Caracterização geológica da formação Carapebus da Bacia de Campos através da análise de eletrofácies

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TOMÁS MANUEL LAMPREIA GROU

“CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA DA FORMAÇÃO CARAPEBUS DA BACIA DE CAMPOS ATRAVÉS DA ANÁLISE DE ELETROFÁCIES”

CAMPINAS 2015

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NÚMERO; 521/2015 UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

TOMÁS MANUEL LAMPREIA GROU

ORIENTADOR: PROF. DR. ALESSANDRO BATEZELLI CO-ORIENTADOR: PROF. DR. EMILSON PEREIRA LEITE

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO APRESENTADA AO INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS DA UNICAMP PARA OBTENÇÃO DO TÍTULO DE MESTRE EM GEOCIÊNCIAS NA ÁREA DE GEOLOGIA E RECURSOS NATURAIS

ESTE EXEMPLAR CORRESPONDE À VERSÃO FINAL DA DISSERTAÇÃO DEFENDIDA PELO ALUNO TOMÁS MANUEL LAMPREIA GROU E ORIENTADO PELO PROF. DR. ALESSANDRO BATEZELLI

CAMPINAS 2015

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Ficha catalográfica

Universidade Estadual de Campinas Biblioteca do Instituto de Geociências Márcia A. Schenfel Baena - CRB 8/3655

Grou, Tomás Manuel Lampreia,

G917c GroCaracterização geológica da formação Carapebus da Bacia de Campos através da análise de eletrofácies / Tomás Manuel Lampreia Grou. – Campinas, SP : [s.n.], 2015.

GroOrientador: Alessandro Batezelli. GroCoorientador: Emilson Pereira Leite.

GroDissertação (mestrado) – Universidade Estadual de Campinas, Instituto de Geociências.

Gro1. Petrofísica. 2. Geologia - Carapebus (RJ). 3. Campos, Bacia de (RJ). I. Batezelli, Alessandro,1972-. II. Leite, Emilson Pereira,1975-. III. Universidade Estadual de Campinas. Instituto de Geociências. IV. Título.

Informações para Biblioteca Digital

Título em outro idioma: Geological characterization of Carapebus formation from Campos Basin using electrofacies analysis

Palavras-chave em inglês: Petrophysics

Geology - Carapebus (RJ) Campos, Bacia de (RJ)

Área de concentração: Geologia e Recursos Naturais Titulação: Mestre em Geociências

Banca examinadora:

Alessandro Batezelli [Orientador] Alexandre Campane Vidal José Ricardo Sturaru

Data de defesa: 09-06-2015

Programa de Pós-Graduação: Geociências

Powered by TCPDF (www.tcpdf.org)

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Aos meus pais Maria e António À minha irmã Isabel

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AGRADECIMENTOS

Primeiramente um agradecimento à UNICAMP e à CAPES por esta oportunidade e pelo apoio ao desenvolvimento desta tese.

Ao Prof. Dr. Alessandro Batezelli pela dedicação e orientação durante todas as etapas da realização deste trabalho.

Ao Prof. Dr. Emilson Leite pelo acompanhamento essencial à construção desta tese. Ao Frederico Schuab pela incondicional disponibilidade e apoio prestado ao longo do trabalho.

A todos os funcionários do IG e em especial à Gorete, Valdirene e Valdir, da Secretaria de Pós-Graduação do IG-UNICAMP, pelo auxilio naquelas horas de maior dificuldade.

À minha família que esteve sempre do meu lado, mesmo estando distante. Que me apoiou em todas as etapas importantes.

Aos amigos Manuel, Gil, Cátia, Ulisses e Natália pelas horas de descontração e diversão passadas ao longo destes 2 anos.

Aos quatro de sempre: Luís, Rita, Andreia e Mónica, que me acompanham de perto desde 2007 e que mesmo distantes marcam “presente” com aquela palavra amiga…

Um especial agradecimento à Karla por toda a ajuda e apoio.

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SÚMULA CURRICULAR Tomás Manuel Lampreia Grou

É geólogo (2012) pela Universidade de Lisboa onde desenvolveu alguns trabalhos focados no estudo de bacias sedimentares. Em 2013 iniciou o seu mestrado na Universidade Estadual de Campinas abordando o estudo geológico da Bacia de Campos através de perfis de poço.

Durante o período de mestrado publicou os eu trabalho num evento nacional e num periódico com impacto importante na área.

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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

RESUMO

Dissertação de Mestrado Tomás Manuel Lampreia Grou

A interpretação de eletrofácies é uma ferramenta bastante utilizada no estudo de campos petrolíferos que se encontram numa fase inicial de exploração, e quando existe pouca informação geológica. A definição das eletrofácies resulta da interpretação dos perfis elétricos de poço, que por meio de diferentes ferramentas nos fornecem inúmeras informações de rocha. Esta metodologia foi aplicada à Formação Carapebus, que é descrita como sendo constituída por depósitos de águas profundas – turbiditos, que se encontra localizada ao longo de toda a Bacia de Campos. Foi dada a informação para que o método não-supervisionado k-means subdividisse a informação dos perfis de poço em 4 clusters distintos. As 4 eletrofácies geradas – reservatório, possível reservatório, cimentação e não reservatório, foram confrontadas com os perfis de porosidade, volume de argila, saturação em água e com os testemunhos de 3 dos 6 poços, permitindo validar a identificação das eletrofácies. A eletrofácies reservatório identificou as unidades arenosas; a eletrofácies possível reservatório identificou unidades arenosas com componente argilosa; a eletrofácies não reservatório identificou os intervalos com predominância de folhelhos na sua composição; e a eletrofácies cimentação identificou rochas carbonáticas e também intervalos de arenitos e folhelhos que se encontrassem com forte componente carbonática. A análise das associações de eletrofácies juntamente com as associações de fácies deste tipo de depósitos, permitiu enquadrar cada um dos 6 poços relativamente à sua posição no corpo turbidítico, aquando a deposição da Formação Carapebus. Os poços 4 e 6 apresenta uma associação de fácies com grandes pacotes de unidade mais arenosas sem intercalações de materiais mais finos, já os poços 1, 2, 3, e 5 apresentam associações de fácies com materiais finos intercalados com unidades mais arenosas. Assim, determinou-se a Formação Carapebus nos poços 4 e 6 se caracteriza por uma sedimentação mais proximal do corpo turbidítico – transição de canal para lobo, e os poços 1, 2, 3, e 5 numa porção distal do corpo turbidítico – fácies de lobos. A associação de fácies do poço 2 evidencia ainda a subsidência térmica que se iniciou durante o Eocêno, através da deposição de fácies de lobos em cima da associação de fácies de complexos de canais amalgamados, materializado a retrogradação sedimentar.

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UNIVERSITY OF CAMPINAS INSTITUTE OF GEOSCIENCE

“GEOLOGICAL CHARACTERIZATION OF CARAPEBUS FORMATION FROM CAMPOS BASIN USING ELECTROFACIES ANALYSIS”

ABSTRACT

Masters Degree

Tomás Manuel Lampreia Grou

The interpretation of electrofacies are very useful during the initial phase of exploration of an oil field, which, normaly, have lack of geological information. Electrofacies result from the well log analysis, which provide a wide range of rock information due the existence of different tools. This methodology was applied at Carapebus Formation that is described in literature as a deep-water sedimentation – turbidites, which can be found all along Campos Basin. The non-supervised method, k-means, received the input information to split the well log values in 4 different groups. This 4 electrofacies – reservoir, possible reservoir, non-reservoir and cimentation was compared with the porosity, shale volume and water saturation logs and with the rock information from 3 of this 6 wells, allowing the validation of the electrofacies identification. Reservoir electrofacies identified sandstone bodies; possible reservoir identified the sandstone units with shale; Non-reservoir identified the shale rich units; and electrofacies cimentation identified the limestone rich units and sandstone and shale units with carbonatic influence. The interpretation of eletrofácies association with the facies association of this deposits lead to the position of the 6 wells inside the turbiditic body, during the deposition of Carapebus Formation. Well 4 and 6 have an facies association characterized by thick units of sandstone without shale intercalations, then wells 1 2, 3 and 5 present an facies association characterized by the intercalation of sand bodies with shale. With this information, Carapebus Formation at wells 4 and 6 it is represent by transictional deposits – channel to lobe, and in wells 1, 2, 3 and 5 by lobe deposits. The facies association in well 2 provide an extra information, the evidence of thermal subsidence and consequent retrogradational sedimentation that started during the Eocene, and it is materialized by the deposition of lobe facies over the complex amalgamated channel facies.

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xvii Sumário 1. Introdução ... 1 1.1. Objetivos e Motivação ... 2 1.2. Área de Estudo... 2 2. Enquadramento ... 3 2.1. Geográfico ... 3 2.2. Geológico... 3 2.2.1. Evolução Tectono-Sedimentar ... 4 3. Fundamentação Teórica ... 9

3.1. Perfis Geofísicos de poço ... 9

3.1.1. Raios Gama (GR) ... 9

3.1.2. Sônico (DT) ... 9

3.1.3. Densidade (RHOB) ... 10

3.1.4. Perfil de Indução (ILD) ... 11

3.2. Caracterização Petrofísica ... 12

3.2.1. Volume de Argila (Vsh) ... 12

3.2.2. Porosidade Efetiva (PhiE) ... 12

3.2.3. Saturação em água (Sw) ... 13

3.3. Eletrofácies ... 14

3.3.1. Análise por Agrupamentos – k-means ... 15

3.4. Turbiditos... 16

3.4.1. Evolução dos conhecimentos ... 16

3.4.2. Caracterização de reservatórios turbidíticos ... 17

3.4.3. Formação Carapebus ... 20

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xviii 4.1. Softwares ... 23 4.2. Metodologia ... 23 5. Resultados e Discussão ... 29 5.1. Definição do Reservatório ... 29 5.2. Definição de Eletrofáceis ... 36 5.2.1 Definição de Fácies ... 36

5.2.2 Análise estatística dos perfis de poço ... 37

5.2.2.1 Histogramas... 37 5.2.2.2 Gráficos de Dispersão ... 41 5.3. Modelagem ... 44 5.3.1 Aplicação do k-means ... 45 5.3.2. Validação ... 61 5.4. Modelo Geológico ... 65 6. Considerações finais ... 71 6.1 Condicionantes ... 72 7 Referências ... 73 Anexos ... 79 Anexo 1 ... 79 Anexo 2 ... 80 Anexo 3 ... 86

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Lista de Figuras

Figura 1 - Mapa de localização da área de estudo com os 6 poços que foram a base deste trabalho. ... 2

Figura 2 - Coluna litoestratigráfica da Bacia de Campos de Winter et al., 2007, onde a vermelho está destacada a Megasequência Continental, a azul a Megasequência Transicional e a roxo a Megasequência Marinha, que se subdivide em marinha restrita (na base) e em marinha aberta, a topo. ... 4

Figura 3 - Representação de três agrupamentos de pontos, valores de z, num espaço n dimensional, com n=4 neste exemplo de Kronbauer (2003). ... 15

Figura 4 - Diagrama ilustrativo dos processos e interações que influenciam o transposte e deposição de sedimentos de grão fino em águas profundas (adaptado de Stow & Mayall, 2000).17

Figura 5 – Associações de fácies típicas de (A) complexos de canais discretos; (B) complexos de canais amalgamados; (C) e complexos de lobos pertencentes a tipos de reservatórios de águas profundas (Moraes et al., 2006). ... 20

Figura 6 – Imagem interpretada de sonar (legenda a cores) do lobo deposicional do sistema turbidítico Almirante Câmara e da calha proximal. A interpretação mostra o lobo composto por uma miríade de canais pouco sinuosos, radiados, terminando em pequenas barras de desembocadura em forma de corneta ou bulbo. Isso indica que o lobo não se formou num único evento. Os bulbos constituem a menor unidade deposicional turbidítica observada (Machado et al., 2004). ... 21

Figura 7 – Lobos arenosos do Campo de Marlim e Marlim Sul, destacados numa seção sísmica NW – SE da Bacia de Campos (Bruhn, 2001). ... 22

Figura 8 - Fluxo de trabalho utilizado para a construção do modelo geológico. ... 24 Figura 9 - Funcionamento do k-means (adaptado de Carlantonio, 2001). ... 27 Figura 10 – Representação gráfica do cálculo da curva do A) GR (verde) utilizando os perfis DT e RHOB através de uma regressão linear multivariada; e B) RHOB (preto) utilizando o DT e o GR. A vermelho está representada a curva original. ... 30

Figura 11 – Representação dos perfis GR, RHOB, DT e ILD da Formação Carapebus com detalhe para as altas resistividades a topo e para o contato óleo-água no poço 1. ... 31

Figura 12 - Formação Carapebus do poço 2 datada do Oligo-Miocêno, com representação dos perfis GR, RHOB e DT. ... 32

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Figura 13 - Formação Carapebus do poço 3, com representação dos perfis GR, RHOB e DT. Detalhe para a divisão do reservatório por uma mudança litológica. ... 33

Figura 14 – Os perfis GR, RHOB, DT e ILD no intervalo da Formação Carapebus no poço 4, com a respectiva subdivisão "A" e "B" evidenciando o contato óleo-água. ... 34

Figura 15 – Os perfis GR, RHOB, DT e ILD do poço 5 na Formação Carapebus. ... 35 Figura 16 – Formação Carapebus do poço 6, onde é possível observar através dos perfis GR, RHOB, DT e ILD o contato gás-água e óleo-água. ... 36

Figura 17 - Histogramas de frequências dos perfis de poço DT (a), RHOB (b) e GR (c), do poço 1 no intervalo da Formação Carapebus do Miocêno Superior. ... 38

Figura 18 - Histogramas de frequências dos perfis de poço DT (a), RHOB (b) e GR (c), do poço 2 no intervalo da Formação Carapebus de idade Oligo-Miocêno. ... 38

Figura 19 - Histogramas de frequências dos perfis de poço DT (a), RHOB (b) e GR (c), do poço 3 no intervalo da Formação Carapebus do Miocêno. ... 39

Figura 20 - Histogramas de frequências dos perfis de poço DT (a), RHOB (b) e GR (c), do poço 4 no intervalo da Formação Carapebus do Eocêno. ... 40

Figura 21 - Histogramas de frequências dos perfis de poço DT (a), RHOB (b) e GR (c), do poço 5 no intervalo da Formação Carapebus do Miocêno. ... 40

Figura 22 - Histogramas de frequências dos perfis de poço DT (a), RHOB (b) e GR (c), do poço 6 no intervalo da Formação Carapebus do Eocêno. ... 41

Figura 23 - Gráficos de dispersão do Poço 1. a) GR X DT, b) RHOB X DT e c) RHOB X GR. ... 42

Figura 24 - Gráficos de dispersão do poço 2. a) GR X DT, b) RHOB X DT e c) RHOB X GR. ... 42

Figura 27- Gráficos de dispersão do Poço 5. a) GR X DT, b) RHOB X DT e c) RHOB X GR. ... 43

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Figura 29 - Formação Carapebus do poço 1 com representação dos perfis de volume de argila (castanho), porosidade efetiva (cor de rosa), saturação em água (azul marinho) e eletrofácies da formação. ... 46

Figura 30 - Formação Carapebus do poço 2 com representação dos perfis de volume de argila (castanho), porosidade efetiva (cor de rosa) e eletrofácies da formação porosidade e eletrofácies da formação. ... 48

Figura 35 - Gráficos de dispersão evidenciando a proximidade dos valores médios das eletrofácies Reservatório e Possível reservatório do a) poço 3 e b) poço 5. ... 59

Figura 36 – Resultado da aplicação do k-means no poço 2 com as eletrofácies na coluna do meio e os testemunhos na coluna da direita, a seguirem o mesmo padrão de cores das eletrofácies. ... 62 Figura 37 - Resultado da aplicação do k-means no poço 5 com as eletrofácies na coluna do meio e os testemunhos na colunada da direita. ... 62

Figura 38 - Resultado da aplicação do k-means no poço 6 com as eletrofácies na coluna do meio e os testemunhos na colunada da direita. ... 63

Figura 39 – Associações de fácies inferidas partindo das eletrofácies da Formação Carapebus do poço 1 (a), poço 2 (b), poço 3 (c), poço 4 (d), poço 5 (e) e poço 6 (f). ... 66

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Figura 40 – Associações de fácies do poço 2 comparadas com as associações de fácies propostas por Moraes et al., (2006). Com a parte superior a pertencer a fácies de lobos e a base a complexo de canais amalgamados. ... 68

Figura 41 – a) Modelo geológico dos depósitos de canal da Formação Carapebus durante o Eocêno; b) Modelo geológico da deposição dos depósitos de lobo da Formação Carapebus durante o Oligocêno-Miocêno. ... 69

Figura 42 - Distribuição das eletrofácies no poço 1 geradas a partir da Formação Carapebus, em destaque. ... 80

Figura 48 – Gráficos de dispersão do Poço 1. a) GR X DT, b) RHOB X DT e c) RHOB X GR, já com a identificação das 4 eletrofácies. ... 86

Figura 49 - Gráficos de dispersão do Poço 2. a) GR X DT, b) RHOB X DT e c) RHOB X GR, já com a identificação das 4 eletrofácies. ... 87

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Lista de Tabelas

Tabela 1 - valores típicos de velocidade sônica (adaptado de Rider, 2000) ... 10 Tabela 2 – Valores de densidade da matriz e da rocha com fluidos a ocupar o espaço poroso, das litologias mais comuns (Adaptado de Rider, 2000). ... 11

Tabela 3 – a) Perfis elétricos disponíveis por poço. b) Tabela de simplificação da nomenclatura dos poços. ... 23

Tabela 4 – Resumo das profundidades (tendo como referência o nível médio do mar) da base e topo da Formação Carabepus nos 6 poços estudados, com a respetiva profundidade. ... 36

Tabela 5 – Tabela de simplificação que mostra o agrupamento das associações de fácies registradas nos relatórios de poço par a simplificação em 4 fácies. ... 37

Tabela 6 – Valores médios dos perfis GR, DT e RHOB registados para as eletrofácies reservatório, possível reservatório, não reservatório e cimentação dos 6 poços em estudo, A) poço 1, 2 e 3 e B) poço 4, 5 e 6. ... 58

Tabela 7 – Tabela de conversão das 14 associações de fácies identificadas para as 4 eletrofácies. ... 60

Tabela 8 – Valores médios da porosidade efetiva (PhiE) volume de argila (Vsh) e saturação em água (Sw) para o intervalo da Formação Carapebus estudado nos 6 poços. ... 61

Tabela 9 - Características de grande parte dos reservatórios turbidíticos da Bacia de Campos (Bruhn, 1998) ... 79

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1. Introdução

Os perfis elétricos de poço são amplamente utilizados em diversas fases do estudo de campos petrolíferos. Na fase inicial são utilizados, juntamente com a informação geológica recolhida durante a perfuração do poço, para um aperfeiçoamento e calibração do modelo geológico inicialmente produzido, dando informações que permitem identificar a litologia presente, bem como a porosidade e saturação em água de uma dada formação. Passada a fase inicial de exploração de um campo, os perfis elétricos de poço voltam a ter importância para acompanhar a evolução do poço, principalmente na identificação de alterações das saturações dos fluídos existentes nas rochas reservatório.

Durante a fase de exploração de um campo, características como porosidade, saturação em água e óleo e permeabilidade, são obtidas a partir dos perfis de Raios Gama (GR), Densidade (RHOB), Sônico (DT), Porosidade Neutrão (NPHI) e Resistividade (ILD).

A partir da análise de perfis elétricos obtidos em 6 poços distribuídos pela Bacia de Campos, foram realizadas interpretações a respeito da litologia e propriedades petrofísicas da Formação Carapebus. A Formação Carapebus da Bacia de Campos, unidade formada por turbiditos do datados do Cretáceo Superior ao Miocêno Superior é responsável por 90% do petróleo produzido no Brasil (Machado et al., 2004). Foi utilizado o reconhecimento de eletrofácies para caracterizar os principais litótipos existentes nesta formação, e para isso utilizaram-se os perfis e os relatórios dos 6 poços.

Para a identificação das eletrofácies utilizou-se o método estatístico de análise de agrupamentos não supervisionado k-means, no qual foi dado o input para identificar 4 eletrofácies dentro da unidade reservatório. Com as eletrofácies geradas para a Formação Carapebus de cada poço foi posteriormente calculada a porosidade efetiva, saturação em água e volume de argila, que ajudam a corroborar a identificação das eletrofácies.

A conversão das eletrofácies para litofácies juntamente com a informação de testemunhos de 3 poços mais a informação bibliográfica existente sobre a Formação Carapebus permitiu a construção de colunas estratigráficas que evidenciaram as características litológicas da Formação Carapebus em cada um dos poços. As associações de fácies conjuntamente com a evolução tectono-sedimentar da Bacia possibilitaram a construção de um modelo geológico para a evolução do corpo turbiditico da Formação Carapebus.

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1.1. Objetivos e Motivação

Numa fase inicial de reconhecimento de potenciais alvos exploratórios numa determinada bacia sedimentar, uma primeira interpretação geológica tem de ser feita com base na informação litológica existente. Sendo que normalmente essa informação é pouca, novas técnicas têm de ser utilizadas.

O desenvolvimento deste trabalho tem como objetivo a construção de um modelo de eletrofácies para cada um dos 6 poços existentes na área de estudo ao longo da Bacia de Campos, sendo posteriormente validadas com os testemunhos existentes. A análise dessas eletrofácies tem como base a interpretação dos perfis de poço no intervalo que compreende a Formação Carapebus e a interpretação da sua geologia permitirá localizar o intervalo da Formação dentro do corpo turbidítico bem como o contexto deposicional da bacia no momento da sua deposição.

Com esta interpretação espera-se então diminuir as incertezas e riscos normalmente associados aos reservatórios petrolíferos durante a fase inicial de exploração de um campo.

1.2. Área de Estudo

A área de estudo está localizada na porção offshore da Bacia de Campos que se encontra na margem continental sudeste do Brasil, a Norte do Estado do Rio de Janeiro (Mohriak, 2003). É nesta porção que se encontram os 6 poços que são estudados neste trabalho (Figura 1).

Figura 1 - Mapa de localização da área de estudo com os 6 poços que foram a base deste trabalho.

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2. Enquadramento 2.1. Geográfico

Segundo Rangel et al., (1994) e Rangel & Martins (1998) a Bacia de Campos abrange uma

área de 100.000 km2, no entanto em estudos mais recentes e com um consequente aumento do

conhecimento sobre a bacia, novos valores são apresentados como no caso, Bruhn et al., (2003)

refere que a bacia se estende por uma área aproximada de 115.000 km2, onde apenas 500 km2

correspondem à porção onshore da bacia. Esta bacia encontra-se situada maioritariamente a Norte do Estado do Rio de Janeiro (Figura 1). A porção offshore é limitada a sul pela Bacia de Santos (e estruturalmente pelo Alto de Cabo Frio) e a Norte pela Bacia do Espírito Santo (e estruturalmente pelo Arco de Vitória) (Milani et al., 2000). Possui uma batimetria até 3500m e aproximadamente 7000 metros de espessura de rochas sedimentares, que registram diferentes estágios de evolução tectônica e sedimentar desde o Cretáceo até aos dias hoje.

2.2. Geológico

A Bacia de Campos é uma entidade geotectônica gerada na transição do Jurássico Superior para o Cretáceo Inferior durante o processo de separação do Gondwana que se deu no Neocomiano com a abertura do oceano Atlântico Sul (Dias et al., 1990). Apresenta uma configuração subparalela à linha de costa e estende-se desde a sua porção onshore até aproximadamente 2000m da linha de costa, já considerado domínio de águas profundas (Mohriak, 2003), sendo assim uma bacia do tipo margem divergente ou também conhecida por bacia do tipo Atlântica (Asmus & Porto, 1972). Muitos são os trabalhos geológicos desenvolvidos nessa bacia, uma vez que economicamente representa a bacia brasileira mais prolífica, alojando mais de 90% das reservas petrolíferas. Por se tratar de uma bacia pesquisada desde a década de 60, possui um grande banco de dados, constituindo excelente laboratório para pesquisas académicas (Mohriak, 2003).

A sua evolução desenvolveu-se durante 3 fases principais de sedimentação, sedimentação continental, que se deu na fase inicial de abertura do rift, seguida de uma sedimentação típica de ambiente transicional – com a ocorrência de sal e carbonatos, e por fim uma sedimentação tipicamente marinha com sedimentação de uma unidade espessa de turbidítos (Rangel et al., 1994).

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2.2.1. Evolução Tectono-Sedimentar

Segundo e Rangel et al., (1994) e Cainelli & Mohriak (1999), a Bacia de Campos caracteriza-se por três megasequências responsáveis pelo preenchimento sedimentar da Bacia de Campos e pela sua variabilidade sedimentar: Megasequência Continental, Transicional e Marinha (Figura 2).

Figura 2 - Coluna litoestratigráfica da Bacia de Campos de Winter et al., 2007, onde a vermelho está destacada a Megasequência Continental, a azul a Megasequência Transicional e a

roxo a Megasequência Marinha, que se subdivide em marinha restrita (na base) e em marinha aberta, a topo.

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Megasequência Continental

Esta Megasequência ocorre associada à fase inicial do rift, sendo que na sua base junto ao embasamento, surgem os basaltos toleíticos (Formação Cabiúnas) datados do Cretáceo Inferior (~130-140Ma). Esta sequência encontra-se afetada por falhas N-S ou NE-SW que formam uma rede de half-grabens, resultantes da ruptura da crosta continental (Rangel et al., 1994; Cainelli & Mohriak 1999; Mohriak, 2003), e que contêm uma sedimentação clástica com espessuras de 2500m (Contreras, 2011). Segundo o mesmo autor, durante o Barremiano ocorrem progradações de sedimentos grossos (conglomerados e areias grosseiras) provenientes de um ambiente fúlvio-deltáico e aluvionar.

Entre o Barremiano Superior – Aptiano Inferior surge nas zonas proximais à zona de rifteamento uma sedimentação carbonática-siliclástica imatura e maioritariamente lacustre, intercalada com folhelhos negros carbonosos e margas – Grupo Lagoa Feia, responsável pela geração de grande parte do petróleo da Bacia de Campos (Guardado et al., 1989). Esta unidade foi depositada em ambiente anóxico e encontra-se sobre uma superfície de erosão resultante de uma exposição subaérea (Contreras, 2011).

Durante esta fase a sedimentação foi controlada pelo desenvolvimento de depocentros de sag

basin, que cobrem os blocos rotacionados, resultantes da reativação de falhas pré-existentes, e já

em sistema de sin-rift. Estas falhas estendem-se até à transição da plataforma continental com a crosta oceânica. No Barremiano inferior o preenchimento sedimentar da bacia caracterizou-se essencialmente por depósitos aluvionares e flúvio-deltáicos. O declive pouco acentuado proporcionou uma profundidade de coluna de água entre 150-500m durante o Aptiano Inferior. Foi durante esta passagem do Barremiano Superior para o Aptiano Inferior que se formaram as coquinas, em locais não afetados pela sedimentação terrígena (Guardado et al., 1989; Mohriak et

al., 1990a; Contreras, 2011). Megasequência Transicional

O Aptiano Inferior marcou o início do segundo estágio evolutivo da Bacia de Campos com a transição de ambiente continental para marinho, que se estendeu até ao início do Albiano (Mohriak, 2003; Schobbenhaus & Neves 2003). Esta transição do Barremiano para o Aptiano, ficou registrada pela intercalação de arenitos grosseiros de ambiente flúvio-deltáico com estromatólitos e margas, que se depositaram em ambiente lagunar (Contreras, 2011), sendo que esta fase marca uma calmaria tectônica cessando assim a formação de grandes falhas do

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embasamento, pondo fim também ao estiramento listosférico e rifteamento da crosta continental (Cainelli & Mohriak 1999; Mohriak, 2003).

Inicialmente o preenchimento sedimentar é de natureza siliciclástica, com um grande input sedimentar que excedeu o espaço existente, originando retrogradações de origem flúvio-deltáica nas regiões mais proximais e carbonatos e sedimentos finos nas porções mais distais, cobrindo toda a sequência sedimentar pré-existente (Cainelli & Mohriak, 1999; Mohriak, 2003; Barboza, 2005; Contreras, 2011).

O contínuo transporte sedimentar e o aumento da profundidade da coluna de água levaram à passagem de sedimentos flúvio-deltáicos para sedimentos finos de águas profundas. Após esta sucessão, durante o Aptiano superior, a mudança climática levou à deposição da unidade evaporítica (sal) em toda a extensão da bacia (Mohriak, 2003; Contreras, 2011). Esta sequência cobre todas as sequências sedimentares depositadas anteriormente, fazendo dela um excelente selo à migração de hidrocarbonetos (Mohriak et al., 1990b).

Durante o Albiano iniciou-se a movimentação do sal, afetando as rochas adjacentes, criando maioritariamente falhas lístricas e estruturas complexas, como diápiros de sal, almofadas de sal, casco de tartaruga e muralhas de sal. Estas falhas têm grande importância na migração e distribuição do petróleo produzido para as rochas carbonáticas adjacentes (Cainelli & Mohriak 1999; Mohriak, 2003; Barboza, 2005).

Megasequência Marinha

O terceiro e último estágio corresponde à fase pós-rift, com a passagem de evaporítos para uma sedimentação tipicamente marinha – sedimentos carbonáticos e siliciclásticos.

Durante o Albiano Inferior dá-se a deposição de carbonatos em sistema de retrogradação, devido a taxas de sedimentação uniformes e às baixas taxas de subsidência, seguidos pelo sistema de agradação-progradação (Cainelli & Mohriak 1999; Mohriak, 2003; Barboza, 2005; Contreras, 2011), resultante do resfriamento acentuando da subsidência térmica, que com a sua evolução proporcionou condições à sedimentação em ambiente marinho aberto (Cainelli & Mohriak 1999; Mohriak 2003).

Esta Megasequência é subdividida em duas supersequências:

Supersequência marinha restrita: corresponde a uma fase transgressiva dominada por carbonatos de águas rasas (dolomitos e calcarenitos) do Grupo Macaé, com intercalações de folhelhos, depositados em condições de alta energia. A deposição destes carbonatos deu-se

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7

durante o Albiano Inferior – Médio em ambiente nerítico, onde em certos locais pode atingir 1000m de espessura. Sobre esta depositou-se uma sequência hemipelágica retrogradacional, que corresponde ao aumento da subsidência térmica (Cainelli & Mohriak 1999; Mohriak, 2003; Barboza, 2005; Contreras, 2011), e se caracteriza pela sedimentação de margas, calcilutitos, folhelhos negros e ainda uma extensa unidade turbidítica que se depositou durante o Albiano e o Cenomaniano, enquanto que os turbidítos depositados durante o Cenomaniano – Turoniano se encontram controlados pelas falhas existentes (Guardado et al., 1989). Segundo Contreras (2011), durante este período de tempo a paleobatimetria aumentou na região da plataforma continental, de 200m para 350m e na região distal de 800m para 1800m.

Supersequência marinha aberta regressiva, que assenta em discordância na unidade anterior. Nesta supersequência ocorre uma fase progradacional no Cretáceo superior que se estende até à atualidade, resultante da queda do nível eustático durante o Santoniado (Contreras, 2011), com a deposição de sedimentos siliciclásticos (Grupo Campos) intercalados com sedimentos proximais, carbonatados, de talude e turbidíticos, resultantes do soerguimento da Serra do Mar. A grandes profundidades deu-se subsidência flexural, surgindo assim a deposição de turbidítos durante todo o Cretáceo Superior. É nesta supersequência de ambiente marinho aberto que se encontram as grandes espessuras de turbidítos de águas profundas. (Riccomini et

al., 1989; Cainelli & Mohriak 1999; Mohriak,2003).

Segundo Contreras (2011), o constante transporte sedimentar e o aumento da inclinação do fundo marinho devido a diminuição da temperatura desde o Albiano, gerou remobilização do sal e levou à deposição de fluxos de massa preferencialmente nos depocentros criados pela remobilização deste. Essa sedimentação foi essencialmente turbidítica e intercalada com

mud-flows. Esta intercalação de turbidítos, mud-flows e sal, tornou os depósitos de turbidítos ótimos

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9

3. Fundamentação Teórica 3.1. Perfis Geofísicos de poço

3.1.1. Raios Gama (GR)

O GR tem como base a análise das propriedades eletromagnéticas emitidas pelos minerais radioativos presentes nas rochas. A grande maioria dessa emissão de raios gama é feita pelo Potássio, seguido pelo Urânio e Tório (Serra, 1986; Schlumberger, 1987; Rider, 2000).

Do ponto de vista geológico, os valores de radioatividade indicam a presença ou ausência de minerais dos quais os elementos referidos são constituintes. No caso do Urânio ocorre associado à matéria orgânica, enquanto que o Potássio e Tório estão associados aos argilominerais. Dentro de um sistema petrolífero, os altos valores de GR (75 a 150º API) indicam a presença de rocha geradora ou selante, geralmente associada à presença de argilas e folhelhos, já os valores baixos (40 a 75º API) indicam presença de uma rocha potencialmente reservatório, geralmente, areias e carbonatos (Nery, 1990). Também rochas de origem ígnea e metamórfica podem apresentar um registro alto de GR devido à sua radioatividade natural.

Umas das principais aplicações dos perfis de raios gama é a determinação do volume de argila, que nos permite determinar o volume de argila dentro de uma determinada formação e estabelecer correlações entre poços.

3.1.2. Sônico (DT)

O perfil DT dá-nos o intervalo de tempo que um pulso sonoro demora a atravessar uma dada formação, que são captados por receptores acústicos. A unidade de medida é o inverso da velocidade, microssegundos por pé (µs/ft) (Schlumberger, 1987; Rider, 2000). Assim, o intervalo de tempo que essa onda sonora demora a atravessar a formação é bastante útil para quantificar o conteúdo de fluidos existentes na rocha, sendo assim um perfil capaz de indiretamente identificar a porosidade das rochas (Rider, 2000).

Como este perfil mede o tempo de trânsito, esse valor oscila bastante para as diferentes litologias, sendo que para litologias mais densas/menos porosas os valores de DT são menores e para litologias menos densas/mais porosas, os valores de DT serão maiores. Também a existência de diferentes tipos de fluidos com diferentes densidades a preencher o espaço poroso irá ter influência nos valores obtidos (Schlumberger, 1987), a presença de hidrocarbonetos induz um aumento de DT, comparativamente a uma mesma rocha que tenha água a ocupar o espaço poroso, por serem menos densos que a água. Apesar da ampla aplicação deste perfil para o cálculo da

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porosidade, alguns erros têm de ser levados em conta, uma vez que esta ferramenta só determina a porosidade intergranular. Rochas com porosidade secundária como os carbonatos vão apresentar valores errados (Rider, 2000).

Os valores para as litologias e minerais tidos como os mais comuns podem ser vistos na tabela 1.

Tabela 1 - valores típicos de velocidade sônica (adaptado de Rider, 2000)

∆𝒕_𝒎𝒂(𝝁 𝒇𝒕⁄ ) 𝑽(𝒎 𝒔⁄ ) ARENITO 55.5 - 51 5490 – 5950 CALCÁRIO 53 – 47.6 5800 – 7000 DOLOMITES 45 – 38.5 6770 – 7925 FOLHELHO 167 – 62.5 1600 – 5000 3.1.3. Densidade (RHOB)

Segundo Rider (2000), o perfil RHOB mede a densidade de uma rocha (g/cm3), incluindo a

densidade da matriz sólida e do fluido contido nos poros da rocha. Em termos geológicos o RHOB é medido em função da densidade dos minerais constituintes das rochas (matriz) e do volume de fluido livre (porosidade), sendo assim importante para a detecção de zonas de gás e densidade dos hidrocarbonetos. Esta ferramenta torna-se ainda mais importante quando combinada com o perfil neutrão (NPHI), pois permite identificar com grande precisão regiões que contenham gás na sua formação, registando-se altos valores de neutrão e consequentemente baixos valores de RHOB (Rider, 2000). No entanto, neste trabalho o perfil NPHI não foi fornecido, não podendo assim usar esta relação para estabelecer zonas de gás.

Na tabela 2 é possível ver a densidade das litologias mais comuns, e tidas como padrão, encontradas em poços.

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Tabela 2 – Valores de densidade da matriz e da rocha com fluidos a ocupar o espaço poroso, das litologias mais comuns (Adaptado de Rider, 2000).

PRESENÇA DE FLUIDOS (g/cm3) MATRIZ (g/cm3) FOLHELHO 1,8 – 2,75 Média 2,65 – 2,7 ARENITO 1,9 – 2,65 2,65 CALCÁRIO 2,2 – 2,71 2,71 DOLOMITO 2,3 – 2,87 2,87

Há que ter em conta que os valores de matriz apresentados são medidos laboratorialmente e em ambiente controlado, pelo que em condições normais, essa densidade varia consoantes os tipos, densidades e percentagens dos mineras que constituem essa rocha (Rider, 2000).

3.1.4. Perfil de Indução (ILD)

Segundo Serra (1986), a resistividade é fundamental para a avaliação da saturação em hidrocarbonetos sendo a sua principal utilização a identificação das regiões saturadas por óleo.

Existem várias técnicas de aquisição e todas têm como base um emissor de corrente elétrica na formação e um receptor que mede a resposta a uma determinada profundidade da formação, assim, o perfil de indução mede a resistência que uma dada formação oferece à passagem de corrente elétrica – Resistividade, e a condutividade, o inverso da resistividade (Rider, 2000).

Segundo Rider (2000), ainda que isolantes, as rochas possuem poros ou cavidades que permitem a circulação de fluidos e irão fornecer informações sobre as propriedades condutivas e resistivas dos fluidos existentes nas rochas. Quanto mais porosas e permeáveis, mais informações do fluido existente se conseguem obter, nomeadamente a presença de óleo, associado a altas resistividades e a água salgada às baixas resistividade e alta de condutividade.

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3.2. Caracterização Petrofísica 3.2.1. Volume de Argila (Vsh)

A quantificação de argila (Vsh) presente nas formações desempenha um papel importante na caracterização de fácies e na avaliação do potencial petrolífero de um dado campo, devido ao

fato de influenciar o cálculo da saturação de água (Sw) e da porosidade efetiva (PhiE).

O Vsh é determinado a partir de todos os valores de GR medidos ao longo da formação, identificando o seu valor máximo e mínimo. O método utilizado para se quantificar, consiste

primariamente pelo cálculo do Índice de Raios Gama (IGR) (Equação 1), sendo a expressão linear

do Vsh (Rider, 2000).

𝐼_𝐺𝑅 = 𝐺𝑅𝑙𝑜𝑔− 𝐺𝑅𝑚𝑖𝑛

𝐺𝑅𝑚𝑎𝑥−𝐺𝑅𝑚𝑖𝑛 (1)

, onde GRlog é o valor de GR medido, GRmin é o menor valor de GR do perfil e GRmax o

valor máximo de GR medido no perfil.

Definido o IGR e considerando os litotipos da Bacia de Campos de um modo geral

consolidados, aplicou-se a este a equação de Larionov para determinar o Vsh. Esta tem duas equações baseadas na idade da rocha, uma para rochas do Terciário e outra para rochas mais antigas, que no caso deste trabalho se aplica esta última pois os sedimentos são de idade Cretácea (Asquith, 1999) (Equação 2).

𝑉𝑠ℎ = 0.33 × [2(2×𝐼𝐺𝑅)− 1] (2)

, sendo Vsh o volume de Argila e IGR o índice de GR

3.2.2. Porosidade Efetiva (PhiE)

Uma das principais características das rochas sedimentares é a porosidade, que é definida como sendo a razão entre o volume poroso e o volume de rocha total. De um modo geral a porosidade tem em conta todos os espaços “vazios” das rochas, sem considerar se esses espaços se encontram interligados ou não. No entanto, para efeitos de circulação de fluídos, é desejável que haja comunicação entre eles (Serra 1986). Para tal é importante o cálculo da porosidade efetiva (PhiE).

Segundo Asquith (1999) a porosidade pode ser obtida pelo perfil RHOB, através da equação 3 (Rider, 2000), para formações sem argila, e onde a densidade da matriz e do fluído são conhecidas.

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𝜙𝑅𝐻𝑂𝐵 =𝜌_𝜌𝑚𝑎−𝜌𝑏

𝑚𝑎−𝜌𝑓 (3)

, onde ρma é a densidade da matriz,

ρ

b é a densidade obtida do perfil RHOB e

ρ

f é a

densidade do fluído, que para o caso se considera ser água com uma densidade de 1,00g/cm3.

Com o valor de 𝜙_{𝑅𝐻𝑂𝐵} é feita uma correção para o cálculo do PhiE que tem em conta a

presença de argilas nas formações, chegando então à equação 4.

(4)

, onde 𝜙_𝐸 é a porosidade efetiva, 𝜙_{𝑅𝐻𝑂𝐵} a porosidade da densidade, 𝑉_𝑠ℎo volume de argila

e 𝜙_{𝑑 𝑠ℎ} a porosidade densidade da argila

3.2.3. Saturação em água (Sw)

A saturação é um parâmetro que nos dá a relação entre o volume que um determinado fluido ocupa, relativamente ao volume poroso da rocha. A determinação da quantidade de diferentes fluidos num reservatório dita a viabilidade econômica do mesmo. Como tal torna-se

necessário o uso de perfis de poço para se calcular a Sw, sendo possível determinar a saturação

em hidrocarbonetos que existe. Archie definiu uma equação que permite calcular esses valores de

Sw (equação 5).

𝑆𝑤 = (_𝜙𝑎×𝑅𝑚_×𝑅𝑤_𝑡) 1 𝑛⁄

(5)

, onde Sw é a saturação em água (%), n = expoente de saturação, a = coeficiente de

tortuosidade, m = expoente de cimentação, 𝜙 = porosidade efetiva calculada, 𝑅_𝑤= Resistividade

da água na formação e 𝑅𝑡= resistividade medida pelo ILD.

A presença de argila em formações arenosas requer que este cálculo tenha uma correção para a presença de argilas, como tal utilizou-se a equação de Simandoux (Equação 6).

Para o cálculo de Sw foram estabelecidos valores segundo Halliburton (2001): resistividade

da água (Rw) =0,012; coeficiente de tortuosidade (a) = 0.81; expoente de saturação (n) = 1 e expoente de cimentação (m) = 2. 𝑆𝑤 = (0.4×𝑅_𝜙2𝑤) × [− 𝑉𝑠ℎ 𝑅𝑠ℎ+ √ 5𝜙2 𝑅𝑡×𝑅𝑤+ ( 𝑉𝑠ℎ 𝑅𝑠ℎ) 2 ] (6)

, onde Sw é a saturação em água (%), 𝜙 = Porosidade efetiva já com a correção das argilas

determinada pela equação 5, 𝑅_𝑤= Resistividade da água na formação, 𝑅_𝑡= resistividade medida

𝜙_𝐸 = 𝜙_{𝑅𝐻𝑂𝐵}− (𝑉_𝑠ℎ

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pelo ILD, 𝑅𝑠ℎ = resistividade medida na fácies que apresenta o GR máximo e Vsh = volume de

argila determinado na equação 2. 3.3. Eletrofácies

O termo eletrofácies foi criado por Serra (1986) para identificar de forma indireta a ocorrência de litofácies associadas a determinadas características dos perfis elétricos de poço, tais como a resistividade, radioatividade, propriedades elásticas e potencial elétrico.

Para a construção de um modelo de eletrofácies existem essencialmente quatro técnicas estatísticas: análise de componentes principais, análise de agrupamentos, análise discriminante e análise de regressão (Souza Jr.,1992 apud Albuquerque et al., 2005). Neste trabalho a técnica utilizada foi a análise de agrupamentos, na qual se aplicou um método não supervisionado -

k-means.

Wolff & Pélissier-Combescure (1982) introduziram técnicas de análise de distribuição modal e de componentes principais na caracterização de eletrofácies, sendo posteriormente aplicada na identificação litológica em poços.

Em 1984 Delfiner et al., apresentou os primeiros resultados traduzidos numa base de dados com as assinaturas dos perfis de poço associadas a diferentes litologias. Seguindo-se Berteig et al., (1985) que propôs a utilização de métodos estatísticos de agrupamento automático, utilizando dados de poços do Mar do Norte.

Descalzi et al., (1988) apresentaram resultados da aplicação da análise por agrupamentos aplicados a dados de poço e testemunhos de um reservatório. Seguindo o mesmo raciocínio, Bucheb (1988) analisou resultados de uma análise de agrupamentos e discriminante na determinação automática de fácies num campo petrolífero. Ainda em 1988, Sakurai & Melvin aplicaram modelos estatísticos para a diferenciação de fácies utilizando testemunhos e perfis de poço de um campo petrolífero nos EUA.

Na década de 90 novos trabalhos surgiram, com o aparecimento das redes neurais como método de determinação de litologia, algoritmos de reconhecimento semi-automático de eletrofácies com base na análise de agrupamentos (Baldwin el al., 1990; Castro, 1991; Souza Jr., 1991)

Em trabalhos mais recentes, Soares et al., (2005) aplicou um fluxograma para modelagem de eletrofácies através do uso entrelaçado de técnicas de classificação supervisionadas e não-supervisionadas. Modelou 4 eletrofácies (duas eletrofácies reservatório, eletrofácies não

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15

reservatório e uma eletrofácies reservatório de pior qualidade). Esta estratégia reduziu o número de eletrofácies, comparativamente com o número de fácies originais, para que se preservem as fácies mais representativas o que facilita a construção dos modelos geológicos. A identificação de eletrofácies pelo k-means apresentou resultados satisfatórios quando comparados com a coluna de eletrofácies obtida por uma classificação supervisionada.

Sancevero et al., (2008) utilizou a análise estatística multivariada para definir a distribuição litológica de um poço de petróleo. O autor aplicou o k-means como método não-supervisionado e o k-ésimo vizinho mais próximo e a regressão por componentes principais como método supervisionado. O k-ésimo vizinho mais próximo apresentou melhores resultados comparativamente ao k-means, com uma melhor identificação da litologia nas regiões onde não existia qualquer informação de testemunhos.

3.3.1. Análise por Agrupamentos – k-means

A análise por agrupamentos é uma técnica estatística multivariada que permite formar grupos de dados automaticamente e hierarquicamente, num determinado número de grupos previamente definidos, de forma a que cada grupo - denominado cluster, contenha dados que sejam semelhantes entre si e distintos dos restantes grupos (Imagem 3) (Kronbauer, 2003).

Figura 3 - Representação de três agrupamentos de pontos, valores de z, num espaço n dimensional, com n=4 neste exemplo de Kronbauer (2003).

O k-means é um dos algoritmos de separação por clusters mais utilizados devido à sua viabilidade, eficiência e rapidez ao trabalhar com uma grande quantidade de dados, contudo apresenta problemas principalmente relacionados com a definição do centroide de referência que

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condiciona a separação dos clusters (Huan Li et al., 2014), tendo só influência do geólogo na fase inicial de definição do número de clusters a definir (k) (Soares et al., 2005).

É importante a análise do geólogo na fase inicial da modelagem de eletrofácies, considerando que se uma mesma eletrofácies, em poços distintos possui propriedades distintas, deve ser criado um modelo separado para cada poço para evitar uma identificação errada das eletrofácies geradas.

Na modelagem de eletrofácies são normalmente utilizadas três etapas distintas que permitem separar os dados existentes: calibração, validação e aplicação. Os dados de calibração são os usados para que seja criada a regra da modelagem (Soares et al., 2005). Normalmente este conjunto de dados incluem poços/formações geologicamente representativas, contendo todas as fácies que se pretendam reconhecer. Nos dados de validação é testado a qualidade do método aplicado a intervalos distintos dos usados no treinamento. Por fim é aplicado o modelo aos restantes intervalos (Soares et al., 2005; Albuquerque et al., 2005).

3.4. Turbiditos

3.4.1. Evolução dos conhecimentos

No início dos anos 50 Kuenen & Migliorini (1950) introduziram o termo correntes de turbidez associadas à redeposição de areias de águas pouco profundas em águas profundas. O termo turbidito só surgiu em 1957 por Kuenen.

Bouma (1962) criou um modelo que descreve uma sequência turbidítica de 5 unidades. Esta sequência foi baseada na observação de afloramentos de arenitos do Terciário dos Alpes. O mesmo autor considera um cone deposicional formado por uma corrente de turbidez com um fluxo de sedimentos não uniforme e com a diminuição da velocidade em relação à distância da fonte. Esta sequência viria a ficar conhecida como Sequência de Bouma.

Após esta data houve um aumento de interesse pelo estudo de bacias sedimentares em águas profundas, sobretudo no conhecimento dos canhões submarinos e dos leques turbidíticos. Com isto Normark (1970) faz o primeiro esboço de um modelo para a sedimentação de leques de turbiditos, subdividindo-os e três secções: leque inferior, médio e superior.

Mutti & Ricci Lucchi (1972) construíram um modelo deposicional baseado em estudos de afloramentos de turbiditos dos Apeninos e Pirineus de idade Miocênica. Este modelo subdivide o leque turbidítico em fácies de canhão, leque proximal, intermediário e distal. O modelo enfatiza as semelhanças com o sistema deltáico, focando nos canais distributários e nos lobos areníticos

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progradacionais, concluindo que estes lobos resultam em ciclos de espessamento e granodecrescência, depositando os sedimentos finos na porção mais distal do sistema.

Após estes trabalhos, até início da década de 90 novos modelos e alterações a modelos anteriores foram propostas, com ênfase para a caracterização do tipo de transporte da carga sedimentar (Normark, 1978) e Mutti (1979 apud Soh et al., 1988), classifica os leques turbidíticos como leques de alta e baixa eficiência, tendo em conta a sua capacidade de transporte.

Em 1992 surge uma nova classificação genética das fácies por Mutti, tendo em conta os tipos de fluxos bem como os seus produtos, relegando assim a classificação genética de Bouma como sendo pouco sólida para a descrição das fácies turbidíticas.

Por fim, trabalhos de Shanmugam (1997) e Stow & Mayall (2000) fazem uma revisão ao termo turbidito, apresentam novos modelos de fácies e processos de deposição de turbiditos e ressaltam os elementos arquiteturais como tendo grande importância na classificação dos corpos (Figura 4).

Figura 4 - Diagrama ilustrativo dos processos e interações que influenciam o transposte e deposição de sedimentos de grão fino em águas profundas (adaptado de Stow & Mayall, 2000).

3.4.2. Caracterização de reservatórios turbidíticos

A caracterização de reservatórios tem assumido um papel importante desde meados dos anos 60, mas só a partir da década de 80 os estudos começaram a incidir sobre corpos areniticos e

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consequentemente em corpos turbidíticos. Foram construídos modelos que permitiram o estudo da distribuição espacial e geometria dos elementos arquiteturais dos turbiditos, da sua heterogeneidade através da escala de observação bem como a sequência sedimentar e a granulometria dos sedimentos associados a cada elemento do corpo turbidítico (Miall, 1988; Weber & van Geus, 1989; Finley & Tyler, 1991).

Na Bacia de Campos, Bruhn (1998) estudou os depósitos turbidíticos do Campo Carapeba mostrando que estes reservatórios podem ser bastante complexos e heterogêneos, podendo ser discriminados essencialmente pelo tamanho do grão, razão areia-argila, geometria externa e processos deposicionais. Definiu assim cinco tipos de reservatórios turbidíticos para a Bacia de Campos (Tabela 9, Anexo 1):

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 Complexos de canais ricos em areia e conglomerado;

 Lobos confinados areníticos a conglomeráticos;

 Lobos não confinados ricos em areia

 Lobos confinados ricos em areia fina a grosseira;

 Lobos ricos em areia e lama.

Moraes et al., (2000) utilizou sistemas atuais de deposição de areias para comparar possíveis semelhanças com estes e os depositados em águas profundas. Em 2006, Moraes et al., utilizou dados de afloramento para comprovar o modelo proposto anteriormente, onde descreveu três geometrias e arquiteturas para a deposição de sedimentos em águas profundas na Bacia de Campos: complexos de canais distributários e lobos, complexos de canais discretos e complexos de canais amalgamados. Nesse mesmo trabalho, o mesmo autor estabelece uma relação entre as associações de fácies observadas em afloramento com as associações de fácies que podem ser diagnósticas da geometria interna e externa dos reservatórios (Figura 5).

Complexo de canais discretos – as intercalações de fácies de overbanks com as fácies de preenchimento são a feição mais característica desta seção. É constituída por corpos espessos com predominância de arenitos e/ou conglomerados maciços representativos do preenchimento de canal. São encontrados níveis finos de arenitos estratificados e ripples, siltitos e lamitos.

Complexos de canais amalgamados – caracterizam-se pela formação de espessas unidades de arenitos com poucas intercalações de folhelhos. Apresentam uma melhor homogeneidade granulométrica com baixo desenvolvimento de fácies de granulometria fina.

Complexo de lobos – fácies associada a correntes de turbidez de baixa densidade e de carga fina, resultando em depósitos areníticos não estratificados. São unidades pouco espessas de sedimentos finos, normalmente areias, intercalados com sedimentos mais finos (folhelhos, margas e calcilutitos) de origem hemipelágica. É de referir ainda que em porções proximais dos lobos a associação de fácies pode ser muito parecida com a dos complexos de canais amalgamados por se estar numa zona de transição canal – lobo.

Com esta análise este autor caracterizou os reservatórios da Bacia de Campos do Cretáceo - Terciário Inf. como sendo um complexo de canais amalgamados e os do Terciário Sup. (Oligo - Miocêno) como sendo lobos arenosos que se depositaram em pequenas bacias sedimentares.

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Figura 5 – Associações de fácies típicas de (A) complexos de canais discretos; (B) complexos de canais amalgamados; (C) e complexos de lobos pertencentes a tipos de

reservatórios de águas profundas (Moraes et al., 2006).

3.4.3. Formação Carapebus

Machado et al., (2004) analisou a deposição da Formação Carapebus recente com o objetivo de entender a sua deposição durante o Cretáceo até ao Eoceno médio, onde a sua deposição assenta sobre a topografia controlada pelo sal o que formou mini bacias sedimentares (Moraes et al.,2006; Contreras, 2011). A existência de canais entrelaçados arenosos caracteriza a porção moderna da Formação Carapebus, que segundo o autor, a condição evolutiva do sistema deposicional poderá se repetir em níveis mais antigos da formação. O sistema deposicional descrito é alimentado pelo Canyon Almirante Câmara, que apresenta uma configuração em “V” limitando assim a carga de sedimentos que é transportada para águas profundas, sendo indicativo de lobos turbidíticos que se são depositados em mais do que um evento, sendo uma sucessão de eventos ao longo do tempo, marcados pela intercalação de sedimentos finos com sedimentos mais grosseiros (Figura 6). Ainda assim este é um sistema bastante arenoso, tendo os canais e intercanais a mesma composição arenosa (Machado et al., 2004).

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Figura 6 – Imagem interpretada de sonar (legenda a cores) do lobo deposicional do sistema turbidítico Almirante Câmara e da calha proximal. A interpretação mostra o lobo composto por

uma miríade de canais pouco sinuosos, radiados, terminando em pequenas barras de desembocadura em forma de corneta ou bulbo. Isso indica que o lobo não se formou num único

evento. Os bulbos constituem a menor unidade deposicional turbidítica observada (Machado et

al., 2004).

Sendo a Formação Carapebus o principal reservatório siliciclástico da Bacia de Campos é nela que se encontram as reservas de hidrocarbonetos do campo de Marlim, Enchova, Espadarte, Vermelho, Albacora, Carapeba, Roncador, Badejo, Linguado, Pampo, Parati, Barracuda e Espadarte (Prochnow et al., 2006)

De entre estes, destacam-se os campos de Marlim, Marlim Sul, Marlim Leste e Albacora pelas suas dimensões, sendo designados de campos gigantes (Rangel & Martins, 1998). Marlim compreende reservatórios areníticos datados do Miocêno e Oligo-Miocêno bem como reservatórios calcareniticos da Formação Macaé e carbonáticos da Formação Macabu (Relatório de Campo ANP, Marlim Leste, 2014). O reservatório de Marlim caracteriza-se por depósitos de

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lobos submarinos arenosos não-confinados (Figura 7), resultando num corpo arenoso de granulometria média a fina e porosidade da ordem de 25%, já o reservatório de Enchova caracteriza-se por depósitos turbidíticos confinados em calha erosiva. As fácies identificadas em Marlim são arenitos médios a finos, maciços, com interlaminações síltico-arenosas-argilosas; e arenitos muitos finos com ripples resultantes de correntes de contorno de águas profundas (Guardado et al., 1989).

Figura 7 – Lobos arenosos do Campo de Marlim e Marlim Sul, destacados numa seção sísmica NW – SE da Bacia de Campos (Bruhn, 2001).

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4. Materiais e Métodos

Os dados utilizados neste projeto foram disponibilizados pela Agência Nacional de Petróleo (ANP) e neles estavam inseridos 6 poços (Figura 1), sendo que cada poço possui um conjunto de perfis (Tabela 3a), constituído por: Raios Gama (GR), Densidade (RHOB), Sônico (DT) e Resistividade (ILD), bem como os relatórios dos respectivos poços com informações das amostras de calha, testemunhos, objetivos da perfuração e também informação das formações que foram perfuradas.

Tabela 3 – a) Perfis elétricos disponíveis por poço. b) Tabela de simplificação da nomenclatura dos poços.

4.1. Softwares

Num primeiro contato com os dados foi utilizado o Microsoft Excel ® para uma prévia

visualização da informação disponível. Posteriormente foram introduzidos os ficheiros .LAS, que contêm os perfis de poço, no software Interactive Petrophysics IP™ by Senergy Software

Limited (V4.2, 2013) , cuja licença foi gentilmente cedida pela Senergy Software Limited ao

Centro de Estudos de Petróleo da UNICAMP (CEPETRO), e onde se iniciou a visualização dos perfis elétricos recebidos (Tabela 3a b).

Este software foi escolhido para ser utilizado neste projeto pois é um software bastante preciso e intuitivo para se trabalhar, permitindo obter bons resultados através de processos simples. Para além disso, é um software usado industrialmente, mais precisamente pela equipe de petrofísicos da Petrobras, dando-lhe ainda uma maior credibilidade.

4.2. Metodologia

Neste capítulo é enumerada a metodologia que foi utilizada para o desenvolvimento do projeto bem como todas as etapas realizadas para a obtenção do um modelo de eletrofácies para a

Poços Código de Poço 1RJS445 1 1RJS541 2 3RJS280 3 3VM3 4 4BRSA210 5 4RJS38 6

Poços GR RHOB DT ILD

1RJS445 X X X X 1RJS541 X X X 3RJS280 X X X X 3VM3 X X X X 4BRSA210 X X X X 4RJS38 X X X X a) b)

(48)

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Formação Carapebus em cada um dos poços recebidos, e também a sua localização relativa ao corpo turbidítico (Figura 8).

Figura 8 - Fluxo de trabalho utilizado para a construção do modelo geológico.

Este trabalho iniciou-se com uma pesquisa bibliográfica relativa à evolução tectono-sedimentar da Bacia de Campos para uma posterior correlação entre poços bem fundamentada bem como uma caracterização da petrofísica dos perfis geofísicos de poço.

1. Havendo poços que não tinham os perfis de GR e RHOB em toda a sua extensão teve de se determinar os intervalos dos perfis faltantes. Para tal realizou-se uma regressão

Dados Originais Pesquisa Bibliográfica Perfis de poço Regressão Linear Multivariada Eletrofácies

Interpretação de perfis Interpretação

Geológica Sw Vsh Ø Análise Quantitativa Base e topo das Formações Definição de Reservatório Geologia do Reservatório Associação de Fácies Análise Qualitativa Modelo Geológico da Fm. Carapebus

Modelagem de Eletrofácies

Aplicação do k-means

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linear multivariada. Esta função encontra-se na bibliografia como sendo utilizada essencialmente no cálculo da permeabilidade (Mohaghegh, et al 1997). Os dados foram introduzidos na ferramenta que o software disponibiliza para esse fim, denominada de

Multiple linear regression. Para tal o Interactive Petrophysics IP™ by Senergy

Software Limitedusou um intervalo modelo, que foi escolhido ao se identificar um ou

mais intervalos do poço que contivessem todos os perfis elétricos fornecidos inicialmente. Dado o número reduzido de perfis disponíveis foi dada a indicação para que se utilizassem todos os perfis na regressão – GR, RHOB e DT. Este método estuda o relacionamento entre uma variável dependente e outras chamadas variáveis independentes. A associação destas variáveis é feita por uma equação 7.

𝑌 = 𝛽₀+ 𝛽₁𝑋₁+ ⋯ + 𝛽_𝑘𝑋_𝑘+ 𝐸 (7)

Onde 𝑋₁, … , 𝑋_𝑘 são as variáveis independentes medidas sem erro, aleatórias; E é a

variável aleatório residual; 𝛽₀, … , 𝛽_𝑘são os parâmetros a determinar e Y a variável

dependente, aleatória (Henriques, 2010).

Para que os modelos de regressão linear possam ser utilizados, a solução de ajuste de reta tem de ser generalizada por um conjunto de pontos (n):

𝑖 = 1 𝑖 = 2 ⋯ 𝑖 = 𝑛

𝑋₁ 𝑥₁₁ 𝑥₁₂ ⋯ 𝑥_1𝑛

𝑋₂ 𝑥₂₁ 𝑥₂₂ ⋯ 𝑥_2𝑛

⋮ ⋮ ⋮ ⋱ ⋮

𝑋_𝑘 𝑥_𝑘1 𝑥_𝑘2 ⋯ 𝑥_𝑘𝑛

Para cada i, i.e., para cada 𝑥_1𝑖, … , 𝑥_𝑘𝑖 fixos, 𝑌_𝑖 é uma variável aleatória. Havendo então

n variáveis aleatórias: 𝑌₁, 𝑌₂, … , 𝑌_𝑛:

Y_i = β₀ + β₁ x_1i + . . . +β_k x_ki + E_i i = 1, . . . , n

Admite-se que então que 𝐸₁, … , 𝐸_𝑛 são variáveis aleatórias independentes de média zero

e variância 𝜎2. Então para quaisquer valores 𝑥_1𝑖, … , 𝑥_𝑘𝑖 fixos, 𝑌_𝑖 é uma variável

aleatória de média 𝜇𝑦𝑖 = 𝛽0+ 𝛽1𝑥1𝑖+ ⋯ + 𝛽𝑘𝑥𝑘𝑖 e variância 𝜎2. Os dados para

análise são na forma de pontos, no formato:

(𝑦1, 𝑥11, 𝑥21, … , 𝑥𝑘1), (𝑦2, 𝑦12, 𝑥22, … , 𝑥𝑘2), … , (𝑦𝑛, 𝑥1𝑛, 𝑥2𝑛, … 𝑥𝑘𝑛)

Onde cada observação obedece à relação: