Métodos eletromagnéticos marinhos: estudo de casos na Bacia de Campos

Ricardo Moritz Cavalcanti

MÉTODOS ELETROMAGNÉTICOS MARINHOS: ESTUDO DE CASOS NA BACIA DE CAMPOS

Trabalho de Conclusão de Curso submetido ao Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, da Universidade Federal do Rio de Janeiro -UFRJ, como requisito necessário à obtenção do grau de Especialista em Geofísica do Petróleo.

Orientadores:

Carlos Jorge de Abreu

Jadir da Conceição da Silva (in memoriam) Marco Polo Pereira Buonora

Rio de Janeiro Março de 2007 1 11

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RICARDO Moritz Cavalcanti

Métodos Eletromagnéticos Marinhos: Estudo de Casos na Bacia de Campos/ Ricardo Moritz Cavalcanti - - Rio de Janeiro: UFRJ/ IGeo, 2007.

ix, 50p. : il.; 30cm

Trabalho de Conclusão de Curso (Especialização em Geofísica do Petróleo)- Universidade Federal do Rio de Janeiro, Instituto de Geociências, Programa de Pós-graduação em Geologia, 2007.

Orientadores: Carlos Jorge de Abreu, Jadir da Conceição da Silva (in memoriam), Marco Polo Pereira Buonora

1. Geofísica. 2. Geologia de Engenharia e Ambiental -Trabalho de Conclusão de Curso. I. Carlos Jorge de Abreu, Jadir da Conceição da Silva. II. Uni versidade Federal do Rio de Janeiro, Instituto de Geociências, Programa de Pós-graduação em Geologia. Ill. Título.

MÉTODOS ELETROMAGNÉTICOS MARINHOS: ESTUDO DE CASOS NA BACIA DE CAMPOS

Aprovada em: 27.03.2007 Por:

Trabalho de Conclusão de Curso submetido ao Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, da Universidade Federal do Rio de Janeiro -UFRJ, como requisito necessario à obtenção do grau de Especialista em Geofísica do Petróleo.

Orientadores:

Carlos Jorge de Abreu (UFRJ)

Jadir da Conceição da Silva (in memoriam) (UFRJ)

Marco Polo Pereira Buonora (Petrobras)

Carlos Jorge de Abreu (UFRJ)

Marco Polo Pereira Buonora (Petrobras)

UFRJ Rio de Janeiro

Agradecimentos

À Petrobras, por investir na minha formação como geofisico.

A Leonardo Borghi, Carlos Jorge de Abreu, Jadir da Conceição da Silva, e Marco Polo Pereira Buonora, por fornecerem várias das referências bibliográficas utilizadas neste trabalho.

Aos colegas Júlio Frigério, Henrique Fraquelli e Paulo Gulelmo, responsáveis (especialmente o último) pelo capítulo 2 deste trabalho. (É desnecessário dizer que, apesar disso, qualquer incorreção ou imprecisão naquele capítulo é de minha inteira responsabilidade.)

A Álvaro Lúcio de Oliveira Gomes, coordenador didático do Programa de Formação de Geofisicos da Petrobras, um sincero pedido de desculpas por não ter encarado este trabalho com a devida seriedade. Obrigado pela segunda chance.

Resumo

MORITZ CAVALCANTI, Ricardo. Métodos Eletromagnéticos Marinhos: Estudo de Casos na Bacia de Campos. 2007. ix, 50p. Trabalho de Conclusão de Curso (Especialização em Geofísica do Petróleo) - Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio de Janeiro, Rio de Janeiro.

Apresentamos uma introdução elementar a dois métodos geofisicos que têm sido utilizados na exploração ojfshore de hidrocarbonetos: o método magnetotelúrico marinho e o método eletromagnético marinho de fonte controlada. A utilização deste último na bacia de Campos é discutida, com base em estudos de casos recentemente publicados.

Palavras-chave: método magnetotelúrico marinho; método eletromagnético de fonte controlada; bacia de Campos.

Abstract

MORITZ CAVALCANTI, Ricardo. Métodos Eletromagnéticos Marinhos: Estudo de Casos na Bacia de Campos. _{[Marine Electromagnetic Methods: Case} Studies in the Campos Basin]. 2007. ix, 50p. Trabalho de Conclusão de Curso (Especialização em Geofísica do Petróleo) - Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio de Janeiro, Rio de Janeiro.

We present an elementary introduction to two geophysical methods that has been used in ojfshore hydrocarbon exploration: the marine magnetotelluric method and the controlled source electromagnetic method. The use o f the latter in the Campos basin is discussed, based on recently published case studies.

Key-Words: marine magnetotelluric method; controlled source electromagnetic method; Campos basin.

Lista de figuras

Figura 1 - Localização da bacia de Campos ... 4

Figura 2 - Carta estratig ráfica da bacia de Campos ... 8

Figura 3 - Seção sísmica regional em tempo da bacia de Campos ... 12

Figura 4 - Feições estruturais mais proeminentes, domas salinos e acumulações de petróleo na bacia de Campos ... 13

Figura 5 - Seção geossísmica regional em tempo da bacia de Campos mostrando os domínios tectônicos da bacia ... 14

Figura 6 - Distribuição das estruturas halocinéticas e acumulações de hidrocarbonetos na bacia de Campos ... 15

Figura 7 - Perfil geoquímica da Formação Lagoa Feia ... 18

Figura 8 - Carta de eventos do Sistema Petrolífero da bacia de Campos ... 18

Figura 9 - Evolução do rompimento do Supercontinente Gondwana ... 20

Figura 10 - Modelo geodinâmico esquemático das fases de separação das placas Sulamericana e Africana ... 21

Figura 11 - Funcionamento esquemático do CSEM ... 34

Figura 12 - Esquema básico de levantamentos CSEM e TM marinhos ... 35

Figura 13 - Desenho esquemático de um receptor eletromagnético de fundo do oceano ... 39

Figura 14 - Fonte eletromagnética sendo lançada ao mar ... 39

Figura 15 - Linhas do levantamento CSEM realizado pela PGS em 2004 nas bacias de Santos, Campos e Espírito Santo ... 41

Figura 16 - Batimetria e leiaute do levantamento na bacia de Campos ... 42

Figura 17 - Prospecto no sul da bacia de Campos abandonado pela Shell após levantamento CSEM ... 45

Lista de quadros

Quadro 1 - Elementos tectono-estratigráficos da bacia de Campos e suas

Sumário

Agradecimentos ... v

Resumo ... : ... vi

Abstract ... vii

Lista de figuras ... viii

Lista de quadros ... ix

1 INTRODUÇÃO ... 1

2 ASPECTOS GEOLÓGICOS DA BACIA DE CAMPOS ... 3

2.1 Aspectos Gerais ... 3 2.2 Histórico Exploratório ... 5 2.3 Arcabouço Estratigráfico ... 6 2.4 Arcabouço Estrutural ... 11 2.5 Sistemas Petrolíferos ... 16 2.6 Evolução Tectono-sedimentar ... 19

3 MÉTODOS ELETROMAGNÉTICOS MARINHOS ... 30

3.1 Introdução Histórica ... 30

3.2 Princípios Físicos ... 32

3.3 Metodologia ... 34

3.4 Instrumentação ... 36

4 ESTUDO DE CASOS NA BACIA DE CAMPOS ... 40

4.1 Aplicação do método CSEM na Bacia de Campos ... .40

4.2 Aplicação do método CSEM no Sudeste do Brasil ... 43

5 CONCLUSÕES ... 46 Referências bibliográficas ... 4 7

1 INTRODUÇÃO

Há várias décadas, o método sísmico tem sido a principal ferramenta utilizada na prospecção de hidrocarbonetos, por sua capacidade de identificar potenciais reservatórios. No entanto, sua capacidade de determinar o tipo de fluido contido numa rocha reservatório ( óleo, gás, água, ou uma combinação deles) é bem mais limitada. Em alguns casos, prospectos exibindo pouca ou nenhuma anomalia de AVO (Amplitude Versus Offset) revelaram-se campos comerciais. Por outro lado, talvez 10-30% dos prospectos exibindo uma: forte anomalia de AVO resultam em poços secos (O'BRIEN, 2004). Esta situação é particularmente crítica na exploração em águas profundas, onde, devido aos altos custos envolvidos, a perfuração de um poço só é economicamente viável se houver a expectativa de se recuperar uma quantidade razoavelmente grande óleo ou gás (BRUHN et al., 2003).

Esse estado de coisas levou várias companhias a investigar e desenvolver tecnologias alternativas de exploração; Os dois principais métodos que resultaram desse esforço são de natureza eletromagnética: o método magnetotelúrico (MT), que usa como fonte os campos magnéticos gerados na ionosfera e na magnetosfera, e o método eletromagnético de fonte controlada (ou CSEM, do inglês Controlled Source Electromagnetic), que usa como fonte uma antena emissora ( dipolo elétrico) de grande potência. Ambos se utilizam do fato de que sedimentos contendo hidrocarbonetos apresentam, em geral, uma resistividade elétrica uma ou duas ordens de grandeza maior que as camadas sedimentares ao seu redor. Além disso, esses métodos são particularmente efetivos em ambientes marinhos de águas profundas, uma vez que a água do mar, por ser condutora, atenua naturalmente os ruídos eletromagnéticos ambientais. Por esse motivo, eles são conjuntamente denominados "métodos eletromagnéticos marinhos".

Os campos elétricos induzidos por fontes MT são quase horizontais, e por esse motivo o método MT é pouco adequado para detectar camadas resistivas delgadas, tais como reservatórios de hidrocarbonetos, embora sua capacidade de imagear grandes profundidades através da coleta de dados de baixas freqüências faça do MT uma excelente ferramenta para mapear a geologia estrutural. Por outro lado, as fontes usadas no método CSEM geram correntes elétricas verticais que são interrompidas por camadas horizontais resistivas, desde que elas sejam suficientemente extensas lateralmente e que a resistência transversa ( espessura vezes resistividade) seja suficientemente alta (CONSTABLE, 2006). Por esse motivo, o método CSEM tem sido muito mais utilizado que o método MT na investigação de prospectos em águas profundas.

Os objetivos do presente trabalho são dois: (1) apresentar uma introdução elementar1 aos métodos EM marinhos (princípios físicos, metodologia e instrumentação); (2) apresentar os resultados de dois levantamentos CSEM realizados recentemente na bacia de Campos (BUONORA et al., 2006; COSTELLO, 2006). No entanto, a fim de contextualizar a apresentação, incluímos um capítulo no qual se discutem alguns aspectos geológicos da bacia de Campos, com ênfase naqueles relacionados com a exploração do petróleo.

1 _{Ao leitor interessado numa exposição mais detalhada e técnica dos métodos EM marinhos, incluindo} modelagem e inversão, indico os seguintes trabalhos: (KEY, 2003) e (LEWIS, 2005), para o MT marinho, e (BEHRENS, 2005), para o CSEM marinho. Todos esses trabalhos estão disponíveis no sítio do Marine EM Laboratory do Scripps lnstitution ofüceanography, http://marineemlab.ucsd.edu/resources/theses/index.html.

2 ASPECTOS GEOLÓGICOS DA BACIA DE CAMPOS

2.1 Aspectos Gerais

A Bacia de Campos localiza-se na margem continental do sudeste do Brasil, incluindo a parte norte do Estado do Rio de Janeiro e o sul do Espírito Santo. Apresenta uma área de 100.000 kni, das quais apenas 500 km2 _{estão em área emersa (numa extensão onshore de} 15 km na região de Cabo de São Tomé-RI); estende-se ojfshore até a lâmina d'água de 3.400 m (Figura 1 ). Esta bacia representa o maior portifólio petrolífero brasileiro, somando 41 campos de óleo e gás, sendo que, destes, 9 são considerados campos gigant s de águas profundas e ultra-profundas: Albacora, Albacora Leste, Marlim, Marlim Sul, Barracuda, Caratinga, Roncador, Jubarte e Cachalote.

A bacia de Campos limita-se ao norte com a bacia do Espírito Santo, em áreas de águas rasas, por um bloco elevado do embasamento denominado de Alto de Vitória, que coincide com a terminação oeste da Cadeia de Vitória-Trindade; já em águas profundas não existe separação efetiva entre as bacias de Campos e Espírito Santo. Ao sul, a bacia de Campos limita-se com a bacia de Santos através do alto estrutural denominado de Alto de Cabo Frio (Figura 1).

Embora pouco amostrado, o embasamento da bacia corresponde aos domínios litológicos da Faixa de Dobramentos Ribeira, representados por uma suíte de granulitos e gnaisses do Ciclo Brasiliano - 450-700 Ma (DIAS et al., 1987).

Figura 1 -Localização da bacia de Campos e seu limite com as bacias de Santos, ao sul, e do Espírito Santo, ao norte (modificado de RANGEL & MARTINS, 1998).

O conteúdo do preenchimento da bacia, que teve inicio no Andar Aratu (Neocomiano -135 Ma), é composto por seis unidades litoestratigráficas. Na base ocorre a Formação Cabiúnas, composta por rochas ígneas básicas; logo acima ocorre a Formação Lagoa Feia, com folhelhos, conglomerados, arenitos e evaporitos; Formação Macaé, composta por rochas calcárias, margas e folhelhos com esporádicas entradas de arenitos turbidíticos; Formação Carapebus, constituída de arenitos finos a grossos; Formação Ubatuba, constituída predominantemente de folhelhos, argilitos e margas; e Formação Emboré, composta por arenitos arcosianos carbonatqs impuros.

A evolução do preenchimento sedimentar e estrutural da Bacia de Campos reflete parte da fragmentação do Supercontinente Gondwana (Neoproterozóico) na região Sudeste Brasileira (MOHRIAK, 2004) e desenvolvimento de uma crosta oceânica entre a América do

Sul e a África, que teve início no Neojurássico/Eocretáceo (140 Ma). A seqüência evolutiva registrada na bacia é caracterizada pelos estágios rifle, drifte e margem passiva, sendo considerada uma bacia típica de margem divergente, assim como as demais bacias na margem continental brasileira que têm em sua gênese conseqüências de esforços extensionais relacionada à reativação de zonas de cisalhamento pré-cambrianas.

2.2 Histórico Exploratório

Os primeiros estudos geológicos sobre a Bacia de Campos iniciaram-se na década de 30 do século passado, com o mapeamento da porção terrestre e da região costeira realizado por LAMEGO (1937, 1940, 1945 apud GUARDADO et al., 1989).

Em 1958, a Petrobrás adquiriu dados sísmicos terrestres preliminares e perfurou, em 1959, o primeiro poço exploratório/estratig ráfico (2-CST-1-RJS) na região do Cabo de São Tomé - RJ. Este poço penetrou 1670 m de sedimentos do Terciário rico em areias, basaltos neocomianos e o embasamento metamórfico. Em seguida, realizou-se um reconhecimento gravimétrico para delimitação da bacia em áreas emersas.

Seguindo o rumo da exploração petrolífera no Brasil, que caminhava para sua fase marítima na plataforma . continental rasa, em 1968 a Petrobrás realizou o primeiro detalhamento sísmico na porção marinha da bacia com aquisição de dados sísmicos 2D, que levou a execução de um programa exploratório para avaliação do potencial petrolífero, iniciado em 1971 com a primeira perfuração offshore. Esse esforço inicial acabou propiciando a descoberta pelo poço 1-RJS-9A, em 1974, do primeiro campo de petróleo - Garoupa, que ainda está em produção (GUARDADO et al., 1989; BRUHN et al., 2003).

A descoberta do Campo de Garoupa deu inicio a uma série de descobertas de campos petrolíferos nos reservatórios carbonáticos, calcarenitos e calcirruditos da Formação Macaé,

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tomando este play o principal objeto exploratório da bacia que proporcionou o avanço das pesquisas. Vários reservatórios carbonáticos foram prospectados com sucesso demonstrando ser uma bacia prolífica.

Outro importante play da bacia foi descoberto em 1975 com o reservatórios turbidíticos (Cenomaniano/Turoniano) do Campo de Namorado. Este foi considerado o primeiro campo gigante da Plataforma Continental Brasileira abrindo fronteiras para novos alvos exploratórios além dos carbonatos mesoalbianos.

Após exaustivos trabalhos dos geocientistas e investimentos realizados na bacia iniciou-se a produção de petróleo em 13 de agosto de 1977, com uma plataforma iniciou-semi-submersível em águas com aproximadamente 120 m de profundidade do Campo de Enchova (BRUHN et al., 2003). Desde então a PETROBRAS traçou um histórico de sucesso nesta bacia chegando a produzir um total de 1.500 mil barris de óleo por dia no ano de 2006, confirmando a Bacia de Campos como a principal produtora de petróleo para o país.

2.3 Arcabouço Estratigráfico

A sistematização do arcabouço estratigráfico da Bacia de Campos teve início com o trabalho de SCHALLER (1973), que elaborou a primeira coluna litoestratig ráfica da bacia com base em dados sísmicos, g ravimétricos e de poucos poços perfurados na área costeira fluminense e respectiva plataforma continental. O autor dividiu o pacote sedimentar em quatro unidades litoestratig ráficas, representadas pelas formações Lagoa Feia, Macaé, Campos e Emboré.

Essa nomenclatura das unidades da bacia ainda é mantida, no entanto a g rande quantidade de dados advindos do avanço da exploração petrolífera na bacia subsidiou várias modificações e atualizações na interpretação do seu arcabouço estratigráfico.

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A coluna litoestratigráfica apresentada pela Petrobrás é a de RANGEL et al. (1994) (Figura 2). Os autores agrupam as rochas em seis unidades litoestratigráficas, formações Cabiúnas, Lagoa Feia, Macaé, Carapebus, Ubatuba e Emboré, sendo que as três últimas compõem o Grupo Campos.

A Formação Cabiúnas constitui o assoalho para a sedimentação da Bacia de Campos, sendo formada por rochas ígneas básicas do Andar Rio da Serra/ Ara tu. Litologicamente é constituída por derrames de basaltos amigdaloidal de coloração castanha e cinza, e níveis piroclásticos interestratificados com conglomerados polimíticos cinza-esverdeados; sua espessura máxima é de 800 m. As datações realizadas por MIZUSAKI et al. (1989 apud RANGEL et al., 1994), utilizando o método K-Ar, indicaram idades entre 122 ± 5 e 134 ± 4 Ma.

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Figura 2 - Carta estratigráfica da bacia de Campos (simplificada de RANGEL et al., 1994).

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A Formação Lagoa Feia constitui-se de repleta diversidade litológica, como conglomerado polimítico, arenito grosso a conglomerático, arenito muito fino acastanhado, siltito e folhelho cinzento a esverdeado, folhelho preto com matéria orgânica, calcários incluindo coquinas de moluscos, e no topo evaporitos. Sua espessura máxima chega a 2400m. A idade dessa unidade vai do Barremiano até o Aptiano, e tem importância fundamental por conter a principal rocha geradora da bacia.

A porção basal é constituída por depósitos vulcanoclásticos de origem local seguidos de conglomerados e arenitos líticos, siltitos, folhelhos e calcários, que foram depositados durante a fase rifte. Nessas litologias se intercala o Membro Coqueiros, constituído por coquinas a pelecípodes cinza a creme, formando corpos com 15 m a 100 m de espessura.

No topo da formação ocorre a suíte evaporítica do Membro Retiro (Neoaptiano) que representa a primeira grande incursão marinha na região (fase transicional), indicando a existência pretérita de um golfo. Freqüentemente os corpos de evaporitos foram remobilizados por efeito da halocinese, originando grandes domos e diápiros salinos que, injetados nas camadas sobrejacentes, propiciaram a formação de trapas estruturais e janelas de migração em águas profundas e ultraprofundas.

A Formação Macaé. designa os calcirruditos, calcarenitos e calcilutitos sobrepostos discordantemente à porção evaporítica da For_{m ação Lagoa Feia. Datações bioestratigráficas} com base em palinomorfos e foraminíferos conferem idade albiana e turoniana representando os primeiros sedimentos essencialmente marinhos da bacia. A Formação Macaé é recoberta discordantemente pela Formação Ubatuba e é dividida em três membros, Quissamã, Outeiro e Goitacás.

O Membro Quissamã é denominado informalmente de "Macaé Água Rasa" ou "Macaé Inferior" e sua idade é atribuída ao Albiano. Constitui-se de calcarenitos e calcirruditos oolíticos e oncolíticos, que podem estar muito dolomitizados. O Membro Goitacás representa

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um sistema proximal formado por conglomerados polimíticos e arenitos mal selecionados, com associação de margas cinzentas e calcilutitos brancos.

O Membro Outeiro compõe-se de calcilutitos creme sotopostos a margas e folhelhos com arenitos turbidíticos intercalados, estes sendo informalmente designados como "Arenito Namorado". Essa seção também é conhecida infor malmente como "Seção Bota" devido a sua forma nos perfis de raio gama e elétrico.

A Formação Macaé representa o início da passagem de um ambiente marinho restrito para um ambiente marinho franco, dentro da evolução para uma bacia de margem passiva. As margas e folhelhos do topo da seqüência indicam um aprofundamento da bacia, com o fim do ciclo deposicional Macaé-raso que é caracterizado por clima quente e seco passando paulatinamente para a uma maior umidificação (DIAS-BRITO, 1982).

O Grupo Campos, proposto inicialmente como Formação Campos, desig na a seção clástico-carbonática sobreposta a Formação Macaé. É dividido em três for mações: Ubatuba, Carapebus e Emboré.

A Formação Ubatuba constitui-se essencialmente por argilitos, folhelhos, margas, calcilutitos e diamictitos cinza-escuros. Em direção a porções mais proximais interdigita-se com a Formação Emboré. Sua idade de deposição vai do Neocretáceo até o Recente, e possui espessura de até 4000 m. Na porção basal dessa unidade encontra-se o Membro Tamoios, denominado informalmente de "Ubatuba Cretáceo" que apresenta litificação mais pronunciada. O conteúdo fossilífero é formado por nanofósseis calcários, foraminíferos planctônicos e palinomorfos que conferem a idade ao Membro Tamoios Turo-Maastrichtiana.

A Formação Carapebus é formada por camadas de arenito fino a grosso, localmente conglomerático, intercalados com pelitos da Formação Ubatuba. Os arenitos resultam de correntes de turbidez em ambiente de base de talude e bacia, que ocorreram do Cenomaniano

ao Mioceno; vários deles recebem denominação informal, tais como Arenito "Marlim", "Albacora" e "Carapeba".

A Formação Emboré é constituída por arenitos arcos1anos e carbonatos impuros, depositados em ambiente flúvio-deltaico e plataforma} interdigitados lateralmente com pelitos da Formação Ubatuba. É dividida em três membros: Membro São Tomé, Siri e Grussaí. O primeiro designa clastos · grossos e os dois últimos são compostos por calcarenitos bioclásticos. A deposição desta unidade teve início no Maastrichtiano e ocorre até o Holoceno.

2.4 Arcabouço Estrutural

Na Bacia de Campos encontram-se dois principais estilos estruturais típicos de uma bacia de margem divergente (Figura 3). Estas estruturas são influenciadas pelas descontinuidades pretéritas da Faixa de Dobramentos Ribeira (FDR) que forma seu embasamento, sugerindo uma evolução controlada pela reativação de estruturas pré-cambrianas de direção predominante NE (DIAS et a!., 1987).

O primeiro estilo estrutural encontrado na bacia está condicionado a fase rifte, com estruturas extensionais de alto ângulo ocorrido no Cretáceo Inferior (Figura 3). São falhamentos normais formando uma série de grábens, horsts e semi-grábens que estão relacionados ao rompimento inicial do Supercontinente Gondwana.

A orientação desses falhamentos coincide com lineamentos estruturais evidentes na província da FDR aflorante, sugerindo que estas fases de fraturamentos distensionais são reativações pré-existentes da crosta. Considera-se essa fase como um importante fator de controle estrutural para a distribuição das fácies da Formação Lagoa Feia, que é a principal geradora na bacia. (GUARDADO et al., 1989).

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Figura 3 - Seção sísmica regional em tempo da bacia de Campos; observar os diversos compartimentos relacionados aos diferentes estilos estruturais da bacia; em profundidade compartimento relacionado a estruturas pretéritas da fase rifle associadas a FDR, já a menor profundidade estruturas de soterramento da bacia (MOHRIAK, 2004).

O mais importante horst gerado durante essa fase é o Alto de Badejo, e os mais

proeminentes baixos são as fossas de Corvina-Parati e São João da Barra, as quais estão separadas pelo Alto de Badejo (Figura 4). Essas feições estruturais possuem direção NE-SW e são limitados em sua maioria por falhas antitéticas e sintéticas. Essas fossas estão preenchidas

por mais de 900m de sedimentos (GUARDADO et al., 1989).

O segundo estilo estrutural que ocorre na bacia relaciona-se a estruturas extensionais relacionadas ao soterramento da bacia (Fig 3). Essas estruturas são caracterizadas por falhamentos lístricos normais e de crescimento (sin-deposicional) que afetam os sedimentos pós-sal até a superfície do fundo marinho.

Após um período de relativa quiescência tectônica durante o Aptiano, a bacia sofreu uma pequena inclinação com a compactação diferencial: isso provocou a movimentação do sal (halocinese) e conseqüentemente gerou falhas de crescimento. A tectônica salina originou domos e diápiros que se concentraram na porção mais distal (Figura 4). Anticlinais de

compressão (rollover) também estão associados a este tipo de tectonismo (FIGUEIREDO et

ai., 1985 apud GUARDADO et. al., 1989).

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Alto Estrutural

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Baixo Estrutural • Provincla de Domos Salinos

Figura 4 - Feições estruturais mais proeminentes e ocorrência dos damos salinos da bacia de Campos e acumulações de petróleo (modificado de RANGEL & MARTINS, 1998).

A tectônica de sal tomou-se ativa durante o Neoaptiano e Eoalbiano, persiste até o Holoceno e compartimentou a bacia salífera em vários domínios criando uma série da falhas 1ístricas e estruturas complexas (de tartaruga, diápiros, muralhas de sal, falhas extensionais e compressionais), além de controlar a estruturação de calhas de sedimentação (MOHRIAK, 2004).

Pode-se relacionar à bacia evaporítica alguns domínios tectônicos, desde compartimentos extensionais com almofadas de sal, diápiros de sal, região de muralhas de sal com grandes empurrões e dobramentos, localmente invertendo mini-bacias (SZATIMARI e DEMECIAN, 1993; MOHRIAK e NASCIMENTO, 2000 apud MOHRIAK, 2004).

Interpretações dos diversos domínios tectônicos gerados pela halocinese na parte sul da Bacia de Campos são apresentadas na figura 5. Inclui compartimentos com tectônica de sal incipiente (Domínio I), uma região com almofadas de sal e feições extensionais (Domínio II), uma região com diápiros de sal e feições extensionais localmente afetadas por inversões (Domínio III) e um domíriio mais distal, com feições compressionais (falhas de empurrão e repetição de camadas) e sal em diápiros (MOHRIAK, 2004).

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Figura 5 -Seção geossísmica regional em tempo da bacia de Campos mostrando os domínios

tectônicos da bacia: domínio das estruturas fase rifle; estruturas de sobrecarga e domínio da tectônica salifera. Domínios da tectônica da província de sal: !-tectônica de sal incipiente; II-tectônica de sal extensional; III-província de diápiros de sal com II-tectônica compressional;

VI-tectônica de sal fortemente compressional próximo ao limite entre a crosta continental e oceânica (MOHRIAK, 2004).

A atuação da tectônica nos depósitos evaporíticos, que são mais plásticos entre as demais rochas, proporcionou a formação de janelas de sal para a migração de hidrocarbonetos; teve uma função decisiva controlando a deposição das fácies-reservatório e na formação de trapas para maior acumulação de hidrocarbonetos na Bacia de Campos

(GUARDADO et al., 1989) (p. ex. Campo de Namorado).

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Figura 6 - Distribuição das estruturas halocinéticas e acumulações de hidrocarbonetos na bacia de Campos. Os campos de petróleo predominam na porção onde há "cicatrizes" de sal, que possibilitaram a migração do óleo até reservatórios acima dessa seção (MEISLING et al., 2001 apud MOHRJAK, 2004).

A distribuição das estruturas halocinéticas na Bacia de Campos está controlando a disposição dos campos, como pode ser observado na figura 6. Na parte onde há "cicatrizes" do deslizamento para parte mais profunda da bacia ocorre a totalidade dos campos, conforme observado na figura 6. Possivelmente a falta de cicatrizes no sal toma um impeditivo

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exploratório em águas profundas na Bacia de Campos nos pla y s pós-sal, focando novos

prospectos na seção pré-sal mais profunda (MOHRIAK, informação verbal, out/2006).

2.5 Sistemas Petrolíferos

As principais rochas geradoras de hidrocarbonetos na Bacia de Campos são folhelhos pretos lacustres da Formação Lagoa Feia. O modelo de migração mais aceito é atr avés de "janelas" abertas na seção evaporitica e alcançando falhas lístricas da seção pós-sal, por onde o óleo migrou da seção rifte até os reservatórios areníticos do Cretáceo e Terciário, além de ocorrer em outras rochas n<servatório como calcarenitos, coquinas e basaltos fraturados (TRINDADE et a!., 1987).

Óleos analisados provindos dos campos gigantes de Albacora e Marlim indicam que os mesmos foram gerados a partir da mesma rocha fonte e se encontra matura. Além disso, o óleo recuperado no "Arenito Namorado", Campo de Albacora, possui menos concentração de compostos tricíclicos revelando menor distância de migração em relação aos reservatórios terciários e resultam da mistura de óleos biodegradados e não-biodegradados provenientes de uma única rocha fonte da Formação Lagoa Feia (TRINDADE et al., 1987).

Ainda segundo TRINDADE et a!. (1987), há evidências de que a migração ocorreu no mínimo em duas etapas. Primeiramente ocorreu a migração de óleo para os reservatórios onde foi biodegradado e posteriormente esses reservatórios foram preenchidos pelo segundo pulso de migração, isso se toma evidente pela mistura de óleos biodegradados e não-biodegradados. A cromatografia de óleos recuperados evidencia que a migração ocorre atualmente na bacia. Segundo MELLO et al. (1994) a janela de geração de óleo teve inicio apenas no Terciário.

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As rochas geradoras foram depositadas em águas salobras a hipersalinas, contendo matéria orgânica formada por algas ricas em lipídios e bactérias, e possuem COT ( carbono orgânico total) variando de 2 a 6% em peso e localmente pode chegar até 9%. O índice de hidrogênio chega a 900 mg HC/g de COT e evidenciam querogênio tipo I. Análises de pirólise Rock-Eval revelam que estes folhelhos possuem excelente potencial gerador, da ordem de 10 mg HC/g de rocha (MELLO et al., 1994). O perfil geoquímico da Formação Lagoa Feia indica que a principal rocha geradora atinge a janela de maturação (reflectância de vitrinita Ro ~ 0.6) a uma profundidade de 3350 m (Figura 7).

Mapeamento detalhado das rochas fonte integrando dados geológicos e geofisicos mostraram os intervalos de depocentros onde se acumularam espessuras de até 200 m de folhelho gerador, caracterizado por estruturas em condições de extrema anoxia necessárias para a preservação da matéria orgânica (SOLDAN et al., 1995).

As rochas-reservatório · da bacia são arenitos turbidíticos da Formação Carapebus e Macaé (Arenito Namorado), calcarenitos oolíticos do Membro Quissamã, coquinas da Formação Lagoa Feia e basaltos fraturados da Formação Cabiúnas. Sem dúvida, os arenitos turbidíticos são as principais rochas-reservatório presentes na bacia.

Os principais condutos. de mig ração de óleo são falhas da fase rifte e falhas lístricas associadas a halocinese. Do mesmo modo, as paredes dos canyons, as interfaces dos diápiros de sal e as janelas na seção evaporítica são outros caminhos possíveis na migração. Essas feições ligam a seção geradora às diversas rochas-reservatório das seções pré- e pós-evaporítica (MELLO et al,; 1994).

A Carta de Sistemas Petrolíferos da Bacia de Campos (Figura 8) resume a relação temporal entre os elementos essenciais do sistema petrolífero existente na bacia e deixa evidente o timing que propiciou a acumulação de grandes reservas.

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-Figura 7 - Perfil geoquzmzco da Formação Lagoa Feia mostrando os folhelhos pretos

calciferos, que são os principais geradores {MELLO et ai., 1994).

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Cretáceo

1-Fom. Lagoa Feia

2-Fm. Cabiúnas 3-Coquinas 4-Calcarenitos 5-Arenito Turbidítico "Namorado" 75 6-Mb. Carapebus (K) 7-Mb Carapebus (T) 50

Paleogeno

8-Folhelhos e Margas Fm. Lagoa Feia 9-Folhelhos e Margas Mb. Outeiro 10-Mb. Carapebus

25

Neogeno

Moceno _{Sistema Petrolífero}

Rocha Fonte

ReseNotório

SelO

1J

Momento Crítico

11-Soterramento da Fm. Lagoa Feia 12-Basaltos Fraturados

13-Coquinas em Paleoaltos 14-Halocinese

15-Fase Principal de Geração

Figura 8 -Carta de eventos do Sistema Petrolífero da bacia de Campos (MELLO et al., 1994, modificada por FERNANDES, 2001).

De modo geral os óleos analisados na bacia de campos são intermediários entre parafínicos e naftênicos. Óleos inalterados apresentam grau API em torno de 25º_{, entretanto é} muito comum a ocorrência de óleos biodegradados com API de 10° _{devido à ação bacteriana} e contribuição da entrada de águas meteóricas durante fases de regressão (SOLDAN et al., 1995).

2.6 Evolução Tectono-sedimentar

A evolução geológica da Bacia de Campos contextualiza-se como a de uma bacia típica de margem passiva, sendo um caso semelhante às demais bacias da margem continental leste brasileira que envolve a ruptura crusta! do Supercontinente Gondwana, originando a Placa Africana e Sulamericana e a formação do Oceano Atlântico Sul de idade Neojurássica/Eocretácea (Figura 9).

Segundo MOHRIAK (2004), atualmente o modelo tectonofísico de McKENZIE (1978) é adotado como base para a evolução da margem continental brasileira, o qual propõe um estira_{m ento litosférico e afinamento da crosta e da litosfera durante a fase rifte, e} posteriormente uma fase de subsidência termal associado ao resfriamento da anomalia térmica.

A Orogenia Brasiliana (Neoprecambriano-Eopaleozóico), ocorrida com a colisão dos terrenos acrescidos aos crátons do Amazonas e São Francisco no Neoproterozóico, é o evento responsável pela origem do supercontinente Gondwana (ALMEIDA, 1967; ALMEIDA et al.,

1976; ALMEIDA et ai., 198 l; CORDANI, 2000; HEILBRON et al., 2000 apud MOHRIAK, 2004).

Figura 9 - Evolução do rompimento do Supercontinente Gondwana (modificado de

MIZUSAKJ, 1998 apudMIZUSAKI & THOMAZFILHO, 2004).

A partir do Neojurássico ocorreu um sistema de riftes como conseqüências dos esforços distensionais atuantes no Gondwana, sendo que o clímax do rifteamento deu-se no Neojurássico-Eocretáceo, logo após a formação de derrames de lavas basálticas que ocorrem na Bacia do Paraná e como embasamento das bacias da margem leste brasileira desde a Bacia de Pelotas até Campos (GUARDADO et ai., 1989).

A evolução da margem divergente brasileira é marcada por cinco fases principais com diferentes padrões de tectônica e sedimentação, caracterizando a evolução tectono-sedimentar das bacias (Figura 10).

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ROCHAS ROCHAS SEQU NCIA CROSTA

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-INTRUSÕES CROSTA UNDERPLATING MANTO ASTENOSFERA

IGNEAS OCEANICA SUPERIOR

Figura 10 - Modelo geodinâmico esquemático das fases de separação das placas

A primeira fase é a pré-rifte que é marcada pelo inicio dos processos extensionais na bacia admitindo um pequeno soerguimento e afinamento crustal gerando depósitos sedimentares pouco espessos que não são encontrados na bacia de Campos (Figura 10-I); a fase sin-rifte é caracterizada por um aumento do estiramento litosférico e clímax de extrusão de lava basáltica (Figura 10-11); novo evento de afinamento litosférico rotacionando blocos de riftes (Fig 1 O-III); espalhamento do meso-Atlântico e inicio da formação de uma crosta oceânica (Figura 10-IV); primeiras ingressões marinhas (Figura 10-V) (MOHRIAK, 2004).

A evolução tectono-sedimentar da bacia de Campos também é afetada por eventos tectônicos ocorridos na Plataforma Continental Brasileira após a ruptura do Gondwana. O soerguimento da Serra do Mar e da Mantiqueira, atribuído ao final do Cretáceo, fez com que aumentasse o aporte sedimentar da bacia formando gra_{n des cunhas siliciclásticas} progradantes que avançaram na direção da quebra da plataforma forçando uma regressão marinha (CAINELLI e MOHRIAK, 2004 apud MOHRIAK, 2004).

Segundo MOHRIAK (1989) as fases evolutivas da Bacia de Campos e sua resposta sísmica podem ser resumidas no quadro abaixo (Quadro 1).

Na Bacia de Campos são reconhecidas três grandes unidades tectono-sedimentares: Seqüência Continental, Seqüência Transicional e Megaseqüência Marinha, sendo que esta última é segmentada em Seqüência Carbonática Nerítica Rasa, Seqüência Oceânica Hemipelágica e Seqüência Oceânica Progradante (DIAS et al., 1990).

Seqüência Continental (fase rifle). -- Engloba basaltos da Formação Cabiúnas e parte dos sedimentos continentais da Fonnação Lagoa Feia. Ocorre em um sistema de rifles onde se desenvolvem horsts, semi-grábens e grábens alongados na direção SW-NE, limitados por falhas sintéticas e antitéticas, com paralelismo com as principais estruturas do embasamento neoproterozóico. Com base em seções sísmicas, estima-se que esta seqüência tenha aproximadamente 4000 m de espessura (GUARDADO et al., 1989).

O mais expressivo horst desta fast, é o Alto de Badejo, e os principais baixos são os de Corvina-Parati e São João da Barra, já citados anteriormente (Figura 4).

Quadro 1 - Elementos tectono-estratigráficos da Bacia de Campos e resposta sísmica (MOHRJAK et al., 1989).

Estágio _{Elementos Estruturais e Estratigráficos Assinatura Sísmica} Evolutivo

Falhas lístricas associadas à mobilização do Refletores fracos e descontínuos na

sal e colapso plataforma

Intensa halocinese em água profunda

Suaves dobras, capeamento de litologias Refletores fortes e continuo no

menos compactada talude

Rollovers próximo a platafonna rasa Ojj1apping paralelo, sub-horizontal, seixos com estrutura caótica

Pequenos empurrões e blocos de Velocidade sísmica variável, muito

Drifte deslizamento próximo ao talude alta a muito baixa Progradação deltaica e fácies de água

profunda

Seqüência regressiva: elásticos terrigenos

com carbonatos intercalados Acúmulo de leques deltaicos Condensação estratigráfica, erosão

submarina,canyons

Falhas lístricas de crescimento e anticlinais Refletores fortes na base e topo da

rollover plataforma carbonática rasa

Sinclinais criados pela dissolução do sal Refletores rotacionados, degrau de deslizamento para o depocentro da

Rejeito inverso devido ao incremento de bacia mergulhos em profundidade

Carbonatos _{Rápido crescimento da plataforma Montes complexos e estruturas}

Marinhos _{carbonática rasa caóticas}

Canalização de corpos areníticos em baixos localizados

Dolomitização na região sudeste Alta velocidade sísmica Entrada de elásticos na seqüência albiana

Quadro 1 - Continuação.

Estágio Elementos Estruturais e Estratigráficos Assinatura Sísmica

Evolutivo

Peneplanização topográfica Fortes reflexões na base e topo

Influxo da água marinha Padrão interno caótico

Evaporitos/

Transicional Ampla acumulação de evaporitos

Entrada de elásticos em direção à borda oeste da bacia

Fraturamento extensional com mergulhos Refletores fortes e contínuos

sintéticos e antitéticos associados com depósitos de

coquinas Deposição sintectônica de cunha elástica

Descontinuidade angular em blocos

Rifte rotacionados Refletores mergulhantes em blocos _rotacionados

Suaves mergulhos no centro da bacia

Camadas truncadas

Clástico flúvio-lacustre

Deformação normal e reversa Contração e expansão do lago

Alta velocidade sísmica

Alta produção de matéria orgânica

O mais expressivo horst desta fase é o Alto de Badejo e os principais baixos são os de Corvina-Parati e São João da Barra, já citados anteriormente (Figura 4).

O inicio desta fase é marcado por atividade vulcânica de basaltos que constituem o embasamento econômico da bacia (Formação Cabiúna). Nesta fase são encontrados hialoclasitos, tufos e ignibritos (BERTANI & CAROZZI, 1985). Segundo MIZUSAKI (1986) apud DIAS et al. (1990), o início do rifteamento é dominado por seqüência vulcano-sedimentar, sendo reconhecidos eventos vulcânicos do tipo sub-aquoso lacustre e sub-aéreo do tipo explosivo episodicamente. Quando fraturados, os basaltos constituem importantes reservatórios, como os dos campos de Badejo e Linguado (GUARDADO et al., 1989).

Posteriormente depositaram-se sedimentos siliciclásticos e carbonatos da Formação Lagoa Feia que foram controlados por lagos tectônicos alongados. A sedimentação ocorreu em ambiente lacustre salino e deltaico. O conteúdo fossilífero presente é caracterizado por

ostracodes e palinomorfos, que permitiram sua datação, além de pelecípodes formando coqumas. Estes depósitos têm grande importância para a prospectividade da bacia, pois ocorrem importantes pacotes de folhelhos carbonáticos geradores de hidrocarbonetos e depósitos de coquinas com alta porosidade, características de bons reservatórios.

Seqüência Transicional. -- Marca a transição da Seqüência Continental (fase rifte) para a Seqüência Marinha (fase drifte) através de um alongado golfo entre os continentes

Sul-americano e Africano.

A Seqüência Transicional é marcada pelas primeiras ingressões marinhas de idade Aptiana até Alagoas ocorridas na bacia de Campos sobre a Seqüência Rifte. É caracterizada por conglomerados e lamitos avermelhados, que passam lateralmente para sedimentação carbonática representadas por carbonatos nodulares e estromatólitos indicando deposição em águas muito rasas.

O topo da seqüência é formado por um espesso pacote evaporítico mineralogicamente composto por halita e anidrita (Membro Retiro), depositados em ambiente de golfo alongado, tectonicamente calmo e com clima árido e semi-árido (MOHRIAK, 2004).

A principal importância exploratória desta seqüência reside na formação de evaporitos como rocha selante e principalmente no dinamismo estrutural da seção sobreposta que deformou os depósitos de evaporitos gerando uma tectônica halocinética fundamental para a geração de estruturas trapeadoras e para distribuição faciológica dos turbiditos da seção

pós-sal que formam grandes reservatórios confinados por calhas deposicionais (DIAS et al.,

1990).

Megasseqüência Marinha. -- Posteriormente à fase Transicional, caracterizada por um golfo, tem-se continuidade a abertura do Oceano Atlântico Sul com a fase marinha

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propriamente dita, que é caracterizada por seqüências deposicionais tipicamente marinhas. São divididas em três seqüências: Seqüência Carbonática Neritica Rasa, Seqüência Oceânica Hemipelágica e Seqüência Oceânica Progradante.

Do ponto de vista da sismoestratigrafia as duas primeiras seqüências se caracterizam por deposição retrogradantes, apresentando geometria de onlap contra o continente. A Seqüência Oceânica Progradante, regressiva, apresenta clinoformas com ojjlaps para leste (DIAS et ai., 1990).

Seqüência Carbonática Nerítica Rasa. -- Corresponde aos depósitos da Formação Macaé Inferior de idade Eo-mesoalbiana os quais são formados por sedimentos terrígenos principalmente leques deltaicos nas regiões costeiras e calcários na porção plataformal. A deposição carbonática desenvolve-se sob clima quente e seco em ambiente neritico raso, fundo oxigenado e águas hipersalinas, sugerido pelo escasso conteúdo fossilífero de baixa diversidade (DIAS-BRITO et ai., 1986).

No Albiano, uma gradual abertura do Golfo Atlântico possibilitou uma maior.circulação das águas marinhas devido ao rompimento das barreiras restritivas, aumento da crosta oceânica e subsidência da margem continental (ASMUS & PORTO, 1980).

Nesta seqüência tem-se os primeiros registros de tectônica diastrófica relacionada à halocinese em decorrência da sobrecarga de sedimentos desta seqüência e basculamentos da bacia, resultando na formação de estruturas de calha deposicional.

Os sedimentos carbonáticos que compõem a plataforma rasa são predominantemente oncolitos, oólitos, pelóides e bioclastos. A textura é bastante variável refletindo diferentes processos deposicionais. Oólitos caracterizam ambientes de águas agitadas, enquanto que calcários mais finos foram depositados em depressões pouco profundas. Observa-se uma gradação de calcissiltito para calcilutitos com o aparecimento de margas e folhelos nas

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porções mais distais. A ausência de recifes e de fácies de talude fortalecem a interpretação de um modelo baseado em rampa carbonática típica (DIAS et a!., 1990).

Seqüência Oceânica Hemipelágica. -- Engloba a porção superior da Formação Macaé e a basal do grupo Campos, ocorrendo do neoalbiano ao eopaleoceno (DIAS et ai., 1990).

No neoalbiano ocorre uma nova fase de tectônica halocinética resultante da sobrecarga, com a formação de estruturas de rollovers, cujos baixos adjacentes depositaram-se corpos de arenitos turbidíticos. Durante o Cenomaniano/Turoniano formaram-se expressivos depósitos arenosos associados a margas- e folhelhos caracterizando o topo da Formação Macaé denominado informalmente de "Seção Bota".

A "Seção Bota" é constituída por calcilutitos cimentados sobrepostos por margas que são intercaladas por depósitos turbidíticos. Ocorre também uma fácies intermediária de ritmitos composta por margas e calcilutitos. Isto caracteriza uma deposição em resposta a elevação relativa do nível do mar que afogou os carbonatos de água rasa da Formação Macaé Inferior (DIAS et al., 1990).

Esta seqüência tem importância na geração dos primeiros depósitos turbidíticos da bacia. São reconhecidos dois tipos: um na forma de lençóis de areia e outro na for ma confinante em calhas deposicionais. Ambos os sistemas são constituídos por arenitos médios, maciços, em camadas amalgamadas com espessuras de 150 m. O Campo de Albacora possui reservatórios típicos do primeiro caso e no Campo de Namorado predominam turbiditos confinados (DIAS et ai., 1990).

Os sedimentos da base do Grupo Campos marcam em definitivo a fase oceânica (drift) da bacia com o estabelecimento de um ambiente marinho profundo a batial. Os sedimentos são compostos principalmente por folhelhos e margas. Nesta fase a movimentação halocinética diminuiu de intensidade, porém, continuando a produzir calhas deposicionais

confinantes. Estes movimentos refletem o progressivo basculamento da margem continental para leste, em regime de subsidência térmica. Nesta etapa também depositaram-se corpos arenosos turbidíticos nas calhas gerando reservatórios como os dos campos de Carapeba, Pargo e Marimbá. Associadas a esses depósitos formaram-se também trapas estritamente estruturais em decorrência dos falhamentos (DIAS et al., 1990).

Seqüência Oceânica Progradante. -- O desenvolvimento desta seqüência é influenciado

pela variação no nível do mar, pelo soerguimento da Serra do Mar e movimentos halocinéticos. A seção terciária caracteriza-se por seqüências progradantes com feições de

offlap sobre discordância do Cretáceo Superior (DIAS et al., 1990).

Este padrão fortemente progradante estaria relacionado ao rejuvenescimento da Serra do Mar que associado a mudanças climáticas teriam servido de área fonte, com suprimento de sedimentos suficiente para suplantar a taxa de basculamento/subsidência da bacia (DIAS et al., 1990), isto é, o espaço de sedimentação deposicional.

Os turbiditos que ocorrem nesta fase são divididos por MUTTI et al. (1979) apud DIAS et al. (1990) em dois sub-sistemas. O primeiro, basal, é representado por espessos pacotes de arenitos preenchendo calhas pré e sin-deposicionais. O outro sub-sistema é representado por corpos tabulares mais delgados e mais extensos em área que o primeiro (GUARDADO & ARSO, 1983 apud DIAS et al.1990).

No que diz respeito a fisiografia/suprimento, as plataformas rasas tinham função de armazenar e suprir sedimentos (Formação Emborê) para a formação de turbiditos terciários durante regressões marinhas.

No Oligoceno ocorreu urna zona condensada correspondente a uma superfície de inundação máxima formada por uma vaza de calcilutitos conhecida como Marco Azul. Essas

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zonas são marcos sismoestratigráficos que apresentam grande cobertura na bacia (DIAS et al., 1990).

Opostamente às superfícies de inundação máxima, ocorreram rebaixamentos do nível do mar que formam superfícies desnudadas, gerando incisões subaéreas como canyons e escavações locais que serviram de condutos para a chegada de areias até a planície abissal e talude inferior. Com a subida do nível do mar essas depressões foram preenchidas (DIAS et al., 1990).

3 MÉTODOS ELETROMAGNÉTICOS MARINHOS

Como já foi mencionado no Capítulo 1, o objetivo deste capítulo é apresentar uma introdução bastante elementar dos métodos EM marinhos. Particular ênfase será dada ao CSEM, tendo em vista que os artigos que serão discutidos no Capítulo 4 se referem a levantamentos realizados exclusivamente com esse método. Além disso, é possível encontrar exposições bastante compreensivas do método MT em livros-texto de geofísica (TELFORD et al., 1990).

Várias exposições do método CSEM marinho podem ser encontradas na literatura recente (CONSTABLE, 2005 / 2006; EIDESMO et al., 2002; FISCHER, 2005; JOHANSEN et al., 2005; MACGREGOR & TOMPKINS, 2005; ROSTEN & GUNDERSEN, 2005; SMIT & WOOD, 2006; SRNKA et al., 2006). A exposição a seguir se baseia principalmente em CONSTABLE (2005).

3.1 Introdução Histórica

Métodos eletromagnéticos (EM) marinhos foram empregados pela primeira vez por Charles Cox, que utilizou o método magnetotelúrico (MT) marinho (COX et al., 1980) e o método eletromagnético de fonte controlada ( ou CSEM, do inglês Controlled Source Electromagnetic) (COX, 1981) para estudar a crosta e o manto do oceano profundo. As primeiras tentativas de utilizar o método magnetotelúrico marinho na exploração de petróleo (HOEHN & W ARNER, 1983) não causaram entusiasmo, em grande parte porque o instrumental terrestre adaptado para a tarefa era volumoso, mesmo para padrões terrestres atuais, e o ambiente de águas rasas é muito mais ruidoso e difícil de se trabalhar do que em

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águas profundas. A recente explosão de interesse em métodos eletromagnéticos marinhos deve-se em grande parte aos desafios apresentados pela exploração em águas profundas e a correspondente necessidade de aumentar o índice de sucesso de perfuração, tendo em vista os altos custos envolvidos.

O catalisador do desenvolvimento da atual geração de tecnologia eletromagnética marinha foi o problema da exploração do sub-sal no Golfo do México. Um análise feita por HOVERSTEN & UNSWORTH (1994) sugeriu que métodos EM seriam capazes de identificar a espessura do sal, e que o método MT seria a ferramenta mais adequada, devido ao seu maior comprimento de penetração. A metodologia apropriada (HOVERSTEN et ai., 1998) e a instrumentação (CONSTABLE et ai., 1998) foram desenvolvidas no Scripps Institution of Oceanography (S10) e em Berkeley sob o patrocínio da indústria. Vários levantamentos MT marinhos foram realizados com o objetivo de atacar o problema do sub-sal no Golfo de México (ZERILLI, 1999), o problema do carbonato ojfshore Sicília (OLNER et al., 1999), e o problema do sub-basalto ojfshore Faroes (PEACE et al., 2002), todas elas em áreas onde o método sísmico encontra dificuldades devido a grandes contrastes de impedância entre unidades litológicas que também apresentam alvos elétricos. Apesar de bem sucedido nesses três casos, o acesso a informação estrutural básica através da condutividade elétrica não conseguiu despertar muito entusiasmo na indústria.

Na virada do século passado, a ExxonMobil e a Statoil começaram a investigar o uso do método CSEM para a detecção direta de hidrocarbonetos. Ambas fizeram testes de campo ojfshore Angola usando o navio de pesquisas britânico RRV Charles Darwin, um conjunto de receptores composto em sua maioria de instrumentos da S10 e o transmissor EM da Universidade de Southampton, chamado DASI. A Statoil foi mais agressiva nessa investigação, e foi a pnmerra a realizar um levantamento e publicar os resultados (ELLINGSRUD et al., 2002). A ExxonMobil só veio a público mais recentemente, através da

imprensa (W ARREN, 2004). Em suas versões comerciais, o método CSEM marinho foi rebatizado pela Statoil como "Sea Bed Logging (SBL)" e pela ExxonMobil como "Remote Reservoir Resistivity Mapping (R3M)".

3.2 Princípios Físicos

A propagação de campos eletromagnéticos num meio material é governada pelas equações de Maxwell, complementadas pelas relações constitutivas do meio (REITZ et ai., 1988; TELFORD et ai., 1990). No caso de um meio condutor linear, homogêneo e isotrópico, resulta das equações de Maxwell e das relações constitutivas que o campo elétrico E satisfaz a chamada "equação do telégrafo",

v'2E = µ0 8E/8t + µE a2E!8t2,

onde 0 é a condutividade elétrica, µ é a permeabilidade magnética, e E é a permissividade

dielétrica do meio. A equação do telégrafo é similar à equação da onda, mas apresenta um termo (aquele contendo 8E/8t) que, como veremos abaixo, gera uma atenuação exponencial do campo devido à dissipação de energia pelo efeito Joule. Nas freqüências relevantes aos métodos MT e CSEM (inferiores a alguns kHz), o termo contendo a segunda derivada temporal do campo é desprezível frente ao termo contendo a derivada primeira, e a equação do telégrafo toma a forma da equação de difusão,

v'2E = µ0 8E/8t.

No caso de um campo monocromático, E(r,t) = E(r) exp(iwt), a equação acima toma-se

v'2_{E(r) = iµ0co E(r),}

cuja solução mais simples, dependendo de apenas uma coordenada espacial (z, por exemplo),

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da forma

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E(z) = Eo exp (- (1 +i) z/o),

onde o = (2/µcrffi)112 _{é chamada de profundidade de atenuação (skin depth).}

Esse decaimento exponencial com a distância é a base de diversas características do método CSEM marinho:

(1) Para valores típicos de permeabilidade magnética e condutividade elétrica dos sedimentos marinhos(µ :::e:: µo= 4n x 10·7 Ns2/C2, o- - 1 (Qm)"1) , a profundidade de atenuação

(em metros) é dada aproximadamente por o :::e:: 500f ·112 , onde f é a freqüência do sinal EM

medida em Hertz. Essa é a razão pela qual são necessárias freqüências baixas ( da ordem de 1 Hz ou menos) para se prospectar alvos profundos (tais como reservatórios de petróleo).

(2) Por ser condutora, a água do mar atenua naturalmente o ruído EM ambiental, fazendo com que a qualidade dos dados de um levantamento CSEM em águas profundas seja melhor do que em águas rasas.

(3) O sinal EM emitido pela fonte se propaga até os receptores através da água, da subsuperficie e do ar (Figura 11). Devido às diferentes condutividades desses meios, a profundidade de atenuação do sinal é diferente em cada um deles. Assim, a curtas distâncias fonte-receptor, o sinal medido é dominado pela energia que se propaga pela água e pela interface água-sedimento (sinal direto); a grandes distâncias, ele é dominado pela energia que se propaga através do ar e· da interface água-ar (sinal aéreo). Finalmente, a distâncias intermediárias, o sinal medido é dominado pela energia que se propaga pela subsuperficie. Nesse intervalo, a taxa de atenuação do sinal medido em função da distância fonte-receptor será indicativa da presença ou ausência de uma estrutura resistiva, permitindo contrastar, por exemplo, um reservatório de hidrocarbonetos (alta resistividade) de um reservatório de água salgada (baixa resistividade).

Air 1oto Om

Water _{0.33 Om}

Overburden 1-20m

1-20m

HC reservoir 30-500 Om

10-e

i---1

I-la!! space 1-20,m

10-13

oomfíl<'lli!d by energy transmi!ted via wa!er aml sed, 111enl-walet

inlert.oc:e

4

3

2

m ,o-14

---

_-2

Sourte - receiver distance "'10,000 m Figura 11 - Funcionamento esquemático do CSEM (FISCHER, 2005).

3.3 Metodologia

A Figura 12 ilustra os métodos EM marinhos básicos correntemente empregados.

Receptores no fundo do mar fazem medidas de séries temporais dos campos elétrico e magnético. Os campos MT gerados na ionosfera e na magnetosfera propagam-se pela água do mar e uma resposta MT pode ser processada a partir dos dados registrados tal como uma impedância MT terrestre, com algumas diferenças significativas. Em particular, por ser condutora, a água do mar átenua dramaticamente a energia dos campos elétrico e magnético a

altas freqüências. Assim, embora respostas MT em terra possam ser processadas rotineiramente até várias centenas de Hertz, a 1.000 m de profundidade é praticamente impossível obter dados MT em freqüências supenores a 1 Hz. Com efeito, até o desenvolvimento de instrumentos de fundo do mar de banda larga, quase ninguém sequer

tentou coletar dados MT no fundo do mar com freqüências superiores a 0,01 Hz. A atenuação é menor em águas mais rasas (decaindo com o quadrado da profundidade da lâmina d'água), mas os campos MT decrescem em magnitude com a freqüência, compensando a menor atenuação em águas rasas.

CSEM Transmitter _{Aír (resistive}} Magnetotelluriç source fields

Seafloor {variable conductiviLyl

Figura 12 -Esquema básico de levantamentos CSEM e TM marinhos (CONSTABLE, 2005). Em sua implementação original, o método EM de fonte controlada foi desenvolvido para substituir os sinais MT de alta freqüência perdidos em águas profundas, embora se tenha percebido rapidamente que o método diferia do método MT por ser muito mais sensível a estruturas resistivas (enquanto o método MT é mais sensível a condutores). Um transmissor de energia eletromagnética, magnética ou elétrica é rebocado próximo o fundo do mar a fim de que os campos se acoplem bem às rochas resistivas no leito oceânico. A profundidade de atenuação na água do mar (270 m a 1 Hz) é menor que nas rochas no leito do mar, de tal sorte que a partir de uma certa distância do transmissor o sinal eletromagnético que se propaga através do leito oceânico domina sobre o que se propaga através da água do mar. Isso é o

oposto do que ocorre com o uso de fontes controladas em terra, onde os sinais recebidos são dominados pelo campo primário propagando-se pela atmosfera, encorajando assim o uso de métodos no domínio do tempo, em que as medidas são feitas após o desligamento do transmissor.

No método CSEM no domínio da freqüência, a amplitude e a fase dos sinais transmitidos como função da distância, geometria e freqüência são usadas para recuperar a estrutura de condutividade do leito oceânico. Devido a existência de uma componente vertical no fluxo de corrente elétrica, especialmente ao longo do eixo de um dipolo transmissor, o método CSEM é sensível a camadas resistivas com suficiente extensão lateral, tais como reservatórios de hidrocarbonetos, soleiras vulcânicas e horizontes evaporiticos.

3.4 Instrumentação

Nesta seção, seguindo CONSTABLE (2005), descreveremos a instrumentação desenvolvida pelo Scripps Institution of Oceanography (SIO) para levantamentos EM

marinhos.

O receptor EM de fundo do oceano do SIO (Figura 13) foi desenvolvido a partir do

trabalho de Charles Cox e colaboradores (WEBB et al., 1985). A primeira versão do sistema

MT de banda larga é descrita em CONSTABLE et al. (1998). A versão atual do sistema de

registro é manufaturada pela Real Time Systems, resultado de um programa de desenvolvimento envolvendo a SIO e RTS. Ele tem 8 canais de digitalização em 24 bits, com dados armazenados num compact flash card ou num mini disk drive. Todos os canais são amostrados simultaneamente a taxas entre 32 Hz e 1.000 Hz. Os dados são provisoriamente armazenados numa memória RAM de 8 Mbytes antes de serem transferidos para o flash/disk a fim de minimizar a potência e o ruído nos canais de aquisição. Controle do tempo é feito por