Instituto de Geociências e Ciências Exatas
E
VOLUÇÃO TECTONOSSEDIMENTAR DOS PRINCIPAIS
RESERVATÓRIOS DE HIDROCARBONETOS DO
C
AMPO DE
G
OLFINHO
(B
ACIA DO
E
SPÍRITO
S
ANTO
)
D
IMITRII
LICHK
ERBAUYV
ELOSOOrientador: Prof. Dr. George Luiz Luvizotto
Co-orientador: Dra. Maria Gabriela Castillo Vincentelli
“Monografia apresentada à Comissão do Trabalho de
Conclusão do Curso de (nome do curso) do (Instituto
de origem) – UNESP, campus de Rio Claro, como
parte das exigências para o cumprimento da disciplina
Trabalho de Conclusão de Curso no ano letivo de
2013”
UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA
Instituto de Geociências e Ciências Exatas
Câmpus
de Rio Claro
DIMITRI ILICH KERBAUY VELOSO
EVOLUÇÃO TECTONOSSEDIMENTAR DOS PRINCIPAIS
RESERVATÓRIOS DE HIDROCARBONETOS DO CAMPO DE
GOLFINHO (BACIA DO ESPÍRITO SANTO)
Trabalho de Formatura apresentado ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas - Câmpus de Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista Júlio de Mesquita Filho, para obtenção do grau de Geólogo.
Rio Claro - SP
AGRADECIMENTOS
Agradeço sinceramente à minha família, amigos e professores, cuja importância reconheço todos os dias, sem os quais não seria possível chegar até aqui. São eles, pelo bem ou pelo mal, responsáveis por muito do que sou, como todos nós o somos por aqueles a quem cativamos.
Agradeço, em especial, aos que contribuíram para a realização deste trabalho: à Gaby e ao Sérgio pela amizade, atenção e ensinamentos despendidos; e ao George, o parceiro que me encaminhou para este projeto.
Resumo
O Campo de Golfinho situa-se na porção offshore da Bacia do Espírito Santo. Sua importância está associada à média atual de produção de 19 mil barris de óleo por dia, em reservatórios turbidíticos, conferindo-lhe o décimo nono posto, entre os maiores campos produtores de hidrocarbonetos do país. Por meio da interpretação e correlação de seções sísmicas 2D e perfis geofísicos de poço, o estudo da evolução tectonossedimentar dos principais reservatórios deste campo, que são de idade Maastrichtiano, teve por escopo entender e caracterizar o modelo geológico da área, a fim de identificar as principais estruturas e formas de ocorrência destes reservatórios, contribuindo para o entendimento da geologia da área e para o uso deste conhecimento em situações análogas, que possam vir a apresentar sucesso exploratório em casos semelhantes. Os resultados obtidos, que incluem mapas de contorno estrutural e seções geológicas geradas a partir da conversão tempo-profundidade, definiram, para o modelo geológico da área, dois estilos tectônicos distintos: estilo de tectônica distensiva, caracterizado por grábens e horsts, dominante na fase continental; e estilo de tectônica salina, caracterizado por domos de sal, falhas lístricas e dobras em rolllover, dominante na fase marinha. A interpretação das seções sísmicas e consequente análise das principais deformações presentes nas rochas-reservatório do Maastrichtiano (turbiditos) permitiram concluir que a região norte do campo é a região mais afetada pela tectônica do sal. Em relação aos reservatórios, concluiu-se estarem associados aos altos estruturais formados pelas dobras do tipo rollover, sendo os turbiditos anteriores às falhas lístricas.
Abstract
The Golfinho Field is located in the offshore region of the Espírito Santo Basin. Its importance is linked to the current average production about 19,000 barrels of oil per day, in turbidite reservoirs , giving it the nineteenth placement among the largest oil fields producing of Brazil. By interpretation and correlation’s methods based on 2D seismic sections and geophysical well logs, the study of tectonic-sedimentary evolution of major Golfinho Field’s reservoirs, which are located in Maastrichtian , aims understand and characterize the geological model of the area for the purpose of identify the main structures and types of reservoirs, improving the geological understanding of the area and using this knowledge at similar sets, that may present exploratory success in similar cases. By structural contour maps and geological cross-sections generated since time-depth conversion , the results defined for the geological model of the area , two distinct tectonic styles: a distensinal tectonics style , characterized by grabens and horsts , which belongs to rift phase, and a salt tectonics style, characterized by salt domes , listric faults and folds rolllover folds type, which belongs to marine phase . The interpretation of seismic sections and subsequent analysis of the main deformations present in the Maastrichtian reservoirs rocks ( turbidites ) showed that the northern region of the field is the most affected by salt tectonics . As for reservoirs, it was concluded to be associated to tectonics formed by rollover folds type, being older than listric faults.
SUMÁRIO
RESUMO...6
ABSTRACT...7
1.
INTRODUÇÃO ... 8
1.1.Localização da área de estudo ... 9
1.2.Objetivos ...10
1.2.1. Objetivos Gerais ...10
1.2.2. Objetivos Específicos ...10
2.
GEOLOGIA REGIONAL ... 11
2.1.Formação e fases de desenvolvimento das bacias de margem passiva ...11
2.2.Arcabouço estratigráfico ...13
2.2.1. Embasamento ...13
2.2.2. Eventos magmáticos ...13
2.2.3. Rochas Sedimentares ...15
2.3.Arcabouço estrutural ...16
2.4. Geologia da área...23
3.
FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ... 20
3.1.Perfis geofísicos de poço: conceitos básicos ...20
3.2.Sísmica de Reflexão: Conceitos básicos ...23
4.
MÉTODO ... 25
4.1.Revisão bibliográfica ...25
4.2.Obtenção e tratamento de dados ...25
4.3.Interpretação de perfis de poço e pastas de poço ...28
4.4.Calibração e interpretação em seções sísmicas 2D ...28
4.5.Geração de mapas de contorno estrutural ...30
4.6.Conversão tempo-profundidade ...31
4.7.Retrodeformação ...32
5.
RESULTADOS E DISCUSSÃO ... 33
5.1.Interpretação sísmica ...33
5.2.Mapas de contorno estrutural ...38
5.2.1. Embasamento ...38
5.2.2. Base da sequência evaporítica (Aptiano Superior) ...39
5.2.3. Topo da sequência evaporítica (Topo do Aptiano) ...40
5.2.4. Santoniano-Campaniano (83 Ma) ...41
5.3.Seções geológicas retrodeformadas ...43
5.4.Análise quantitativa do deslocamento horizontal das falhas lístricas ...47
5.5.Formas de ocorrência de reservatórios no Cretáceo Superior ...48
6.
CONCLUSÃO ... 52
1. INTRODUÇÃO
A Bacia Sedimentar do Espírito Santo possui uma área de 220 mil Km², a maior parte (90%) está na plataforma continental marinha - o restante na porção onshore - e fica localizada na região centro-norte do Estado do Espírito Santo. É limitada, ao sul, pelo Alto Estrutural de Vitória (onde faz divisa com a Bacia de Campos) e, ao norte, pelas rochas do Complexo Vulcânico de Abrolhos (onde faz divisa com a Bacia de Cumuruxatiba). Sua elevada importância no atual cenário do petróleo brasileiro está vinculada a seu histórico de produção, e comprovado potencial de reservas de hidrocarbonetos.
As pesquisas petrolíferas realizadas na bacia tiveram início em 1957 e os primeiros resultados, de maior destaque, vieram com a descoberta de hidrocarbonetos em 1969 em sua porção onshore, no Campo de São Matheus.
A descoberta do primeiro campo gigante de petróleo no Brasil, localizado nos reservatórios turbidíticos do Albiano e Cenomaniano (112 Ma-93 Ma) da Bacia de Campos (porção offshore), em 1972, foi um grande incentivo para o aumento das pesquisas nas bacias sedimentares da margem passiva brasileira. Este direcionamento de investimentos e o avanço das tecnologias - no campo da engenharia e da pesquisa indireta por meio da sísmica de reflexão 2D e 3D - ao longo das três últimas décadas fizeram com que novas técnicas e conhecimentos acerca das bacias sedimentares brasileiras alcançassem novas áreas para exploração de petróleo, tornando possível a descoberta e exploração de novos campos de petróleo em regiões offshore localizadas em águas profundas, como é o caso do Campo de Golfinho, na Bacia do Espírito Santo, alvo do presente estudo.
A Bacia do Espírito Santo é feição de destaque no cenário petrolífero brasileiro, ocupando a sexta colocação entre as maiores bacias produtoras de óleo e gás do país, produzindo cerca de 77.000 boe/dia segundo dados do Boletim de Produção de Petróleo e Gás Natural da ANP, no mês de maio de 2013. Diante deste panorama, fica clara a importância de pesquisas direcionadas à caracterização do habitat petrolífero na bacia.
país. Os principais reservatórios portadores de óleo do Campo de Golfinho são de idade Maastrichtiano Superior e Maastrichtiano Inferior/Campaniano Superior da Formação Urucutuca, ambas no Cretáceo Superior. O modelo geológico é de arenitos turbidíticos em meio a uma espessa seção de folhelhos da mesma formação (Sumário Executivo do Campo de Golfinho - ANP/2011).
O presente estudo deve contribuir para a compreensão de oportunidades análogas para reservatórios de hidrocarbonetos que podem vir a apresentar sucesso exploratório em casos semelhantes.
Desta forma, este trabalho de conclusão de curso visa contribuir com esta compreensão por meio da caracterização geológica do Campo de Golfinho e áreas adjacentes, utilizando a integração de análise estratigráfica e evolução tectônica da região, com base na interpretação de dados sísmicos e geológicos.
1.1. Localização da área de estudo
A Bacia do Espírito Santo (Figura 1.1) está localizada na região sudeste do Brasil e é delimitada ao sul pelo alto de Vitória, e ao norte pelas rochas vulcânicas do Complexo de Abrolhos. O Campo de Golfinho, área de estudo deste trabalho, situa-se na porção centro-sul da bacia, na região de águas profundas; a cerca de 40 km ao leste da costa do Estado do Espírito Santo, e aproximadamente 60 km na direção ENE da capital Vitória (Figura 1.1) .
1.2. Objetivos
1.2.1. Objetivos Gerais
A partir da integração de seções sísmicas 2D e dados de poços fornecidos pela ANP (Agência Nacional do Petróleo), pretende-se caracterizar geologicamente a região do Campo de Golfinho, através de um enfoque tectono-estratigráfico integrado, que permita o reconhecimento de eventos e elementos geológicos a fim de tornar possível uma interpretação da evolução tectonossedimentar dos principais reservatórios de hidrocarbonetos neste campo, localizados no Maastrichtiano. Espera-se com isso, de fato, agregar valores ao entendimento das circunstâncias de como o petróleo é armazenado e conservado nessa região.
1.2.2. Objetivos Específicos
Os objetivos específicos deste trabalho resumem-se em:
Identificar, em registros de poço, os principais níveis estratigráficos reservatórios nas águas profundas da Bacia do Espírito Santo;
Interpretar os níveis de referência estratigráfica sobre dados sísmicos 2D (topo e base do reservatório - Maastrichtiano, Oligo-Mioceno, Albiano, Topo do Sal, Aptiano, entre outros);
Integrar dados que provêm dos registros de poço com dados sísmicos 2D, calibração dos dados sísmicos, e geração do modelo geológico;
Caracterização da evolução estrutural do Campo de Golfinho; Análise do sistema petrolífero da área de estudo.
2. GEOLOGIA REGIONAL
2.1. Formação e fases de desenvolvimento das bacias de margem
passiva
A Bacia Sedimentar do Espírito Santo evoluiu sobre um complexo de terrenos ígneos e metamórficos pré-cambrianos (Milani & Araújo, 2003). Se encontra inserida no contexto de formação das Bacias Sedimentares de Margem Continetal Passiva da Plataforma Sulamericana. Sua origem está relacionada à tafrogênse do Supercontinente Gondwana ocorrida, aproximadamente, entre 140 e 130 Ma, classificando-a como uma bacia mesozóica. As bacias da Margem Passiva Brasileira são diferenciadas em Aulacógenos, Bacias Marginais Transformantes e Bacias Marginais Divergentes, sendo a Bacia do Espírito Santo do tipo divergente.
Segundo Porto (1972) e Asmus (1975), os processos geológicos registrados nas bacias de margem continental passiva se adequam a conjuntura apresentada pela “Teoria da Tectônica de Placas” e envolvem, principalmente, processos de adelgaçamento da crosta continental, subsidência-rift, subsidência termal e vulcanismo.
Mohriak (2003), através da compilação de vários trabalhos sobre as bacias de margem passiva brasileira, descreve estes processos, separando-os em três grandes fases de desenvolvimento destas bacias (Figura 2.1), normalmente separadas por discordâncias angulares e erosivas denominadas Continental, Transicional e Marinha.
A Megasseqüência Continental ou Sinrifte foi depositada em ambiente continental com sedimentação de origem fluvial e lacustre durante o adelgaçamento e rifteamento crustal, formado por subsidência mecânica, associada à movimentação divergente entre as placas sul-americana e africana, principalmente do Jurássico Superior ao Cretáceo Inferior (Cainelli e Mohriak, 1998). Pertencem a esta fase, grábens e horsts do embasamento, orientados principalmente com direção paralela à costa (Milani e Thomaz Filho, 2000).
Nesta fase, na Bacia do Espírito Santo, ocorre o magmatismo vulcânico básico da Formação Cabiúnas (basaltos, vulcanoclastos e tufos vulcânicos), correlato ao magmatismo da Formação Serra Geral, na Bacia do Paraná.
A Megassequência Transicional marca a passagem da fase continental para a fase marinha com a presença de sedimentação siliciclástica do Aptiano Inferior e de evaporitos (carbonatos, dolomita, anidrita e halita) durante o Albiano. A tectônica salífera é de grande importância, uma vez que controla a migração e distribuição de hidrocarbonetos para os reservatórios através da halocinese, que desloca quilômetros de rochas por meio de falhas, as fácies sedimentares dos carbonatos albianos e, eventualmente, dos siliciclásticos do Cretáceo Superior (Figueiredo e Mohriak, 1984).
Nesta fase ocorreu a diminuição da atividade tectônica, marcada pelo fim do adelgaçamento litosférico e rifteamento crustal, cessando a atividade das falhas do embasamento.
A passagem da Megassequência Transicional para Megassequência Marinha, carbonática a siliciclástica, é gradacional e marcada por várias pequenas discordâncias (Cainelli & Mohriak, 1998).
A Megassequência Marinha ou Pós-rift compreende rochas de idade desde o Albiano Superior até o Recente. É nesta fase que ocorre a subsidência termal da bacia devido ao seu afastamento em relação à Dorsal Mesoceânica e resfriamento da crosta.
A Megassequência Marinha é separada em duas Supersequências: Marinha Transgressiva e Marinha Regressiva.
A Supersequência Marinha Transgressiva remete a uma seção sedimentar carbonática de plataforma rasa na borda, e marinha profunda em direção ao centro das bacias, em um ambiente ainda de mar restrito, enquanto a Superssequência Marinha Regressiva, iniciada no limite Maastrichtiano/Paleógeno, inclui uma espessa seção sedimentar siliciclástica em ambiente marinho aberto e sedimentação de carbonatos (calcarenitos e dolomitos) em água rasa, intercalados com folhelhos.
2.2.
Arcabouço estratigráfico
A evolução da margem continental passiva descrita está registrada na estratigrafia de cada bacia da costa brasileira, como é o caso da Bacia do Espírito Santo (Figura 2.2). Dessa forma, as unidades litoestratigráficas da Bacia do Espírito Santo são classificadas e correlacionadas a cada uma das megassequências de margem divergente.
França et al (2007) reorganizaram no Boletim de Geociências da Petrobrás (vol.15, maio/nov. 2007), a classificação e caracterização geral das unidades litoestratigráficas presentes na Bacia do Espírito Santo, ou seja, a definição de seu arcabouço estratigráfico. Esta classificação é apresentada a seguir.
2.2.1. Embasamento
A Bacia do Espírito Santo depositou-se sobre embasamento composto por rochas pré-cambrianas pertencentes à Faixa Araçuaí, situada na Província Mantiqueira. As principais litologias descritas para o embasamento são migmatitos, granulitos, gnaisses e granitóides.
2.2.2. Eventos magmáticos
2.2.3. Rochas Sedimentares
A estratigrafia completa da bacia apresenta diversas unidades litológicas que perfazem mais de 10 km de espessura. Na porção onshore da bacia predominam as unidades litoestratigráficas mais recentes como os calcários da Formação Caravelas depositados em ambiente de plataforma carbonática restrito sobre rochas vulcânicas do Complexo de Abrolhos, a partir do Meso-Eoceno até o Recente; os arenitos com interdigitação de calcáreos e diamictitos (porção distal) da Formação Rio Doce (Neo Mioceno) e os conglomerados polimíticos com idade a partir de 5Ma da Formação Barreiras.
Predominantemente na porção offshore, onde se localiza a área de estudo, estão presentes rochas desde a fase continental à marinha, representadas pelas formações Cricaré, Mariricu, Regência e Urucutuca.
A Formação Cricaré apresenta limite discordante com o embasamento e discordante erosivo no topo, no final do Andar Jequiá (Idade Eo Aptiano) com a Formação Mariricu. Pertence à fase continental e é composta por rochas formadas em sistema de leque aluvial e fluvial e sistema lacustre. A espessura máxima desta formação é de 3500 m e abrange rochas do Valangeniano até Eo-Aptiano (140 e 122 Ma), representadas por dois membros (Membro Jaguaré e Membro Sernambi).
O Membro Jaguaré é composto por arenitos médios a conglomeráticos e conglomerados com seixos de rochas metamórficas e matriz feldspática, e ocorre na região proximal da bacia. Já o Membro Sernambi ocorre na região distal da bacia e é composto por litologias argilosas, predominantemente folhelhos. Apresenta níveis carbonáticos representados por margas e coquinas.
A Formação Mariricu pertence à fase transicional e é composta por rochas depositadas no Aptiano. Sua espessura máxima é estimada em até 2000 m nos quais estão contidos os membros Mucuri e Itaúnas.
O Membro Mucuri é composto, na região proximal, por arenitos de idade Eo-Meso-Aptiano, de granulometria variada com níveis carbonáticos na base, e na porção distal por folhelhos esverdeados com níveis de calcilutitos intercalados.
O Membro Itaúnas é composto por sedimentos evaporíticos, depositados no Neo-Aptiano, deformados formando diápiros, domos, línguas e muros de sal. São, principalmente, halitas (região distal), anidritas e carbonatos,
cinza com granulometria media a grossa e gradação para clacilutitos na região mais distal.
A Formação Urucutuca é uma das mais importantes unidades litoestratigráficas presentes na bacia, uma vez que nela se encontram os níveis cronoestratigráficos detentores dos principais reservatórios: os reservatórios turbidíticos. Possui maior espessura – cerca de 6000m - e abrange rochas desde o Cenomaniano até o Recente nas regiões mais distais da bacia, enquanto que, próximo ao continente, a partir do Meso-Eoceno (50 Ma) começam a aparecer as Formações Rio Doce e Caravelas, com as quais faz contato lateral transicional.
Esta unidade é composta por sedimentos pelíticos (folhelho cinza escuro a preto) e arenitos turbidíticos em diversos níveis, os quais predominam no Campaniano, Maastrichtiano e no Oligoceno.
2.3.
Arcabouço estrutural
Na Bacia do Espírito Santo, como é comum em todas as bacias da margem passiva brasileira, predominam as estruturas de ambiente divergente tais como falhas normais representadas por grábens e horsts característicos da fase continental, como consequência da fragmentação crustal e subsidência termal, e falhas lístricas associadas à halocinese.
Estruturas compressivas também estão presentes devidas à movimentação dos evaporitos e a intrusões magmáticas do Complexo de Abrolhos (Figura 2.3), no Paleógeno, sendo importantes mecanismos de trapeamento de hidrocarbonetos.
Basicamente são reconhecidos três padrões estruturais na bacia: o mais antigo refere-se à fase continental durante o Jurássico Superior. É caracterizado por um conjunto de falhas normais representadas por grábens e horsts (Figura 2.4a). Estas falhas aparecem desde o embasamento até as unidades pré-aptianas, e apresentam orientação aproximada NNE (Milani e Thomaz Filho, 2000). Este padrão na bacia é o registro da fase tectonicamente ativa em regime divergente.
Figura 2.3 Localização do Complexo Vulcânico de Abrolhos (FONTE: Biassusi, et al 1990) em
relação ao Campo de Golfinho.
Os evaporitos que, segundo Cainelli e Moriack (1998), foram depositados sobre uma discordância angular com os sedimentos pré-aptianos, cobrem os blocos rotacionados. Apresentam domínios extensivos e compressivos gerando uma estruturação complexa associada à tectônica salífera, com domos de sal, diápiros de sal, muralhas de sal, também controlando a deposição sedimentar (Figueiredo e Mohriak, 1984).
Neste padrão encontram-se os turbiditos associados, em estratigrafia de sequência, à etapa de trato de mar baixo, que é a fase em que ocorre a escavação dos sedimentos da plataforma culminando com a movimentação de massa na base do talude (geração de turbiditos). Os turbiditos são um importante elemento componente da bacia, e estão distribuídos em toda a fase marinha em diferentes níveis estratigráficos.
Segundo Mohriak (2003), a nordeste da bacia a movimentação do sal é condicionada pelas intrusões do Complexo Vulcânico de Abrolhos, onde aparecem feições compressionais.
O terceiro padrão (a partir do Oligo-Mioceno (23 Ma)) marca um período quiescente, em que a deposição das sequências estratigráficas sofre muito pouca interferência da tectônica global.
2.4. Geologia da área
O Campo de Golfinho possui lâmina d’água que varia entre 1250 a 1640m sendo classificado como um campo de águas profundas. Nessa região não se encontram as rochas de idades Paleógeno e Neógeno proximais, presentes apenas na região onshore e offshore proximal da bacia, como as formações Rio Doce (arenítica) e Caravelas.
Na região estudada, há predominância dos folhelhos marinhos da Formação Urucutuca e seus níveis turbidíticos, com cerca de seis quilômetros de espessura, e na região mais próxima à superfície ocorrem, em pequena proporção, rochas da parte distal da Formação Rio Doce (diamictitos).
O fato de estar numa região de águas profundas da bacia pressupõe encontrar-se aos arredores a leste do Campo de Golfinho maior concentração de evaporitos, devido à movimentação do sal, no sentido de mergulho do embasamento. Tal movimentação será também objetivo de análise neste trabalho.
Por estar localizado na porção sul da Bacia do Espírito Santo, é esperado que o Campo de Golfinho apresente baixa influência das intrusões magmáticas do Complexo de Abrolhos, ausente na carta estratigráfica, nessa região da Bacia.
3. FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
3.1.
Perfis geofísicos de poço: conceitos básicos
O registro contínuo de um parâmetro geofísico ao longo de um processo de perfuração constitui um perfil geofísico de poço (Figura 3.1). O valor medido é plotado continuamente de acordo a sua profundidade. O perfil de resistividade, por exemplo, é o registro contínuo da resistividade das formações desde o fundo do poço até o topo e pode realizar até quatro quilômetros de leitura.
Existem variados tipos de perfis de poço nos quais são registradas as medidas ao longo do mesmo. Essas medidas podem ser o resultado de um fenômeno natural da rocha, como a radioatividade (perfil de raios gama), por exemplo, que requer uma ferramenta simples de medição de radioatividade, ou podem ser induzidas, como no caso da velocidade (perfil sônico), no qual uma ferramenta emite ondas sonoras dentro da formação e registra o intervalo de tempo que a onda leva até alcançar o receptor da ferramenta.
Figura 3.1 Representação de um perfil de poço (FONTE: Rider, M. (1996)).
Os principais perfis geofísicos de poço utilizados neste trabalho são descritos a seguir.
A radiação presente nas rochas tem origem na ocorrência natural de U, Th e K. O perfil de raios gama simples fornece a radioatividade destes três elementos combinados.
A maioria das rochas é radioativa em certo grau, rochas ígneas e metamórficas são mais radioativas do que as sedimentares. Dentre as sedimentares, entretanto, os folhelhos possuem o mais elevado índice de radiação, por apresentarem maior concentração de elementos radioativos.
É por essa razão que o perfil simples de raio gama também é conhecido como perfil de folhelhos (shale log). Dessa forma, o perfil de raio gama permite fazer interpretações acerca das litologias presentes no poço.
Perfil Densidade (RHOB): é o registro contínuo da densidade de uma formação (Figura 3.2b). Representa a densidade da rocha como um todo incluindo matriz sólida e fluidos que preenchem os poros. Sua medida baseia-se na emissão de raios gama que colidem com os elétrons e perdem energia. A quantidade de partículas que retorna ao sensor é registrada, sendo que o maior número de partículas representa maior densidade. Através das diferentes densidades dos diferentes tipos de rocha, este perfil também auxilia na identificação das litologias. A unidade de medida deste perfil é dada em g/ cm3.
A densidade é adquirida em função da densidade dos minerais que formam a rocha e o volume de fluido que está aprisionado em seus poros. Por exemplo, um arenito pouco poroso apresentará densidade em torno de 2,65g/cm3, a densidade do quartzo puro. Com 10% de porosidade preenchida por água, por exemplo, o valor da densidade passa a ser de 2,49 g/cm3.
Figura 3.2 Perfis geofísicos de poço. (a) Perfil Raio Gama, (b) Perfil Densidade; (c) Perfil Neutrônico; (d) Perfil Resistividade; (e) Perfil Sônico (FONTE: de Rider, M. (1996)).
Perfil Neutrônico (NPHI): o perfil neutrônico provê o registro da reação da formação ao bombardeamento de nêutrons, fornecendo a porosidade relativa das litologias (Figura 3.2c). Este perfil é utilizado em estudos petrofísicos, em conjunto com o perfil densidade, para o cálculo de saturação de água (Sw) e para determinar a presença de gás natural no reservatório, bem como na medição do conteúdo de água presente na formação.
indução de campos elétricos e magnéticos na rocha. Para a medição da resistividade é utilizada a unidade ohms.m.
A maioria das rochas é essencialmente isolante, enquanto seus fluidos são condutores. Hidrocarbonetos são uma exceção aos fluidos condutores, pois possuem elevada resistividade. Se a formação é porosa e contém água salgada a resistividade será baixa, quando esta mesma formação contiver hidrocarbonetos a resistividade será elevada. Esta é a característica explorada pelo perfil de resistividade: valores altos de resistividade podem indicar uma unidade porosa e que contenha hidrocarbonetos.
Perfil Sônico (Delta T): determina o tempo de trânsito de uma onda acústica dentro da formação (Figura 3.2e). É a medida da capacidade de uma formação de transmitir ondas de som. Em termos geológicos, o perfil sônico fornece a variação da porosidade em função das litologias. A unidade do perfil sônico é a razão entre microssegundos e pés. É utilizado também na calibração do poço (em escala de profundidade) para as seções sísmicas (em escala de tempo de viagem da onda), dessa forma, o perfil sônico integrado com os valores do perfil densidade é utilizado para a confecção do sismograma sintético.
3.2. Sísmica de Reflexão: Co
n
ceitos básicos
O método da sísmica de reflexão baseia-se no fato das diferentes formações geológicas apresentarem, em geral, variação de velocidades de propagação de ondas elásticas. Estas ondas podem ser originadas pela detonação de um explosivo, pela ação de um vibrador eletrodinâmico, etc. As velocidades de propagação da onda são calculadas a partir da determinação do tempo de percurso entre a fonte e os receptores em vários pontos cuja localização seja conhecida.
O método de reflexão sísmica é empregado, sobretudo, na prospecção de grandes profundidades, da ordem de várias centenas e milhares de metros. O grande desenvolvimento da sísmica de reflexão resulta das necessidades ligadas aos trabalhos de prospecção petrolífera, onde alcançam profundidades da ordem de quilômetros.
acústicos, próximo da superfície, e na recepção, sob a forma de sinais eletromagnéticos, de parte dessa energia que é refletida em profundidade, em interfaces entre meios cujas propriedades acústicas apresentam elevado contraste entre si (Figura 3.3).
Os impulsos acústicos são emitidos de uma forma praticamente contínua, isto é, em intervalos de tempo muito pequenos, por exemplo, de 0,25 segundos, sendo também feito de modo contínuo, a recepção dos sinais. Nestas circunstâncias, do ponto de vista teórico, o método permite a obtenção de secções contínuas de sinais, sobre as quais é possível visualizar e delinear reflexões, as quais poderão evidenciar estruturas geológicas.
Os impulsos acústicos são gerados a partir de fontes de energia ou transdutores apropriados e para recepção são utilizados hidrofones (no mar) e geofones (em terra).
Para a aquisição de um perfil no mar, o emissor de impulsos (transdutor) e o cabo de receptores (hidrofones) são colocados na água e rebocados ao longo do perfil por um barco ou por uma plataforma flutuante.
Os impulsos emitidos propagam-se e refletem-se, em primeiro lugar, na interface água-terreno (rio ou oceano), e subsequentemente nas sucessivas interfaces subjacentes. A energia captada pelo conjunto dos hidrofones inclui a energia refletida nas diversas interfaces existentes e vários outros tipos de energia que dificultam o tratamento da informação e interpretação dos resultados, como a energia eventualmente refratada, energia difratada, energia refletida múltipla e também a resultante de perturbações à superfície como a ondulação, correntes, etc..
4. MÉTODO
4.1.
Revisão bibliográfica
A revisão bibliográfica foi realizada ao longo de todo o trabalho. Nesta pesquisa foram consultados os principais trabalhos já realizados sobre a Bacia do Espírito Santo e Campo de Golfinho, conforme consta no Capítulo 7, com o intuito de integrar informações já publicadas da bacia para adquirir uma visão geral da geologia da área. Com isso, foi possível obter conhecimento acerca das principais litologias e unidades litológicas presentes na Bacia do Espírito Santo; da origem e evolução das bacias marginais brasileiras; das características específicas da bacia (idades, principais horizontes cronoestratigráficos, principais eventos geológicos descritos, etc.) e do reconhecimento do modelo geológico da bacia.
A bibliografia consultada ainda auxiliou na aquisição do conhecimento teórico com relação a perfis de poço e interpretação de dados sísmicos.
4.2.
Obtenção e tratamento de dados
Os dados utilizados neste trabalho foram requeridos junto à ANP (Agência Nacional do Petróleo), e constituem-se em dados de poços bem como dados de seções sísmicas da área.
As informações referentes aos poços presentes na área de estudo foram recebidas em dois arquivos PDF para cada poço, denominados Pasta de Poço e Perfil Composto (Figura 4.1). O Perfil Composto, como o nome sugere, é um documento que contém informações dos perfis de poço (gamma ray, sônico, resistividade, densidade, etc.) com seus valores e respectivas profundidades. Já as pastas de poço detêm informações gerais de operação de cada poço como localização, profundidade, interpretação das litologias e horizontes identificados durante a perfuração, objetivo da perfuração no local, etc. além de informações importantes sobre qualquer evento ocorrido durante o processo de perfuração, determinando o entendimento de possíveis erros contidos nos dados.
(Figura 4.2) permite melhor compreensão e manuseio dos dados, fato que facilitou o processo de interpretação de poços.
Figura 4.1 (a) Exemplo de pasta de poço e (b) Perfil composto (Poço BRSA-147-ESS).
Os sete poços utilizados neste trabalho estão listados a seguir e distribuídos conforme a figura 4.3: BRSA-1ESS; BRSA-67-ESS; BRSA-136-ESS; 1-BRSA-147-ESS; 1-ESS-86A-ES; 1-ESS-90A-ES; 4-BRSA-0066-ESS.
Os dados referentes às seções sísmicas foram recebidos em arquivo .sgy e carregados, segundo suas coordenadas, no software Petrel versão 2011(Figura 4.4).
Foram utilizadas 25 seções sísmicas 2D dispostas conforme a figura 4.3, totalizando aproximadamente 1000 km lineares de dados sísmicos, em uma área de cerca de 3000 km2.
Figura 4.4 - Visão 3D das seções sísmicas no software Petrel 2011.
4.3.
Interpretação de perfis de poço e pastas de poço
A interpretação dos perfis de poço permitiu a discriminação das litologias presentes no mesmo, através das características geofísicas de cada litotipo identificadas nos diferentes perfis (gamma ray, densidade, sônico, resistividade, etc), definindo a espessura e a profundidade das unidades litológicas encontradas nos poços. Essas informações foram utilizadas como base para a realização da etapa de calibração de poços.
4.4.
Calibração e interpretação em seções sísmicas 2D
A interpretação em seções sísmicas 2D consiste, primeiramente, na identificação de horizontes cronoestratigráficos. A identificação de um horizonte cronoestratigráfico é realizada por meio do processo de calibração do poço com a seção sísmica 2D.
Para realizar a calibração de poços com as seções sísmicas foi necessário conhecer a profundidade de cada horizonte cronoestratigráfico em cada poço. As profundidades foram obtidas segundo as interpretações dos horizontes nos perfis de poço e na pasta de poço com base a carta estratigráfica da Bacia do Espírito Santo.
Com os dados de velocidade e profundidade em metros, foi realizado um cálculo relacionando velocidade e distância para a obtenção do tempo sísmico.
Figura 4.5 Esquema de calibração poço-sísmica para conversão de profundidade para TWT
(Traveling Wave Time).
Com a identificação da profundidade em tempo duplo de cada horizonte cronoestratigráfico, os poços foram locados sobre as seções sísmicas relativas à sua localização, sendo que o refletor sísmico correspondente à profundidade calculada é interpretado como o horizonte cronostratigráfico de idade previamente estipulada.
Alguns níveis estratigráficos em particular, possuem certas características que facilitam sua identificação, fato que, quando possível, deve ser confirmado pela calibração, como é o caso do topo e base do sal, devido a sua ductibilidade. Além disso, o software Petrel, oferece ferramentas, como aplicação de atributos sísmicos, que facilitam a identificação de certos níveis como é o caso do embasamento sísmico, interpretado após a aplicação dos atributos sísmicos (Figura 4.6).
Figura 4.6 Seção sísmica 232.0034 (a) em cinza, sem aplicação de atributos sísmicos e (b) em preto e branco, com aplicação dos atributos sísmicos Envelope + Phase Shift, que realçam o
embasamento sísmico.
4.5.
Geração de mapas de contorno estrutural
O processo de geração dos mapas de contorno estrutural consiste na interpolação das interpretações de determinado nível estratigráfico em cada seção sísmica 2D, ou seja, a partir de um conjunto de dados lineares, o programa ajusta uma função que integra estes dados para gerar uma superfície a qual configura o relevo da bacia nessa superfície cronoestratigráfica.
4.6. Conversão tempo-profundidade
A conversão de tempo em profundidade é baseada nas informações do tempo duplo de trânsito da onda sísmica até o topo e até a base estratigráficos, e nas respectivas velocidades intervalares (obtidas pelo perfil sônico) colocadas em uma tabela no software Petrel (Figura 4.7). Assim, de maneira semelhante ao processo de conversão de profundidade em metros para tempo utilizado para calibração de poços, o modelo de velocidade gerado realizou a conversão de tempo das superfícies cronoestratigráficas para profundidade em quilômetros, transformando-as em superfícies geocronológicas. Cada superfície passou a localizar-se, então, na profundidade correta em que foi interpretada, e como resultado obteve-se as seções geológicas utilizadas na etapa de retrodeformação e evolução da área.
4.7. Retrodeformação
A técnica de retrodeformação utilizada neste trabalho consistiu em reconstruir os processos geradores das deformações presentes nas seções geológicas em etapas restritas a cada nível estratigráfico.
As seções geológicas utilizadas neste trabalho foram obtidas através de recortes 2D do modelo gerado pelo mapas de contorno estrutural. Depois de exportadas para o software Corel Draw, a sobrelevação das seções foi retirada, igualando as escalas vertical e horizontal.
Para a realização desta fase do trabalho foram consideradas as principais deformações na bacia: a movimentação dos evaporitos, o deslocamento de blocos devido às falhas e a deformação dos horizontes estratigráficos interpretados.
A retrodeformação das falhas normais presentes nas seções perpendiculares às falhas foi realizada através de recortes das seções impressas no papel em escala (sem sobrelevação), alinhando-se manualmente os níveis deslocados pelo rejeito de falha e medindo-se o deslocamento horizontal. Já a movimentação do sal foi reconstituída com a redução dos níveis dos domos de sal interpretados até a situação final em que estivessem sub-horizontais. Para manter a área dos domos de sal durante a retrodeformação foi realizado um trabalho detalhado de recorte em papel das áreas dos topos dos domos e distribuição da área recortada nas laterais dos domos de sal na fase anterior. A redução de nível de sal entre uma etapa e outra foi determinada pela posição do domo entre dois níveis estratigráficos.
4.8. Análise da evolução dos reservatórios do Cretáceo Superior
5. RESULTADOS E DISCUSSÃO
5.1. Interpretação sísmica
Para apresentação dos resultados obtidos, foram selecionadas duas seções dip - 250.0124 (Figura 5.1) e 232.0070 (Figura 5.2) -, com cerca de 70 km de extensão e direção aproximada N55W (ver mapa nas figuras 5.1 e 5.2) e uma seção strike -0066.0052 (Figura 5.3) -, com cerca de 120 km de extensão e direção aproximada N35E.
A interpretação das seções sísmicas 2D permitiu reconhecer o conjunto de estruturas que compõem o modelo geológico da área. Neste modelo foram definidas as principais sequências sedimentares descritas na literatura e a caracterização das mesmas segundo as respectivas posições estratigráficas, espessuras e estilos de deformações predominantes.
No embasamento da bacia (horizonte vermelho nas seções das figuras 5.1, 5.2 e 5.3) domina o estilo da tectônica distensiva marcado por grábens e horsts. Este estilo estrutural está presente apenas na fase continental, com maior influência na sedimentação da fase continental inferior, que é composta, na região, pelos folhelhos lacustres do Membro Sernambi na Formação Cricaré (limitada pelo Embasamento e Topo do Barremiano). Na fase continental superior, registrada nos folhelhos do Membro Mucuri (Formação Mariricu), cuja espessura é limitada pelo Topo do Barremiano (horizonte laranja) e Base do Sal (horizonte rosa), este estilo estrutural se apresenta menos determinante com a presença de poucas falhas normais atingindo este nível, conforme se observa nas figuras 5.1 e 5.2, que contêm seções dip da bacia. Neste caso, ocorre pouca variação na espessura das camadas, o que evidencia um ambiente tectonicamente mais estável em relação ao intervalo anterior.
O espaço gerado pelo deslocamento dos evaporitos para a região distal da bacia é preenchido pelo do abatimento dos blocos superiores que gera falhas lístricas com dobras em rollover associadas.
Este padrão deformacional, decorrente da halocinese, domina a bacia desde as rochas do Aptiano Superior (evaporitos), sobre as quais ocorre o deslizamento das falhas lístricas, até o Topo do Maastrichtiano (horizontes verde escuro), na fase marinha da bacia, que compreende os carbonatos albianos da Formação Regência e folhelhos da Formação Urucutuca.
A deformação em função das dobras em rollover é mais intensa nos carbonatos do Albiano da Formação Regência, cuja espessura é determinada pelo Topo do Aptiano (topo dos evaporitos) e Topo do Albiano (horizonte azul escuro das seções). Em função disso, a Formação Regência tem maior espessura na região leste da bacia (Figuras 5.1 e 5.2).
Além da deformação devido às falhas lístricas, a intrusão salina é responsável pela geração de falhas normais verificadas no topo dos domos de sal que atingem as rochas da Formação Urucutuca no Santoniano-Campaniano (horizonte amarelo) e Maastrichtiano (horizonte verde escuro) na figura 5.1, e Topo do Turoniano (horizonte verde claro) e Santoniano-Campaniano, no caso da figura 5.2.
5.2. Mapas de contorno estrutural
5.2.1. Embasamento
O mapa de contorno estrutural que representa o embasamento da área (Figura 5.4) apresenta mergulho geral da bacia com sentido ESE, e tem profundidade mínima de aproximadamente 5000m, a sudoeste do mapa, e máxima de até 10000m na porção nordeste do mapa. A razão da elevada variação de profundidade do nível do embasamento interpretado, é entendida pela ocorrência de grábens e horsts gerados durante o rifteamento da bacia. As falhas normais associadas a esses blocos estão destacadas no mapa da figura 5.4a.
As linhas mais espessas e contínuas representam a interpretação das falhas normais do embasamento reconhecidas em seções sísmicas 2D, enquanto as linhas pontilhadas são inferências da continuidade destas falhas interpretadas sobre a superfície do mapa de contorno estrutural.
Figura 5.4 (a) Mapa de contorno estrutural do embasamento e (b) mapa 3D de contorno estrutural do embasamento.
5.2.2. Base da sequência evaporítica (Aptiano Superior)
Figura 5.5 (a) Mapa de contorno estrutural do Aptiano Superior (base dos evaporitos); (b) Mapa de contorno estrutural 3D do Aptiano Superior.
A morfologia da superfície interpretada sugere vias preferenciais de migração de hidrocarboneto das áreas mais profundas até as mais rasas, no mapa, indicadas pelas setas (Figura 5.5a), o que indicaria a provável área fonte dos hidrocarbonetos, fato que fica em destaque na superfície estratigráfica, com sobrelevação de três vezes, representada em 3D (Figura 5.5b).
5.2.3. Topo da sequência evaporítica (Topo do Aptiano)
No mapa de contorno estrutural do topo da sequência evaporítica (Figura 5.6) está representada a superfície com idade de 112 Ma (Topo do Aptiano). O mergulho da região no Topo do Aptiano é o mesmo observado na superfície da base dos evaporitos. Esta superfície destaca-se por representar a distribuição dos domos de sal. O mapa da figura 5.6a, mostra que os evaporitos encontram-se distribuídos principalmente na região leste do Campo de Golfinho (região de maior profundidade), sendo que ao longo de toda extremidade leste do mesmo, os domos de sal apresentam tendência de alinhamento com direção NNE.
Figura 5.6 (a) Mapa de contorno estrutural do topo da sequência evaporítica (Topo do Aptiano); (b) mapa 3D de contorno estrutural do topo da sequência evaporítica.
5.2.4. Santoniano-Campaniano (83 Ma)
De acordo com o mapa (Figura 5.7a), as falhas lístricas estão concentradas desde a região oeste até a região central do Campo de Golfinho, apresentando-se à esquerda do domínio dos domos de sal na área. As falhas lístricas apresentam direção preferencial NNW a sul, variando conforme sua continuidade a norte até assumirem direção NNE do centro ao norte da área, caracterizando um padrão côncavo com centro de convergência a leste (Figura 5.7a). Já as dobras rollover, melhor representadas no mapa de contorno estrutural 3D (Figura 5.7b), são correlacionadas aos altos do relevo localizados na região posterior às falhas.
5.3. Seções geológicas retrodeformadas
Para a análise da retrodeformação foram escolhidas três seções geológicas (norte, central e sul), presentes nas figuras 5.8, 5.9 e 5.10. Estas seções foram identificadas pela idade de 0 (zero) Ma. A partir de então, cada seção subsequente (inferior) de cada figura, apresenta o mesmo cenário num tempo precedente, cujo período também se encontra devidamente denotado. Devido ao enfoque no Cretáceo Superior, onde se encontram os principais reservatórios do Campo de Golfinho, o processo de retrodeformação foi realizado até o nível estratigráfico Topo do Aptiano.
Região Norte (Figura 5.8): dentre as três regiões, foi aquela que apresentou deformação mais intensa. Nesta região foram observadas deformações em todos os níveis estratigráficos interpretados.
Região Central (Figura 5.9): as últimas deformações significativas nesta região do campo são registradas em 83 Ma, desde então a tectônica salina não tem afetado as rochas mais recentes nessa área.
Nesta região existem quatro falhas lístricas, a mais antiga possui idade de próxima ao Santoniano-Campaniano e as outras três possuem idades entre Topo do Cretáceo e o Oligo-Mioceno.
Além das falhas lístricas registra-se nesta seção um par conjugado de falhas normais de idade inferior e próxima a 112 Ma, sendo que uma destas falhas foi interpretada como uma reativação de falhamento da fase distensiva da bacia.
Região Sul (Figura 5.10): constitui a região com deformações de menor intensidade em relação às demais. É também a região com menor quantidade de evaporitos. Na Seção Sul são observadas apenas duas falhas lístricas, a mais antiga com idade entre Turoniano e Aptiano, e a mais recente com idade entre Santoniano-Campaniano e Topo do Cretáceo.
O par conjugado de falhas normais de idade aproximada de 112 Ma presente na Seção Central prolonga-se para sul e pode ser observado também na Seção Sul, localizado na porção esquerda da seção.
A análise comparativa das três seções permitiu fazer inferências acerca da evolução tectonossedimentar da bacia na região de estudo. Durante o Aptiano, por exemplo, observou-se que a sedimentação fora maior na região Norte (que detém maior quantidade de evaporitos) e, portanto, nesta região do Campo de Golfinho a camada evaporítica sem deformação encontrava-se mais espessa e contínua em relação às demais regiões.
Figura 5.10 Seção geológica E-W da região sul, e detalhe do rejeito da falha lístrica.
5.4. Análise quantitativa do deslocamento horizontal das falhas
lístricas
A importância da análise dos rejeitos horizontais das falhas interpretadas no Campo de Golfinho está vinculada à geração de espaço pelo basculamento da capa das falhas lístricas constituindo um importante condicionante estrutural, bem como ao fato de esta análise oferecer parâmetros de comparação que indiquem em qual local a deformação fora maior no campo e a época em que tenha ocorrido. A análise do deslocamento horizontal é válida em nível de comparação uma vez que as falhas presentes no campo apresentam mergulhos semelhantes.
geológicas Norte, Central e Sul nos níveis Topo do Maastrichtiano (65,5Ma) e Santoniano-Campaniano (83 Ma).
Na figura 5.11a, o esquema representado apresenta uma única falha de idade inferior a 65,5 Ma. O deslocamento horizontal foi aproximadamente o mesmo nas regiões Norte (170m) e Central (160m) e nulo na região Sul.
Na figura 5.11b observa-se no nível Santoniano-Campaniano (83 Ma) maior deslocamento horizontal e geração de espaço na região Norte que apresenta deslocamento horizontal total (somatório das três falhas) de 630m neste nível. Na região Central, o deslocamento horizontal total gerado pelas três falhas presentes no Campo de Golfinho no nível de 83 Ma é igual a 430m enquanto que na região Sul, que apresenta o menor deslocamento horizontal das falhas, este possui valor de 145m.
Figura 5.11 Representação esquemática do deslocamento horizontal das falhas lístricas (a) no Maastrichtiano e (b) no Santoniano-Campaniano.
5.5. Formas de ocorrência de reservatórios no Cretáceo Superior
Diante das principais feições estruturais encontradas no Maastrichtiano foram consideradas diferentes possibilidades de formas de ocorrência dos reservatórios de hidrocarbonetos na região.
que podem existir nesta estrutura estão representadas nas figuras 5.12b, 5.12c e 5.12d.
Caso a falha lístrica se desenvolva a frente do reservatório, este será posicionado no recém-formado alto estrutural (rollover), como mostra a figura 5.12b. De outro modo a deformação do reservatório se dá por meio de ruptura, caso a falha lístrica atravesse a reservatório (Figura 5.12c). Em ambos os casos, a rocha-reservatório é anterior à falha.
A terceira forma de ocorrência de reservatórios nesta estrutura seria mais comum, verificada a maior frequência de falhas lístricas de idades Campaniano e Maastrichtiano, em níveis mais recentes como ocorre no Oligo-Mioceno (outro nível produtor na Bacia). Isso porque os turbiditos seriam posteriores às falhas lístricas, tendo sido depositados no espaço de acomodação gerado pelo deslizamento da falha lístricas (Figura 5.12d).
As intrusões salinas configuram a segunda estrutura presente na área, capaz de formar trapas. A esta estrutura, estão associadas duas formas de ocorrência de reservatórios para hidrocarbonetos no Maastrichtiano na área de estudo. Uma destas formas envolve os domos de sal que perfuram a rocha-reservatório (Figura 5.13). Entretanto, os domos de sal interpretados, que atravessam os reservatórios e, portanto, atingem níveis superiores ao Maastrichtiano, estão ausentes no Campo de Golfinho.
Figura 5.13 Reservatório para hidrocarbonetos no Campo de Golfinho associado ao sal.
6. CONCLUSÃO
Os resultados obtidos contribuíram, primeiramente, para o entendimento da geologia da área, permitindo caracterizar o modelo geológico da região, ao integrar-se a integrar-sequência estratigráfica reconhecida às estruturas interpretadas nas integrar-seções sísmicas. Neste modelo foram definidos dois estilos estruturais: o estilo dominado pela tectônica distensiva na fase continental da bacia, caracterizado por horts e grábens com direção preferencial NE; e o estilo dominado pela tectônica do sal, durante fase marinha da bacia, com forte influência na geologia estrutural da região até o Cretáceo Superior, onde se encontram os principais reservatórios do campo. Este estilo é caracterizado por falhas lístricas, dobras do tipo rollover e domos salinos.
Condições favoráveis ao acúmulo de hidrocarbonetos nas rochas-reservatório do Campo de Golfinho foram verificadas nos mapas de contorno estrutural, como no caso do mapa de contorno estrutural do embasamento no qual o mergulho geral da bacia, com direção ESE, indicou um sentido preferencial de deslocamento do sal para leste da área de estudo. Desta forma, verificou-se que no Campo de Golfinho, de forma geral, não é comum a presença de evaporitos, uma vez que a província salina se concentra a leste do campo. Apesar disto, esta área fora afetada de maneira crucial pelo processo de deslocamento do sal de oeste para leste e pelo acúmulo de sal a leste do campo, sendo estes, fatores determinantes para a formação de trapas e acúmulo de óleo e gás.
As dobras em rollover são estruturas favoráveis para o armazenamento de hidrocarbonetos, quando há presença dos turbiditos, por se tratarem de altos estruturais. No mapa de contorno estrutural do Santoniano-Campaniano (83 Ma), no qual foram apresentadas as falhas lístricas interpretadas, foi possível identificar estes altos e, dessa forma, observar os padrões côncavos, em mapa, com concavidade das falhas lístricas voltada para leste.
do campo como região de maior potencial em volume de reservas óleo ou gás dentre os reservatórios existentes no campo.
O principal intervalo produtor do campo, entre os níveis Santoniano-Campaniano (83 Ma) e Topo do Maastrichtiano (65,5Ma), foi definido na região do Campo de Golfinho entre 3000m e 4500m de profundidade, e as deformações decorrentes da halocinese (falhas lístricas, domos e rollovers), neste intervalo, são processos determinantes para a geração de trapas para hidrocarbonetos e, consequentemente, para a evolução dos reservatórios à medida que proporcionam o surgimento de vias de migração de óleo e gás (por meio de faturamento pela movimentação dos blocos e intrusão salina) para serem armazenados nos arenitos turbidíticos a fim de constituírem reservas. Diferente destas deformações, as falhas normais associadas à fase continental da bacia não interferem de maneira substancial na formação dos reservatórios do Maastrichtiano, sendo raras as reativações destas falhas que atingem a fase marinha no Campo de Golfinho.
Os reservatórios do Maastrichtiano observados na região são de dois tipos: 1) originados a partir da intrusão do sal, tendo sido perfurados pelo sal ou fraturados pelas falhas normais no topo dos domos. Esta configuração está presente a leste do campo, uma vez que não foi observada a ocorrência de perfuração pelo sal ao nível do Topo do Maastrichtiano na área do Campo de Golfinho; 2) originados a partir do desenvolvimento de falhas lístricas. Neste caso, a sedimentação dos turbiditos pode ser posterior às falhas, tendo sido, estes, depositados no espaço gerado pelo abatimento de blocos (caso frequente apenas em níveis mais rasos); ou anterior às falhas lístricas (caso mais frequente dentre os tipos de ocorrência de reservatório no Campo de Golfinho).
7. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
AAPG. Memoir 42 Interpretation of three-dimensional seismic data (Third edition), 1991.
AGÊNCIA NACIONAL DO PETRÓLEO (ANP). Boletim da Produção de Petróleo e Gás Natural (Janeiro de 2013). Superintendência de Desenvolvimento e Produção (SDP), 2013.
AGÊNCIA NACIONAL DO PETRÓLEO (ANP). Sumário executivo do Campo de Golfinho. Plano de Desenvolvimento aprovado na Reunião de Diretoria nº 412 de 01/12/2006, Resolução de Diretoria nº 415/2006, 2011.
ASMUS, H.E. Controle estrutural da deposição mesozoica nas bacias da margem continental brasileira. Revista de Geociências, 5: 160-175, 1975.
BDEP (Banco de Dados de Exploração e Produção) da ANP. Web Maps.
Disponível em: http://maps.bdep.gov.br/website/mapas/viewer.htm Acesso em: 12 de nov. de 2013.
BIASSUSI, A. S., MACIEL. A. A., CARVALHO, R. S. Bacia do Espírito Santo: o estado da arte da exploração. Boletim de Geociências da Petrobrás, v.4, pp 13-19, 1990.
BUGALHO, A. Bacia do Espírito Santo. Seminário Técnico Ambiental da 11ª rodada de Licitações de Petróleo e Gás. Superintendência de Desenvolvimento e Produção (SDP). Disponível em: http://www.brasil-rounds.gov.br/arquivos/Seminarios_r11/tec_ambiental/Bacia_do_Espirito_Santo.pdf. Acesso em: 27 de mar. de 2013.
CAINELLI, C. & MOHRIAK, W.U. Geology of Atlantic Eastern Brasilian Basis. In: AAPG International Conference & Exhibition. Rio de Janeiro, 1998.
CHAPMAN, C. H. Fundamentals of seismic wave propagation. Cambridge University Press, 2004.
FIGUEIREDO, A.M.F., MOHRIAK, W.U. A Tectônica Salífera e as Acumulações de Petróleo da Bacia de Campos. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 33, Anais, Rio de Janeiro, 1380-1394, 1984.
FOUGLER, G.R. & PEIRCE, C. Geophisical Methods in Geology, 2002.
FRANÇA, R.L.; DEL REY, A.C.; TAGLIARI, C.V.; BRANDÃO, J.R.; FONTANELLI P.R. Bacia do Espírito Santo. In Boletim de Geociências Petrobrás,v.15, n.2, p.501 a 509, mai/nov. 2007
GAMBOA, L.A.P. Petróleo na Margem Continental Braileira: Geologia, Exploração, Resultados e Perspectivas. Revista Brasileira de Geofísica, Vol. 18(3), 2000.
GOUVÊIA LUIZ, J. & COSTA E SILVA, M. da. Geofísica de Prospecção.
Departamento de Geofísica, Centro de Geociências - Universidade Federal do Pará. Editora Universitária UFPA, 1995.
MILANI, E.J., THOMAZ FILHO, A. Sedimentary Basins of South America. In: Cordani, U.G., Milani, E.J., Thomaz Filho, A. Campos, D.A. (eds.). Tectonic Evolution of South America. Rio de Janeiro, 31st. IGC, 389-449, 2000.
MILANI, E.J.; BRANDÃO, J.A.S.L.; ZALÁN,P.V. & GAMBOA, L.A.P.
Petróleo na Margem Continental Brasileira: Geologia, Exploração, resultados e Perspectivas. Revista Brasileira de Geofísica, Vol. 18(3), 2000.
MILANI E J & ARAÚJO L M. de. Recursos minerais energéticos: petróleo. In Geologia, Tectônica e Recursos Minerais do Brasil. CPRM, Brasília, 2003.
MOHRIAK, U.W. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira. In: L.A. Bizzi, C. Shobenhaus, R.M. Vidotti, J.H. Gonçalves (eds.). Geologia, Tectônica e Recursos Minerais do Brasil, p.87-165. CPRM Brasília, 2003
MOHRIAK, U.W. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira.
In: L.A. Bizzi, C. Shobenhaus, R.M. Vidotti, J.H. Gonçalves (eds.). Geologia, Tectônica e Recursos Minerais do Brasil, CPRM, Brasília, p.87-165, 2003.
MOHRIAK, W.U. Interpretação geológica e geofísica da Bacia do Espírito Santo e da região de Abrolhos: petrografia, datação radiométrica e visualização sísmica das rochas vulcânicas. Boletim Geociências. Petrobras, Rio de Janeiro, v. 14, n. 1, p. 133-142, nov. 2005/maio 2006.
MORAES, M. A. S.; BLASKOVSKI, P.R.; PARAIZO, P. L. B. Arquitetura de reservatórios de águas profundas. Boletim de Geociências da Petrobrás, Rio de Janeiro, v. 14, n. 1, p. 7-25, nov. 2005/maio 2006.
PORTO, R. Classificação das bacias sedimentares brasileiras segundo a tectônica de placas. Anais do Congresso Brasileiro de Geologia, Belém, v.2,pp. 667-690, 1972.
RIBEIRO, D. A. F. Modelagem geoquímica 2D de sistemas petrolíferos na porção sul da Bacia do Espírito Santo. Dissertação de Mestrado, Programa de Pós-Graduação em Engenharia Civil, COPPE, UFRJ, 2011.
RIDER, M. The geological interpretation of well logs. Second Edition,1996.
RODRIGUES M. A. Considerações sobre a estratigrafia pós-evaporítica da porção sul da Bacia do Espírito Santo. Anuário do Insituto de Geociências,vol. 4, pgs 55-77, 1980.
