UFRJ
Rio de Janeiro
2009
TENSÕES E FRATURAMENTO NEOTECTÔNICO NA ÁREA EMERSA DA BACIA DO ESPÍRITO SANTO
Diogo Justa de Miranda
Orientador: Claudio Limeira Melo
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
UFRJ
Rio de Janeiro Agosto de 2009 Diogo Justa de Miranda
TENSÕES E FRATURAMENTO NEOTECTÔNICO NA ÁREA EMERSA DA BACIA DO ESPÍRITO SANTO
Dissertação de Mestrado submetida ao Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências da Universidade Federal do Rio de Janeiro – UFRJ, como requisito necessário para obtenção do grau de Mestre em Ciências (Geologia).
Área de Concentração: Paleontologia e Estratigrafia Orientador:
Claudio Limeira Mello
xvi, il; 108p. 29,7 cm (Instituto de Geociências – UFRJ, M.Sc., Programa de Pós-graduação em Geologia, 2009) Dissertação – Universidade Federal do Rio de Janeiro, Instituto de Geociências (IGEO/UFRJ).
1.Bacia do Espírito Santo 2. Geologia Estrutural 3. Neotectônica
I. IGEO/UFRJ II. Título (Série)
Rio de Janeiro Diogo Justa de Miranda
TENSÕES E FRATURAMENTO NEOTECTÔNICO NA ÁREA EMERSA DA BACIA DO ESPÍRITO SANTO
Dissertação de Mestrado submetida ao Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências da Universidade Federal do Rio de Janeiro – UFRJ, como requisito necessário para obtenção do grau de Mestre em Ciências (Geologia).
Área de Concentração: Paleontologia e Estratigrafia Orientador:
Claudio Limeira Mello
Aprovada em: Por:
_____________________________________ André Luiz Ferrari, UFF
_____________________________________ Renato Rodriguez Cabral Ramos, UFRJ
_____________________________________ José Carlos Sícoli Seoane, UFRJ
Agradecimentos
Ao Programa de Pós-graduação em Geologia/IGEO-UFRJ e ao PRH-18/UFRJ-ANP, pela concessão da bolsa de Mestrado e por fornecer todos os recursos necessários para a realização do presente trabalho.
Ao meu compreensivo orientador e grande camarada, professor Claudio Limeira Mello, com quem pude trabalhar nestes últimos quatro anos e meio, desde a realização da monografia de Graduação, sempre obtendo aprendizados além do conhecimento. Graças a sua paciência e camaradagem, pude concluir a realização deste trabalho.
Ao coordenador do Programa de Pós-graduação em Geologia da UFRJ, também coordenador do PRH-18, professor Leonardo Borghi e a secretária Christina Barreto, por todo apoio durante a realização deste Mestrado.
Aos geólogos Claudio Lima e Claudia Lima da PETROBRÁS e a geóloga Aline Silva pelos ensinamentos sobre a técnica dos breakouts.
Aos grandes amigos e colegas de profissão Cainho, Hugo Polo e Daniel Bruno pelas ajudas e trocas de informações sobre o “mundo mágico” do ARCGIS.
Aos grandes amigos e colegas de profissão Leonardo Penha e Erick Tomaz, pela grande ajuda na busca de dados de breakouts junto ao BDEP/ANP.
Novamente ao geógrafo mais geólogo que conheço, o agora doutorando Thiago Silva, ao lenhador de bonsai Raphael Hatushika e ao Leonardo Osama, pelas eternas e enriquecedoras discussões sobre geologia e neotectônica.
A Raquel Gelli, por sempre conseguir “aquele” paper salvador que só se encontra em sites científicos por assinatura.
Aos demais colegas do grupo de pesquisa e amigos.
A minha grande amiga e companheira Carolina Ribeiro, novamente por sua fundamental ajuda sem fim, esbanjando total altruísmo, me ajudando na confecção de imagens em geral.
A todos que de alguma forma me ajudaram para a realização deste trabalho. Serei eternamente grato.
O C E N T R O D A T E R R A
Se partir um dia rumo ao Centro da Terra,faz votos de que o caminho seja longo, repleto de aventuras, repleto de saber. Nem Minotauros nem Medusas
Nem o colérico Poseidon te intimidem; eles no teu caminho jamais encontrarás se altivo for teu pensamento, se sutil emoção teu corpo e teu espírito tocar. Nem Minotauros nem Medusas nem o bravio Poseidon hás de ver,
se tu mesmo não os levares dentro da alma, se tua alma não os puser diante de ti.
Tem todo o tempo o Centro da Terra em mente. Faz votos de que o caminho seja longo.
Estás predestinado a ali chegar. Mas não apresses a viagem nunca. Melhor muitos anos levares de jornada e chegares velho enfim,
rico de quanto ganhaste no caminho,
sem esperar riquezas que o Centro da Terra te desse. Uma bela viagem deu-te o Centro da Terra.
Sem ela não te ponhas a caminho. Mais do que isso não lhe cumpre dar-te.
O Centro da Terra não te iludiu, se o achas pobre.
Tu te tornaste sábio, um homem e mulher de experiência, e agora sabes o que significam Viagens ao Centro da Terra.
(aproveitamento livre do poema “Itaca” de KONSTANTINOS KAVAFIS, tradução de José Paulo Paes, Editora Nova Fronteira. Homero, na “Odisséia”, narra a viagem de Ulisses de volta a Ítaca, sua ilha natal)
Resumo
MIRANDA, Diogo Justa. Tensões e fraturamento neotectônico na área emersa da Bacia do Espírito Santo. Rio de Janeiro, 2009. 108 p., 125 f. Dissertação (Mestrado em Geologia) – Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio de Janeiro, Rio de Janeiro, 2009.
O objetivo deste estudo é analisar o fraturamento neotectônico na porção emersa da bacia do Espírito Santo, e sua correlação com os padrões de lineamentos estruturais expressos no relevo, considerando suas implicações para a compreensão de aspectos do sistema petrolífero nesta bacia. A área de estudo abrange dois compartimentos geológicos principais: os terrenos do embasamento pré-cambriano, a oeste, e os tabuleiros da Formação Barreiras (Mioceno-Plioceno), a leste. A metodologia adotada consistiu em: i) elaboração e análise de mapas de lineamentos e de densidade de lineamentos, na escala 1:250.000, com base em modelo digital de elevação (SRTM); ii) coleta de pares falha/estria nas coberturas cenozóicas e embasamento alterado; e iii) análise dos campos de paleotensões responsáveis pela geração das estruturas rúpteis identificadas. É possível constatar uma forte correlação entre os padrões de lineamentos e os conjuntos de estruturas neotectônicas identificadas, que podem ser associadas a três eventos regionais: transcorrência sinistral E-W (Oligoceno-Plioceno); transcorrência dextral E-W (Pleistoceno-Holoceno); e distensão NW-SE (Holoceno). Os principais padrões de estruturas neotectônicas documentadas foram falhas normais NW e falhas dextrais NW, WNW a ENE e E-W, relacionadas ao evento de transcorrência dextral E-W. Os resultados obtidos apresentaram boa correlação com a estruturação do arcabouço da bacia, delimitando áreas de ocorrência dos atuais campos produtores de hidrocarbonetos, podendo-se sugerir a contribuição das reativações neotectônicas nesta compartimentação estrutural ou, pelo menos, o papel das estruturas antigas na orientação dos campos de tensão recentes.
Palavras-chave: Bacia do Espírito Santo, Geologia Estrutural, Neotectônica
Abstract
MIRANDA, Diogo Justa. Neotectonic stresses and fracturing in the terrestrial area of the Espírito Santo Basin. Rio de Janeiro, 2009. 108 p., 125 f. Thesis (Master Degree in Geology) – Post-graduation Program in Geology, Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio de Janeiro, Rio de Janeiro, 2009.
This study aims to analyze the neotectonic fracturing in the terrestrial area of the Espírito Santo basin and its correlation to the lineament patterns expressed in the relief, considering its implications for the comprehension of petroliferous system aspects in this basin. The studied area comprises two main geologic compartments: the terrains of Precambian basement, to the west, and the tablelands of the Barreiras Formation (Miocene-Pliocene), to the east. The applied methodology comprises: i) elaboration and analysis of lineaments maps and of lineaments density maps, at scale 1:250,000, based on digital elevation model (SRTM); ii) collection of fault/striae pairs affecting Cenozoic covers and weathered basement rocks; and iii) analysis of the paleostress fields associated with the identified brittle structures. It is recognized a strong correlation between the lineaments patterns and the sets of neotectonic structures that can be related to three regional events: E-W sinistral transcurrence (Oligocene-Pliocene); E-W dextral transcurrence (Pleistocene-Holocene); and NW-SE distension (Holocene). The main patterns of neotectonic structures are NW-trend normal faults and NW, WNW to ENE and E-W-trend dextral faults, related to the E-W dextral transcurrence event. The obtained results show good correlation with the basin structural framework, delimitating areas of occurrence of hydrocarbon-bearing fields. It is possible to infer the contribution of the neotectonic reactivation in this structural compartmentalization or, at least, the role of ancient structures in orienting recent stress fields.
Lista de figuras
Figura 3.1 Planos de fratura desenvolvidos em laboratório em testes de compressão. (A) Fraturas distensivas; (B) e (C) fraturas de cisalhamento (Nelson, 2001).
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Figura 3.2 Sequência relativa de formação de juntas (Dunne & Hancock, 1994): (a) o traço de uma junta mais antiga é deslocado por uma falha mais recente; (b) o traço de uma junta mais jovem acaba em outra mais antiga; (c) pequenos traços de juntas antigas e preenchidas são atravessados por um longo traço de junta mais recente e; (d) traços de juntas cruzadas, onde a ordem de formação não pode ser determinada.
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Figura 3.3 Modelo de fratura aberta (Aydin, 2000): hm corresponde à abertura mecânica da fratura idealizada. A permeabilidade da matriz (kr) é desconsiderada neste exemplo.
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Figura 3.4 Arquiteturas de falha idealizada e permeabilidades estruturais deformação com redução de permeabilidade (kf) em uma direção perpendicular à falha. O grau de redução da permeabilidade depende do litotipo, mas, em média, a redução é de duas a quatro ordens de magnitude em relação à matriz da rocha; b) falha desenvolvida por cisalhamento através de uma zona de falha. A falha formada na rocha neste processo é similar ao das bandas de deformação, porém a falha é envolta por uma zona afetada mais permeável que a rocha hospedeira; c) zona de brecha de falha com alta permeabilidade. A permeabilidade (kf) depende da porosidade da zona e da razão entre a espessura da falha e o raio das partículas. Gh = Gradiente hidráulico.
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Figura 4.1 Mapa de localização da área de estudo. 15
Figura 4.2 Mapa hipsométrico da área de estudo, com a localização dos pontos de coleta de dados estruturais.
17
Figura 4.3 Mapa tectônico do Orógeno Araçuaí (modificado de Pedrosa Soares
et al., 2001 e Lima et al., 2002 in Heilbron et al., 2004), com
destaque para área de estudo. 1– Suíte G5, tipo I (520-490 Ma). 2-Suíte G4, tipo S (520-500 Ma). 3- Formação Salinas (570-520 Ma). 4- Suítes G2 (585-565 Ma) e G3S, ambas tipo S. 5- Suíte G1, tipo I (630-585 Ma). 6- Complexo paragnáissico – Grupo Macaúbas proximal. 8- Grupo Macaúbas distal. 9- Formação Ribeirão da Folha (RF) e Grupo Dom Silvério (DS). 10- Grupo Rio Doce. 11- Granito Salto da Divisa (880 Ma). 12- Complexo Juíz de Fora (2,2-2,0 Ga). 13- Arqueano a Mesoproterozóico retrabalhado na Orogenia Brasiliana (Supergrupo Espinhaço em amarelo): complexos Gu-Guanhães, It-Itabuna, Ma-Mantiqueira, P-pocrane e Po-Porteirinha. 14- Limite Cratônico. 15- Zona de sutura neoproterozóica. 16-Transporte tectônico. 17- Polaridade metamórfica.
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Figura 4.4 Seção estrutural E-W do orógeno Araçuaí no paralelo de Teófilo Otoni. 1- Grupo Bambuí (cobertura cratônica); 2- Falha de cavalgamento basal que separa a borda leste do Cráton São Francisco do domínio externo do orógeno; 3- Grupo Macaúbas glaciogênico proximal; 4- Grupo Macaúbas distal (Fm Ribeirão da Folha). Domínio tectônico interno: 5 – Lascas tectônicas de rochas ultramáficas; 6 – Seção vulcano-sedimentar da Fm. Ribeirão da Folha; 7 – granito G4; 8 – Zona de sutura; 9 – Arco magmático G1; 10 – Suites G2 e G3 (zona de anatexia); 11- Granito G5; 12-Paragnaisses.
20 ix
Figura 4.5 Mapa geológico da região centro-norte do estado do Espirito Santo. 21
Figura 4.6 Seção geológica regional com direção NNE-SSW, mostrando as diversas províncias estruturais da bacia do Espírito Santo. Notar a ausência de sedimentos albianos (Gr. Barra Nova) nos paleocânions.(Biassusi et al., 1990, modificado por Morais, 2007).
23
Figura 4.7 Coluna estratigráfica da bacia do Espírito Santo, destacando os ambientes deposicionais, discordâncias e unidades litoestratigráficas.
24
Figura 4.8 Coluna estratigráfica da bacia do Espírito Santo, destacando a distribuição dos litotipos na bacia e as supersequências sedimentares.
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Figura 4.9 Fases tectônicas cenozóicas no Sudeste do Brasil segundo diferentes autores e regiões (modificado de Mello & Ferrari, 2003). A região delimitada pelo retângulo em azul corresponde à área do presente trabalho.
32
Figura 4.10 Eventos neotectônicos da região centro-norte do Espírito Santo, região onde foi realizado o presente estudo.
32
Figura 5.1 Coluna estratigráfica da Bacia do Espírito Santo, com indicação dos sistemas petrolíferos na área (modificado de Milani & Thomaz Filho, 2000 in Milani & Araújo, 2003).
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Figura 5.2 Distribuição dos plays exploratórios na bacia do Espírito Santo de acordo com a idade dos reservatórios potencialmente produtores (Brasil Round 9).
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Figura 5.3 Distribuição das áreas prospectáveis e modelos de acumulações dos principais plays da Bacia do Espírito Santo (Biassusi et al., 1990). Os plays representados nas figuras A, B e C correspondem às fases rifte, transicional e drifte respectivamente. As setas negras indicam o sentido de migração de hidrocarbonetos.
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Figura 5.4 Feições interpretadas (lineamentos e paleocânion) sobre mapa gravimétrico da 1° derivada vertical (anomalia Bouguer) dos levantamentos DEXBA-DEXES e EG 13 (Zamboni, 2007). Destaque para as estruturas transversais NW-SE, que apresentam continuidade para offshore, e para as regiões que correspondem a baixos estruturais (cores frias), onde estão concentrados os campos de produção, a exemplo da região onde situa-se o paleocânion de Fazenda Cedro.
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Figura 5.5 a) Mapa do arcabouço estrutural do embasamento da bacia do Espírito Santo destacando as principais falhas (Vieira, 1998). B) Mapa do arcabouço estrutural do embasamento da bacia do Espírito Santo reinterpretado, evidenciando a conexão entre as falhas NW-SE e as falhas N-S (Novais, 2005). Destaque para o controle que as estruturas NW exercem sobre os campo de petróleo (in Novais, 2005).
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Figura 5.6 Testemunhos de rochas da Fm. Mariricu / Mb. Mucuri com falhamentos cataclasados (1/2/3/4), indícios de percolação de fluidos (zona oxidada –1) e migração diferencial de óleo (5), injeção de argila(3) no plano de falha. A figura 1A (lâmina delgada) mostra
detalhes das bandas de deformação com matriz silto-argilosa (Fonte: Novais et al. 1998 in Novais, 2005).
42
Figura 5.7 Mapa de integração dos trends estruturais com os lineamentos extraídos da interpretação gravimétrica e o mapa estrutural sísmico do topo do Albiano-Cenomaniano (modific. De Gomes et al., 1988 in Zamboni 2007). Destaque para os trends de lineamentos de Linhares e de Jaguaré, ambos com orientação NW e grande importância na
estruturação da bacia, projetando-se no sentido offshore (através de lineamentos gravimétricos) e definindo compartimentos que delimitam as áreas de ocorrência dos atuais campos produtores.
Figura 5.8 Carta de eventos da bacia do Espírito Santo referente aos três sistemas petrolíferos reconhecidos na mesma (DPC & Assoc., 2000).
44
Figura 6.1 Resumo da metodologia para a elaboração dos mapas de lineamentos e de densidade de lineamentos.
46
Figura 6.2 Exemplo de imagem com sombremento com e sem correção de z-factor, destacando a melhor resolução e veracidade da imagem corrigida.
47
Figura 6.3 Rotina 1 aplicada em campo do tipo texto (ex.: Azimute) previamente criado na tabela de atributos do shape relativo aos lineamentos.
48
Figura 6.4 Representação gráfica do conceito do cálculo de densidade de lineamento, onde C1 e C2 são as porções do comprimento de lineamentos inseridos na área de influência do círculo. Modificado de ESRI (http//webhelp.esri.com).
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Figura 6.5 Critérios para determinação do sentido do movimento em superfícies de falhas (Angelier, 1994). Os exemplos mostrados são de falhas normais, mas os critérios são válidos independente do tipo de movimento ocorrido. 1) Degraus de minerais neoformados, 2) marcas de objetos, 3) fraturas de cisalhamento sintéticas ©, 4) fraturas de cisalhamento antitéticas (R´), 5) facetas polidas e rugosas alternadas, 6) tension gashes, 7) picos estilolíticos, 8) marcas parabólicas e 9) vesículas deformadas em lavas.
52
Figura 6.6 Terminologia para descrição de fraturas secundárias elementares em um contexto de cisalhamento simples (modificado de Petit in Ferrari, 2001).
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Figura 6.7 Método dos diedros retos. (a) Vista em perspectiva do plano de falha (F) e do plano auxiliar (A), delimitando quatros diedros: dois em compressão (P) e dois em extensão (T). (s): vetor unitário de movimento e (n): vetor unitário normal. (b) Projeção estereográfica dos planos A e F, onde B é a interseção dos planos. (c) Superposição de dois planos de falha, mostrando áreas 100 % compressivas (em cinza escuro) e áreas 100% distensivas (em cinza claro) – Angelier (1994).
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Figura 6.8 Projeções ciclográficas de planos de falhas conjugados com respectivas estrias e seus blocos diagramas, para: a) regime distensional (falhas normais); b) compressional (falhas reversas); e c) direcional (falhas direcionais) – Angelier (1994).
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Figura 7.1 Figura 7.1 - Mapa de lineamentos estruturais da área de estudo. Estão assinalados os pontos de coleta de dados estruturais. A) Roseta de frequência dos feixes traçados no compartimento oeste. B) Roseta de frequência dos feixes traçados no compartimento leste. Nt= número total de lineamentos.
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Figura 7.2 Mapa de densidade de lineamentos de todas as direções de lineamentos estruturais traçadas. Estão assinalados os pontos de coleta de dados estruturais.
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Figura 7.3 Mapa de densidade de lineamentos com direção NW-SE. Estão assinalados os pontos de coleta de dados estruturais.
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Figura 7.4 Mapas de densidade de lineamentos com direção NE-SW. Estão assinalados os pontos de coleta de dados estruturais.
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Figura 7.5 Mapa de densidade de lineamentos com direção E-W (ENE e WNW). Estão assinalados os pontos de coleta de dados estruturais.
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Figura 7.6 Mapa de lineamentos estruturais com a distribuição dos diagramas de análise dos campos de tensões na área de estudo.
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Figura 7.7 Diagrama ilustrativo do campo de esforços tectônicos associado à geração de falhas dextrais E-W e sinistrais NNW a NNE, identificadas no ponto LIN 01, indicando compressão NW-SE e distensão NE-SW, compatível com uma transcorrência dextral E-W (in Hatushika, 2005).
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Figura 7.8 Diagramas ilustrativos dos campos de esforços tectônicos identificados no ponto LIN03: (a) associado à geração de falhas normais NE-SW, indicando distensão SE; (b) falhas normais NW-SE, algumas apresentando componente oblíquo dextral, indicando distensão NE-SW, compatível com uma transcorrência dextral E-W.
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Figura 7.9 Diagrama ilustrativo do campo de esforços tectônicos associado à geração de falhas dextrais NW a NNW e sinistrais NNW, identificadas no ponto LIN05, indicando compressão NW-SE e distensão NE-SW, compatível com uma transcorrência dextral E-W .
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Figura 7.10 Diagrama ilustrativo do campo de esforços tectônicos associado à geração de falhas dextrais ENE a NE e uma falha sinistral NW, identificadas no ponto LIN08 indicando compressão NW-SE e distensão NE-SW, compatível com transcorrência dextral E-W.
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Figura 7.11 Falha normal, com orientação NW-SE, afetando o embasamento saprolítico e a cobertura sedimentar cenozóica.
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Figura 7.12 Diagramas ilustrativos dos campos de esforços tectônicos identificados no ponto LIN09: (a) associado à geração de falhas normais NNW a NNE e NE-SW, indicando distensão NW-SE; (b) associado à geração de falhas normais NW (às vezes apresentando componente oblíquo dextral), falhas transcorrentes dextrais NW e uma falha transcorrente sinistral NNE, indicando compressão NW-SE e distensão NE-SW, compatíveis com transcorrência dextral E-W; e (c) associado à geração de falhas normais NE, falhas transcorrentes dextrais NNW a NNE e falhas transcorrentes sinistrais ENE a WNW e E-W, indicando compressão NE-SW e distensão NW-SE compatíveis com transcorrência sinistral E-W.
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Figura 7.13 Detalhe de um dos planos observados no ponto LIN09, apresentando superposição de estrias (175°/57°// normal; e 175°/57°//097/22° sinistral).
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Figura 7.14 Diagrama ilustrativo do campo de esforços tectônicos associado à geração de falhas normais NW, falhas dextrais NW a WNW e uma falha sinistral N-S, identificadas no ponto NV01, indicando compressão NW-SE e distensão NE-SW, compatíveis com transcorrência dextral E-W.
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Figura 7.15 Diagrama ilustrativo do campo de esforços tectônicos associado à geração de falhas normais NW, identificadas no ponto NV04, indicando distensão NSW compatível com transcorrência dextral E-W.
73
Figura 7.16 Visão geral da assimetria do vale do rio Barra Seca, onde o canal encaixado próximo da margem direita deste (canto inferior esquerdo da foto) migra para a margem esquerda do mesmo (lado direito da foto).
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Figura 7.17 Diagrama ilustrativo do campo de esforços tectônicos associado à geração de falhas normais NW, falhas transcorrentes dextrais WNW a NW, e falhas transcorrentes sinistrais NNW, identificadas no ponto NV08, indicando compressão NW-SE e distensão NE-SW, compatível com uma transcorrência dextral E-W.
75
Figura 7.18 Visão geral do afloramento NV08. Destaque para linha de seixos falhada, em degraus escalonados, segundo planos com orientação
NW-SE.
Figura 7.19 Falha normal, com orientação NE-SW, afetando a cobertura sedimentar cenozóica pós-Barreiras, a Formação Barreiras e rochas do embasamento saprolítico
76
Figura 7.20 Diagramas ilustrativos dos campos de esforços tectônicos identificados no ponto NV09: (a) associado à geração de falhas normais NE-SW, indicando distensão NW-SE; (b) associado à geração de falhas normais (às vezes apresentando componente oblíquo dextral), indicando distensão NE-SW, compatível com transcorrência dextral E-W.
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Figura 7.21 Aspectos geomorfológicos da região de Pancas, onde localizam-se os afloramentos SGP03 e SGP05. Região dominada por pães-de-açúcar e colinas suaves.
78
Figura 7.22 Diagrama ilustrativo do campo de esforços tectônicos associado à geração de falhas transcorrentes dextrais ENE a WNW, identificadas nos pontos SGP03 e SGP 05, indicando compressão WNW-ESE e distensão NNE-SSW, compatíveis com transcorrência dextral E-W.
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Figura 7.23 Diagrama ilustrativo do campo de esforços tectônicos associado à geração de falhas normais NW a WNW, apresentando componente oblíqua dextral, e falhas transcorrentes dextrais ENE a NE, identificadas nos pontos SGP08 e SGP09, indicando compressão NW-SE e distensão NE-SW, compatíveis com transcorrência dextral E-W.
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Figura 7.24 Aspecto das colinas suaves exibindo facetas triangulares, alinhadas na direção NW-SE.
81
Figura 7.25 Diagramas ilustrativos dos campos de esforços tectônicos identificados no ponto SGP12: (a) associado à geração de falhas normais NE-SW, indicando distensão NW-SE; (b) associado à geração de falhas trascorrentes dextrais NNW a NNE e uma falha transcorrente sinistral NE, indicando compressão NE-SW e distensão NW-SE, compatível com transcorrência sinistral E-W.
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Figura 7.26 Diagrama ilustrativo do campo de esforços tectônicos associado à geração de falhas normais NNW a NNE e NE, identificadas no ponto SGP 13, indicando distensão NW-SE.
83
Figura 7.27 Diagramas ilustrativos dos campos de esforços tectônicos identificados no ponto SGP14: (a) associado à geração de falhas normais NE-SW, indicando distensão NW-SE; (b) associado à geração de falhas normais NNE a NE, com componente oblíquo dextral, e uma falha transcorrente sinistral NE, indicando compressão NE-SW e distensão NW-SE, compatíveis com transcorrência sinistral E-W.
85
Figura 7.28 Mapa dos principais trends estruturais identificados, elaborado através da superposição das informações obtidas nos mapas de lineamentos e de densidade de lineamentos. Estão assinalados os pontos de coleta de dados estruturais.
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Figura 7.29 Diagramas dos campos de tensões neotectônicas relacionados ao evento transcorrente sinistral E-W. Estão assinalados os pontos de coleta de dados estruturais.
88
Figura 7.30 Diagramas dos campos de tensões neotectônicas relacionados ao evento distensivo NW-SE. Estão assinalados os pontos de coleta de dados estruturais.
89
Figura 7.31 Diagramas dos campos de tensões neotectônicas relacionados ao evento transcorrente dextral E-W. Estão assinalados os pontos de coleta de dados estruturais.
90 xiii
LISTA DE TABELAS
Tabela 3.1 Classificação de fraturas experimentais e naturais (modificado de Nelson, 2001).
3
Tabela 5.1 Valores atuais das reservas totais e provadas da Bacia do Espírito Santo (http://anp.gov.br - Brasil Round 9).
33
Tabela 6.1 Fator Z para dada faixa de latitude (modificado de http://webhelp.esri.com/). Em destaque o valor utilizado neste trabalho.
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Tabela 7.1 Estatística dos lineamentos relacionada ao compartimento leste. 58
Tabela 7.2 Estatística dos lineamentos relacionada ao compartimento oeste. 58
Sumário
Agradecimentos ____________________________________________________v Resumo __________________________________________________________vii Abstract __________________________________________________________viii Lista de figuras ____________________________________________________ ix Lista de tabelas ____________________________________________________xiv 1 INTRODUÇÃO __________________________________________________ 1 2 OBJETIVOS ____________________________________________________ 2 3 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA _____________________________________ 3 4 ÁREA DE ESTUDO _____________________________________________ 14 4.1 Localização e Acessos 14 4.2 Aspectos geomorfológicos 166 4.3 Geologia Regional 188 4.3.1 Arcabouço Lito-Estrutural _____________________________________18 4.3.2 Bacia do Espírito Santo: evolução tectono-sedimentar ___________ 222 4.4 Trabalhos anteriores sobre a neotectônica e a tensão atual in situ na
porção terrestre da Bacia do Espírito Santo 30
5 GEOLOGIA DO PETRÓLEO NA BACIA DO ESPÍRITO SANTO _________ 333 5.1 Sistemas petrolíferos da bacia do Espírito Santo 344
5.2 Principais plays exploratórios 355
5.3 Controle estrutural na acumulação e migração de hidrocarbonetos na
bacia do Espírito Santo 38
6 METODOLOGIA ________________________________________________ 455 6.1 Análise de mapas de lineamentos, densidade de lineamentos 455
6.2 Análise de estruturas rúpteis 500
7 RESULTADOS E DISCUSSÕES ___________________________________ 57
7.1 Análise de Lineamentos Estruturais 57
7.2 Análise de Estruturas Rúpteis (dados pareados) 644
7.3 Discussões 833
8 CONCLUSÕES ________________________________________________ 911 REFERÊNCIA BIBLIOGRÁFICA (ABNT NBR: 6023:2002) _________________ 933 APÊNDICE A – BANCO DE DADOS ESTRUTURAIS DO SUDESTE DO BRASIL _ _____________________________________________________________ 99
1
1 INTRODUÇÃO
Fraturas são estruturas sempre presentes afetando camadas de rochas sedimentares, com exceção de rochas extremamente dúcteis, tais como sal e alguns tipos de folhelhos. A formação destas estruturas não resulta somente de condições superficiais e, desta forma, fraturas observadas em afloramentos também existem em subsuperfície. Por isso, reservatórios de hidrocarbonetos em rochas suficientemente fraturadas podem ser tratados como reservatórios fraturados (Nelson, 2001). Fraturas em reservatórios podem corresponder aos meios mais eficientes para o fluxo e migração de hidrocarbonetos, bem como podem atuar como barreiras para sua migração (Aydin, 2000; Appi & Rostirolla, 2004).
O estudo de reservatórios como massas de rocha fraturadas não tem sido privilegiado na prática padrão da indústria do petróleo, provavelmente porque reservatórios fraturados são extremamente complexos, devido a um vasto número de variáveis dependentes e independentes que ditam a resposta final do reservatório. Por exemplo, o cálculo de armazenamento do reservatório depende do conhecimento das porosidades da matriz e das fraturas, onde as permeabilidades de ambas e suas interações contribuem para o comportamento de um dado reservatório. A geometria, o espaçamento, a área da superfície e a abertura das fraturas, combinadas com a morfologia das fraturas e a distribuição dos poros, criam a verdadeira permeabilidade do reservatório e/ou anisotropias de permeabilidade. A pressão de fluidos no reservatório diminui com o tempo através de sua produção e, por isso, alguns parâmetros devem ser recalculados em muitos intervalos durante a explotação do reservatório. Outro fator que é determinante na análise de reservatórios fraturados é que quase todos apresentam características muito particulares e, conseqüentemente, a aplicação de regras gerais para um reservatório fraturado específico pode nem sempre ser válida.
Os campos produtores na bacia do Espírito Santo estão fortemente controlados por fraturas do embasamento reativadas em diversas fases durante a estruturação da bacia (Gomes et al. 1988 apud Biassusi et al. 1990, e Novais 2005). Segundo Novais (2005), estruturas do embasamento de direção NW-SE foram reativadas no pós-rifte e assumiram um estilo transcorrente, sendo responsáveis por
altos e baixos estruturais que compartimentam a bacia, comportando-se como corredores de sedimentação e dutos de migração de hidrocarbonetos. Este controle estrutural pode ser verificado tanto regionalmente, através da análise de lineamentos expressos no relevo, como em escala de lâmina delgada, com ocorrência de bandas de deformação, falhas preenchidas por óleo, etc.
2 OBJETIVOS
O presente trabalho, que dá continuidade aos estudos iniciados por Miranda (2007), tem por objetivo analisar o fraturamento neotectônico observado na porção emersa da bacia do Espírito Santo, discutindo a correlação entre essas estruturas neotectônicas e padrões de lineamentos estruturais expressos no relevo desta região.
A partir destas informações, pretende-se estabelecer uma relação entre os padrões de fraturamento identificados, a análise dos campos de tensão e a evolução tectônica cenozóica da margem continental sudeste, contribuindo com informações sobre as reativações neotectônicas na área, geradoras dos mais recentes conjuntos de fraturas, em geral não preenchidas e, portanto, com implicações para a compreensão de aspectos do sistema petrolífero, como rotas preferenciais de migração. A caracterização detalhada destes padrões é necessária como parâmetro de previsão do comportamento dos reservatórios em subsuperfície.
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3 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
Fraturas são rupturas nas rochas e correspondem a superfícies de descontinuidade que podem ser relacionadas a uma contínua deformação. Todos os mecanismos relacionados em sua formação envolvem nucleação e/ou propagação de uma ruptura (Willians et al., 1994). Estas estruturas podem ocorrer como falhas ou juntas. As falhas são fraturas que resultam do deslocamento relativo entre blocos, com movimentação paralela ao plano da fratura que os separa (Angelier, 1994). As juntas são fraturas distensivas em que não é possível detectar qualquer evidência de cisalhamento (Dunne & Hancock, 1994).
As fraturas podem ser classificadas de acordo com observações em experimentos laboratoriais, em afloramentos e em subsuperfície (Stearns & Friedman, 1972; Nelson, 2001). O esquema de classificação proposto por estes autores forma uma base usual para os modelos de fraturas – Tabela 3.1. No presente trabalho, é dado enfoque às fraturas de origem tectônica.
Tabela 3.1
Classificação de fraturas experimentais e naturais (modificado de Nelson, 2001). Classificação experimental de fraturas
1. Fraturas de cisalhamento
2. Fraturas distensivas (σ 3 positivo) 3. Fraturas trativas (σ 3 negativo)
Classificação de fraturas de ocorrência natural
1. Fraturas tectônicas
2. Fraturas regionais (juntas sistemáticas e não sistemáticas de escala regional) 3. Fraturas de contração (fraturas de dissecação, sinerese etc.)
Os três tipos de fraturas experimentais são reconhecidos por formar ângulos consistentes e previsíveis, relacionados às três principais direções de tensões σ1, σ2 e σ3 (Stearns & Friedman, 1972; Dunne & Hancock, 1994; Nelson, 2001). Todas as fraturas rúpteis nas rochas devem se adaptar a um destes três tipos básicos de fraturamento: fraturas de cisalhamento, distensivas e trativas – Figura 3.1.
Figura 3.1 - Planos de fratura desenvolvidos em laboratório em testes de compressão. (A) Fraturas
distensivas; (B) e (C) fraturas de cisalhamento (Nelson, 2001).
A determinação destas classes genéticas e dos eixos de tensão relacionados a estas se alicerça em duas suposições fundamentais (Nelson, 2001): o padrão de fraturas naturais (fraturas conjugadas de cisalhamento e de distensão ou de tração) retrata fielmente o estado de tensão local na época do fraturamento; testes de fraturamento de rocha em laboratório são realizados em condições ambientais análogas às condições de fraturamento em subsuperfície, em uma maneira qualitativamente similar e, dessa forma, o padrão de fraturamento natural reflete a mesma geometria das fraturas geradas pela aplicação de cargas nestes experimentos.
A interpretação do fraturamento necessita da determinação de classes genéticas de fraturas naturais. Determinando-se a origem dos esforços causadores do fraturamento em escala de afloramento aumenta a precisão da interpretação estrutural em todas as escalas. Isto acontece devido ao fraturamento formar-se com uma geometria consistente em relação às três principais direções de tensão, delineando, assim, o campo de paleotensão na época da formação do fraturamento (Nelson, 2001).
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As fraturas de cisalhamento – Figura 3.1, possuem um sentido de deslocamento paralelo ao plano de fratura. Elas se formam em algum ângulo agudo para a direção de tensão compressiva máxima principal (s1) e em um ângulo obtuso para a direção de tensão compressiva mínima (s3) dentro de uma amostra de rocha. Em experimentos de laboratório, estas fraturas se formam paralelas ao s2 e fazendo um ângulo obtuso em relação ao s3, sendo que os três eixos principais de tensão são compressivos. O ângulo agudo entre fraturas de cisalhamento é chamado ângulo conjugado e depende primariamente de:
1. as propriedades mecânicas do material;
2. a magnitude absoluta do eixo de tensão principal mínimo (s3); 3. a magnitude do eixo de tensão principal intermediário (s2)
As fraturas distensivas possuem o sentido de deslocamento perpendicular ao plano de fratura. Formam-se paralelas ao s1 e s2 e perpendicular a s3 – Figura 3.1. Também se formam quando os três eixos principais de tensão são compressivos. Nos experimentos de laboratório estas fraturas frequentemente se formam simultaneamente às fraturas de cisalhamento.
As fraturas de tração também possuem deslocamento perpendicular ao plano de fratura e formam-se paralelas ao s1 e s2. No entanto, o eixo de tensão mínimo s3 deve ser negativo (tração). Nas fraturas distensivas os três principais eixos de tensão devem ser positivos (compressão). A distinção entre estes dois tipos é importante, pois as rochas possuem muito menor resistência em testes de tração do que em testes de distensão. Isto se torna importante na predição matemática para o fraturamento em subsuperfície. Considera-se que fraturas de tração ocorram somente próximo à superfície.
Dunne & Hancock (1994) definiram três critérios para determinar a ordem de formação relativa de famílias de fraturas – Figura 3.2: a) onde uma fratura é cortada por uma falha, veio ou estilólito, a fratura é a estrutura mais antiga; b) o traço de uma fratura mais jovem acaba em outra mais antiga, porque a fratura mais jovem não consegue se propagar através de uma fratura mais antiga não preenchida; e c) onde traços curtos de pequenas fraturas preenchidas são cortados por um longo traço de uma fratura maior, as pequenas fraturas são as mais antigas. Onde ocorrem dois
traços de fraturas que se cruzam mutuamente, suas idades relativas não podem ser determinadas, porque uma delas devia estar preenchida quando a outra se propagou sobre ela.
Figura 3.2 - Sequência relativa de formação de juntas (Dunne & Hancock, 1994): (a) o traço de uma junta mais antiga é deslocado por uma falha mais recente; (b) o traço de uma junta mais jovem acaba em outra mais antiga; (c) pequenos traços de juntas antigas e preenchidas são atravessados por um longo traço de junta mais recente e; (d) traços de juntas cruzadas, onde a ordem de formação não pode ser determinada.
Fraturas tectônicas
Correspondem às fraturas cuja origem, baseando-se em sua orientação, distribuição e morfologia, pode ser atribuída ou associada a um evento tectônico local (Nelson, 2001). Esta classe de fraturas possui relação espacial específica relacionada a dobras e falhas.
Planos de falhas são, por definição, planos de movimentação por cisalhamento. A maioria das juntas desenvolvidas na vizinhança das falhas são juntas de cisalhamento paralelas a essa, juntas de cisalhamento conjugadas à falha ou juntas distensivas na bissetriz do ângulo agudo entre essas duas direções de cisalhamento.
Devido à relação entre falhamento e fraturamento é possível determinar os principais eixos de tensão no tempo da sua formação. Além disso, sabendo-se a orientação do plano de falha e das juntas associadas aos eixos de tensão, o sentido do movimento das falhas pode ser determinado.
A intensidade do fraturamento ocorre em função da litologia, distância do plano de falha, magnitude do deslocamento ao longo da falha, deformação total da rocha, profundidade de soterramento e, possivelmente, o tipo de falha.
O grau de fraturamento pode ser determinado a partir de métodos diretos e indiretos. No presente estudo, para a deteccção de fraturas é destacado o método
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indireto correspondente ao sensoriamento remoto. Este método caracteriza-se por extrapolar dados de superfície, gerados a partir de imagem extraídas por sensoriamento remoto (imagens de radar, satélite e fotografias aéreas) para formações em subsuperfície. Dados estruturais são, então, extraídos destas imagens. Supõe-se, desta forma, que regiões intensamente fraturadas ou zonas lineares continuam em profundidade. Através dos modelos geradores de fraturas tectônicas, orientações em subsuperfície podem ser previsíveis (Nelson, 2001).
Os tópicos a seguir (Reservatórios Fraturados e Propriedades das Fraturas Afetando o Desempenho dos Reservatórios) foram elaborados principalmente com base em Nelson (2001).
Reservatórios Fraturados
Fraturas são estruturas sempre presentes afetando todos os tipos de rochas, com exceção de rochas extremamente dúcteis, tais como evaporitos e alguns tipos de folhelhos. A formação destas estruturas não resulta somente das condições superficiais e, desta forma, fraturas observadas em afloramentos também existem em subsuperfície. Por isso, reservatórios de hidrocarbonetos em rochas suficientemente fraturadas podem ser tratados como reservatórios fraturados.
Segundo Aydin (2000), fraturas são estruturas que apresentam comportamento ambíguo nos reservatórios, funcionando tanto como eficientes vias para migração e fluxo de hidrocarbonetos, como barreiras para acúmulo dos mesmos. Uma fratura em reservatório corresponde a uma descontinuidade planar macroscópica e os modelos de fraturamento disponíveis variam entre tectônicos e outros de origem primariamente diagenéticas. Se relacionada ao falhamento rúptil, ela foi provavelmente ao início aberta, mas pode ter sido posteriormente alterada ou mineralizada. Desta forma, reservatórios naturalmente fraturados podem ter efeito tanto positivo quanto negativo no fluxo fluido dentro da rocha.
Apesar da importância da ocorrência de reservatórios fraturados, a indústria tende a subestimar a existência de fraturas nos reservatórios. Isto ocorre provavelmente a fim de evitar complicações nas técnicas de trabalho e a redução dos tempos de ciclo da exploração e produção (E & P). Além disso, este tipo de reservatório requer mais tempo e dinheiro para ser avaliado corretamente. Negligenciar a presença e o efeito de fraturas naturais pode acarretar problemas,
tais como: a irreparável perda do fator de recuperação; o padrão de recuperação primária que é inapropriado para a recuperação secundária; a despesa ineficiente de capital durante o desenvolvimento; a perfuração desnecessária de poços; e a avaliação inadequada das oportunidades econômicas.
É frequentemente difícil determinar se fraturas naturais exercem papel importante na produção em um dado poço. Existem, no entanto, muitas pistas que fornecem aos geólogos e engenheiros a suspeita do controle dado pelas fraturas. Todas incluem dados de testemunhos. Alguns indicadores são:
- observação direta da retenção de óleo nos planos de fratura em amostras de testemunhos pode indicar controle por fraturas. Frequentemente, evidências da movimentação de óleo ao longo dos planos de fratura é predominante; - testes de permeabilidade de alto fluxo em regiões de relativamente baixa permeabilidade (plugs) podem indicar controle de fluxo por fraturas naturais;
- controle do fluxo de fluido pode também ser revelado pala análise de permeabilidade em três dimensões (Khmax, Kh90° e Kv)
Cada classe de estrutura ocorre em um ambiente geológico e geomecânico específico e possui uma gênese específica, com sua própria geometria, espaçamento, distribuição, conectividade e propriedades hidráulicas, que resultam em vantagens ou limitações para o transporte e acúmulo de hidrocarbonetos em um determinado ambiente.
Os reservatórios fraturados podem ser classificados em quatro tipos básicos:
- Tipo 1: fraturas fornecem a porosidade e permeabilidade essencial do reservatório;
- Tipo 2: fraturas fornecem a permeabilidade essencial do reservatório; - Tipo 3: fraturas auxiliam na permeabilidade de um reservatório já produtor;
- Tipo 4: fraturas não fornecem porosidade ou permeabilidade adicional, mas criam anisotropias significativas no reservatório.
Existem alguns atributos que devem ser avaliados para quantificar os reservatórios fraturados em uma sequência lógica e executável: origem, propriedades, interação fratura/matriz, tipo de reservatório e, eventualmente, locação e conclusão de poço.
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Propriedades das Fraturas Afetando o Desempenho dos Reservatórios Depois de se determinar como um sistema de fraturas em um reservatório se originou, deve-se então dar início à análise das propriedades petrofísicas desse sistema, caracterizando o sistema de fraturas em termos de sua morfologia física e distribuição; e estimando as propriedades do reservatório, tais como porosidade, permeabilidade etc.
As propriedades físicas das fraturas, tais como: morfologia, comprimento, espaçamento, densidade/interconectividade, são ditadas por seu modo de origem, pelas propriedades mecânicas da rocha hospedeira e por processos diagenéticos em subsuperfície. Estes fatores combinados podem tanto aumentar como diminuir a porosidade/permeabilidade de um reservatório. Somente quando fraturas ocorrem com espaçamento e comprimento suficientes é que seu efeito sobre o fluxo fluido torna-se importante. Para avaliar este efeito, positivo ou negativo, é importante saber as propriedades do fluxo fluido de fraturas individuais representativas e quantas dessas fraturas para uma determinada orientação existem em dado volume de reservatório.
Por isso, em adição às determinações petrofísicas normais realizadas sobre a matriz da rocha, é necessário também determinar as propriedades do reservatório de uma rede de fraturas (vantajosa ou prejudicial ao fluxo fluido) e como isso muda com a profundidade e exaustão do reservatório, que tende ao fechamento mecânico das fraturas.
As quatro determinações petrofísicas mais usuais nas avaliações são, em ordem de aumento de dificuldade de avaliação: permeabilidade das fraturas, porosidade das fraturas, saturação de fluidos dentro das fraturas, e fator de recuperação esperado para o sistema de fraturas.
Os dados mais usuais para estas determinações derivam das análises de amostras de testemunhos ou por testes de poço simples ou múltiplos. Na avaliação de fraturas, as amostras de testemunhos são mais utilizadas por duas razões:
1. é amostrado um volume relativamente grande de rocha e, dessa forma, amostram-se potencialmente fraturas de reservatório regularmente mais espaçadas que nas análises de plugs;
Tais análises não só permitem calcular a permeabilidade absoluta de uma fratura, mas também retratam adequadamente o desenvolvimento de anisotropias de permeabilidade devido à presença de fraturas.
Segundo Nelson (2001), é necessário determinar a permeabilidade das fraturas sob condições de subsuperfície (pressão confinante), pois fraturas abertas possuem geralmente maior permeabilidade absoluta que a matriz, porém são muito mais compressíveis e, por isso, reduzem a permeabilidade e a porosidade muito mais rapidamente que a matriz com a aplicação de uma força.
Um dos principais fatores que ditam a porosidade e a permeabilidade das fraturas é a morfologia dos planos que as formam. Os tipos básicos de morfologia de planos de fraturas naturais são: fraturas abertas, fraturas deformadas (fraturas preenchidas por gouge; fraturas com slickensides) e fraturas preenchidas por minerais.
As fraturas abertas são potenciais condutos para o fluxo fluido, pois não apresentam preenchimento por material proveniente de deformação ou diagênese. A permeabilidade das fraturas abertas é função do comprimento inicial da fratura, do componente de tensão efetiva in situ normal ao plano de fratura, e da rugosidade e área de contato das paredes das fraturas. Em linhas gerais, fraturas abertas apresentam grande aumento na permeabilidade do reservatório paralelamente ao plano de fratura, sendo o fluxo perpendicular a este muito pequeno ou sem nenhum efeito sobre o fluxo fluido – Figura 3.3. As fraturas abertas são frequentemente evidenciadas em afloramentos pela oxidação ou por bandas de liesengang paralelas às fraturas, o que indica a movimentação de água subterrânea ao longo dos planos de fratura.
As fraturas deformadas se formam em zonas de cisalhamento relativamente dúcteis ou foram inicialmente abertas e posteriormente alteradas fisicamente por uma movimentação tectônica tardia. Esta morfologia cria uma forte anisotropia dentro do reservatório, podendo ser dividido em três categorias: as fraturas preenchidas por gouge (bandas de deformação), fraturas com planos estriados, e uma mistura intermediária entre estes dois primeiros tipos.
As fraturas preenchidas por gouge são formadas por material fino resultado da cominuição dos grãos que compõem as rochas pelo atrito entre as paredes das fraturas durante o cisalhamento entre elas. Nesta zona deformada, esse material
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pode ser composto por grãos de variados tamanhos e isto reduz a porosidade e, consequentemente, a permeabilidade desta zona fraturada (Nelson, 2001).
Figura 3.3 - Modelo de fratura aberta (modificado de Aydin, 2000): hm = abertura mecânica da
fratura idealizada; kj = permeabilidade de uma fratura; ha = abertura hidráulica. A permeabilidade da matriz (kr) é desconsiderada neste exemplo.
Aydin (2000) apresenta modelos de permeabilidade distintos para rochas fraturadas e para as regiões afetadas vizinhas a estas, associados com processos de fraturamento em um determinado reservatório. A Figura 3.4 ilustra a permeabilidade estrutural de uma zona de falha idealizada formada por cisalhamento e deformação volumétrica formada ao longo de zonas tabulares.
As fraturas com slickensides correspondem a superfícies polidas ou estriadas resultantes do atrito gerado pela movimentação dos planos de falha entre si. O desenvolvimento destas estruturas envolve pulverização e catáclase da rocha hospedeira ou a geração de vidro por fusão de grãos. Estas estruturas criam, provavelmente, a maior anisotropia de permeabilidade entre todas as demais morfologias de fraturas, pois aumentam a permeabilidade paralelamente às fraturas e a diminuem perpendicularmente a estas.
Nas fraturas preenchidas por minerais (por mineralização secundária ou diagenética, geralmente composta por quartzo, carbonatos ou ambos), o efeito do preenchimento sobre a permeabilidade depende do grau de preenchimento e da história diagenética do material. Geralmente fraturas preenchidas correspondem a barreiras de permeabilidade, porém o preenchimento incompleto, de ocorrência muito frequente nos reservatórios, pode formar porosidade intergranular, gerando um aumento na permeabilidade do reservatório aceitável para a produção.
Gradiente hidráulico 2
Gradiente hidráulico 1 Permeabilidade
Figura 3.4 - Arquiteturas de falha idealizada e permeabilidades estruturais deformação com redução
de permeabilidade (kf) em uma direção perpendicular à falha (modificado de Aydin, 2000) - Gh = gradiente hidráulico; kr = permeabilidade da matriz; kd = permeabilidade da zona deformada. O grau de redução da permeabilidade depende do litotipo, mas, em média, a redução é de duas a quatro ordens de magnitude em relação à matriz da rocha; b) falha desenvolvida por cisalhamento através de uma zona de falha. A falha formada na rocha neste processo é similar ao das bandas de deformação, porém a falha é envolta por uma zona afetada mais permeável que a rocha hospedeira; c) zona de brecha de falha com alta permeabilidade. A permeabilidade (kf) depende da porosidade da zona e da razão entre a espessura da falha e o raio das partículas.
O espaço dos poros em fraturas com preenchimento incompleto pode ser primário ou secundário. Frequentemente, a porosidade secundária é resultado da dissolução da calcita.
As fraturas completamente preenchidas favorecem os estudos de reservatório em profundidade, pois fraturas preenchidas com uma fase mineral com propriedades acústicas suficientemente diferentes das da matriz facilitam o reconhecimento das fraturas, da sua orientação e da intensidade do sistema de fraturas. Além disso, fraturas preenchidas frequentemente registram eventos de deformação e cimentação que ocorreram depois que a fratura se formou.
Qualquer reservatório em que fraturas exerçam um papel significativo na produção e armazenamento das reservas deve ser tratado como um sistema de dupla porosidade, relacionado às porosidades da fratura e matriz.
A avaliação de reservatório que não reconhece o potencial de recuperação reduzido devido à interação adversa entre sistemas com duas porosidades conduzirá a uma avaliação incorreta das reservas e do fator de recuperação. Estas características em reservatórios fraturados proporcionam avaliações prévias das
Gh 1 Gh 1 Gh 1 Gh 2 Gh 2 Gh 2 Permeabil idade no rmali zada Permeabil idade
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reservas e do fator de recuperação mais complexas que em reservatórios convencionais.
As porosidades de fraturas e matriz são diferentes com relação ao seu efeito sobre suas respectivas permeabilidades. As fraturas são altamente interconectadas umas com as outras, por isso possuem maior efeito sobre a permeabilidade que a porosidade da matriz. Relativamente, pequenos aumentos na porosidade das fraturas causam grandes mudanças na permeabilidade paralelamente às fraturas.
4 ÁREA DE ESTUDO
4.1 Localização e Acessos
A área de estudo situa-se entre as coordenadas 18o 22’ e 20o00’ de latitude
Sul, e 40o 55’ e 39o 45’ de longitude Oeste, na região centro-norte do estado do Espírito Santo – Figura 4.1.
A área abrange, entre outras, as cidades de Pedro Canário, São Mateus, Nova Venécia, Linhares e Colatina. A principal via de acesso é a rodovia BR-101, que corta o estado de norte a sul e o liga aos estados da Bahia e do Rio de Janeiro. Outras importantes vias de acesso utilizadas foram as rodovias: BR-259, que interliga João Neiva a Colatina; 080, entre Colatina e São Gabriel da Palha; 245, entre Colatina e Linhares; 381, entre São Mateus e Nova Venécia; e ES-137, entre São Gabriel da Palha e Nova Venécia.
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Figura 4.1 - Mapa de localização da área de estudo (maps.google.com). Destaque para a localização dos blocos de exploração e produção terrestres da
bacia do Espírito Santo.
4.2 Aspectos geomorfológicos
Martin et al. (1997), definem três unidades geomorfológicas bem marcadas na área de estudo: região serrana, platô terciário e planície quaternária – Figura 4.2.
A região serrana corresponde às rochas cristalinas pré-cambrianas, exibindo relevo acidentado, drenado por rede hidrográfica densa, de caráter dendrítico. Inclui-se nesta unidade o conjunto de pães-de-açúcar da região de Pancas.
O platô terciário (tabuleiros costeiros) compreende os depósitos da Formação Barreiras, cuja superfície é suavemente inclinada para o mar, apresentando-se dissecado por rede hidrográfica subparalela, com destaque para a bacia hidrográfica do rio Barra Seca e para o conjunto de lagos barrados da região de Linhares/ES
A planície quaternária constitui a área plana de menores cotas altimétricas em relação às três unidades geomorfológicas da região, com amplo desenvolvimento na desembocadura do rio Doce.
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Figura 4.2 - Mapa hipsométrico da área de estudo sobre modelo digital de elevação (SRTM), com a
4.3 Geologia Regional 4.3.1 Arcabouço Lito-Estrutural
O embasamento da bacia do Espírito Santo situa-se a leste do Cráton do São Francisco, e faz parte da Faixa Araçuaí (França et al., 2007). Esta corresponde a uma faixa de dobramentos formada paralelamente ao Cráton do São Francisco, durante a Orogênese Brasiliana (Almeida, 1977), estendendo-se desde o Cráton até o litoral, aproximadamente entre os paralelos 15˚ e 21˚ S. Na altura do paralelo 21˚ S, ocorre a passagem deste orógeno para o orógeno Ribeira, caracterizada apenas pela deflexão da estruturação brasiliana de NNE para NE, respectivamente, e não por descontinuidade estratigráfica ou metamórfica na zona de fronteira entre estes -Figura 4.3, 4.4 e 4.5.
O embasamento da Faixa Araçuaí é constituído por unidades mais velhas que o Grupo Macaúbas (900 +/- 21 Ma; método U/Pb – Pedrosa-Soares et al., 2007), que, por sua vez, corresponde à unidade estratigráfica característica da bacia precursora dessa faixa móvel. A Faixa Araçuaí possui três compartimentos tectônicos principais:
- domínio externo, caracterizado por uma faixa de dobramentos e empurrões que circunscreve a margem sudeste do Cráton do São Francisco, possuindo transporte tectônico contra o mesmo. O metamorfismo neste domínio é representado por fácies xisto-verde a anfibolito baixo nas rochas supracrustais, com ausência de magmatismo orogênico, e é representado, entre outros, pelo Supergrupo Espinhaço e pelo Grupo Macaúbas;
- domínio interno, que corresponde ao núcleo metamórfico-anatético, com expressiva quantidade de rochas graníticas (tipos I e S) originadas em estágios diversos da Orogênese Brasiliana (onde rochas da fácies granulito são comuns), incluindo também a zona de sutura, com remanescentes oceânicos e o arco magmático cálcio-alcalino;
- inflexão setentrional, que contém segmentos destes dois domínios e é caracterizada pela grande curvatura da Faixa Araçuaí, onde os traços estruturais infletem para leste (Heilbron et al. 2004).
Na Faixa Araçuaí, a Orogênese Brasiliana está registrada em quatro estágios evolutivos (Heilbron et al. 2004): estágio pré-colisional (630-585 Ma);
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sincolisional (585-565 Ma); tardi-colisional (565-535 Ma); e pós-colisional (520-490 Ma). O estágio pré-colisional está associado aos processos de edificação do arco magmático cálcio-alcalino de margem continental ativa, constituído principalmente por tonalito e granodiorito, correspondentes à suíte G1. Os protólitos do complexo paragnáissico estão associados à sedimentação em bacia de retroarco, entre os estágios pré a sincolisional. Este complexo é caracterizado por gnaisses peraluminosos (kinzigitos), constituídos por biotita, granada, cordierita e sillimanita, com traços de grafita. No estágio sincolisional, foram originados os principais padrões de deformação e metamorfismo. A paragênese no complexo paragnáissico indica metamorfismo regional da fácies anfibolito alto à transição anfibolito-granulito, a pressões moderadas. Neste estágio, foram originados também os granitos do tipo S foliados da suíte G2, compostos predominantemente por cordierita-granada-biotita granito. O estágio tardi-colisional é representado pelas suítes G3S e G3I, constituídas, respectivamente, por granada-cordierita granito, com foliação incipiente ou sem foliação, e por plútons graníticos do tipo I, com assinatura cálcio-alcalina de alto K. No domínio externo do orógeno, este estágio é registrado pela Formação Salinas, constituída por grauvaca, pelito e conglomerado clasto-suportado, metamorfizados na fácies xisto-verde. O último estágio (pós-colisional) é caracterizado pela ocorrência das suítes G4 e G5, constituídas, respectivamente, por granitos do tipo S (com muscovita, biotita e granada) e granitos a sienogranitos do tipo I, cálcio-alcalinos de alto K e alto Fe, podendo conter fácies charnockíticas e enderbíticas.
Durante o Mesozóico, reativações de zonas de cisalhamento dúcteis tardias, referentes ao Ciclo Brasiliano, segundo Novais (2005), são registradas pela constatação de ocorrências de diques básicos jurássicos (170 Ma) da Suíte Intrusiva Fundão, descrita por Silva et al. (1987). Estes diques encontram-se encaixados na mais expressiva faixa de lineamentos com orientação NNW, denominada Faixa Colatina por este autor. Teixeira & Rodarte (2003) dataram estas rochas, com idades entre 140 e 130 Ma. Novais et al. (2004) denominaram de Dique de Vitória a ocorrência destas rocha básicas encontradas na Faixa Colatina, na região de Vitória (ES).
Figura 4.3 - Mapa tectônico do Orógeno Araçuaí (modificado de Pedrosa Soares et al., 2001 e Lima
et al., 2002 inHeilbron, et al., 2004), com destaque para área de estudo. 1– Suíte G5, tipo I (520-490 Ma). 2- Suíte G4, tipo S (520-500 Ma). 3- Formação Salinas (570-520 Ma). 4- Suítes G2 (585-565 Ma) e G3S, ambas tipo S. 5- Suíte G1, tipo I (630-585 Ma). 6- Complexo paragnáissico - Grupo Macaúbas proximal. 8- Grupo Macaúbas distal. 9- Formação Ribeirão da Folha (RF) e Grupo Dom Silvério (DS). 10- Grupo Rio Doce. 11- Granito Salto da Divisa (880 Ma). 12- Complexo Juíz de Fora (2,2-2,0 Ga). 13- Arqueano a Mesoproterozóico retrabalhado na Orogenia Brasiliana (Supergrupo Espinhaço em amarelo): complexos Gu-Guanhães, It-Itabuna, Ma-Mantiqueira, P-pocrane e Po-Porteirinha. 14-Limite Cratônico. 15- Zona de sutura neoproterozóica. 16- Transporte tectônico. 17- Polaridade metamórfica.
Figura 4.4 - Seção estrutural E-W do orógeno Araçuaí no paralelo de Teófilo Otoni. 1- Grupo Bambuí
(cobertura cratônica); 2- Falha de cavalgamento basal que separa a borda leste do Cráton São Francisco do domínio externo do orógeno; 3- Grupo Macaúbas glaciogênico proximal; 4- Grupo Macaúbas distal (Fm Ribeirão da Folha). Domínio tectônico interno: 5 - Lascas tectônicas de rochas ultramáficas; 6 - Seção vulcano-sedimentar da Fm. Ribeirão da Folha; 7 - granito G4; 8 - Zona de sutura; 9 - Arco magmático G1; 10 - Suites G2 e G3 (zona de anatexia); 11- Granito G5; 12-Paragnaisses.
E W
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Figura 4.5 – Mapa geológico da região centro-norte do estado do Espirito Santo (Bizzi et al., 2003). A Formação Rio Doce não é cartografada nos mapas
geológicos disponíveis na literatura.
4.3.2 Bacia do Espírito Santo: evolução tectono-sedimentar
A bacia do Espírito Santo situa-se entre os paralelos 18°20’ e 21°S. Geologicamente, é delimitada: a sul, pelo alto de Vitória (que a separa da bacia de Campos); a norte, pelo paleocanyon do Mucuri; a oeste, pelo embasamento cristalino pré-cambriano; e, a leste, pelo Complexo Vulcânico de Abrolhos (Viera et al., 1994; França et al., 2007). Possui uma área explorável de aproximadamente 41.500 km² (dividida em blocos, que são parte da bacia onde são desenvolvidas atividades de exploração ou produção de petróleo e gás natural – http://www.anp.gov.br/petro/rodadas_de_licitacoes.asp), dos quais 3.000 km² correspondem à porção terrestre da bacia.
Esta bacia sedimentar foi formada a partir da ruptura e separação entre os continentes americano e africano, processo que culminou com a abertura do oceano Atlântico Sul. Compreende quatro províncias estruturais: Plataforma de São Mateus, Paleocânion de Fazenda Cedro, Plataforma de Regência e Paleocânion de Regência – Figura 4.6. Segundo Vieira et al. (1994), o preenchimento desta bacia pode ser dividido em rochas ígneas (vulcânicas) e rochas sedimentares.
No grupo das rochas ígneas, são reconhecidos dois períodos distintos de eventos vulcânicos. O mais antigo, de idade neocomiana/barremiana, com idades absolutas entre 118 e 136 Ma, determinadas pelo método K/Ar, está associado à tafrogenia e é constituído por basaltos toleíticos da Formação Cabiúnas. Admite-se que o mesmo evento ígneo tenha ocorrido simultaneamente nas bacias de Campos e do Espírito Santo, tendo em vista que as rochas basálticas registradas nestas bacias apresentam características composicionais semelhantes e ocupam a mesma posição estratigráfica. O evento vulcânico mais jovem (Eoterciário), essencialmente alcalino, corresponde à Formação Abrolhos e apresenta valores de idade absoluta entre 59 e 37 Ma para o período de maior atividade vulcânica Esta sequência vulcanoclástica é aflorante no Arquipélago de Abrolhos, a norte, e nas vulcânicas que formam as ilhas de Trindade e Martins Vaz, localizadas no extremo leste da bacia do Espírito Santo. Em subsuperfície, os derrames encontram-se invariavelmente intercalados em sedimentos eocênicos.
De acordo com França et al. (2007), as rochas sedimentares que compõem a coluna estratigráfica da bacia do Espírito Santo podem ser organizadas em três supersequências, em função do estilo tectônico atuante durante sua deposição: rifte, pós-rifte e drifte – Figuras 4.7 e 4.8.
23 F igu ra 4. 6 - Seç ão geológica r egion al com direç ão N NE-SS W, m os trando as diver sas prov íncias est ru turais da bacia do E spí rit o Sant o. Not ar a aus ência de sedim ent os albianos (G p. Bar ra Nova) nos paleoc ânions. (B iass usi et al. , 1990, modif icado por Mor ais, 2007).
Figura 4.7 - Coluna estratigráfica da bacia do Espírito Santo, destacando os ambientes deposicionais,
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Figura 4.8 - Coluna estratigráfica da bacia do Espírito Santo, destacando a distribuição dos litotipos
Supersequência Rifte (Valanginiano ao Aptiano Inicial).
Caracteriza-se por sequências clásticas não-marinhas, com predomínio da sedimentação lacustre, onde nas bordas dos falhamentos desenvolviam-se sistemas de leque aluvial. Eventualmente formavam-se coquinas e outros carbonatos nos altos estruturais internos. Nesta fase, os diversos pulsos tectônicos estão registrados por conglomerados sintectônicos nas bordas das falhas, além da ocorrência das vulcânicas referentes à Formação Cabiúnas.
A porção basal da coluna é representada pela Formação Cricaré (base do Grupo Nativo), com contatos inferior e superior discordantes, sendo que o contato superior é marcado por uma ampla discordância que atingiu toda a bacia no final do andar Jiquiá, denominada Discordância Alagoas (França et al. 2007), que separa a sequência rifte da sequência pós-rifte. Esta formação é composta por arenitos médios a conglomerados com seixos de rochas metamórficas e matriz feldspática, referentes ao Membro Jaguaré e, nas porções mais distais, os litotipos gradam para fácies mais argilosos, referentes ao Membro Sernambi. Ambas unidades ocorrem intercaladas aos derrames basálticos da Formação Cabiúnas.
Supersequência Pós-Rifte (Alagoas)
Fase onde registram-se os últimos pulsos tectônicos da fase rifte, durante o processo de separação dos continentes. Dessa maneira, a Formação Mariricu representa a transição do ambiente continental para o marinho restrito, compreendendo o Membro Mucuri, depositado durante o Aptiano, e o Membro Itaúnas, depositado durante o Alagoas final. Limita-se na base pela discordância Alagoas e no topo pela discordância ocorrida antes da deposição do Grupo Barra Nova. O Membro Mucuri é composto por arcóseo grosso cinzento, conglomerado arcoseano e lítico, folhelho e siltito cinza e castanho. A estes litotipos sobrepõem-se os evaporitos do Membro Itaúnas, caracterizados por anidrita e halita, com finas camadas de folhelho que representam o registro de pequenas transgressões marinhas na bacia. A movimentação da halita, depositada preferencialmente nas porções centrais da bacia, foi de grande importância na formação de barreiras e baixos estruturais que funcionaram como corredores para a sedimentação arenosa das sequências sobrepostas, bem como na formação de estruturas positivas que
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ocasionaram a ocorrência de trapas. As rochas clásticas foram depositadas por sistemas fluviais entrelaçados e deltaicos, e os evaporitos provêm de sabkhas e sub-bacias restritas com elevada taxa de evaporação (Vieira et al., 1994, Bizzi et al., 2003, França et al., 2007).
Supersequência Drifte (Albiano ao Recente)
Sequência marinha associada à subsidência termomecânica, com tendência de subida relativa do nível do mar. Corresponde ao Grupo Barra Nova e ao Grupo Espírito Santo.
O Grupo Barra Nova, ainda com características de mar epicontinental herdada da fase evaporítica, é composto por rochas siliciclásticas (Formação São Mateus) e carbonáticas (Formação Regência). Os clásticos São Mateus foram depositados em leques aluviais e costeiros (ambiente marinho) e correspondem a espessos pacotes de arcóseo médio/grosso castanho e cinzento. A Formação Regência se caracteriza por calcarenito creme-claro a acinzentado, com granulometria média a grossa, oolítico/oncolítico, bioclástico, arenoso, e calcilutito branco-acinzentado a creme-acastanhado, depositados em plataforma e talude, respectivamente (Vieira et al., 1994).
O topo do Grupo Barra Nova (Albiano) marca uma mudança acentuada no estilo tectônico da bacia. A subsidência térmica da bacia provocou um basculamento contínuo, ocasionando o lento escorregamento dos sais solúveis sotopostos e a consequente formação de “jangadas” de sal.
Uma ampla discordância (Discordância Pré-Urucutuca/DPU) instalou-se no final do Albiano e foi responsável pela escavação dos paleocânions de Regência e Fazenda Cedro, ambos localizados na porção terrestre, estendendo-se para a parte marinha rasa da bacia (Biassusi et al., 1990, França et al., 2007). Estes paleocânions tiveram sua implantação controlada por sistema de falhas do embasamento e proporcionaram situações ideais para as acumulações de hidrocarbonetos, onde consequentemente localizam-se os principais campos produtores (Biassusi et al., 1990). Segundo Novais (2005), o paleocânion de Fazenda Cedro constitui uma feição erosiva controlada por falhas transversais (do arcabouço estrutural) de direções NNW, NW e E-W.
