preenchido com algum hidrocarboneto leve, o excesso de pressão
aumenta a partir do contato com a água em direção ao topo da estrutura (figura
3.8). O aumento de pressão é proporcional à diferença de densidade entre a
água e o hidrocarboneto, podendo ser calculada pela fórmula abaixo, onde g é a
aceleração da gravidade, h é altura da coluna de hidrocarbonetos, e
ρ
A
e
ρ
HC
são as densidades da água de formação e do hidrocarboneto, respectivamente:
)(
HCA
hgP
ρ
ρ
−
×
×=Δ (3.2)
Como a densidade do gás aumenta com a pressão, enquanto a água tem
baixíssima compressibilidade, são esperadas maiores anomalias devido ao
empuxo da coluna de hidrocarbonetos em reservatórios rasos contendo gás,
submetidos a baixas pressões.
25
Figura 3.8: Perfil de pressões ao longo de uma coluna preenchida com óleo e gás (de Swarbrick e
Osborne, 1998). Notar a sobrepressão ao topo do reservatório.
Esse processo atua apenas localmente, em reservatórios extensos e
totalmente preenchidos com hidrocarbonetos leves. O excesso de pressão
representado pelo empuxo da coluna de hidrocarbonetos, eventualmente agravado
pela transmissão das pressões anormalmente altas presentes na rocha encaixante
do reservatório, pode levar ao vazamento dos hidrocarbonetos acumulados por
fraturamento hidráulico, reativação de falhas ou pelos capilares da rocha selante.
3.3. CAUSAS DAS PRESSÕES ANORMALMENTE ALTAS:
CONCLUSÃO
É consenso entre os diversos autores a importância dos fatores tempo e
permeabilidade na formação de pressões anormalmente altas. Também
concordam que o desequilíbrio de compactação e a geração de hidrocarbonetos
são importantes mecanismos geradores de anomalias de pressão, e em vários
tipos de bacias, sendo que a compressão lateral ganha destaque em bacias
submetidas a grandes esforços tectônicos. A transformação de argilas pode ter
26
uma importância menor, embora isso seja um assunto polêmico. Os outros
mecanismos têm pouca importância, e localmente restrita.
De todo modo, é importante que se entendam os possíveis mecanismos de
pressurização durante a modelagem de pressão de poros, já que podem
influenciar no comportamento dos diversos parâmetros petrofísicos utilizados,
assim como nas condições de contorno do modelo.
27
4. MODELAGEM DE PRESSÃO DE POROS
Analisou-se o comportamento das pressões de poros através de dois enfoques
distintos, que depois serão comparados. A modelagem petrofísica se vale da análise
de alterações nas características físicas das rochas, medidas por perfis elétricos de
poços. A modelagem geo-histórica faz a reconstrução da história de soterramento
das rochas, calculando a evolução ao longo do tempo de propriedades tais como
porosidade, permeabilidade, pressões, etc.
4.1 MODELAGEM PETROFÍSICA
A primeira tentativa de estabelecimento de uma relação entre medidas
petrofísicas e pressão de poros foi feita por Hottman e Johnson (1965), que
mostraram uma forma de cálculo utilizando perfis elétricos adquiridos em
poços, que utiliza a comparação com tendências normais de compactação.
Trabalhando com dados do Golfo do México, eles observaram que, em zonas de
pressão anormal, há um aumento relativo do tempo de trânsito (inverso da
velocidade do som) e uma diminuição da resistividade em folhelhos.
Atribuíram esse fato à presença de porosidades muito altas para a profundidade
de soterramento a que as rochas estariam submetidas, e propuseram a
construção de gráficos de resistividade ou de tempo de trânsito pela
profundidade de soterramento, com a definição de tendências de compactação
normal. Quando os valores medidos no poço se afastam da tendência, são
marcadas as zonas de pressões anormais (figura 4.1).
28
Figura 4.1: Gráfico tempo de trânsito X profundidade, mostrando o afastamento da curva de compactação
normal em zonas sobrepressurizadas. Exemplo do graben central do Mar do Norte (Swarbrick,
1998).
Posteriormente, Pennebaker (1968) sugeriu a utilização de velocidades
sísmicas para a previsão de zonas de pressão anormais, antes da perfuração de
poços. Eaton (1975), apoiado nas idéias de Hottman e Johnson, propôs uma
formulação empírica para cálculo das pressões de poros anormais, baseado na
equação de Terzaghi, e com a adoção de uma relação entre a velocidade sônica
(ou tempo de trânsito) esperada para uma tendência normal de compactação e a
velocidade observada:
Rearranjando a equação de Terzaghi (equação 2.2),
P
p
= S
v
– σ
v
(4.1)
e substituindo a tensão efetiva vertical pelo seu valor caso houvesse
compactação normal, ou seja, se a pressão fosse hidrostática (S
v
– Ph), mas
multiplicando-a por uma razão entre a velocidade observada e a normal,
esperada pela tendência normal de compactação (V
o
e V
n
), elevada a uma
constante de calibração, temos:
3
n
o
vvp
)
V
V
( Ph)-(S -S P ×= (4.2)
29
Essa equação, largamente utilizada pela indústria do petróleo, foi utilizada
neste trabalho.
A tendência normal de compactação é definida por uma reta quando o
tempo de trânsito é desenhado em escala logarítmica (figura 4.1).
Costuma-se usar as rochas argilosas para a definição da tendência normal
porque apresentam maior variação na porosidade em resposta à compactação (ver
figura 3.2, no capítulo anterior). Além disso, como são pouco permeáveis,
também são mais propensas a apresentarem subcompactação e, portanto,
sobrepressões.
Deve-se observar que a definição da tendência de compactação normal
pressupõe que a seção utilizada como guia não deva estar sub-compactada, ou
seja, deve apresentar pressões normais.
Para utilização da equação de Eaton, algumas grandezas devem ser
definidas previamente (Swarbrick e Osborne, 1998):
A pressão hidrostática na profundidade z pode ser calculada como
P
h
(z) =
∫
z
z0
ρ
h
(z) gdz+ p
0
( 4.3)
onde ρ
h
é a densidade do fluido, g é a aceleração da gravidade e p
0
é a pressão na
superfície, comumente a pressão atmosférica. Nas condições geológicas, a
densidade do fluido considerado é a da água de formação, com uma quantidade
variável de sais dissolvidos e densidade geralmente pouco superior a 1,0 g/cm
3
.
A tensão total (sobrecarga), que é o peso da coluna de rocha
sobrejacente, pode ser calculada a partir de perfis de densidade pela relação
abaixo (ρ
b
é a massa específica total da rocha, incluindo a água que ocupa o
espaço poroso):
Sv(z) =
∫
z
z0
ρ
b
(z) gdz+ p
0
(4.4)
Na ausência de medidas de densidade (ρ
), costuma-se utilizar dados de
velocidade (V) convertidos para densidade pela fórmula empírica de Gardner
(Gardner et al., 1974):
ρ = 0,31 V
0,25
(4.5)
30
onde ρ é a densidade (em g/cm
3
) e V é a velocidade obtida do perfil sônico
(em m/s).
Eaton (1975) também propôs uma variação da equação 4.2, para
utilização com perfis de resistividade:
2,1
)
Rn
Ro
( Ph)-(Sv -Sv Pp ×= (4.6)
onde R
o
e R
n
são as resistividades observada e normal, esperada pela tendência
normal de compactação.
Analisando o comportamento de perfis em diferentes ambientes geológicos,
Katsube (2000) e Bowers e Katsube (2002) mostraram a relação entre a estrutura dos
poros, a pressão e algumas propriedades petrofísicas para a determinação de
mecanismos de sobrepressurização. Classificaram o espaço poroso em poros de
estocagem e de conexão (figura 4.2).
Figura 4.2: Classificação dos tipos de poros (modificado de Bowers e Katsube, 2002).
Segundo esses autores, o aumento da pressão de poros pela expansão de
fluidos não causa aumento do volume de poros de estocagem, que são mecanicamente
mais rígidos, mas pode levar ao aumento do volume dos poros de conexão, mais
flexíveis. Perfis que medem características petrofísicas de rocha total, tais como
porosidade e densidade, refletem menos essas pequenas variações de volume. Os
perfis de resistividade e sônico, no entanto, medem características de transporte, e
nesse caso, os poros de conexão são importantes. A abertura de conexões entre os
poros permite a passagem de mais corrente elétrica através da água de formação,
assim como diminui o contato entre grãos para a transmissão da onda sonora. O
mecanismo de desequilíbrio de compactação afeta ambos os tipos de poros e, assim,
todos os perfis citados acima. A observação de discrepâncias entre os perfis de
transporte e de rocha total, por exemplo, com queda da resistividade e manutenção da
31
densidade dão uma indicação da atuação de mecanismos de expansão de fluidos
(figura 4.3).
Figura 4.3. Perfis sônico (Vp, velocidade da onda acústica, compressional) e resistividade (Res.,
resistividade total da rocha) mostrando reversão que não é observada no perfil de densidade
total da rocha (modificado de Bowers, 1995).
A análise de todos os perfis de poços disponíveis, portanto, é condição
importante na definição do enfoque dado a uma modelagem de pressões de poros.
As equações de Eaton (4.2 e 4.6), pela simplicidade de implementação e
de utilização, estão presentes nos programas de computador comerciais, sendo
ainda as mais utilizadas na indústria. No entanto, como se baseiam na
comparação com curvas de compactação normal, são especialmente adequadas
à modelagem de pressões de poros em áreas onde a subcompactação, ou
desequilíbrio de compactação, é o mecanismo predominante.
Para a modelagem petrofísica da pressão de poros foi utilizado o programa
comercial Interactive Petrophysics, da Schlumberger. Os dados litológicos, de perfis
elétricos e outros foram obtidos do banco de dados da Petrobras através do aplicativo
Sigeo, desenvolvido internamente.
Foi empregada a técnica de definição de tendência normal de compactação em
rochas argilosas de Hottman e Johnson (1965), com a adoção da fórmula empírica de
Eaton (1975, equações 4.2 e 4.6) para o cálculo da pressão de poros, utilizando-se os
perfis sônico e resistividade, quando disponíveis. Para a definição dos pacotes
argilosos que foram utilizados na definição da tendência normal, utilizou-se o perfil
32
de raios gama, com valores de corte variáveis: quando os valores de radioatividade
natural superam o valor de corte, a rocha foi considerada argilosa, sendo então
efetuada a modelagem nesses pontos. As partes não-argilosas são interpoladas pelo
programa. Para o cálculo da pressão hidrostática, foi utilizado um valor constante de
densidade da água (1,0g/cm
3
). A estimativa da sobrecarga é efetuada pela integração
dos valores de densidade medida em perfil, quando disponível, ou estimada pela
fórmula de Gardner, utilizando o perfil sônico (equação 4.5).
Dados pontuais de pressão foram obtidos através de medidas diretas em testes
de formação e também pela pressão de controle de influxos (“kicks”) no poço durante
a perfuração. Esses dados foram utilizados para a calibração dos modelos de pressão.
4.2 MODELAGEM GEO-HISTÓRICA
Para a modelagem 1D da história de soterramento dos poços, foram empregados
os programas Simod, que está disponível dentro do pacote Sigeo, da Petrobras, e o
programa modelador de bacias SimBR, também desenvolvido na Petrobras. Os
gráficos de características geoquímicas, litológicas e de temperaturas foram
construídos no Sigeo.
O Simod destina-se a realizar modelagens unidimensionais (em poços),
disponibilizando ferramentas de análise e de exportação dos dados. Recupera
informações dos bancos de dados de poços da Petrobras e os apresenta graficamente ao
usuário, que define os marcos cronológicos, assim como os parâmetros de contorno do
modelo. Como produtos, apresenta os resultados das análises de backstripping, taxa de
sedimentação e a calibração dos modelos termais com as temperaturas medidas nos
poços e os valores de reflectância de vitrinita. Os cálculos do modelo (fluxo térmico,
porosidade, condutividade térmica, pressões, etc.) são feitos através da execução de
algoritmos implementados no SimBR, que é um simulador numérico de bacias baseado
em malhas de volumes finitos tridimensionais. Ele resolve de maneira iterativa (ver
ANEXO III) as equações de escoamento multifásico de fluidos, transferência de calor e
geração e migração de petróleo durante a evolução de bacias sedimentares, com
sedimentação e compactação associada à carga sedimentar (Mello et. al., 2007, Pereira
et al., 2005). Neste trabalho, como a seção estudada não foi considerada geradora, serão
abordados apenas os fenômenos de sedimentação e compactação, com fluxo monofásico
(água).
33
O processo de compactação dos sedimentos ao longo do tempo é modelado pelo
aumento da carga vertical devida ao acúmulo de sedimentos, não sendo consideradas
tensões laterais, de origem tectônica, por exemplo. O acréscimo de carga sedimentar se
transfere aos fluidos presentes nos poros e à parte sólida da rocha (arcabouço), a qual se
reflete na diminuição da porosidade e, portanto, da espessura das camadas ao longo do
tempo. A porosidade é definida por:
t
p
V
V
=
φ
(4.7)
sendo V
p
o volume dos poros e V
t
o volume total da rocha.
A descompactação dos sedimentos é realizada analiticamente, considerando-se
que não existiram pressões anormais, através de uma relação direta entre porosidade e
profundidade, utilizando a fórmula de Athy (1930):
cz
e
−
=
0
φφ
(4.8)
sendo
φ
0
a porosidade inicial, sob soterramento nulo, z a profundidade de soterramento
da rocha, excluindo a espessura de água sobrejacente, e
c uma constante de decaimento,
característica da rocha.
A modelagem da compactação utiliza a equação de balanço de massa para
fluidos combinada com a equação de Darcy (Melo
et al., 2004) na forma:
()
0=
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
−
∂
∂
⋅∇+
∂
∂
g
z
p
k
t
f
z
f
ρ
μ
φρ
(4.9)
onde t é o tempo,
φ
é a porosidade do meio,
f
ρ
, é a densidade do fluido, k
z
é a
permeabilidade, p é a pressão do fluido, z é a profundidade, g é a constante de
aceleração da gravidade, e
μ
é a viscosidade do fluido. O primeiro termo se refere à
variação do volume do poro (estocagem), e o segundo termo à troca de fluidos. Essa
equação é uma simplificação para o caso 1D e sem geração de petróleo, no qual o fluxo,
monofásico (água) se dá apenas na vertical. O volume de sólidos foi considerado
constante, ou seja, não foi modelada a transformação mineral esmectita-ilita, por
exemplo. Essa e as equações seguintes estão descritas nos trabalhos de Sharp e
Domenico (1976), Bethke (1986), Melo et al. (2007 e 2004) e Pereira et al.(2005).
A porosidade é uma função da tensão efetiva,
e
σ
, através da relação:
34
()
e
o
e
b
σφσφ
−= exp)( ( 4.10)
onde
o
φ
é um valor de referência para porosidade sob tensão efetiva mínima e b é uma
constante relacionada à compressibilidade do poro. A tensão efetiva é obtida através das
equações 3.1, 4.3 e 4.4.
O cálculo da permeabilidade (
k) é feito por uma função logarítmica da
porosidade (
φ
):
BA
k
+
=
φ
10 (4.11)
onde
A e B são constantes que dependem do meio poroso. Neste trabalho, mostraremos
as permeabilidades em m
2
. O anexo II mostra os fatores de conversão entre algumas
unidades de permeabilidade.
A densidade do fluido (água, em kg/m
3
) é dada por (Sharp e Domenico, 1976):
(
)
(
)
[
]
oo
ff
o
ff
TTpp −−−+=
βαρρ
1 , (4.12)
onde
o
f
ρ
é a densidade de referência, medida na pressão e temperatura de referência,
o
f
p
e
o
T
, respectivamente (em Pa e K), e
α
e
β
são coeficientes de compressibilidade
mecânica e térmica (em Pa
-1
e
K
-1
).
A viscosidade da água (
μ
, em Pa.s) é função da temperatura (Sharp e
Domenico, 1976):
3
26038005300
1
TT −+
=
μ
(4.13)
onde
T
é uma temperatura de referência, calculada pela expressão
100
150−
=
t
T (4.14)
sendo t a temperatura em
o
C.
4.2.1 PERMEABILIDADE DE ROCHAS ARGILOSAS
A permeabilidade, particularmente das rochas finas, é um fator determinante no
desenvolvimento de altas pressões de poros, pois governa a distribuição de fluidos e o
35
conseqüente equilíbrio das pressões ao longo do tempo (Swarbrick e Osborne, 1998).
Por isso, dedicaremos parte deste trabalho à definição do comportamento da
permeabilidade dessas rochas durante o processo de compactação.
A despeito de sua abundância e importância no sistema petrolífero, estudos
sobre características petrofísicas de rochas argilosas são relativamente escassos, sendo
que medidas diretas de permeabilidade são raras, devido à complexidade de sua
execução em laboratório.
A permeabilidade é a propriedade que controla a habilidade de uma rocha de
permitir o fluxo de fluidos. A vazão de um fluido através de um corpo de rocha em
função da diferença de pressões aplicada é definida pela lei de Darcy (Leap, 1999):
l
PK
q
∂
∂
= (4.15)
onde q é o volume de fluido transmitido por unidade de tempo por área (m/s), K é o
coeficiente de permeabilidade ou condutividade hidráulica (m/s) e
lP ∂
∂
/ o gradiente
de pressão aplicado em uma determinada distância. Na lei de Darcy, a condutividade
hidráulica é dependente do meio e do fluido. A permeabilidade específica (k, em m
2
),
também chamada de permeabilidade intrínseca ou simplesmente permeabilidade, como
adotaremos neste trabalho, é a propriedade do meio poroso que independe do fluido e
que se relaciona com a condutividade hidráulica pela equação:
μ
ρ
gk
K = (4.16)
onde K é a condutividade hidráulica dada em m/s,
ρ
é a densidade do fluido (kg/m
3
), g é
a aceleração da gravidade (m/s
2
) e
μ
a viscosidade do fluido em Pa.s (Leap, 1999).
Alguns trabalhos publicados versam sobre medidas e estimativas de
permeabilidade e condutividade hidráulica de rochas argilosas, resumidos a seguir.
Neuzil (1994) reportou valores de permeabilidade, medidos em laboratório, que
variam entre 10
-23
e 10
-17
m
2
(condutividade hidráulica de 10
-16
a 10
-10
m/s), para
porosidades entre 10% e 40%. Observa que permeabilidades estimadas a partir de
inversão de geopressões em modelos de bacias podem ser maiores que valores medidos
em laboratório: corpos argilosos em escala regional provavelmente incorporam porções
com entrada de sedimentos mais grosseiros, ou zonas fraturadas, as quais aumentam a
permeabilidade geral do pacote. No entanto, suas comparações, feitas com modelos em
diversas escalas, mostram que, para escala semi-regional (quilômetros a centenas de
quilômetros), as estimativas com base em inversão são consistentes com os dados de
36
laboratório. Sugere uma relação log-linear entre permeabilidade e porosidade, com
variações devido a características litológicas.
Katsube e Williamson (1998) mostraram resultados de medidas e modelos de
permeabilidade de diversos autores, citando valores que variam 6 a 10 ordens de
magnitude durante a compactação, em alguns casos atingindo valores mínimos de 10
-22
ou até 10
-23
m
2
. Citam diversos fatores que atuam no comportamento da
permeabilidade com o soterramento, tais como textura da rocha, estrutura de poros,
taxa de sedimentação e diagênese.
Yang e Aplin (1998) criaram um modelo que, levando em conta características
litológicas detalhadas tais como o formato, a distribuição das gargantas e o alinhamento
dos poros, gera permeabilidades que variam entre 10
-19
a 10
-21
m
2
quando soterradas
entre 900 e 3600m. Concluem que o uso de uma única relação entre permeabilidade e
porosidade (ou tensão efetiva) na modelagem de bacias pode levar a erros nos cálculos
de fluxo de fluidos e pressões.
Dewhurst et al. (1999) compilaram diversas estimativas e medidas de
permeabilidade publicadas, além de dados próprios, e mostraram que a permeabilidade
em rochas argilosas pode variar até dez ordens de magnitude, e três ordens de
magnitude para uma mesma porosidade. Para eles, o maior fator contribuinte para essa
variação da permeabilidade, além da porosidade, é a distribuição de tamanho de grãos.
No entanto, para tensões efetivas maiores, as permeabilidades tendem a convergir para
um valor mínimo, provavelmente devido à homogeneização dos tamanhos dos poros
pelo colapso dos poros maiores,
sugerindo um valor limite inferior de 10
-23
m
2
.
Um fator que pode aumentar a permeabilidade é a presença de fraturas. Embora
a presença de zonas de falhas não pareça aumentar a permeabilidade de rochas
argilosas, há evidências de fluxo de fluidos ao longo de falhas ativas, ou seja, pode
haver aumento de permeabilidade transitório quando da movimentação das falhas
(Dewhurst et al. 1999). Os autores, no entanto, consideram este processo pouco
entendido e ainda não quantificado. Na figura 4.4 vemos um gráfico com os diversos
dados de condutividade hidráulica citados na compilação de Dewhurst et al. (1999), em
função da porosidade. As medidas de laboratório realizadas por esse autor mostram uma
clara dependência em relação à argilosidade: as amostras com 65% de argila têm
permeabilidade comparativamente menor que as com 27% de argila. As retas
denominadas Neuzil delimitam um campo de ocorrência de várias medidas de
laboratório realizadas e publicadas por Neuzil (1994).
37
Para comparação, também estão exibidas nesta figura curvas de condutividade
hidráulica calculadas a partir da equação de Kozeny-Carman modificada (Ungerer et al.,
1990):
%10 para
)1(
20
%10 para
)1(
2,0
2
2
0
5
2
2
0
3
<
−
=
≥
−
=
φ
φ
φ
φ
φ
φ
S
k
S
k
(4.17)
onde k é a permeabilidade (em m
2
),
φ
a porosidade, e S
0
a superfície específica da rocha
(m
2
/m
3
). Ungerer et al. (1990) cita que os valores da superfície específica para folhelhos
compactados estão situados entre 1 e 3 x 10
8
m
2
/m
3
. Esses valores foram utilizados para
cálculo de duas curvas de condutividade hidráulica, utilizando as equações 4.16 e 4.17,
que constam na figura 4.4 (S1 e S3).
Figura 4.4: Funções de condutividade hidráulica (log de K, m/s) em função da porosidade, compiladas por
Dewhurst et al., 1999, com duas funções de Kozeny-Carman modificadas, para superfícies
específicas de 1 x 108 m2/m3 e 3 x 108 m2/m3 (S1 e S3, respectivamente). Para comparação,
também estão representadas as permeabilidades equivalentes (k, em mD e m2), se
considerarmos viscosidade da água igual a 10-3 Pa.s.
38
5 – CONSTRUÇÃO DOS MODELOS
Foram escolhidos cinco poços perfurados na plataforma continental da Bacia do
Espírito Santo para a confecção dos modelos de pressão de poros: três poços
mostraram indicações da presença de pressões anormalmente altas durante a perfuração
(poços A1, A2 e A3), e dois não as apresentaram (poços N1 e N2). Os poços A1 e A2
foram perfurados em lâmina d’água rasa (menor que 100m) e os poços A3, N1 e N2,
em águas profundas (maiores que 1000m). A maior distância entre os poços é superior
a 60km (figura 5.1).
Fig, 5.1: Seção geológica esquemática dos poços modelados. Em destaque, o intervalo estratigráfico que
foi objeto desse estudo (Paleoceno - Maastrichtiano) e a profundidade do fundo do mar (linha
azul).
Serão estudados os sedimentos depositados durante e após o Cretáceo Superior,
no intervalo compreendido pelo Maastrichtiano e o Paleoceno.
Mostraremos a seguir os resultados das modelagens petrofísicas, baseadas em
perfis elétricos, e geo-históricas, baseadas na história de soterramento.
39
5.1 MODELOS PETROFÍSICOS
Os poços A1, A2 e A3 apresentaram indicações da presença de pressões
anormalmente altas, detectadas sob a forma de influxos (“kicks”), e em testes de formação
a cabo e por tubulação. Esses valores medidos nos poços serviram para calibrar os
modelos petrofísicos, mesmo quando realizados fora do intervalo estratigráfico a ser
analisado (figura 5.2).
Testes de formação a cabo são operações realizadas por uma ferramenta que é
descida no poço através de um cabo com conexões elétricas, e que realiza medidas de
pressão diretamente na parede do poço, transmitindo as informações à superfície pelo
cabo. Testes por tubulação são feitos por ferramentas descidas no poço através da
tubulação de perfuração, e que isolam um intervalo do poço, submetendo-o a fluxo
(produção de fluidos) para se confirmar a presença e produtividade de petróleo da
formação. Essa operação também executa medidas de pressão, entre elas a pressão
estática, que pode ser considerada como igual à pressão de poros. Influxos são devidos à
produção inadvertida de fluidos da formação para o poço, e ocorrem ao se perfurar um
determinado intervalo com pressão da coluna de fluido de perfuração inferior à da
formação. É uma ocorrência potencialmente perigosa, e costuma ser controlada pelo
aumento da densidade do fluido de perfuração e às vezes pelo fechamento do poço. A
pressão utilizada para se controlar o influxo pode ser empregada como uma medida da
pressão de poros.
As diversas indicações diretas de pressão nos poços estão resumidas na figura 5.2.
Para comparação, foi representada uma reta que mostra a pressão hidrostática (normal)
considerando-se água salgada com gradiente de 10,5 MPa/km (Donaldson et al., 2002).
Observar que os poços N1 e N2 não apresentaram registros de pressões anormalmente
altas apreciáveis, com exceção de alguns pontos do poço N1 (profundidade maior que
4700m), que estão levemente afastados da hidrostática, mas fora do intervalo que foi
estudado neste trabalho (Paleoceno a Maastrichtiano). Os poços A1, A2 e A3
apresentaram anomalias de pressão (valores acima da hidrostática) que variam entre 22 e
31 Mpa (3200 a 4500 psi).
40
Figura 5.2: Gráfico de registros de pressão (Mpa), obtidos através de medidas diretas, pela profundidade
(m). A pressão hidrostática (normal), para um gradiente de 10,5 MPa/km, está representada pela
reta, para comparação.
Os modelos de pressão foram construídos para cada poço utilizando-se tendências
normais de compactação definidas em intervalos argilosos, para o perfil sônico.
Tendências normais para a curva de resistividade também são mostradas, mas apenas no
caso do poço A3 serão utilizadas na computação dos modelos finais, devido à ausência de
perfil sônico em parte do poço. A preferência pelo perfil sônico em relação ao de
resistividade se deu porque este requer mais correções ambientais (invasão,
arrombamento), é mais sujeito a variações de origem mineralógica, e é mais influenciado
pela temperatura, presença de hidrocarbonetos nos poros, salinidade do fluido de
perfuração e pela quantidade de matéria orgânica contida na rocha.
Para o cálculo da pressão de poros, foram utilizadas as equações de Eaton
(equações 4.2 e 4.6). A pressão hidrostática foi computada utilizando-se densidade da
água constante e igual a 1,0 g/cm
3
, e o cálculo da sobrecarga utilizou perfis de densidade,
quando disponíveis, ou o perfil sônico, utilizando a relação de Gardner (equação 4.5).
41
Os mnemônicos (siglas) das curvas e suas descrições são mostrados no anexo Ia, e
os fatores de conversão entre as diversas unidades de pressão estão no anexo II. A curva
de gradiente de pressão de poros, que é o resultado da divisão da pressão absoluta em um
determinado ponto pela sua profundidade, é uma medida largamente utilizada para a
avaliação de geopressões. A unidade “ppg” (libras por galão), embora não siga o padrão
do sistema internacional de unidades, é bastante disseminada na indústria de petróleo e
será utilizada nesta parte do trabalho. A título de ilustração, consideremos um sistema
poroso bastante permeável com água de densidade igual a 1,0 g/cc, como utilizado no
modelo. Não haverá anomalia de pressão, pois há livre circulação de fluidos (pressão de
poros = pressão hidrostática). O gradiente de pressão de poros em qualquer ponto ao
longo dessa coluna é de 8,4 ppg, ou 9,8 MPa/km.
Nos poços A1, A2 e A3 (figuras 5.3, 5.4 e 5.5), que apresentaram indicações
diretas de pressão anormal, observamos que no intervalo Paleoceno - Maastrichtiano
ocorrem quedas generalizadas na resistividade e na velocidade sônica (aumento do tempo
de trânsito) em relação à tendência normal de compactação, o que causou um aumento
nas pressões de poros modeladas a partir desses perfis.
Deve-se ter em mente, levando em conta a lei de Darcy (equação 4.15), que
anomalias de pressão tendem a se cancelar ao longo do tempo, principalmente em
pequenas distâncias, pela redistribuição de fluidos. Portanto, espera-se que somente zonas
sobrepressurizadas de grande extensão sejam preservadas ao longo do tempo geológico.
Oscilações nos valores dos perfis podem causar falsas anomalias de pressão, de pequena
expressão em profundidade, devido a variações litológicas, como as observadas em
intercalações de arenitos com folhelhos do Eoceno e Oligoceno dos poços A1 e A2.
Apenas alterações consistentes nessas medidas foram consideradas indicadoras da
existência de anomalias de pressão, como no Paleoceno e Maastrichtiano desses poços.
Diversas características da rocha tais como cimentação, composição mineralógica,
granulometria, presença de fraturas, etc., podem influenciar a velocidade acústica e a
resistividade da rocha. Na prática, diferenças de cerca de 1 ppg (0,86 MPa/km) entre as
medidas diretas de pressão e as calculadas pelos modelos são consideradas aceitáveis.
Como mencionado anteriormente, modelos calculados pelo perfil de resistividade estão
mais sujeitos a influência de outros fatores além da pressão, sendo assim mais imprecisos,
o que explica a diferença para os modelos gerados a partir do sônico nos poços A1 e A2.
Observando-se os perfis (figuras 5.3 a 5.7) vemos que há um intervalo de cerca de
300m, que abrange o Paleoceno e a parte superior do Maastrichtiano, que apresenta um
42
valor relativamente maior do perfil GR (raios gama) nos poços A1, A2 e A3, o que é uma
indicação de maior argilosidade. A presença de um pacote extremamente argiloso,
portanto de baixa permeabilidade, ajuda a explicar a presença de sobrepressões nestes e
nos intervalos sotopostos, já que pode ter funcionado como uma barreira de
permeabilidade que dificultou o escape de fluidos para a superfície durante a compactação
(desequilíbrio de compactação). Cabe observar que essa barreira de permeabilidade
também pode ter atuado para conter a passagem de fluidos oriundos de desidratação de
argilas, geração de petróleo, ou outros mecanismos geradores de pressões anormais. No
poço N1 não há esse intervalo argiloso e no poço N2 ele é menos espesso (cerca de 100m)
e está intercalado com camadas de arenitos. Vemos também que há uma tendência de
aumento da porosidade neutrônica (NPHI) e queda da densidade (RHOB) no mesmo
intervalo (Paleoceno e parte superior do Maastrichtiano) do poço A3, o que é indicação de
subcompactação (ver cap. 4.1). Nos poços A1 e A2, este comportamento da densidade e
da porosidade não parece ocorrer, o que mostra que outros mecanismos também podem
ter atuado, tais como desidratação de argilas ou tectônica. No entanto, o pequeno intervalo
de recobrimento de ambos os perfis no poço A1 e do perfil de porosidade no poço A2,
dificulta a definição da tendência normal e, portanto, uma análise mais conclusiva dos
mecanismos de sobrepressurização que atuaram nestes dois poços.
43
Figura 5.3: Poço A1, modelo de pressão: Alterações dos perfis de resistividade e sônico em folhelhos não
parecem estar acompanhadas de alteração na densidade. O perfil de porosidade (NPHI) mostra
algum aumento. Há pequeno recobrimento desses perfis. Para identificação das siglas dos
perfis, consultar Anexo Ia.
44
Figura 5.4: Poço A2. Modelo de pressão: Alterações dos perfis de resistividade e sônico em folhelhos. A
densidade (RHOB) está pouco afetada. O perfil de porosidade não recobre o intervalo abaixo do
Eoceno. Para identificação das siglas dos perfis, consultar Anexo Ia.
45
Figura 5.5: Poço A3. Modelo de pressão: Alterações dos perfis de resistividade e sônico em folhelhos,
acompanhadas de queda na densidade e aumento da porosidade, particularmente no Paleoceno,
são indicações de subcompactação. Para identificação das siglas dos perfis, consultar Anexo Ia.
46
Os modelos dos poços N1 e N2 mostram que não há fuga apreciável da tendência
normal de compactação dos perfis sônico e resistividade: as pressões calculadas são
hidrostáticas (normais) no intervalo Paleoceno a Maastrichtiano, que é arenoso no poço
N1 e em parte do poço N2 (figs. 5.6 e 5.7). No poço N1 aparecem pressões anormais a
partir do Turoniano, intervalo que não foi objeto de estudo deste trabalho.
Figura 5.6: Poço N1. Modelo de pressões mostra a existência de pressões normais (hidrostáticas) no
intervalo Paleoceno-Maastrichiano. Há indicação de pressões anormais no intervalo Turoniano
a Albiano, que não foi objeto de estudo deste trabalho. Para identificação das siglas dos perfis,
consultar Anexo Ia.
47
Figura 5.7: Poço N2. Modelo de pressões mostra a existência de pressões normais (hidrostáticas) em todo
o poço. Para identificação das siglas dos perfis, consultar Anexo Ia.
Os intervalos que mostraram a presença de pressões anormalmente altas estão
resumidos na tabela 5.1, com valores médios de gradientes e anomalias de pressão.
Gradientes de pressão considerados normais estão entre 8,5 e 9,5 lb/gal (10 e 11
MPa/km), portanto valores de 13 ppg (15,3 MPa/km) estão cerca 50% acima do normal.
48
Tabela 5.1: Valores médios das pressões anormalmente altas detectadas nos modelos
petrofísicos no intervalo Paleoceno-Maastrichtiano.
Poço
Intervalo
(m)
Gradiente
de Pressão
(lb/gal)
Gradiente
de Pressão
(MPa/km)
Anomalia
de Pressão
(psi)
Anomalia
de Pressão
(MPa)
Perfil
utilizado
A1
3600 a
4200
12 14 2100 14 Sônico
A2
3700 a
4250
11 13 1400 10 Sônico
A3
3500 a
4450
13 15 2800 19 Resistividade
Os modelos petrofísicos de pressão de poros foram considerados consistentes,
mostrando boa calibração com as medidas diretas de pressão, representadas pelos pontos
vermelhos na trilha de gradientes das figuras 5.3 a 5.7.
Em resumo, os poços A1, A2 e A3 mostram sobrepressão pela análise dos perfis
sônico e resistividade, sendo que aumentos da porosidade e queda da densidade
(indicações de atuação exclusiva do desequilíbrio de compactação) só são evidentes no
Paleoceno e na parte superior do Maastrichtiano do poço A3. Nos poços A1 e A2, existe a
possibilidade da atuação de algum mecanismo de expansão de fluidos, como
transformação de argilas e geração de petróleo, ou compressão lateral (tectônica).
49
5.2 MODELOS GEO-HISTÓRICOS
A modelagem de história de compactação não levou em conta possíveis efeitos
da geração de hidrocarbonetos, conversão de argilas ou outros. A seguir, uma breve
análise da possível importância dos mecanismos citados acima na geração de pressões
anormalmente altas nos poços estudados.
A seção Paleoceno-Maastrichtiano não é citada na literatura como geradora
(Estrella et al., 1984). Os dados de pirólise Rock-Eval dos poços estudados mostram um
baixo potencial gerador de hidrocarbonetos (Tissot e Welte, 1984), com S2 menor que 4
kg HC/ton rocha (figura 5.8).
Figura 5.8: Gráfico do potencial gerador (S2) por temperatura máxima (Tmax ) da pirólise Rock-Eval na
seção Paleoceno - Maastrichtiano, mostrando baixo potencial gerador (S2<4kg HC/ton. rocha).
A qualidade dos valores de temperatura máxima, indicadora da maturação da
matéria orgânica, dependem da intensidade (área) do pico S2: leituras de Tmax em
picos S2 inferiores a 2 kg/ton de rocha são imprecisas (Espitalié et al., 1977, 1985a,
1985b e 1993). Se considerarmos apenas os valores de S2 maiores que 2 kg/ton de
50
rocha, os valores de Tmax são menores que 430
o
C, o que confirma que a seção
Paleoceno-Maastrichtiano está imatura.
A matéria orgânica, do tipo III, encontra-se extremamente oxidada, com altos
valores de índice de oxigênio (IO) e baixos de índice de hidrogênio (IH) (figura 5.9), o
que evidencia as condições de baixa anoxia do ambiente de sedimentação, inadequadas
à preservação da matéria orgânica (Tissot e Welte, 1984).
O baixo potencial gerador, o estágio imaturo das rochas e a má qualidade da
matéria orgânica atestam que a geração de petróleo teve efeito desprezível na criação de
pressões anormalmente altas na seção Paleoceno-Maastrichtiano dos poços estudados.
Figura 5.9: Diagrama do tipo Van Krevelen: Índice de hidrogênio (IH, S2/COT x 100) versus índice de
oxigênio (IO, S3/COT x 100) da seção Paleoceno a Maastrichtiano. Matéria orgânica do tipo
III, oxidada (alto IO e baixo IH).
Como discutido no capítulo 3, a transformação de argilas, particularmente de
esmectita em ilita, é considerada por alguns autores como uma das causas da existência
de sobrepressões, embora seja um assunto polêmico. Chang et al. (1983), analisando
argilas do Cretáceo Superior e Terciário Inferior coletadas em poços da Bacia do
Espírito Santo, observaram que o teor de ilita nos estratificados ilita-esmectita aumenta
com a profundidade, sendo que a transição se dá numa temperatura de cerca de 120
o
C.
51
No intervalo estudado, a temperatura de 120
o
C só é alcançada nos poços A1 e
A2 (figura 5.10). No poço A3, as temperaturas são menores, e há pressões anormais
(maiores que 9,5 lb/gal), o que desfavorece a hipótese da atuação do mecanismo de
transformação de argilas nesse poço. Nos poços A1 e A2, existe a possibilidade da
conversão de argilas ter um papel adicional na sobrepressurização dos sedimentos.
Cabe observar que os poços modelados neste trabalho não foram analisados
pelos autores citados acima (Chang et al., 1983), o que não afasta completamente a
possibilidade de atuação da conversão de argilas na geração de pressões elevadas nestes
poços, pois podem apresentar rochas com comportamento diagenético diferente. Fica,
assim, uma dúvida a respeito da temperatura em que se acelera a transformação de
argilas, que pode ser diferente nesses poços. A figura 5.11, que mostra o
comportamento do gradiente de pressões de poros nos poços completos, e não somente
no intervalo Paleoceno-Maastrichtiano, indica que há um forte incremento das pressões
no intervalo de temperatura de 120
o
C a 140
o
C nos poços A1, A2 e N1, e de um leve
aumento no poço A3. Embora esse fato possa ser tomado como um indício de que a
transformação de argilas se dá nessa faixa de temperaturas, aumentando com isso a
pressão de poros, é possível também que nesses intervalos, que não foram analisados
neste trabalho, tenha ocorrido geração de petróleo, e que esta seja a causa dessas
sobrepressões.
52
Figura 5.10. Temperaturas (TEMPC, em
o
C) versus gradiente de pressão (GPP, em lb/gal), modelado
através de perfis, em folhelhos do intervalo Paleoceno-Maastrichtiano. Apenas nos poços A1 e
A2 é atingido o valor de 120
o
C, considerado como delimitador da transição esmectita - ilita.
Figura 5.11. Temperaturas (TEMPC, em
o
C) versus gradiente de pressão (GPP, em lb/gal), modelado
através de perfis em folhelhos (poços completos). Há forte incremento da pressão entre 120
o
C e
140
o
C nos poços A1, A2 e N1 e um pequeno aumento no poço A3.
53
Nessa modelagem, adotou-se um gradiente de temperatura de 35
o
C/km,
constante ao longo do tempo, o que calibra razoavelmente bem com as medidas
realizadas nos poços (figura 5.12), e está de acordo com valores estimados por Del Rey
e Zembrusky (1991) para a Bacia do Espírito Santo. Além disso, espera-se uma pequena
variação do gradiente geotérmico após a deposição do intervalo de interesse, que
ocorreu pelo menos cerca de 50 milhões de anos após o fim da fase rifte (Allen e Allen,
2005), ou seja, num período no qual a anomalia térmica gerada pela ascensão da
astenosfera já teria praticamente se dissipado.
O gradiente geotérmico de 35
o
C é superior ao de outras bacias marginais, como
a de Campos, que tem um gradiente atual com valores entre 20 e 30
o
C/km (Gonzaga,
2005). A presença da espessa seqüência vulcânica da Fm. Abrolhos, de idade neo-
paleocênica a eocênica (Vieira et al. 1994), pode ter contribuído para esse incremento
do gradiente geotérmico.
Figura 5.12: Temperaturas (TEMPC, em
o
C ) medidas nos poços, em função do soterramento (em
metros), comparadas com o gradiente de temperatura adotado no modelo, de 35
o
C/km.
54
As curvas de decaimento da porosidade com a profundidade de soterramento
foram definidas com base em porosidades calculadas através de perfis de densidade,
separadas em grandes grupos litológicos (arenitos, folhelhos, carbonatos). O cálculo da
porosidade através do perfil densidade foi feito através da equação (Schlumberger,
1991):
fma
bma
ρρ
ρρ
φ
−
−
= (5.1)
sendo
ρ
ma
a densidade da matriz mineral, para a qual se adotou um valor de 2,68 g/cm
3
,
ρ
b
é a densidade medida no perfil e
ρ
f
é a densidade do fluido, considerada igual a 1,0
g/cm
3
.
Para os folhelhos, tomou-se o cuidado de não utilizar os intervalos
anormalmente pressurizados, já que a relação da porosidade com o soterramento nesses
casos se altera. Nas figuras 5.13 a 5.15 são mostrados os gráficos dos grupos principais
de litologias, e nos anexos III e IV , tabelas completas dos coeficientes da equação de
Athy (equação 4.8). Podemos ver que os folhelhos têm porosidade inicial maior e taxa
de decaimento da porosidade também maior que arenitos e carbonatos, tal como
observado no capítulo 3.2.1.
Como não foram realizadas correções ambientais do perfil de densidade,
principalmente para diâmetro e rugosidade do poço, aparecem níveis com valores
anômalos da porosidade calculada (ver, por exemplo, figura 5.14 a 900m e 1000m). No
entanto, como são ocorrências restritas em relação ao perfil como um todo, não foram
consideradas importantes para o cálculo das funções de ajuste.
55
Figura 5.13: Porosidade versus soterramento para arenitos e siltitos. Ajuste: φ
0
= 50% e c = 0,5 km
-1
.
Figura 5.14: Porosidade versus soterramento para folhelhos, em zonas normalmente compactadas.
Ajuste: φ
0
= 57%, c = 0,57 km
-1
56
Figura 5.15: Porosidade versus soterramento para carbonatos. Ajuste: φ
0
= 41%; c = 0,47 km
-1
.
A função de variação da permeabilidade com a porosidade, fator chave no
desenvolvimento de sobrepressões é descrita a seguir.
Utilizou-se a expressão log-linear de permeabilidade em função da porosidade
que foi implementada nos programas Simod e SimBR (equação 4.11). As constantes A
e B, características de cada litologia, estão listadas nos anexos III e IV.
As rochas argilosas (folhelhos e argilitos) são as de menor permeabilidade
encontradas nos poços (não há evaporitos ou ígneas), e portanto são as que podem
apresentar maior influência no desenvolvimento de sobrepressões. Como visto no
capítulo 4, pode existir grande variação nas funções que relacionam porosidade e
permeabilidade, devida principalmente a fatores litológicos. Na figura 5.17 vemos um
gráfico com os diversos dados de condutividade hidráulica citados na compilação de
Dewhurst et al. (1999), em função da porosidade. Nele estão as medidas de laboratório
realizadas por esse autor, que mostram dependência em relação à argilosidade (ver
capítulo 4.2.1), as funções teóricas de Kozeny-Carman (equação 4.17), para superfícies
específicas (S
0
) de 1 x 10
8
m
2
/m
3
e 3 x 10
8
m
2
/m
3
e as funções de permeabilidade
adotadas neste trabalho.
57
Foram adotadas duas funções de permeabilidade para as rochas argilosas (FLH1
e FLH2), alterando-se os parâmetros A e B da equação 4.11, para representar uma
variação composicional das argilas. Comparando-se o perfil de raios gama, um
indicador de argilosidade, em folhelhos do intervalo analisado (Paleoceno-
Maastrichiano), verificou-se que os valores são em geral maiores nos poços A3 e N1
que nos poços A1, A2 e N2 (figura 5.16). Isso leva a supor que tais folhelhos são mais
argilosos nos poços A3 e N1. Os modelos FLH1 (mais argiloso) e FLH2 (menos
argiloso), equivalentes aproximadamente aos folhelhos com 65 e 27% de argila de
Dewhurst et al. (1999), também estão representados na figura 5.17., para comparação, e
serão utilizados para a modelagem dos poços A3 e N1 e A1, A2 e N2, respectivamente.
Figura 5.16: Gráfico de raios gama (
o
API) pelo soterramento em folhelhos do intervalo Paleoceno-
Maastrichtiano. Os valores dos poços A1, A2 e N2 são análogos, uma indicação de semelhança
litológica. O mesmo se passa com os poços A3 e N1.
Os parâmetros utilizados nos modelos para folhelhos estão na tabela 5.2, abaixo.
Como proposto por Dewhurst et al. (1999) adotou-se a convergência das
permeabilidades para um valor mínimo próximo de 10
-23
m
2
. As tabelas completas com
os valores adotados para todas as litologias estão nos anexos III e IV.
58
Tabela 5.2: Parâmetros da função permeabilidade (
ba
k
+
=
φ
10 ) para os folhelhos FLH1 e
FLH2 utilizados na modelagem geo-histórica de pressões
Modelo Característica A B
FLH1 Mais argiloso 11 -23,5
FLH2 Menos argiloso 15 -23
Figura 5.17: Funções de condutividade hidráulica (log K, m/s) em função da porosidade, compiladas por
Dewhurst et al., 1999, e as adotadas no modelo (FLH1, mais argiloso e FLH2, menos argiloso).
Também estão representadas, para comparação, duas funções de Kozeny-Carman modificadas,
para superfícies específicas de 1 x 10
8
m
2
/m
3
e 3 x 10
8
m
2
/m
3
(S1 e S3, respectivamente), as
porosidades máxima e mínima aproximadas observadas no intervalo Paleoceno-Maastrichtiano
(por max/min, 7 e 20%) e as permeabilidades intrínsecas (k, em mD e m
2
) para dois pontos da
função FLH1.
Os marcos cronológicos foram definidos em cada poço a partir de informações
bio-cronoestratigráficas, buscando-se manter na medida do possível uma
homogeneidade litológica em cada camada. Quando há mais de uma litologia em cada
camada, o programa Simod efetua uma mistura, proporcional à espessura de cada tipo
de rocha, calculando um valor médio (média harmônica) para todas as suas
59
características, tais como as constantes das equações de decaimento da porosidade e da
permeabilidade. A relação completa das camadas por poço, com as idades,
profundidades e misturas litológicas está no Anexo IV. Foram adotadas profundidades
iguais para o início e o fim da fase rifte (132m.a. e 102m.a.): 8km e 6km,
respectivamente. A paleobatimetria foi interpolada linearmente entre zero ao fim da fase
rifte e a batimetria atual.
Os resultados dos cálculos são exibidos em gráficos integrados às informações
litológicas dos poços (figuras 5.18 a 5.22), a seguir.
Figura 5.18: Perfil de gradiente de pressão de poros (em lb/gal) calculado a partir do modelo geo-
histórico do poço A1, com as misturas litológicas de cada intervalo. A relação completa das
litologias e seus parâmetros estão nos apêndices III e IV. Pressões de poros anormais a partir da
base do Maastrichtiano: gradiente de pressão de até 13 lb/gal ou 15 MPa/km. Para identificação
completa das siglas dos perfis, consultar Anexo Ib.
60
Figura 5.19: Perfil de gradiente de pressão de poros (em lb/gal) calculado a partir do modelo geo-
histórico do poço A2, com as misturas litológicas de cada intervalo. A relação das litologias e
seus parâmetros estão nos apêndices III e IV. Pressões de poros anormais a partir do Paleoceno:
gradiente de pressão de até 13 lb/gal ou 15 MPa/km. Para identificação completa das siglas dos
perfis, consultar Anexo Ib.
61
Figura 5.20: Perfil de gradiente de pressão de poros (em lb/gal) calculado a partir do modelo geo-
histórico do poço A3, com as misturas litológicas de cada intervalo. A relação completa das
litologias e seus parâmetros está nos apêndices III e IV. Pressões de poros anormais a partir do
Paleoceno: gradiente de pressão de até 12,5 lb/gal ou 14,7 MPa/km. Para identificação completa
das siglas dos perfis, consultar Anexo Ib.
62
Figura 5.21: Perfil de gradiente de pressão de poros (em lb/gal) calculado a partir do modelo geo-
histórico do poço N1, com as misturas litológicas de cada intervalo. A relação completa das
litologias e seus parâmetros está nos apêndices III e IV. Pressões de poros normais no
Maastrichtiano (gradiente de pressão menor que 11,2 MPa/km ou 9,5 lb/gal). Para identificação
completa das siglas dos perfis, consultar Anexo Ib.
63
Figura 5.22: Perfil de gradiente de pressão de poros (em lb/gal) calculado a partir do modelo geo-
histórico do poço N2, com as misturas litológicas de cada intervalo. A relação completa das
litologias e seus parâmetros está nos apêndices III e IV. Pressões de poros normais (gradiente
de pressão menor que 11,2 MPa/km ou 9,5 lb/gal). Para identificação completa das siglas dos
perfis, consultar Anexo Ib.
64
Os intervalos que mostraram a presença de pressões anormalmente altas estão resumidos
na tabela 5.3, com valores médios de gradientes e anomalias de pressão.
Tabela 5.3: Valores médios das pressões anormalmente altas detectadas nos modelos
geo-históricos no intervalo Paleoceno-Maastrichtiano.
Poço
Intervalo
(m)
Gradiente de
Pressão
(lb/gal)
Gradiente de
Pressão
(MPa/km)
Anomalia de
Pressão
(psi)
Anomalia de
Pressão
(MPa)
A1
3750 a
4200
11,5 13,5 1750 12
A2
3700 a
4250
12 14 2100 14
A3
3550 a
4450
12 14 2100 14
65
6 –INTEGRAÇÃO E DISCUSSÃO DOS RESULTADOS
A história de soterramento e compactação para cada poço, ilustrada nos
gráficos de geo-história a seguir (figuras 6.1 a 6.5), indica que em todos os poços houve
um período de relativa estabilidade da subsidência da bacia no Paleoceno, enquanto no
Maastrichtiano a subsidência foi maior. Nos poços A1 e A2 aparece uma aceleração da
subsidência no Eoceno.
Figura 6.1: Gráfico de geo-história do poço A1. Em destaque, o intervalo estudado (Paleoceno e
Maastrichtiano).
66
Figura 6.2: Gráfico de geo-história do poço A2. Em destaque, o intervalo estudado (Paleoceno e
Maastrichtiano).
Figura 6.3: Gráfico de geo-história do poço A3. Em destaque, o intervalo estudado (Paleoceno e
Maastrichtiano).
67
Figura 6.4: Gráfico de geo-história do poço N1. Em destaque, o intervalo estudado (Maastrichtiano). O
Paleoceno está ausente.
Figura 6.5: Gráfico de geo-história do poço N2. Em destaque, o intervalo estudado (Paleoceno e
Maastrichtiano).
68
A taxa de acumulação de sedimentos ao longo do tempo (taxa de sedimentação
descompactada, figura 6.6) no Maastrichtiano mostra altas taxas de acumulação
(maiores que 100m/m.a.) nos poços A3 e A1. No poço A2 é de cerca de 80 m/m.a.
(metros por milhão de anos), próximo ao valor proposto por Bethke (1986), o qual
sugere que as sobrepressões ocorrem em bacias onde a taxa de sedimentação é maior
que 100 m/m.a. e onde o conteúdo de argilas é maior que 85%, como nos sedimentos
cenozóicos do Golfo do México. Cabe observar que esse modelo não contemplou a
atuação de possíveis eventos erosivos que, se considerados, poderiam alterar essas taxas
para valores maiores.
No Paleoceno, aparece um padrão de baixos valores em todos os poços, com
não-deposição (ou erosão) no poço N1. A presença de pressões anormalmente altas em
intervalos argilosos do Paleoceno dos poços A1, A2 e A3, parece contrariar a afirmação
de Bethke (1986), citada acima. No entanto, as baixas permeabilidades obtidas pelo
modelo nos folhelhos do Paleoceno nos poços A1, A2 e A3, que têm pressões anormais
e a pequena espessura ou ausência do Paleoceno nos poços N2 e N1 (com pressões
normais), indica que o Paleoceno, quando suficientemente espesso, exerce um papel
selante que impede que os fluidos, próprios ou dos horizontes inferiores, escapem para
os pacotes arenosos sobrepostos. A observação da existência de características
petrofísicas indicativas de uma maior argilosidade no Paleoceno e na parte superior do
Maastrichtiano (capítulo 5.1) ajuda a reforçar esta hipótese.
Altas taxas de sedimentação (maiores que 100m/m.a.) ocorreram no Eoceno ao
Oligoceno dos poços A1 e A2, e no Mioceno ao Plioceno no poço A3, o que gerou um
aumento de sobrecarga extra nesses poços, favorecendo a atuação do desequilíbrio de
compactação. O papel desses pulsos de grande aporte sedimentar no desenvolvimento
de sobrepressões também pode ser observado pelo maior incremento das anomalias de
pressão dos sedimentos do Maastrichtiano naquelas idades (Figura 6.7).
Em todos os poços com sobrepressão (A1, A2 e A3), portanto, ocorreram
pulsos de grande aporte sedimentar do Maastrichtiano ao Plioceno, com a deposição de
sedimentos finos no Paleoceno, que parecem ter dificultado a circulação de fluidos e
preservado as pressões anormalmente altas do Paleoceno e Maastrichtiano.
69
Figura 6.6: Gráfico de taxa de sedimentação descompactada por camada (m/Ma) versus idade (Ma) dos
cinco poços. Os pontos referem-se à idade do topo da camada depositada.
Figura 6.7: Gráfico de excesso de pressão de poros (MPa) versus idade (Ma) de sedimentos do
Maastrichtiano.
70
Os resultados das modelagens petrofísicas e geo-históricas foram comparados
através de perfis de gradiente de pressão pela profundidade, integrados às informações
litológicas e crono-estratigráficas dos poços, medidas de pressão, além da
permeabilidade intrínseca obtida através do modelo geo-histórico (figuras 6.8 a 6.12).
Os poços modelados mostraram razoável calibração dos modelos geo-histórico e
petrofísico com as medidas de pressão efetuadas nos poços, com pequenas
discrepâncias.
Nos poços A1 e A2 (figuras 6.8 e 6.9), que apresentaram pressões anormais,
ambos os modelos mostram pressões um pouco menores que as medidas diretas. Isso
pode ser explicado pela atuação de algum mecanismo de pressurização diferente do
desequilíbrio de compactação, que é o único mecanismo considerado no modelo geo-
histórico, e para o qual o modelo petrofísico é especialmente adequado (ver seção 4.1).
A transformação de argilas é um mecanismo de expansão de fluidos que influencia os
perfis sônico e resistividade de maneira mais sutil (seção 4.1) e pode ser o motivo da
subestimação das pressões no modelo petrofísico. Além disso, apresenta indícios de ter
ocorrido pela análise petrofísica (seção 5.1) e pela observação do comportamento das
anomalias de pressão com a temperatura (seção 5.2).
No Paleoceno do poço A1 (figura 6.8), o modelo de compactação não gerou as
pressões anormais observadas em perfis. Isso se deve à presença de delgados níveis
arenosos no intervalo, o que levou a um aumento da permeabilidade da camada,
ocasionado pela mistura, que é feita pelo programa Simod, das características mais
permeáveis do arenito com as do folhelho, tendo como resultado um pacote com
permeabilidade mais alta.
As pressões modeladas pela história de soterramento no poço A3 (figura 6.10),
apesar de mostrarem um comportamento semelhante ao do modelo petrofísico, foram
um pouco inferiores. As pressões geradas pelo modelo petrofísico calibraram bem com
as pressões medidas e há indicações em perfis da atuação única do desequilíbrio de
compactação (ver seção 5.1). Nesse poço foi adotado o modelo de permeabilidade
FLH1, mais argiloso, e próximo ao limite inferior das permeabilidades encontradas na
literatura (ver seção 5.2). Como permeabilidades mais baixas não puderam ser utilizadas
devido a limitações dos programas Simod e SimBR, é provável que as permeabilidades
no Paleoceno e na parte superior do Maastrichtiano sejam ainda inferiores às obtidas
pelo modelo FLH1.
As permeabilidades modeladas nos poços A2 e A3 mostram valores iguais ou
71
inferiores a 10
-21
m
2
(10
-6
mD) no Paleoceno e na parte superior do Maastrichtiano. No
poço A1, devido à presença de níveis arenosos, a parte superior do Paleoceno mostra
duas camadas delgadas (menores que 100m) onde a permeabilidade é pouco superior a
10
-21
m
2
(camada superior) e 10
-20
m
2
(camada inferior). Na base do Paleoceno,
entretanto, a permeabilidade é inferior a 10
-21
m
2
, e é onde o modelo mostrou o início da
zona de pressão anormalmente alta. A observação dos resultados das modelagens
desses três poços indica que a sobrepressão acontece quando ocorrem pacotes espessos
(maiores que 100m), nos quais a permeabilidade intrínseca atinge valores iguais ou
inferiores a 10
-21
m
2
(10
-6
mD). A conjugação dos fatores espessura, continuidade lateral
e argilosidade do Paleoceno parece condicionar a manutenção de pressões
anormalmente altas nos poços A1, A2 e A3.
Os modelos dos poços N1 e N2 (figuras 6.11 e 6.12), que não apresentaram
pressão anormal durante a perfuração, têm pressão hidrostática em ambos os tipos de
modelagem. Esse fato é uma indicação da robustez dos modelos, pois reproduziram
condições geológicas diferentes. A ausência de pressões anormais no intervalo
Paleoceno-Maastrichtiano nestes poços parecem se dever à menor quantidade de argilas,
além do menor soterramento a que foram submetidas. As permeabilidades obtidas pelo
modelo nesses dois poços chegam a um mínimo de cerca de 10
-20
m
2
(10
-5
mD) na base
do Maastrichtiano do poço N2 (figura 6.12), sendo superiores a 10
-19
m
2
no Paleoceno e
na parte superior do Maastrichtiano.
No poço N1, ambos os modelos mostram a presença de pressões anormais a
partir do Turoniano abaixo, intervalo que não foi objeto deste estudo. A geração de
petróleo pode ter atuado como mecanismo de criação de pressões anormalmente altas
neste intervalo mais profundo, como sugerido por D’avila et. al. (1998, ver capítulo
2.3).
72
Figura 6.8. Poço A1: Gradiente de pressão de poros (lbs/gal) do modelo petrofísico (PPG_Son),
comparados com valores do modelo geo-histórico (sim_pp), assim como o log
10
da
permeabilidade (log_perm). Para identificação completa das siglas dos perfis, consultar Anexo Ic.
73
Figura 6.9. Poço A2: Gradiente de pressão de poros (lbs/gal) do modelo petrofísico (PPG_Son),
comparados com valores do modelo geo-histórico (sim_pp), assim como o log
10
da
permeabilidade (log_perm). Para identificação completa das siglas dos perfis, consultar Anexo Ic.
74
Figura 6.10. Poço A3: Gradiente de pressão de poros (lbs/gal) do modelo petrofísico (PPG_Son),
comparados com valores do modelo geo-histórico (sim_pp), assim como o log
10
da
permeabilidade (log_perm). Para identificação completa das siglas dos perfis, consultar Anexo Ic.
75
Figura 6.11. Poço N1: Gradiente de pressão de poros (lbs/gal) do modelo petrofísico (PPG_Son),
comparados com valores do modelo geo-histórico (sim_pp), assim como o log
10
da
permeabilidade (log_perm). Para identificação completa das siglas dos perfis, consultar Anexo Ic.
76
Figura 6.12. Poço N2: Gradiente de pressão de poros (lbs/gal) do modelo petrofísico (PPG_Son),
comparados com valores do modelo geo-histórico (sim_pp), assim como o log
10
da
permeabilidade (log_perm). Para identificação completa das siglas dos perfis, consultar Anexo Ic.
77
7 – CONCLUSÕES
1. Este trabalho mostrou uma integração de disciplinas diferentes, que
utilizam ferramentas e métodos também diferentes, para entender as
causas da existência de pressões anormalmente altas em três pocos da
Bacia do Espírito Santo, e tornar mais robustos e confiáveis os modelos
petrofísicos e de bacias. Em particular, ilustra uma maneira de se definir
melhor os parâmetros físicos ligados ao fluxo de fluidos em rochas
argilosas, principalmente o comportamento da permeabilidade de
folhelhos com o soterramento. O fato de haver boa calibração dos
resultados de sobrepressões, mesmo quando calculados em poços
distantes, perfurados em lâminas d’água rasas e profundas e com
condições de pressões diferentes, aumenta a confiabilidade dos modelos.
2. O desequilíbrio de compactação é indicado como o principal mecanismo
de geração de pressões anormais no intervalo Paleoceno-Maastrichtiano
dos poços estudados. Valores de permeabilidade de folhelhos citados na
literatura foram suficientes para a geração, no modelo de compactação,
de pressões análogas às do modelo petrofísico.
3. Folhelhos com permeabilidades iguais ou inferiores a 10
-21
m
2
(10
-6
mD)
são os responsáveis pela manutenção de pressões anormais (gradientes de
pressão de até 15 MPa/km, ou 13 lb/gal) no intervalo estudado. Os
folhelhos do Paleoceno, quando suficientemente espessos, exercem um
papel selante que dificulta a circulação de fluidos e, com isso, preserva as
pressões anormalmente altas.
4. A utilização do perfil de raios gama como um indicador da argilosidade
dos folhelhos permitiu a criação de um modelo de permeabilidade que
abre a possibilidade da sua extensão a intervalos estratigráficos
semelhantes em outras áreas da bacia.
5. A integração dos dois tipos de modelagem, pioneira no Brasil, permite a
calibração de modelos de bacias em áreas exploratórias, com poucas
informações de poços.
6. Apesar da semelhança dos resultados obtidos pelos modelos petrofísicos
e geo-históricos com os dados de pressão medidos, não se descarta a
hipótese da atuação de mecanismos que não foram incorporados ao
78
modelo geo-histórico. A transformação de esmectita em ilita pode ser um
mecanismo adicional ao desequilíbrio de compactação na geração de
pressões anormalmente altas. No caso do poço A3, como a pressão do
modelo geo-histórico é um pouco inferior à das medidas diretas e do
modelo petrofísico, a conversão de argilas pode ser a causa adicional que
falta. Essa hipótese também pode ser válida nos poços A1 e A2, que têm
indicações parciais em perfis (densidade pouco afetada) da atuação da
expansão de fluidos como mecanismo de sobrepressurização.
79
8 – RECOMENDAÇÕES
1. Como as análises de petrografia de argilas disponíveis na Bacia do
Espírito Santo foram feitas em poços diferentes dos utilizados na
modelagem, e particularmente distantes dos poços perfurados em águas
profundas (A3, N1 e N2), seria útil a realização de estudos petrográficos
para caracterização da evolução dos minerais argilosos com o
soterramento e a temperatura nos poços analisados neste trabalho.
2. Medidas em laboratório de permeabilidade de rochas argilosas,
combinadas com estudos petrográficos, aumentariam a confiabilidade dos
modelos.
3. Intervalos mais antigos, como o Turoniano do poço N1, podem ser
geradores e devem contemplar a conversão de querogênio e a geração de
gás como um mecanismo de criação de pressões anormalmente altas.
Nesses casos, também deve ser considerada a introdução de modelos
termomecânicos para se definir melhor a evolução térmica da bacia.
4. O modelo de soterramento, efetuado em uma dimensão, somente admitiu
o fluxo vertical de fluidos. A realização de modelagens tridimensionais,
por considerar fluxos em todas as direções, deve ajudar a tornar os
modelos mais realistas.
5. Em trabalhos futuros, considerar o efeito de uma maior discretização das
unidades litológicas na construção dos modelos geo-históricos, e
acrescentar um método de tratamento de incertezas com múltiplas
realizações, dada a grande variabilidade verificada em algumas
características das rochas, como por exemplo, a porosidade e a
permeabilidade.
80
9 - BIBLIOGRAFIA
ALLEN, P.A., ALLEN, J.R., 2005. Basin Analysis: Principles and Applications. 2
a
ed.
Malden, USA; Oxford, UK and Victoria, AUS. Blackwell Publishing.
ALNES, J., LILBURN, T., 1998, “Mechanisms for generating overpressure in
sedimentary basins: a reevaluation”, AAPG Bulletin, v. 82, pp. 2266–2269.
ANP, 2007, Agência Nacional do Petróleo, Gás Natural e Biocombustíveis.
http://www.anp.gov.br/petro/petroleo.asp
. Consultado em Junho de 2007.
ATHY, L.F., 1930, “Density, Porosity, and Compaction of Sedimentary rocks”.
Bulletin of the American Association Geologists, v.14, pp. 1-24.
BARROS, A., P., 2005, Controles e mecanismos de geopressões em bacias
sedimentares de margem passiva: Bacia do Espírito Santo / Brasil. Tese de
D.Sc., Unisinos, São Leopoldo, RS, Brasil.
BETHKE, C. M., 1986, “Inverse hydrologic analysis of the distribution and origin of
Gulf Coast – type geopressured zones”. Journal of Geophysical Research,. v. 91,
n. 86, pp. 6535-6545.
BIASSUSI, A. S., 1996, Análise Estratigráfica do Terciário Inferior da Bacia do
Espírito Santo. Dissertação de M.Sc., Universidade Federal do Rio Grande do
Sul, Porto Alegre, RS, Brasil.
BIASSUSI, A. S., MACIEL, A. A., CARVALHO, R. S.,1990, “Bacia do Espírito
Santo: o estado da arte da exploração”. Boletim de Geociências da Petrobras, v.
4, pp. 13-19.
BOWERS, G. L., KATSUBE, T. J., 2002, “The role of shale pore structure on the
sensitivity of wire-line logs to overpressure”, in: Huffman, A. R., Bowers,
G.L. (eds.), Pressures regimes in sedimentary basins and their prediction.
AAPG Memoir 76, pp. 43-60.
BOWERS, G. L., 1995, “Pore pressure estimation from velocity data: Accounting for
overpressure mechanisms besides undercompaction”, SPE drilling and
completion, v.6, pp. 89-95.
BURRUS, J., 1998, “Overpressure models for clastic rocks, their relation to
hydrocarbon expulsion: a critical reevaluation”. In: Law, B.E., Ulmishek,
G.F., Slavin, V.I. (eds), Abnormal pressures in hydrocarbon environments.
AAPG Memoir 70, AAPG, pp. 35-63.
81
CHANG, H. K., KOWSMANN, R. O., FIGUEIREDO, A. M. F., 1990, “Novos
conceitos sobre o desenvolvimento das bacias marginais do leste brasileiro”.
In: GABAGLIA, G. P. R. e MILANI, E. J. (eds), Origem e evolução de
bacias sedimentares, Petrobras, Rio de Janeiro, pp. 269-289.
CHANG, H. K., DRÜG, C. R., ANJOS, S.M.C., 1983, “Características dos
reservatórios e evolução diagenética da seqüência turbidítica do Cretáceo
superior e Terciário Inferior das Bacias do Espírito Santo e Cumuruxatiba”.
Petrobras, rel. interno, 105p.
COBBOLD, P. R., MOURGUES, R., BOYD, K. 2004. “Mechanism of thin-skinned
detachment in the Amazon fan: assessing the importance of fluid overpressure
and hydrocarbon generation”. Marine and Petroleum Geology, v. 21-8,
pp.1013-1025.
CONVERSE, D. R., NICHOLSON, P. H., POTTORF, R. J., e MILLER, T. W., 2000,
“Controls on overpressure in rapidly subsiding basins and implications for
failure of top seal”. In: Mello, M. R., Katz, B. J. (eds), Petroleum systems of
South Atlantic margins: AAPG Memoir 73, AAPG, pp. 133–150.
D´AVILA, R. S. F., BIASSUSI, A. S., GUIRRO, A. C., BRANDÃO J. R., FROTA, E.
S. T., 1998. “Urucutuca – Urucutuca (?): A new petroleum system in Espírito
Santo Basin, Brazil”. In: 1998 AAPG International Conference and
Exhibition. Extended abstracts, p. 102. Rio de Janeiro, November 1998.
DE CESERO, P., PONTE, F.C., 1997, “Análise comparativa da paleogeologia dos
litorais atlânticos brasileiro e africano”, Boletim de Geociências
da PETROBRAS, v. 11, pp. 1-18.
DEL REY, A. C., ZEMBRUSCKY, S. G., 1991, “Estudo Hidrogeotérmico das Bacias
do Espírito Santo e Mucuri”, Boletim de Geociências da Petrobras, v. 5, pp.
25-38.
DEWHURST, D. N., YANG, Y., APLIN, A. C., 1999, “Permeability and fluid flow in
natural mudstones”. In: Aplin, A. C., Fleet, A. J.., MacQuaker, J. H. S. (eds),
Muds and Mudstones: Physical and Fluid-Flow Properties. Geological
Society Special Publication n. 158. The Geological Society, London, pp. 23-
43.
DIAS, J.L., 2005. “Tectônica, estratigrafia e sedimentação no andar Aptiano da
margem leste brasileira”. Boletim de Geociências da Petrobras, v. 13, n. 1, pp.
7-25
82
DOLIGEZ, B., et al.., 1986, “Integrated numerical simulation of the sedimentation heat
transfer, hydrocarbon formation and fluid migration in a sedimentary basin:
The Themis model”. In: BURRUS, J., (ed), Thermal modeling in sedimentary
basins. IFP Exploration Research Conferences n. 44, pp.173.
DONALDSON, E. C., CHILINGAR, G. V., ROBERTSON Jr, J. O.,
SEREBRYAKOV, V., 2002, “Introduction to abnormally pressured
formations”. In: CHILINGAR, G. V., SEREBRYAKOV, V., ROBERTSON
Jr, J. O., (eds), Origin and prediction of abnormal formation pressures.
Elsevier, pp. 1-19.
EATON, B.A., 1975. “The equation for geopressure prediction from well logs”. In: SPE
50th Annual Fall Meeting, Dallas, Texas. Society of Petroleum Engineers,
paper 5544, 11 pp.
ESPITALIÉ, J., LAPORTE J.L., MADEC M., et .al., 1977, “Méthode rapide de
caractérisation des roches mères, de leur potentiel pétrolier et de leur dégré
d'évolution”. Revue de l'Institut Français du Pétrole v.32, pp.23-45.
ESPITALIÉ J., DEROO G., MARQUIS F., 1985a, “La pyrolyse Rock-Eval et ses
applications - Part I”. Revue de l'Institut Français du Pétrole v. 40(5), pp. 563-
579.
ESPITALIÉ J., DEROO G., MARQUIS F., 1985b, “La pyrolyse Rock-Eval et ses
applications - Part II”. Revue de l'Institut Français du Pétrole v. 40(6), pp.
755-784.
ESPITALIÉ J., MARQUIS F., DROUET S., 1993, “Critical study of kinetic modelling
parameters. In Basin Modelling : Advances and Applications”. In: Doré A.G.
(ed), Norwegian Petroleum Society (NPF) Special Publication
3, pp. 233-242.
ESTRELLA, E., MELLO, M. R., GAGLIANONE, P.C., et al., 1984, “The Espírito
Santo (Brazil) source rock characterization and petroleum habitat”. In:
Demaison, G., Murris, R. J. (eds), Petroleum Geochemistry and basin
evaluation, AAPG Memoir 35, AAPG, pp.253-271.
FROTA, E. S. T, 1997, Estratigrafia molecular e isotópica do Cretáceo Inferior na
porção sul da Bacia do Espírito Santo, Brasil. Dissertação de M.Sc.,
Universidade Federal do Rio de Janeiro, Rio de Janeiro, Brasil.
FRANÇA, R. L., GARCIA, S. F. M., ARAÚJO, L. L., BRUNO, V. L. V. S. R. , 2001,
“Bacia do Espírito Santo e Mucuri – geração e migração utilizando a
modelagem 4D”. PETROBRAS, rel. interno, 5 p.
83
GARDNER, G. H. F., GARDNER, L. W., GREGORY, A. R., 1974, “Formation
velocity and density – The diagnostic basics for stratigraphic traps”.
Geophysics, v. 39, n. 6, pp. 770-780.
GONZAGA, F. G., 2005. Simulação geoquímica 1D ao longo de uma seção geológica
na Bacia de Campos (Rio de Janeiro). Dissertação de M.Sc., COPPE/UFRJ,
Rio de Janeiro, RJ, Brasil.
GRANITOFF, W., 2004. Controls on overpressure development, Santos Basin, Brazil.
M.Sc. dissertation, University of London, London, UK.
GUERRA, M.C.M., 1989. A estruturação da Bacia do Espírito Santo por halocinese e
influência do vulcanismo de Abrolhos. Dissertação de M.Sc., Universidade
Federal de Ouro Preto, Ouro Preto, MG, Brasil.
HENNIG, A.., YASSIR, N., ADDIS, M., A., WARRINGTON, A., 2002, “Pore-
pressure estimation in an active thrust region and its impact on exploration and
drilling”. In: Huffman, A. R., Bowers, G. L., (eds), Pressures regimes in
sedimentary basins and their prediction. AAPG Memoir 76, AAPG, pp. 89-
105.
HERMANRUD, C., L., WENSAAS, G.M.G., TEIGE, E. et al., 1998, “Shale porosities
from well logs on Haltenbanken (offshore mid-Norway) show no influence of
overpressuring”. In: Law, B.E., Ulmishek, G.F., Slavin, V.I. (eds), Abnormal
pressures in hydrocarbon environments. AAPG Memoir 70, AAPG, p. 65-85.
HOTTMAN, C. E., JOHNSON, 1965, “Estimation of formation pressures from log-
derived shale properties”. SPE paper 1110, pp. 717-722.
KATAHARA, K. W., CORRIGAN, J. D., 2002, “Effect of gas on poroelastic response
to burial or erosion”. In: Huffman, A. R., Bowers, G. L., (eds), Pressures
regimes in sedimentary basins and their prediction. AAPG Memoir 76, AAPG,
pp. 73-78.
KATSUBE, T. J., WILLIAMSON, M. A., 1998, “Shale petrophysical characteristics:
Permeability history of subsiding shales”. In: Schieber, J., et al., Shales and
mudstones II, Schweizerbart´sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart, pp 69-90.
KATSUBE, T., J., 2000, “Shale permeability and pore-structure evolution
characteristics”. Geological Survey of Canada, Current Research 2000-E15,
9p.
84
LAW, B.E., SPENCER, C.W., 1998, “Abnormal pressures in hydrocarbon
environments”. In: Law, B.E., Ulmishek, G.F., Slavin, V.I. (eds), Abnormal
pressures in hydrocarbon environments. AAPG Memoir 70, AAPG, p.1–11.
LEAP, D. I., 1999, "Geological Occurrence of Groundwater". In: Delleur, J. W. (ed),
The Handbook of Groundwater Engineering, 2 ed., chapter 1, Boca Raton, USA,
CRC Press.
LINDSAY, R., TOWNER, B., 2001, “Pore pressure influence on rock property and
reflectivity modeling”. The Leading Edge, February, 2001, pp. 184-187.
LUO, X., VASSEUR, G., 1996, “Geopressuring mechanism of organic matter
cracking: Numerical modeling”. AAPG Bulletin, v. 80, n
o
6 , pp. 856-874.
MELLO, U. T., RODRIGUES, J. R., ROSSA, A. L., 2007, “A control-volume finite
element method for multiphase fluid flow in basin modeling”. In: AAPG
Hedberg Research Conference. Basin Modeling Perspectives: Innovative
Developments and Novel Applications”. The Hague, Netherlands, May 2007,
pp. 101-108.
MELLO, U. T., RODRIGUES, J. R., ROSSA, A. L., 2004, “A control-volume finite
element method for three-dimensional multiphase basin modeling”.
PETROBRAS, relatório interno.
MELLO, M. R., TELNAES, N., MAXWELL, J.R., 1995, “The hydrocarbon source
potential in the Brazilian marginal basins: a geochemical and
paleoenvironmental assessment”. AAPG Studies in Geology, pp. 233-269.
MILANI, E. J. , BRANDÃO, J. A .S. L.,ZALÁN, P. V., GAMBOA, L. A. P., 2000,
“Petróleo na margem continental brasileira: geologia, exploração, resultados e
perspectivas”. Revista Brasileira de Geofísica, V. 18(3), pp. 351-396.
MOHRIAK, W. U., 2004. “Recursos energéticos associados à reativação tectônica
Mesozóica-Cenozóica da América do Sul". In Mantesso-Neto, A. B., Carneiro,
C. D. R. e Brito-Neves, B. B. (eds), Geologia do continente Sul-Americano.
Evolução da obra de Fernando Flávio Marques de Almeida. Beca Produções
Culturais Ltda., pp. 294-318.
NEUZIL, C. E., 1994, “How permeable are clays and shales?” Water Resources
Research, v. 30, pp. 145-150.
OSBORNE, M. J., SWARBRICK, R. E., 1998, “Mechanisms for Generating
Overpressure in Sedimentary Basins: A Reevaluation: Reply”. AAPG Bulletin,
V. 82, N. 12 (December 1998), pp. 2270–2271.
85
PENNEBAKER, E. S., 1968, “Seismic data indicate depth, magnitude of abnormal
pressures”. World Oil, v.177 (7), pp. 73-78.
PEREIRA, S. C., A., RODRIGUES, J. R. P., MENDONÇA, et al., 2005, “SimBR –
Simulador 3D de Bacias”. Petrobras, relatório interno, 66p.
PONTE, F.C., ASMUS, H. E., 1978, “Geological framework of the Brazilian
continental margin”. Geol. Rundschau, v.67, n.1, pp.201-235.
RODRIGUES, R., ALVES, R. G., VIEIRA, R. A. B., 1992, “Estudo geoquímico dos
óleos da Bacia do Espírito Santo”. PETROBRAS, rel. interno, 34p.
SCHLUMBERGER, 1991, “Log Interpretation Charts”. Schlumberger Well Services,
Houston, 171p.
SHARP JR., J. M., DOMENICO, P. A., 1976, “Energy transport in thick sequences of
compacting sediment”. Geological Society of America Bulletin, v. 87, pp. 390-
400.
SIBSON, R., H., 2003, “Brittle-failure controls on maximum sustainable overpressure
in different tectonic regimes”. AAPG Bulletin, v. 87, n
o
6 , pp. 901-908.
SWARBRICK, R.E. AND M.J. OSBORNE, 1998, “Mechanisms that generate
abnormal pressures: an overview”. In: Law, B.E., Ulmishek, G.F., Slavin, V.I.
(eds), Abnormal pressures in hydrocarbon environments. AAPG Memoir 70,
AAPG, pp. 13–34.
SWARBRICK, R. E., OSBORNE, M. J., YARDLEY, G. S., 2002, “Comparison of
overpressure magnitude resulting from the main generating mechanisms”. In:
Huffman, A. R., Bowers, G. L., (eds), Pressures regimes in sedimentary
basins and their prediction. AAPG Memoir 76, AAPG, pp. 1-12.
TERZAGHI, K., e PECK, R.,B., 1948, Soil Mechanics in Engineering Practice. 1 ed.
New York, John Wiley and Sons.
TISSOT, B.P., WELTE, D.H., 1984, Petroleum formation and occurrence. 2ed.
New York, Springer-Verlag.
UNGERER, P., BURRUS, J., DOLIGEZ, B., et al., 1990, “Basin evaluation by
integrated two-dimensional modeling of heat transfer, fluid flow, hydrocarbon
generation, and migration”. AAPG Bulletin, v.74, pp. 309-335.
VIEIRA, R.A., et al., 1994, “Bacias do Espírito Santo e Mucuri”. Boletim de
Geociências da Petrobras, v. 8, pp. 181-192.
86
YANG, Y., APLIN, A. C., 1998, “Influence of lithology and compaction on the pore
size distribution and modeled permeability of some mudstones from the
Norwegian margin”. Marine and Petroleum Geology, v. 15, pp. 163-175.
YASSIR, N., ADDIS, M. A., 2002. “Relationships between pore pressure and stress in
different tectonic regimes”. In: Huffman, A. R., Bowers, G. L., (eds),
Pressures regimes in sedimentary basins and their prediction. AAPG Memoir
76, AAPG, pp. 79-88.
87
10- ANEXO I – CURVAS DE PERFIS
- ANEXO Ia: Modelo Petrofísico
TRILHA CURVAS Unidade DESCRIÇÃO
1 DEPT m Profundidade
2 Zoneamento crono-estratigráfico
4 Lito - Rochas descritas no poço
5 GR Grau API Mede a radioatividade natural. É um indicador de argilosidade
Res ResCorr
NCT_Res
ResShale
Ohm.m
Ohm.m
Ohm.m
Resistividade elétrica da rocha, corrigida pela temperatura
Tendência normal de compactação da resistividade
Resistividade em folhelhos
7 NPHI ou CNC
RHOB ou
ZDEN
%
g/cm
3
Porosidade neutrônica. Mede a quantidade relativa de
hidrogênio na rocha, o que é uma indicação da porosidade
Densidade total da rocha
Sonic DT
NCT_Son
SonShale
μs/pé
μs/pé
μs/pé
Tempo de trânsito, o inverso da velocidade da onda sonora
Tendência normal de compactação
Tempo de trânsito em folhelhos
Gradientes OBGrad
PPG_Son
PPG_Res
GRAD
lb/gal
lb/gal
lb/gal
lb/gal
Gradiente de sobrecarga
Gradiente de pressão de poros computado pelo sônico
Gradiente de pressão de poros computado pela resistividade
Medidas diretas de gradiente de pressão de poros
Pressões OBPres
PP_Son
PP_Res
psi
psi
psi
Pressão de soterramento (sobrecarga)
Pressão de poros computada pelo sônico
Pressão de poros computada pela resistividade
- ANEXO Ib: Modelo Geo-Histórico
TRILHA CURVAS Unidade DESCRIÇÃO
1 DEPTH m Profundidade
2 Zoneamento crono-estratigráfico
Litologias Misturas litológicas por camada
5 Lito - Rochas descritas no poço
Gradientes sim_pp lb/gal Gradiente de pressão de poros obtido pelo modelo geo-
histórico
88
- ANEXO Ic: Integração de Modelos
TRILHA CURVAS Unidade DESCRIÇÃO
1 DEPTH m Profundidade
2 Zoneamento crono-estratigráfico
4 Lito - Rochas descritas no poço
5 Log_perm m
2
Log (na base 10) da permeabilidade intrínseca, obtida pela
modelagem geo-histórica.
Gradientes OBGrad
PPG_Son
PPG_Res
GRAD
sim_pp
lb/gal
lb/gal
lb/gal
lb/gal
lb/gal
Gradiente de sobrecarga
Gradiente de pressão de poros computado pelo sônico
Gradiente de pressão de poros computado pela resistividade
Medidas diretas de gradiente de pressão de poros.
Gradiente de pressão de poros calculado pelo modelo geo-
histórico.
89
11- ANEXO II – CONVERSÃO DE UNIDADES
CONVERSÃO DE UNIDADES
Pressão
1kgf/cm
2
= 14,22psi
1 MPa = 145,04 psi
Gradiente de
pressão
(absoluto)
Para água doce @ 20
o
C (densidade = 1,0 g/cm
3
):
8,35 ppg (ou lbs/gal - libras por galão) = 9,8 MPa/km
8,35 ppg = 1,422 psi/m
Permeabilidade
1mD = 10
-15
m
2
1mD equivale a uma condutividade hidráulica de 10
-8
m/s (p/ água doce @ 20
o
C)
10
-7
m
2
equivalem a uma condutividade hidráulica de 1 m/s (p/ água doce @ 20
o
C)
90
12-ANEXO III – PROCESSO ITERATIVO DO SIMBR
91
13 - ANEXO IV – COEFICIENTES DE POROSIDADE E DE
PERMEABILIDADE
Tabela completa dos coeficientes da equação de Athy (equação 4.8)
92
Coeficientes de permeabilidade para folhelhos (equação 4.11):
Coeficientes de permeabilidade para outras rochas (equação 4.11):
93
14 - ANEXO V – PARÂMETROS DOS MODELOS GEO-HISTÓRICOS.
- POÇO A1
Camada Idade da topo base Litologia
φ
0
c Coef. Permeabil.
Base (M.a.) (m) (m) (%) (1/km) A B
1 0,0 0 40 Água
2 28,1 40 1965 Arn31Cre26Flh16 48,5 0,50 7,2 -16,3
3 37,4 1965 2323 Flh53Arn29Mrg11 52,0 0,53 10,6 -19,1
4 42,6 2323 2638 Flh70Arn15Mrg14 53,6 0,54 13,1 -20,8
5 47,1 2638 3164 Flh68Arn25Mrg4 54,1 0,54 11,6 -19,9
6 57,9 3164 3585 Arn56Flh38Clu6 52,1 0,52 9,3 -17,4
7 62,0 3585 3666 Flh86Slt14 56,0 0,56 13,4 -21,7
8 66,0 3666 3744 Flh78Arn13Agt9 56,1 0,56 11,6 -20,7
9 67,2 3744 3822 Folhelho 57,0 0,57 15,0 -23,0
10 70,1 3822 4008 Folhelho 57,0 0,57 15,0 -23,0
11 73,1 4008 4193 Folhelho 57,0 0,57 15,0 -23,0
12 74,1 4193 4261 Folhelho 57,0 0,57 15,0 -23,0
13 112,0 4261 6000 Ind95Arn3Flh2 50,2 0,50 5,1 -11,2
LITOLOGIA COMPOSICAO
Arn31Cre26Flh16 30,55% Arenito
25,67% Calcarenito
15,94% Folhelho
14,45% Areia
3,96% Argilito
3,90% Calcilutito
3,49% Marga
1,40% Indiscriminada
0,64% Argila
Flh53Arn29Mrg11 52,78% Folhelho
28,53% Arenito
10,63% Marga
4,08% Calcarenito
3,97% Calcilutito
Flh70Arn15Mrg14 70,09% Folhelho
15,13% Arenito
13,98% Marga
0,79% Calcarenito
Flh68Arn25Mrg4 67,66% Folhelho
24,73% Arenito
4,03% Marga
3,58% Calcilutito
Arn56Flh38Clu6 55,64% Arenito
37,88% Folhelho
5,96% Calcilutito
0,52% Marga
Flh86Slt14 86,14% Folhelho
13,86% Siltito
94
Flh78Arn13Agt9 77,54% Folhelho
13,48% Arenito
8,99% Argilito
Folhelho 100,00% Folhelho
Ind95Arn3Flh2 95,01% Indiscriminada
2,71% Arenito
2,27% Folhelho
- POCO A2
Camada Idade da topo base Litologia φ
0
c Coef. Permeabil.
Base (M.a.) (m) (m) (%) (1/km) A B
1 0 0 64 Água
2 3,6 64 255 Arn72Cre13Ind13 54,5 0,45 7,8 -14,5
3 10,8 255 596 Cre68Arn32 43,9 0,47 5,7 -15,7
4 14,8 596 957 Cre40Flh34Arn26 48,8 0,50 7,4 -17,5
5 18,1 957 1401 Flh45Cre30Arn18 49,7 0,51 8,2 -18,4
6 23,3 1401 1935 Flh58Arn15Clu15 51,6 0,53 9,2 -19,3
7 26,0 1935 2397 Flh62Clu25Arn12 52,0 0,53 9,2 -19,5
8 35,4 2397 2730 Flh67Arn15Clu12 53,0 0,54 10,9 -20,1
9 39,3 2730 2874 Flh78Clu14Arn8 54,3 0,55 11,2 -20,9
10 42,7 2874 3087 Flh54Arn21Mrg16 52,0 0,43 9,4 -19,1
11 47,7 3087 3454 Flh61Mrg19Arn14 51,4 0,43 9,8 -19,8
12 56,5 3454 3666 Arn72Flh18Clu8 49,0 0,50 6,8 -14,5
13 59,3 3666 3729 Arn47Flh38Mrg12 51,3 0,52 10,2 -17,9
14 65,0 3729 3856 Folhelho 57,0 0,57 15,0 -23,0
15 67,5 3856 3962 Folhelho 57,0 0,57 15,0 -23,0
16 70,4 3962 4083 Flh90Arn8Clu2 50,6 0,43 9,8 -20,9
17 74,0 4083 4236 Folhelho 57,0 0,57 15,0 -23,0
18 83,0 4236 4251 Folhelho 57,0 0,57 15,0 -23,0
19 84,6 4251 4462 Flh87Arn8Mrg2 55,7 0,56 13,5 -21,8
20 86,5 4462 4712 Flh68Mrg28Arn4 50,3 0,43 10,6 -20,9
21 88,5 4712 4971 Flh70Mrg28Clu1 50,1 0,43 10,6 -21,2
22 97,0 4971 5076 Flh81Mrg12Clu7 50,7 0,43 9,6 -21,1
23 99,7 5076 5240 Arn60Flh28Mrg8 50,9 0,51 9,3 -17,1
24 112,0 5240 6000 Ind99Arn1 50,0 0,50 5,0 -11,0
LITOLOGIA COMPOSIÇÃO
Arn72Cre13Ind13 71,99% Arenito
12,83% Calcarenito
12,57% Indiscriminada
2,62% Argilito
Cre68Arn32 68,00% Calcarenito
32,00% Arenito
Cre40Flh34Arn26 39,74% Calcarenito
34,00% Folhelho
26,26% Arenito
Flh45Cre30Arn18 44,60% Folhelho
30,00% Calcarenito
17,51% Arenito
3,95% Calcilutito
3,95% Marga
95
Flh58Arn15Clu15 57,73% Folhelho
14,95% Arenito
14,69% Calcilutito
10,48% Calcarenito
2,15% Marga
Flh62Clu25Arn12 62,02% Folhelho
25,43% Calcilutito
12,23% Arenito
0,32% Calcarenito
Flh67Arn15Clu12 66,51% Folhelho
15,32% Arenito
12,01% Calcilutito
6,16% Marga
Flh78Clu14Arn8 78,44% Folhelho
13,56% Calcilutito
8,00% Arenito
Flh54Arn21Mrg16 53,77% Folhelho
20,62% Arenito
15,99% Marga
9,61% Calcilutito
Flh61Mrg19Arn14 60,77% Folhelho
18,64% Marga
13,77% Arenito
6,82% Calcilutito
Arn72Flh18Clu8 71,90% Arenito
18,43% Folhelho
7,54% Calcilutito
2,12% Marga
Arn47Flh38Mrg12 46,85% Arenito
38,07% Folhelho
11,91% Marga
3,18% Calcilutito
Folhelho 100,00% Folhelho
Flh90Arn8Clu2 90,10% Folhelho
8,25% Arenito
1,65% Calcilutito
Flh87Arn8Mrg2 87,21% Folhelho
8,29% Arenito
2,37% Marga
2,13% Calcilutito
Flh68Mrg28Arn4 67,85% Folhelho
27,54% Marga
3,81% Arenito
0,80% Calcilutito
Flh70Mrg28Clu1 70,20% Folhelho
28,45% Marga
1,35% Calcilutito
96
Flh81Mrg12Clu7 81,43% Folhelho
11,90% Marga
6,67% Calcilutito
Arn60Flh28Mrg8 59,52% Arenito
28,30% Folhelho
7,91% Marga
4,26% Calcilutito
Ind99Arn1 98,72% Indiscriminada
1,28% Arenito
- POCO A3
Camada
Idade da topo base Litologia φ
0
c Coef. Permeabil.
Base (M.a.) (m) (m) (%) (1/km) A B
1 0,0 0 1286 Água
2 14,7 1286 2461 Flh79Are13Mrg4 54,9 0,55 10,2 -21,3
3 22,2 2461 2695 Mrg54Flh33Clu7 46,8 0,49 11,4 -20,2
4 33,5 2695 3021 Mrg49Flh46Clu3 48,6 0,51 12,0 -21,1
5 42,5 3021 3273 Flh59Mrg18Arn14 51,7 0,53 9,9 -20,4
6 60,5 3273 3511 Arn52Flh33Clu8 51,0 0,52 8,7 -17,5
7 65,0 3511 3700 Folhelho 57,0 0,57 11,0 -23,5
8 69,5 3700 3995 Folhelho 57,0 0,57 11,0 -23,5
9 71,8 3995 4224 Folhelho 57,0 0,57 11,0 -23,5
10 72,2 4224 4268 Flh86Mrg9Clu5 54,8 0,55 10,7 -22,7
11 74,0 4268 4443 Flh98Slt2 56,8 0,57 10,9 -23,3
12 83,0 4443 4830 Flh90Slt7Mrg2 56,2 0,56 10,7 -22,6
13 84,7 4830 4945 Flh88Mrg12 55,1 0,56 11,4 -23,0
14 100,1 4945 6000 Ind98Flh1Mrg1 50,0 0,50 5,1 -11,1
LITOLOGIA COMPOSIÇÃO
Flh79Are13Mrg4 79.12% Folhelho
12.51% Areia
4.29% Marga
2.47% Calcilutito
1.19% Indiscriminada
0.43% Arenito
Mrg54Flh33Clu7 53,75% Marga
32,55% Folhelho
6,85% Calcilutito
6,85% Arenito
Mrg49Flh46Clu3 48,53% Marga
45,64% Folhelho
3,06% Calcilutito
2,76% Arenito
Flh59Mrg18Arn14 59.24% Folhelho
17.70% Marga
13.92% Arenito
9.14% Calcilutito
Arn52Flh33Clu8 52,49% Arenito
97
32,76% Folhelho
7,56% Calcilutito
7,19% Marga
Folhelho 100.00% Folhelho
Flh86Mrg9Clu5 86.33% Folhelho
9.11% Marga
4.56% Calcilutito
Flh98Slt2 97.72% Folhelho
2.28% Siltito
Flh90Slt7Mrg2 90.44% Folhelho
7.24% Siltito
1.81% Marga
0.52% Arenito
Flh88Mrg12 87.86% Folhelho
12.14% Marga
Ind98Flh1Mrg1 98.23% Indiscriminada
1.01% Folhelho
0.76% Marga
- POCO N1
Camada Idade da topo base Litologia φ
0
c
Coef.
Permeabil.
Base
(M.a.) (m) (m) (%) (1/km) A B
1 0,0 0 1614 Água
2 21,3 1614 2540 Siltito
3 35,4 2540 3018 Mrg68Flh29Arn3 45,9 0,49 13,2 -20,7
4 50,0 3018 3719 Arn41Flh38Mrg21 50,8 0,52 10,0 -18,5
5 65,0 3719 3791 Flh78Arn22 55,4 0,55 10,2 -20,9
6 70,7 3791 4028 Flh54Arn45Mrg1 53,7 0,54 9,4 -18,7
7 77,5 4028 4307 Arn63Flh37 52,6 0,53 8,9 -17,3
8 83,0 4307 4663 Arn68Flh29Mrg3 51,8 0,52 8,8 -16,9
9 91,4 4663 4941 Arn52Flh45Slt3 53,1 0,53 9,1 -18,0
10 95,7 4941 5085 Flh99Arn1 57,0 0,57 11,0 -23,4
11 100,1 5085 5233 Folhelho 57,0 0,57 11,0 -23,5
12 105,8 5233 5421 Arn61Flh21Con11 51,2 0,50 7,9 -16,3
13 109,1 5421 5532 Flh78Slt22 55,5 0,55 10,2 -21,3
14 112,0 5532 6000 Ind92Flh8 50,5 0,51 5,2 -11,4
LITOLOGIA COMPOSICAO
Siltito 100,00% Siltito
Mrg68Flh29Arn3 67,78% Marga
28,87% Folhelho
3,14% Arenito
0,21% Siltito
Arn41Flh38Mrg21 40,66% Arenito
38,09% Folhelho
21,26% Marga
98
Flh78Arn22 77,78% Folhelho
22,22% Arenito
Flh54Arn45Mrg1 54,06% Folhelho
44,68% Arenito
1,26% Marga
Arn63Flh37 62,78% Arenito
37,22% Folhelho
Arn68Flh29Mrg3 68,26% Arenito
29,21% Folhelho
2,53% Marga
Arn52Flh45Slt3 52,10% Arenito
45,03% Folhelho
2,52% Siltito
0,36% Marga
Flh99Arn1 99,31% Folhelho
0,69% Arenito
Folhelho 100,00% Folhelho
Arn61Flh21Con11 61,09% Arenito
21,38% Folhelho
11,15% Conglomerado
5,31% Siltito
1,06% Calcarenito
Flh78Slt22 78,33% Folhelho
21,67% Siltito
Ind92Flh8 92,46% Indiscriminada
7,54% Folhelho
- POCO N2
Camada Idade da topo base Litologia φ
0
c Coef. Permeabil.
Base
(M.a.)
(m) (m) (%) (1/km) A B
1 0,0 0 1838 Água
2 4,3 1838 2105 Flh56Mrg26Ind9 51,5 0,53 11,8 -19,5
3 10,6 2105 2492 Mrg54Flh33Arn13 47,5 0,50 13,5 -20,0
4 14,7 2492 2742 Flh62Mrg25Arn12 52,1 0,53 13,5 -20,8
5 25,2 2742 2943 Mrg43Flh35Arn20 48,4 0,50 12,3 -19,5
6 38,6 2943 3200 Mrg91Arn9Flh1 41,9 0,46 14,0 -19,5
7 50,0 3200 3400 Flh46Arn33Mrg18 51,3 0,52 11,2 -18,9
8 60,5 3400 3450 Flh74Arn26 55,2 0,55 12,2 -20,2
9 65,0 3450 3468 Flh67Arn33 54,7 0,55 11,6 -19,5
10 69,5 3468 3594 Flh56Arn44 53,9 0,54 10,8 -18,6
11 74,8 3594 3713 Flh90Arn10 56,3 0,56 13,8 -21,8
12 80,9 3713 3851 Folhelho 57,0 0,57 15,0 -23,0
13 83,0 3851 3898 Flh81Dmt19 55,7 0,54 10,8 -21,2
14 87,1 3898 4195 Flh95Arn5 56,7 0,57 14,4 -22,4
15 112,0 4195 6000 Ind100Flh0 50,0 0,50 5,0 -11,0
99
LITOLOGIA COMPOSICAO
Flh56Mrg26Ind9 56,28% Folhelho
26,08% Marga
9,01% Indiscriminada
7,13% Arenito
1,50% Calcilutito
Mrg54Flh33Arn13 53,78% Marga
33,31% Folhelho
12,91% Arenito
Flh62Mrg25Arn12 62,40% Folhelho
25,20% Marga
12,40% Arenito
Mrg43Flh35Arn20 42,93% Marga
34,66% Folhelho
20,42% Arenito
1,99% Calcilutito
Mrg91Arn9Flh1 90,52% Marga
8,55% Arenito
0,94% Folhelho
Flh46Arn33Mrg18 46,00% Folhelho
33,00% Arenito
18,50% Marga
2,50% Calcilutito
Flh74Arn26 74,00% Folhelho
26,00% Arenito
Flh67Arn33 66,67% Folhelho
33,33% Arenito
Flh56Arn44 55,95% Folhelho
44,05% Arenito
Flh90Arn10 89,92% Folhelho
10,08% Arenito
Folhelho 100,00% Folhelho
Flh81Dmt19 80,81% Folhelho
19,19% Diamictito
Flh95Arn5 95,29% Folhelho
4,71% Arenito
Ind100Flh0 99,73% Indiscriminada
0,27% Folhelho
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