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ESTUDO COMPARATIVO DE MÉTODOS DE ESTIMATIVA DE PRESSÃO DE

POROS EM POÇOS DA BACIA DO ESPÍRITO SANTO

Marcos Domingues

DISSERTAÇÃO SUBMETIDA AO CORPO DOCENTE DA COORDENAÇÃO

DOS PROGRAMAS DE PÓS-GRADUAÇÃO DE ENGENHARIA DA

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO DE JANEIRO COMO PARTE DOS

REQUISITOS NECESSÁRIOS PARA A OBTENÇÃO DO GRAU DE MESTRE EM

CIÊNCIAS EM ENGENHARIA CIVIL.

Aprovada por:

______________________________________________

Prof. Luiz Landau, D.Sc.

______________________________________________

Dr. Henrique Luiz de Barros Penteado, D.Sc.

_____________________________________________

Prof. Alvaro Luiz Gayoso de Azeredo Coutinho, D.Sc.

_____________________________________________

Dr. Félix Thadeu Teixeira Gonçalves, D.Sc.

RIO DE JANEIRO – RJ, BRASIL

JUNHO DE 2008

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ii

DOMINGUES, MARCOS

Estudo comparativo de métodos de

estimativa de pressão de poros em poços da

Bacia do Espírito Santo [Rio de Janeiro]

2008.

XV, 99 p. 29,7 cm (COPPE/UFRJ,

M.Sc., Engenharia Civil, 2008)

Dissertação – Universidade Federal do

Rio de Janeiro, COPPE

1 Modelagem geológica

2 Bacia do Espírito Santo

3 Simulação Numérica

I. COPPE/UFRJ II. Título (série).

iii

AGRADECIMENTOS

Meus sinceros agradecimentos:

- à PETROBRAS – Petróleo Brasileiro S/A, por propiciar meu

aperfeiçoamento, pela permissão para utilização dos dados, e pelo

apoio técnico, logístico e financeiro.

- à UFRJ/COPPE – Universidade Federal do Rio de Janeiro /

Coordenação dos programas de Pós-graduação de Engenharia, pela

oportunidade de participação no curso de pós-graduação.

- aos meus orientadores, Dr. Henrique Penteado e Prof. Luiz

Landau, pelas discussões e críticas.

- às equipes de desenvolvimento dos sistemas Sigeo, Simod e SimBR,

da Petrobras, pela implementação de novos recursos e pelo auxílio na

sua utilização.

- à minha esposa Mara, e meus filhos Alexandre e Otávio, pelo apoio e

incentivo constantes, e pela ajuda na revisão e edição da dissertação.

iv

Resumo da Dissertação apresentada à COPPE/UFRJ como parte dos requisitos

necessários para a obtenção do grau de Mestre em Ciências (M. Sc.)

ESTUDO COMPARATIVO DE MÉTODOS DE ESTIMATIVA DE PRESSÃO DE

POROS EM POÇOS DA BACIA DO ESPÍRITO SANTO

Marcos Domingues

Junho/2008

Orientador: Luiz Landau

Programa: Engenharia Civil

Neste trabalho foram utilizados dois tipos de modelagem de pressão de poros

em cinco poços da Bacia do Espírito Santo, para o estudo e comparação de seus

resultados e definição de parâmetros a serem aplicados em contextos geológicos

semelhantes nas bacias brasileiras. Na modelagem petrofísica, foi feita uma análise do

comportamento de parâmetros físicos, obtidos através de perfis elétricos, com a

profundidade. A modelagem geo-histórica se valeu da reconstrução da história de

soterramento dos sedimentos encontrados nos poços, com a aplicação de modelos

teóricos de porosidade e permeabilidade, e com a simulação numérica dos processos

de compactação e fluxo de fluidos, visando à obtenção da pressão de poros atual.

No intervalo estratigráfico estudado, Paleoceno a Maastrichtiano, foi observada

a presença de pressões de poros anormalmente altas em três poços. Tanto

na modelagem petrofísica quanto na geo-histórica, a calibração dos dados calculados e

medidos pôde ser considerada boa. O principal mecanismo causador dessas pressões

altas é o desequilíbrio de compactação, ou seja, a inadequada expulsão de fluidos

durante o soterramento e conseqüente compactação. A transformação de argilas pode

ter agido como um mecanismo complementar.

Foram propostas duas funções de permeabilidade de folhelhos, com valores

relacionados ao teor de argila. Os modelos mostraram que pacotes de rochas argilosas

com permeabilidades iguais ou inferiores a 10-21 m2 (10-6 mD) são as responsáveis pela

criação e manutenção de anomalias de pressão da ordem de até 19 MPa/km.

v

Abstract of Dissertation presented to COPPE/UFRJ as a partial fulfillment of the

requirements for the degree of Master of Science (M.Sc.)

COMPARATIVE STUDY OF PORE PRESSURE ESTIMATION METHODS

AT ESPIRITO SANTO BASIN WELLS, BRAZIL

Marcos Domingues

June/2008

Advisor: Luiz Landau

Department: Civil Engineering

In this work, two types of pore pressure modeling were applied to five wells in

Espírito Santo Basin, Brazil. The objective of the study was to compare their results and

define the parameters to be applied in similar geological contexts in the Brazilian

sedimentary basins. In petrophysical modeling, an analysis of physical parameters

obtained by electric logs was done. The geo-history modeling makes a reconstruction of

the burial history of the sediments, with the application of theoretical models for

porosity and permeability, and with the numerical simulation of compaction and fluid

flow processes, to obtain the current pore pressure.

In the studied stratigraphic interval (Paleocene to Maastrichtian), abnormally

high pore pressures were observed in three wells. Both in the petrophysical and in the

geo-historical modeling, the calibration of the calculated and measured data could be

considered good. The main mechanism for high pressures is compaction disequilibrium,

i.e., the inadequate fluid expulsion during burial and subsequent compaction. Clay

transformation may have acted as a complementary mechanism.

Two permeability functions were proposed for the shales, with values related to

the clay content. The models showed that clay rocks with permeabilities equal to or

lower than 10-21 m2 (10-6 mD) are responsible for the creation and maintenance of

pressure anomalies of up to 19 MPa/km.

vi

ÍNDICE

FICHA CATALOGRÁFICA.........................................................................................ii

AGRADECIMENTOS..................................................................................................iii

RESUMO......................................................................................................................iv

ABSTRACT...................................................................................................................v

ÍNDICE.........................................................................................................................vi

LISTA DE FIGURAS...................................................................................................ix

LISTA DE TABELAS.................................................................................................xv

1. INTRODUÇÃO.................................................................................................pág. 1

2. A BACIA DO ESPÍRITO SANTO....................................................................pág. 3

2.1. GENERALIDADES.....................................................................................pág. 3

2.2. EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR..................................................pág. 4

2.3. GEOLOGIA DO PETRÓLEO.......................................................................pág. 10

3. PRESSÕES DE POROS ANORMAIS...............................................................pág. 13

3.1. INTRODUÇÃO......................................................................................... pág. 13

3.2. CAUSAS DAS PRESSÕES ANORMALMENTE ALTAS.......................pág. 14

3.2.1. MECANISMOS LIGADOS A TENSÕES: DESEQUILÍBRIO DE

COMPACTAÇÃO..................................................................................pág. 15

3.2.2. MECANISMOS LIGADOS A TENSÕES: COMPRESSÃO LATERAL

(TECTÔNICA).......................................................................................pág. 18

3.2.3. EXPANSÃO DE FLUIDOS: EFEITO AQUATERMAL.................pág. 19

3.2.4. EXPANSÃO DE FLUIDOS: TRANSFORMAÇÃO MINERAL....pág. 20

vii

3.2.5. EXPANSÃO DE FLUIDOS: GERAÇÃO DE HIDROCARBONETOS

.............................................................................................................pág. 21

3.2.6. MOVIMENTO DE FLUIDOS.......................................................... pág. 23

3.3. CAUSAS DAS PRESSÕES ANORMALMENTE ALTAS: CONCLUSÃO

........................................................................................................................pág.. 25

4. MODELAGEM DE PRESSÃO DE POROS.................................................... pág. 27

4.1. MODELAGEM PETROFÍSICA...................................................................pág. 27

4.2. MODELAGEM GEO-HISTÓRICA..............................................................pág. 32

4.2.1. PERMEABILIDADE DE ROCHAS ARGILOSAS..........................pág. 34

5. CONSTRUÇÃO DOS MODELOS....................................................................pág. 38

5.1. MODELOS PETROFÍSICOS........................................................................pág. 39

5.2. MODELOS GEO-HISTÓRICOS..................................................................pág. 49

6. INTEGRAÇÃO E DISCUSSÃO DOS RESULTADOS....................................pág.65

7. CONCLUSÕES...................................................................................................pág. 77

8. RECOMENDAÇÕES.........................................................................................pág. 79

9. BIBLIOGRAFIA...............................................................................................pág. 80

10. ANEXO I: CURVAS DE PERFIS..................................................................... pág. 87

10.1. ANEXO Ia: MODELO PETROFÍSICO....................................................... pág. 87

10.2. ANEXO Ib: MODELO GEO-HISTÓRICO................................................. pág. 87

viii

10.3. ANEXO Ic: INTEGRAÇÃO DE MODELOS..............................................pág. 88

11. ANEXO II: CONVERSÃO DE UNIDADES................................................... pág. 89

12. ANEXO III: PROCESSO ITERATIVO DO SIMBR....................................... pág. 90

13. ANEXO IV: COEFICIENTES DE POROSIDADE E PERMEABILIDADE

..............................................................................................................................pág. 91

14. ANEXO V: PARÂMETROS DOS MODELOS GEO-HISTÓRICOS........... pág. 93

ix

LISTA DE FIGURAS

2.1. Mapa das bacias do Espírito Santo e Mucuri, mostrando a fisiografia do fundo

oceânico. Fonte: Petrobras........................................................................pág. 4

2.2. Carta estratigráfica da Bacia do Espírito Santo (Vieira et al., 1994) ...........pág. 6

2.3. Reconstrução paleogeográfica do Atlântico Sul nas fases rifte e transicional

(Dias, J.L, .2005).....................................................................................pág. 7

2.4. Compartimentos estruturais da Bacia do Espírito Santo (Biassusi et al., 1990)

..................................................................................................................pág. 9

3.1. Ocorrências de pressões anormalmente altas no mundo (Law e Spencer, 1998)

....................................................................................................................pág. 13

3.2. Funções típicas de compactação para diferentes tipos de folhelhos,

comparadas a uma curva de arenito. Notar a faixa maior de variação da

porosidade em folhelhos (modif. de Swarbrick e Osborne, 1994)....pág. 16

3.3. Resposta de parâmetros físicos medidos em perfis de poços à compactação

normal e à sobrepressão por subcompactação (modif. de Hermanrud et al.

1998).............................................................................................pág. 17

3.4. Relação entre porosidade e tensão efetiva para diferentes mecanismos: A

aplicação de tensão cisalhante (- - -) não leva ao aumento da porosidade,

podendo acontecer diminuição desta, se houver perda de fluidos ( -..- ) (Yassir

e Addis, 2002)............................................................................................pág. 19

3.5. Efeito da maturação do querogênio no aumento da pressão de poros, com

diminuição da tensão efetiva (Swarbrick e Osborne, 1998). O ponto A se refere

à rocha geradora imatura e o ponto B à rocha geradora matura.................pág. 22

3.6. Permeabilidades relativas de dois fluidos imiscíveis em função da saturação de

água, onde a água é o fluido molhante em rochas de baixa permeabilidade

absoluta. kwr: permeabilidade relativa do fluido molhante (água), knwr:

permeabilidade relativa do fluido não-molhante (Luo e Vasseur, 1996).

......................................................................................................pág. 23

3.7. Esquema da atuação do head hidráulico (Swarbrick e Osborne, 1998)

......................................................................................................pág. 25

3.8. Perfil de pressões ao longo de uma coluna preenchida com óleo e gás (de

Swarbrick e Osborne, 1998). Notar a sobrepressão ao topo do

x

reservatório................................................................................... pág. 24

4.1. Gráfico tempo de trânsito X profundidade, mostrando o afastamento da

curva de compactação normal em zonas sobrepressurizadas. Exemplo do

graben central do Mar do Norte (Swarbrick, 1998)........................ pág. 28

4.2. Classificação dos tipos de poros (modificado de Bowers e Katsube, 2002)

.................................................................................................................pág.30

4.3. Perfis sônico (Vp, velocidade da onda acústica, compressional) e resistividade

(Res., resistividade total da rocha) mostrando reversão que não é observada no

perfil de densidade total da rocha (modificado de Bowers, 2002)..............pág. 31

4.4. Funções de condutividade hidráulica (log de K, m/s) em função da porosidade,

compiladas por Dewhurst et al., 1999, com duas funções de Kozeny-Carman

modificadas, para superfícies específicas de 1 x 108 m2/m3 e 3 x 108 m2/m3 (S1 e

S3, respectivamente). Para comparação, também estão representadas as

permeabilidades equivalentes (k, em mD e m2), se considerarmos viscosidade da

água igual a 10-3 Pa.s.................................................................................. pág. 37

5.1. Seção geológica esquemática dos poços modelados. Em destaque, o intervalo

estratigráfico que foi objeto desse estudo (Paleoceno - Maastrichtiano) e a

profundidade do fundo do mar (linha azul).................................................pág. 38

5.2. Gráfico de registros de pressão (Mpa), obtidos através de medidas diretas, pela

profundidade (m). A pressão hidrostática (normal), para um gradiente de 10,5

MPa/km, está representada pela reta, para comparação.................................pág. 40

5.3. Poço A1, modelo de pressão: Alterações dos perfis de resistividade e sônico em

folhelhos não parecem estar acompanhadas de alteração na densidade. O perfil de

porosidade (NPHI) mostra algum aumento. Há pequeno recobrimento desses

perfis. Para identificação das siglas dos perfis, consultar Anexo Ia..............pág. 43

5.4. Poço A2. Modelo de pressão: Alterações dos perfis de resistividade e sônico em

folhelhos. A densidade (RHOB) está pouco afetada. O perfil de porosidade não

recobre o intervalo abaixo do Eoceno. Para identificação das siglas dos perfis,

consultar Anexo Ia.......................................................................................pág. 44

5.5. Poço A3. Modelo de pressão: Alterações dos perfis de resistividade e sônico em

folhelhos, acompanhadas de queda na densidade e aumento da porosidade,

particularmente no Paleoceno, são indicações de subcompactação. Para

identificação das siglas dos perfis, consultar Anexo Ia..................................pág. 45

5.6. Poço N1. Modelo de pressões mostra a existência de pressões normais (hidrostáticas)

xi

no intervalo Paleoceno-Maastrichiano. Há indicação de pressões anormais no

intervalo Turoniano a Albiano, que não foi objeto de estudo deste trabalho. Para

identificação das siglas dos perfis, consultar Anexo Ia..................................pág. 46

5.7. Poço N2. Modelo de pressões mostra a existência de pressões normais (hidrostáticas)

em todo o poço. Para identificação das siglas dos perfis, consultar Anexo Ia.

.....................................................................................................................pág. 47

5.8. Gráfico do potencial gerador (S2) por temperatura máxima (Tmax ) da pirólise

Rock-Eval na seção Paleoceno - Maastrichtiano, mostrando baixo potencial

gerador (S2<4kg HC/ton. rocha).................................................................pág. 49

5.9. Diagrama do tipo Van Krevelen: Índice de hidrogênio (IH, S2/COT x 100) versus

índice de oxigênio (IO, S3/COT x 100) da seção Paleoceno a Maastrichtiano.

Matéria orgânica do tipo III, oxidada (alto IO e baixo IH)........................ pág. 50

5.10. Temperaturas (TEMPC, em oC) versus gradiente de pressão (GPP, em lb/gal),

modelado através de perfis, em folhelhos do intervalo Paleoceno-Maastrichtiano.

Apenas nos poços A1 e A2 é atingido o valor de 120oC, considerado como

delimitador da transição esmectita - ilita................................................... pág. 52

5.10. Temperaturas (TEMPC, em oC) versus gradiente de pressão (GPP, em lb/gal),

modelado através de perfis, em folhelhos (poços completos). Há forte

incremento da pressão entre 120oC e 140oC nos poços A1, A2 e N1 e um

pequeno aumento no poço A3..................................................................... pág. 52

5.12. Temperaturas (TEMPC, em oC ) medidas nos poços, em função do soterramento

(em metros), comparadas com o gradiente de temperatura adotado no modelo, de

35oC/km. ......................................................................................................pág. 53

5.13. Porosidade versus soterramento para arenitos e siltitos. Ajuste: φ0= 50% e c = 0,5

km-1............................................................................................................. pág. 55

5.14. Porosidade versus soterramento para folhelhos, em zonas normalmente

compactadas. Ajuste: φ0= 57%, c = 0,57 km-1 ...........................................pág. 55

5.15. Porosidade versus soterramento para carbonatos. Ajuste: φ0= 41%; c = 0,47 km-1.

.....................................................................................................................pág. 56

5.16. Gráfico de raios gama (oAPI) pelo soterramento em folhelhos do intervalo

Paleoceno-Maastrichtiano. Os valores dos poços A1, A2 e N2 são análogos, uma

indicação de semelhança litológica. O mesmo se passa com os poços A3 e N1.

.....................................................................................................................pág. 57

xii

5.17. Funções de condutividade hidráulica (log K, m/s) em função da porosidade,

compiladas por Dewhurst et al., 1999, e as adotadas no modelo (FLH1, mais

argiloso e FLH2, menos argiloso). Também estão representadas, para

comparação, duas funções de Kozeny-Carman modificadas, para superfícies

específicas de 1 x 108 m2/m3 e 3 x 108 m2/m3 (S1 e S3, respectivamente), as

porosidades máxima e mínima aproximadas observadas no intervalo Paleoceno-

Maastrichtiano (por max/min, 7 e 20%) e as permeabilidades intrínsecas (k, em

mD e m2) para dois pontos da função FLH1.............................................. pág. 58

5.18. Perfil de gradiente de pressão de poros (em lb/gal) calculado a partir do modelo

geo-histórico do poço A1, com as misturas litológicas de cada intervalo. A

relação completa das litologias e seus parâmetros estão nos apêndices III e IV.

Pressões de poros anormais a partir da base do Maastrichtiano: gradiente de

pressão de até 13 lb/gal ou 15 MPa/km. Para identificação completa das siglas

dos perfis, consultar Anexo Ib..................................................................... pág. 59



relação das litologias e seus parâmetros estão nos apêndices III e IV. Pressões

de poros anormais a partir do Paleoceno: gradiente de pressão de até 13 lb/gal

ou 15 MPa/km. Para identificação completa das siglas dos perfis, consultar

Anexo Ib.....................................................................................................pág. 60



relação completa das litologias e seus parâmetros está nos apêndices III e IV.

Pressões de poros anormais a partir do Paleoceno: gradiente de pressão de até

12,5 lb/gal ou 14,7 MPa/km. Para identificação completa das siglas dos perfis,

consultar Anexo Ib.....................................................................................pág. 61


geo-histórico do poço N1, com as misturas litológicas de cada intervalo. A


Pressões de poros normais no Maastrichtiano (gradiente de pressão menor que

11,2 MPa/km ou 9,5 lb/gal). Para identificação completa das siglas dos perfis,

consultar Anexo Ib......................................................................................pág. 62


geo-histórico do poço N2, com as misturas litológicas de cada intervalo. A

xiii


Pressões de poros normais (gradiente de pressão menor que 11,2 MPa/km ou

9,5 lb/gal). Para identificação completa das siglas dos perfis, consultar Anexo Ib.

....................................................................................................................pág. 63

6.1. Gráfico de geo-história do poço A1. Em destaque, o intervalo estudado (Paleoceno

e Maastrichtiano).........................................................................................pág. 65


e Maastrichtiano)........................................................................................ pág. 66



6.4. Gráfico de geo-história do poço N1. Em destaque, o intervalo estudado

(Maastrichtiano). O Paleoceno está ausente............................................... pág. 67

6.5. Gráfico de geo-história do poço N2. Em destaque, o intervalo estudado (Paleoceno


6.6. Gráfico de taxa de sedimentação descompactada por camada (m/Ma) versus idade

(Ma) dos cinco poços. Os pontos referem-se à idade do topo da camada

depositada................................................................................................... pág. 69

6.7. Gráfico de excesso de pressão de poros (MPa) versus idade (Ma) de sedimentos do

Maastrichtiano............................................................................................. pág. 69

6.8. Poço A1: Gradiente de pressão de poros (lbs/gal) do modelo petrofísico

(PPG_Son), comparados com valores do modelo geo-histórico (sim_pp), assim

como o log10 da permeabilidade (log_perm). Para identificação completa das

siglas dos perfis, consultar Anexo Ic..............................................................pág. 72




siglas dos perfis, consultar Anexo Ic...............................................................pág. 73




siglas dos perfis, consultar Anexo Ic.............................................................pág. 74

6.11. Poço N1: Gradiente de pressão de poros (lbs/gal) do modelo petrofísico



xiv

siglas dos perfis, consultar Anexo Ic...............................................................pág. 75

6.12. Poço N2: Gradiente de pressão de poros (lbs/gal) do modelo petrofísico



siglas dos perfis, consultar Anexo Ic..............................................................pág. 76

xv

LISTA DE TABELAS

Tabela 2.1. As três fases tectono-sedimentares das Bacias brasileiras...................pág. 5

Tabela 5.1. Valores médios das pressões anormalmente altas detectadas nos modelos

petrofísicos no intervalo Paleoceno-Maastrichtiano.....................................pág. 48

Tabela 5.2. Parâmetros da função permeabilidade ( bak += φ10 ) para os folhelhos FLH1 e

FLH2 utilizados na modelagem geo-histórica de pressões..........................pág. 58

Tabela 5.3. Valores médios das pressões anormalmente altas detectadas nos modelos

geo-históricos no intervalo Paleoceno-Maastrichtiano.................................pág. 64

1

1 - INTRODUÇÃO

A modelagem de pressões de poros tem sido aplicada em vários estágios da

exploração e produção de petróleo. Durante a fase de exploração, pode ajudar a definir a

capacidade de retenção de rochas selantes de reservatórios, mapear caminhos de

migração de petróleo e calibrar modelos de bacias. A presença de pressões altas pode

mascarar indicações sísmicas da presença de petróleo (Lindsay e Towner, 2001),

devendo ser considerada na modelagem da física das rochas. É essencial para subsidiar

a confecção do projeto de engenharia de poços exploratórios, de forma a garantir o

compromisso de segurança e redução de custos de perfuração. O controle de pressões de

poros elevadas pode ser demorado e custoso, chegando a inviabilizar a perfuração ou a

sua avaliação. Em casos extremos, a perfuração de poços através de zonas pressurizadas

não detectadas pode levar ao influxo descontrolado de fluidos para a superfície (“blow-

out”), muitas vezes com conseqüentes perdas materiais e humanas.

A pressão de poros é considerada alta quando é maior que a pressão da coluna

de água, à profundidade em questão. Pressões anormalmente altas ocorrem em muitas

bacias sedimentares em todo o mundo, tendo sido observada a sua associação com

muitas acumulações de petróleo (Law e Spencer, 1998). No Brasil, são conhecidas

algumas ocorrências de pressões anormais em bacias da margem continental, tais como

nas de Santos (Granitoff, 2004), Espírito Santo (Barros, 2005), e Foz do Amazonas

(Cobbold et al., 2004).

A presença de pressões anormalmente altas, ou sobrepressões, é um estado de

desequilíbrio que existe devido à inabilidade das rochas em trocar fluidos. Os fatores

tempo e permeabilidade, que descrevem a facilidade com que as rochas se deixam

atravessar por fluidos, são decisivos na implantação e manutenção de sobrepressões

(Swarbrick e Osborne, 1998).

O objetivo deste trabalho é comparar modelos de estimativa de pressões de

poros criados a partir de dados petrofísicos, utilizando perfis elétricos de poços, com

modelos geo-históricos, que reproduzem a história de soterramento da bacia. Assim,

procurou-se definir as causas das pressões altas verificadas e investigar as principais

propriedades envolvidas na criação de pressões de poros anormais. Em geral, esses dois

enfoques são aplicados separadamente, sendo esse o primeiro estudo no Brasil em que

ambos são comparados e integrados, visando uma calibração a ser empregada para a

previsão de pressão de poros em áreas de fronteira exploratória.

2

Neste trabalho, mostrou-se também uma maneira de se estimar a permeabilidade

a partir da comparação entre os modelos.

Foi estudado o intervalo crono-estratigráfico compreendido entre o Paleoceno e

o Maastrichtiano da Bacia do Espírito Santo, Brasil, sendo utilizados cinco poços

perfurados na plataforma continental, em lâminas d’água que variam entre cerca de 50m

até 1800m de profundidade. Em três destes poços, foram observadas pressões

anormalmente altas durante e após a perfuração do intervalo, e nos outros dois não

houve qualquer indicação de sobrepressões no intervalo, e serão utilizados para

calibração dos modelos.

3

2 - A BACIA DO ESPÍRITO SANTO

2.1 – GENERALIDADES

A Bacia do Espírito Santo situa-se na margem continental leste brasileira,

abrangendo uma área prospectável de cerca de 25000 km2, sendo que 3200 km2

estão localizados na parte emersa. Está limitada a sul com a Bacia de Campos, pelo

alto estrutural de Vitória, e a norte com a Bacia de Mucuri, com a qual guarda

características estruturais e estratigráficas similares. Devido ao fato da

individualização dessas duas bacias ter sido feita exclusivamente pelo critério

geográfico da divisa estadual Espírito Santo - Bahia, alguns autores as tratam em

conjunto (Vieira et al., 1994).

A bacia tem sido explorada intensamente desde 1959, tendo sido perfurados

mais de 1500 poços até hoje, a grande maioria na parte emersa, onde também estão

localizadas as maiores acumulações comerciais de petróleo (Vieira et al., 1994). A

primeira descoberta comercial se deu em 1969, na parte terrestre da bacia, sendo

que nos últimos anos tem-se verificado um grande incremento da atividade

exploratória na parte submersa da bacia, com a descoberta de novas acumulações de

petróleo e gás, tais como os campos de Golfinho, Cangoá-Peroá e outros.

A fisiografia da parte submersa da bacia mostra a presença de uma

plataforma bastante alargada (até 240km) a norte, marcada pela plataforma

carbonática denominada Banco de Abrolhos, de natureza vulcano-sedimentar

(Mohriak, 2004), e uma plataforma mais estreita a sul da foz do Rio Doce (figura

2.1).

4

Figura 2.1. Mapa das bacias do Espírito Santo e Mucuri, mostrando a fisiografia do fundo oceânico.

Fonte: Petrobras.

2.2 – EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR

A origem das bacias da margem continental leste brasileira está ligada à

ruptura do mega-continente Gondwana, como resultado de esforços distensivos do

Eocretáceo, sua separação nos continentes sul-americano e africano, com formação

de crosta oceânica entre estes. O resumo da evolução tectônica e da estratigrafia da

bacia, descrito a seguir, teve por base os trabalhos de Chang et al. (1990), Vieira et

al. (1994), De Cesero e Ponte (1997), Milani et al. (2000) e Mohriak (2004).

A evolução tectono-sedimentar dessas bacias é dividida em três fases

distintas, com deposição de três megassequências associadas (Ponte e Asmus, 1978;

Tabela 2.1):

5

Tabela 2.1 – As três fases tectono-sedimentares das bacias brasileiras.

FASE IDADE TIPO DE

SEDIMENTAÇÃO

MARGEM PASSIVA Albiana-Terciária Marinha

TRANSICIONAL Aptiana Evaporítica

RIFTE Neocomiana-

Eoaptiana

Clástica

continental

Na Bacia do Espírito Santo também são reconhecidas essas fases, sendo que

a fase de margem passiva é subdividida em três megassequências (Chang et al.,

1990), sendo uma marinha restrita (megassequência carbonática de água rasa) e

duas marinhas abertas; uma retrogradante (megassequência marinha transgressiva)

e outra progradante (megassequência marinha regressiva). A carta estratigráfica da

bacia (Vieira et al. 1994, figura 2.2) resume a sua evolução geológica, descrita a

seguir.

A fase rifte é caracterizada pela presença dos sedimentos continentais de

idade neocomiana a eoaptiana, flúvio-deltaico-lacustres, da Formação Cricaré.

Foram depositados nas calhas definidas pelos grandes falhamentos normais do

embasamento, que deram origem a blocos basculados, horsts e grabens, em direções

alinhadas a estruturas pretéritas, herdadas dos ciclos Transamazônico e Brasiliano.

O pacote transicional é representado pelos sedimentos de idade neoaptiana

da Formação Mariricu. São conglomerados, arenitos arcosianos e folhelhos

(Membro Mucuri), recobertos por um pacote de rochas evaporíticas (Membro

Itaúnas), principalmente halita e anidrita, depositadas em condições de circulação

restrita em clima árido a semi-árido.

As primeiras incursões marinhas, em uma fase de quiescência tectônica,

ocuparam uma depressão estreita e alongada na direção norte-sul, em um golfo

correspondente ao proto-Atlântico Sul. A atuação conjunta da elevação da Dorsal de

São Paulo, uma barreira à circulação das águas oceânicas, e da imposição das

condições áridas, levou à deposição dos espessos pacotes de evaporitos (figura 2.3).

6

Figura 2.2. Carta estratigráfica da Bacia do Espírito Santo (Vieira et al., 1994)

7

Figura 2.3. Reconstrução paleogeográfica do Atlântico Sul nas fases rifte e transicional (Dias, J.L, .2005).

Ao final da extensão litosférica, iniciou-se o resfriamento da anomalia

térmica, levando à contração e conseqüente subsidência térmica características da

fase de margem passiva. Agravada pelo sobrepeso causado pelo acúmulo de carga

sedimentar e acompanhada da ascensão do nível do mar, essa subsidência causa o

basculamento progressivo da bacia em direção ao mar, com soerguimento das áreas

emersas adjacentes.

São estruturas características dessa fase inicial da subsidência térmica as

falhas lístricas, com superfície de descolamento na camada de sal sotoposta, e

8

estruturas derivadas de atividade halocinética.

A fase de margem passiva inicia-se pela deposição dos sedimentos clásticos

da Formação São Mateus que gradam, no sentido do mar, para os carbonatos da

Formação Regência, ambos de idade albiana. Esses pacotes inserem-se no contexto

da megassequência carbonática de água rasa, caracterizada pelo ambiente marinho.

As megassequências marinhas transgressiva e regressiva, marcadas pelas

francas condições marinhas, estão representadas pelos sedimentos do Grupo Espírito

Santo, abrangendo o intervalo do Cenomaniano até o recente. São sedimentos que,

no seu conjunto, gradam de arenitos e carbonatos proximais (Formações Rio Doce e

Caravelas) a folhelhos distais (Formação Urucutuca).

No final do Cretáceo, a parte sul da bacia recebeu um forte aporte sedimentar

relacionado ao soerguimento da Serra do Mar e da Serra da Mantiqueira,

acompanhado de eventos magmáticos e reativações de grandes falhas do

embasamento. A espessa cunha sedimentar resultou em sobrecarga, que mobilizou a

massa de sal depositada anteriormente em direção a águas mais profundas.

Outro evento significativo da seção marinha da bacia é a erosão submarina,

de que são testemunhos os paleocanyons de Regência ao sul, e de Fazenda Cedro no

centro da Bacia, controlados por falhas do embasamento e preenchidos por

sedimentos do Cretáceo Superior ao Eoceno (Biassusi et al., 1990). Intercalados a

estes, foram definidas mais duas províncias geológicas distintas: a Plataforma de

São Mateus, mais arenosa, a norte, e a Plataforma de Regência, mais carbonática, a

sul (fig.2.4).

Manifestações ígneas intrusivas e extrusivas foram descritas na Bacia do

Espírito Santo, ocorrendo em dois eventos principais: o primeiro, de idade

Eocretácica, está relacionado à fase rifte, estando cronologicamente associado aos

extensos derrames basálticos da Bacia do Paraná.

O segundo evento magmático ocorreu entre o Neocretáceo e o Mesoeoceno,

com significativos derrames de lavas, acompanhados da formação de uma

plataforma carbonática sobrejacente, o Banco dos Abrolhos, uma feição fisiográfica

que se destaca em relação às bacias adjacentes. A sua continuidade em direção ao

oceano dá-se através da cadeia de montes submarinos Vitória – Trindade (figura

2.1).

A origem desse segundo evento magmático ainda é discutida, tendo sido

relacionada a infiltrações de magma ao longo de uma zona de fratura oceânica, ou a

9

atividade magmática intra-placa, do tipo hot spot (Guerra, 1989, Biassusi, 1996). O

sobrepeso representado pelos derrames é citado por esses autores como um fator

adicional à subsidência térmica e ao carregamento sedimentar na evolução tectônica

da bacia. Guerra (1989) mostrou, através de modelos físicos, a atuação da carga

representada pela pilha de vulcânicas e carbonatos na formação de um obstáculo ao

deslizamento gravitacional do sal, favorecendo o diapirismo. Também sugeriu a

presença de um falhamento de transferência, de direção aproximada N50W, no

limite entre a parte norte e sul da bacia, decorrente da acomodação das diferentes

taxas de extensão desses compartimentos.

Figura 2.4. Compartimentos estruturais da Bacia do Espírito Santo (Biassusi et al., 1990)

10

2.3 – GEOLOGIA DO PETRÓLEO

A produção média de petróleo na Bacia do Espírito Santo foi de cerca de 62 mil

barris por dia no ano de 2006 (45 mil barris no mar), com reservas provadas da ordem

de 244 milhões de barris de petróleo, sendo 184 milhões no mar. As reservas de gás

atingem 31 bilhões de metros cúbicos (ANP, 2007).

Uma divisão estratigráfica da bacia em função das características petrolíferas foi

proposta por Estrella et al. (1984), e também por Rodrigues et al. (1992) e Frota (1997).

Compreende as seções Pré-Jiquiá, Jiquiá, Alagoas, Albo-Cenomaniano e Cretáceo

Superior-Terciário Inferior, apresentadas a seguir.

A seção Pré-Jiquiá, do Neocomiano Inferior, apresenta finas camadas de

folhelhos com alto teor de carbono orgânico, querogênio predominantemente do tipo I,

de bom potencial gerador. Os valores de reflectância de vitrinita variam de níveis

maturos a senis. As razões isotópicas e o padrão dos cromatogramas confirmam a origem

lacustre da matéria orgânica.

Os folhelhos da seção Jiquiá (Neocomiano Superior) são rochas geradoras muito

ricas, estando maturas em boa parte da bacia. O índice de hidrogênio e o potencial

gerador têm valores bastante altos, sendo que o querogênio do tipo II predomina. Estas

têm sido consideradas as principais rochas geradoras da Bacia.

A seção Alagoas (Aptiano) é representada por espessas camadas de folhelhos

negros associados com evaporitos, que estão maturos apenas em parte da bacia. Tem

potencial gerador moderado a alto, com querogênio do tipo II. Estes folhelhos foram

depositados em ambiente evaporítico, lagunar, pobre em oxigênio e de alta salinidade.

O pacote Albo-Cenomaniano não foi considerado gerador por Estrella et al.,

(1984), devido a uma suposta alta energia envolvida na deposição destes sedimentos.

Trabalhos posteriores (Mello et al., 1995 e França et al., 2001), no entanto, detalharam

essa seção, mostrando a existência de calcilutitos e folhelhos albianos, e folhelhos

cenomanianos a turonianos, marinhos, com potencial para geração de petróleo. Na

seqüência carbonática albiana, um oceano estreito, raso e semirrestrito, progressivamente

mais profundo, propiciou a deposição, em clima tropical, de margas e calcários lamosos

ricos em matéria orgânica (teor de carbono orgânico total, COT, de até 6%), com

formação de querogênio do tipo II. A seqüência superior, de idade cenomaniana a

turoniana, foi depositada em ambiente nerítico a batial, com anoxia controlada por

elevada produção orgânica. Possui lamitos calcários e folhelhos com querogênio do tipo

11

II, matéria orgânica predominantemente amorfa, com índices de hidrogênio de até

500mg HC/g de COT.

Os folhelhos marinhos de talude da Formação Urucutuca, do Cretáceo Superior a

Terciário Inferior, são encaixantes de reservatórios turbidíticos bastante prolíficos. Têm

conteúdos de matéria orgânica variando de moderados a altos, mas com potencial

gerador bastante pobre, como mostram as análises de pirólise Rock-Eval. Nessas rochas

predomina o querogênio do tipo III, potencialmente gerador de gás. As análises de

reflectância de vitrinita do Cretáceo Superior mostram estágios imaturos a oeste, a super-

maturos nas partes mais profundas da Bacia. O ambiente rico em oxigênio é indicado

pela fauna fóssil bentônica numerosa, com ausência de gêneros característicos de

ambientes anóxicos. Esses fatos negam a atuação na bacia de eventos anóxicos

oceânicos. Os autores (Mello et al., 1995 e França et al., 2001) admitem, no entanto, a

possibilidade da existência de áreas localmente com circulação restrita ou com pontos de

ressurgência de correntes com águas ricas em nutrientes, que são potencialmente

ambientes anóxicos, ou de alta produtividade orgânica, respectivamente.

D´avila et. al.(1998) mostraram, através da análise de biomarcadores de óleos e

sua correlação com extratos de rochas do Terciário, a possibilidade da existência de

rochas geradoras dessa idade em partes mais profundas da bacia.

Quanto à migração de petróleo, Rodrigues et al., (1992) defendem a

predominância de migração horizontal para as acumulações localizadas na parte

terrestre, onde os folhelhos geradores Jiquiá estão, em sua maioria, imaturos, o que

sugere que teriam origem na plataforma continental adjacente. Analisando os

indicadores moleculares de maturação, mostraram que a maturação aumenta de oeste

para leste, o que também sugere uma migração generalizada de leste pra oeste.

Ainda segundo esses autores, os folhelhos Jiquiá alcançaram o estágio de

geração de óleo no Cretáceo Superior, quando teria ocorrido o primeiro pico de geração

da bacia. A migração seria controlada pelos sistemas de falhas paralelos à costa, através

das paredes dos canyons de Fazenda Cedro e de Regência, e pela discordância Pré-

Alagoas e arenitos do Membro Mucuri. Também sugerem que falhas de transferência de

direção ortogonal à costa poderiam ser indutoras da implantação dos canyons e servir de

condutos para as suas diversas acumulações.

A presença de óleos biodegradados foi relacionada a rebaixamentos do nível do

mar, que teriam exposto partes da bacia e permitido a entrada de microorganismos nos

reservatórios já parcialmente preenchidos. Esses rebaixamentos também foram

12

considerados os responsáveis pela implantação de discordâncias e dos canyons citados.

13

3 – PRESSÕES DE POROS ANORMAIS

3.1 INTRODUÇÃO

A pressão de poros pode ser definida como a pressão do fluido presente no

espaço poroso das rochas. Nos ambientes geológicos onde há comunicação franca entre

os poros, diz-se que a pressão de poros é a pressão hidrostática, que é igual à pressão

exercida por uma coluna de água que se comunica livremente com a superfície.

A pressão hidrostática é também conhecida como pressão normal, já que em

condições normais e ao longo do tempo geológico, espera-se que eventuais diferenças

de pressões de poros entre corpos geológicos tendam ao equilíbrio e se anulem através

do transporte de fluidos. Quando existem casos em que a pressão presente nos poros

da rocha é anormal, sendo maior ou menor que a pressão hidrostática há,

respectivamente, sobrepressão ou subpressão.

Pressões de poros anormalmente altas ocorrem em diversas bacias

sedimentares no mundo, de diferentes idades e condições geológicas, o que sugere

que podem existir diversas causas para o seu desenvolvimento (figura 3.1). Algumas

das origens da sobrepressurização de sedimentos serão discutidas a seguir.

Figura 3.1: Ocorrências de pressões anormalmente altas no mundo (Law e Spencer, 1998)

14

3.2 CAUSAS DAS PRESSÕES ANORMALMENTE ALTAS

Swarbrick e Osborne (1998) resumiram os diversos trabalhos envolvendo

sedimentos anormalmente pressurizados, atribuindo suas origens aos fatores

permeabilidade, tempo, tipo de fluido e presença de um mecanismo atuante.

A manutenção de pressões anormais ao longo do tempo geológico depende da

presença de rochas de baixas permeabilidades, ou selos, caso contrário o equilíbrio de

pressões se restabeleceria através da troca de fluidos. Deve ser observado que a

dissipação de pressões não se dá exclusivamente pelo meio poroso da rocha, mas

também pode ocorrer através de fraturas. A reativação de falhas ou a abertura destas

através do fraturamento hidráulico podem aumentar subitamente a perda de fluidos

através de rochas selantes, controlando assim o nível de sobrepressurização.

Pressões anormalmente altas estão em estado de desequilíbrio com o meio e

tendem a ser anuladas ao longo do tempo geológico, a depender da capacidade das

rochas de transmitirem fluidos. A distribuição e magnitude de pressões anormalmente

altas, portanto, varia ao longo do tempo, sendo este um importante condicionador da

sua manutenção.

O tipo de fluido também exerce controle sobre a existência de pressões

anormais. Embora o fluido freqüentemente mais presente nas rochas sedimentares seja

a água, o empuxo de óleo, e principalmente gás, causa a elevação da pressão em partes

mais altas de reservatórios com grande relevo estrutural. Além disso, certas

propriedades dos hidrocarbonetos e das rochas, tais como maior viscosidade ou maior

pressão capilar, podem favorecer as condições selantes da rocha

Quanto aos diversos mecanismos causadores das pressões anormalmente altas,

os autores citados acima reconheceram os três principais grupos listados a seguir:

• Mecanismos ligados a Tensões

o Desequilíbrio de compactação

o Tensão lateral (tectônica)

• Aumento de Volume de Fluidos

o Aquatermal

o Transformação mineral

o Geração de Hidrocarbonetos

15

• Movimento de fluidos

o Osmose

o Altura piezométrica

o Flutuação

3.2.1 MECANISMOS LIGADOS A TENSÕES: DESEQUILÍBRIO DE

COMPACTAÇÃO

Os trabalhos pioneiros de Terzaghi e Peck (1948), que versaram sobre a relação

entre tensões e pressão de poros em solos compactados, forneceram as bases para o

entendimento do comportamento da pressão de poros em sub-superfície e sua

modelagem. Eles mostraram que as cargas atuantes sobre uma determinada

seção de solo sob compactação se dividem em tensão efetiva e pressão neutra,

ou pressão de fluido (de poros). A tensão efetiva é a tensão transmitida pelos

pontos de contato entre os grãos da parte sólida do solo, e a pressão de poros a

pressão transmitida pelo fluido presente nos poros da rocha. A tensão total, ou

sobrecarga (Sv), aplicada a uma coluna de sedimentos seria, então, suportada

pela tensão efetiva (σv) e pela pressão de poros (Pp):

Sv = σv + Pp (3.1)

Todas as tensões foram consideradas por eles como tensões verticais,

pela pequena expressão das tensões horizontais em solos.

À medida que os sedimentos são soterrados, a tensão de sobrecarga

aumenta. Se qualquer aumento anômalo na pressão de poros é neutralizado, no

tempo geológico, pela expulsão de fluidos, a pressão de poros se manterá

constante e igual à pressão hidrostática. Da equação 3.1 temos que todo o

aumento de sobrecarga será, portanto, repassado para o arcabouço da rocha

pela tensão efetiva, o que resulta em perda de porosidade, ou compactação. O

aumento de tensão efetiva devido ao soterramento normalmente reduz o volume

dos poros e, portanto expulsa os fluidos da formação.

A perda de porosidade se dá em uma taxa que varia com o tipo de rocha.

Arenitos, em geral, se compactam a partir de valores iniciais da ordem de 40-

45% a partir do rearranjo dos contatos entre os grãos até chegar a cerca de 20-

30% em profundidades não muito grandes (Figura 3.2). Nesse ponto, diminui a

16

capacidade de perda de porosidade pela compactação mecânica, e entram em

ação mecanismos de dissolução e recimentação diagenética. Folhelhos, ao

contrário, mostram uma porosidade inicial de 60 a 80% e se compactam mais

facilmente, por rearranjo e mudança de formato dos grãos, até grandes

profundidades (Swarbrick e Osborne, 1994).

Figura 3.2: Funções típicas de compactação para diferentes tipos de folhelhos, comparadas a uma curva

de arenito. Notar a faixa maior de variação da porosidade em folhelhos (modif. de Swarbrick e

Osborne, 1994).

Em condições de rápido soterramento, o aumento da sobrecarga tende a

levar a uma brusca expulsão de fluidos. Se os fluidos não conseguem mais

serem expulsos da rocha em quantidade suficiente devido à baixa

permeabilidade da rocha, a pressão de poros subirá, pois uma parte maior da

sobrecarga será suportada pelos fluidos presentes nos poros, uma condição

denominada desequilíbrio de compactação. A tensão efetiva, então, terá valores

menores que os esperados, e as porosidades serão maiores.

As condições para a ocorrência de desequilíbrio de compactação são o

rápido soterramento e as baixas permeabilidades, que podem ser encontradas

em espessas colunas de rochas argilosas, depositadas em curto espaço de

tempo. Eventuais corpos permeáveis, imersos e isolados em pacotes argilosos

17

pressurizados, no entanto, tendem a adquirir as pressões destes ao longo do

tempo geológico (Converse et al., 2000).

Perfis de resistividade elétrica, de densidade e de tempo de trânsito de

ondas sônicas, por se relacionarem à porosidade, além do próprio perfil de

porosidade, podem ser utilizados como indicação de subcompactação e,

portanto, das sobrepressões derivadas (figura 3.3). Dados de velocidades

sísmicas igualmente são influenciados por essas condições. Esse é o princípio

de muitos métodos de modelagem de pressões de poros, que utilizam o

comportamento de propriedades físicas adquiridas em poços com a

profundidade de soterramento.

Figura 3.3: Resposta de parâmetros físicos medidos em perfis de poços à compactação normal e à

sobrepressão por subcompactação (modif. de Hermanrud et al. 1998).

O desequilíbrio de compactação é tido como um dos mais importantes

mecanismos de sobrepressão (Swarbrick et al., 2002), tendo sido bastante

estudado, particularmente no Golfo do México e no Mar do Norte, regiões de

grande atividade de exploração petrolífera. Além disso, o seu principal motor é

o soterramento, o que facilita a análise através de perfis ou sísmica, e a criação

de modelos em função da profundidade.

É de atuação comum em deltas terciários como os do Mississipi, do

Amazonas e do Nilo, ocorrendo também em vários outros tipos de bacias, como

no Mar Cáspio e no Mar do Norte.

18

3.2.2 MECANISMOS LIGADOS A TENSÕES: COMPRESSÃO LATERAL

(TECTÔNICA)

Os mesmos princípios da geração de sobrepressões devido à compactação sem

adequado escape de fluidos podem ser aplicados quando há incidência de importantes

tensões horizontais, de origem tectônica, como as que são esperadas em bacias

submetidas à compressão. Nas bacias intracratônicas ou de margem passiva, como as

da margem leste brasileira, esses tipos de esforços são provavelmente menores,

embora localmente possam ser importantes.

No caso das bacias passivas, em que a tensão principal é a de sobrecarga

(vertical), os sedimentos são lateralmente confinados pelas bordas da bacia,

resultando em que o aumento da tensão lateral seja proporcional ao aumento da

sobrecarga. Nessas condições, não há imposição de tensões cisalhantes extremas com

o aumento da sobrecarga. Com a compressão tectônica, no entanto, pode haver grande

aumento da tensão lateral sem um conseqüente aumento da sobrecarga, o que pode

levar à atuação de tensões cisalhantes muito altas, capazes de gerar fortes

sobrepressões (Yassir e Addis, 2002). Segundo esses autores, a tensão cisalhante

aplicada a sedimentos compactados não causa aumento da porosidade, podendo

inclusive levar à diminuição desta, quando há escape de fluidos (figura 3.4).

A modelagem de pressões nestas condições é portanto mais complexa, sendo

mais difícil estabelecer uma relação clara das tensões horizontais com a profundidade

ou com a porosidade, resistividade, velocidade, etc., como nos modelos mais comuns,

baseados em subcompactação e que utilizam essas medidas petrofísicas. Modelagens

geomecânicas para definição do campo de tensões (direção e magnitude) podem ser

utilizadas, através da análise de feições (fraturas, desmoronamento) das paredes dos

poços (Hennig et al., 2002).

Este tipo de mecanismo pode ser encontrado em bacias submetidas a forte

contribuição compressiva, tais como as bacias do oeste da Califórnia, do Mar Cáspio,

e do Chaco Boliviano.

19

Figura 3.4. Relação entre porosidade e tensão efetiva para diferentes mecanismos: A aplicação de tensão

cisalhante (- - -) não leva ao aumento da porosidade, podendo acontecer diminuição desta, se

houver perda de fluidos ( -..- ) (Yassir e Addis, 2002).

3.2.3 EXPANSÃO DE FLUIDOS: EFEITO AQUATERMAL

O aumento de temperatura durante o soterramento leva à expansão de fluidos

e da rocha. No entanto, a expansão de volume da rocha é muito menor que a dos

fluidos, portanto o aumento relativo do volume do fluido em um ambiente

completamente selado se reflete em aumento da pressão de poros.

Swarbrick e Osborne (1998) argumentam que esse efeito só se daria em um

ambiente completamente selado, com permeabilidades próximas a zero, e sem

aumento do volume de poros, condições muito difíceis de ocorrer em ambientes

geológicos reais. Assim, sustentam que esse mecanismo seria de menor importância

nas bacias sedimentares com pressões anormalmente altas. Bethke (1986) modelou o

efeito da expansão térmica da água, chegando à conclusão de que, mesmo sob um

gradiente térmico da ordem de 50o C/km, a permeabilidade necessária para se obter

um incremento de pressão comparável ao do desequilíbrio de compactação seria uma

ordem de grandeza menor.

20

3.2.4 EXPANSÃO DE FLUIDOS: TRANSFORMAÇÃO MINERAL

Muitos minerais se transformam durante a diagênese com a liberação de água

estrutural. Entre estes se destacam as reações envolvendo minerais argilosos, bastante

comuns nas bacias sedimentares.

A desidratação da esmectita, uma argila de camadas mistas, libera água para o

espaço poroso da rocha, que pode resultar em aumento de volume de água da ordem

de 4% (Swarbrick e Osborne, 1998). Se condições selantes extremas forem mantidas,

a desidratação de argilominerais como a esmectita pode levar ao aumento da pressão

de poros.

A esmectita pode adsorver grandes quantidades de água ao ser depositada.

Quando são soterradas, se alteram quimicamente pela adição de íons de Al e K e a

liberação de íons de Na, Ca, Mg e Fe, mais água, para produzir ilita, que não tem a

mesma capacidade de reter água. Em muitas bacias, observa-se uma coincidência

entre a profundidade em que ocorre a transformação da esmectita e o aparecimento de

sobrepressões. Essa transição costuma ocorrer numa faixa de temperaturas de 75o a

150oC, embora haja casos em que a transformação não ocorre mesmo em

temperaturas maiores (Swarbrick e Osborne, 1998)

O volume de água liberada para o espaço poroso ainda não é bem conhecido,

assim como a química exata das reações envolvidas, mas parte das sobrepressões

observadas pode ser devida à diminuição da permeabilidade por precipitação de sílica

e ordenamento da ilita em pacotes (Bethke, 1986). O colapso da estrutura da

esmectita, levando ao aumento da compressibilidade da parte sólida da rocha e

conseqüente transferência de tensões para os fluidos, pode ser encarado como um

mecanismo indiretamente ligado a tensões, pois a sobrecarga seria a responsável pela

sobrepressão gerada (Swarbrick e Osborne, 1998).

Alnes e Lilburn (1998) apresentaram dados de poços do Golfo do México para

propor a atuação somada dos mecanismos de transformação de esmectita em ilita e

aquatermal para explicar as altas sobrepressões observadas. Estes autores

argumentaram que o rápido crescimento das pressões anormais é típico desses

mecanismos, além da coincidência da zona pressurizada com temperaturas de 95oC,

na qual a transformação esmectita – ilita se acelera. Também observaram que a baixa

salinidade da água de formação recuperada de testes em rochas anormalmente

pressurizadas seria conseqüência da entrada de água nova, pouco salina, oriunda da

21

desidratação das argilas.

Osborne e Swarbrick (1998) contra-argumentaram com estimativas nas quais,

mesmo com permeabilidades muito baixas (10-19/10-23 m2) a quantidade de

sobrepressão gerada por mecanismo aquatermal é da ordem de, no máximo 100 psi

(cerca de 0,7 MPa), para um gradiente de 40ºC/km. A transformação mineral, mesmo

em cenário pouco realista de 100% da esmectita se transformando em ilita,

permeabilidade de 10-23 m2, e gradiente de 30ºC/km, causaria um acréscimo de

volume de fluido de 4%, com aumento de pressão da ordem de 10 psi. A coincidência

de profundidades ocorre porque há um aumento da compressibilidade por colapso da

estrutura da ilita, referida acima como desequilíbrio de compactação, e o aumento

rápido das pressões seria conseqüência da baixa permeabilidade das rochas

envolvidas. Segundo esses autores, a permeabilidade, portanto, seria mais importante

que o aumento de volume de fluidos devido à ilitização na transição da zona com

pressão normal para a zona sobrepressurizada.

A modelagem da sobrepressão de poros através da transformação de argilas é

de difícil execução devido às complexas reações químicas envolvidas, e talvez por

isso ainda seja um assunto polêmico.

3.2.5 EXPANSÃO DE FLUIDOS: GERAÇÃO DE HIDROCARBONETOS

A observação da coincidência de sobrepressões em rochas onde há a

geração de hidrocarbonetos forneceu os primeiros indícios da atuação da

geração na sobrepressurização. A expulsão de hidrocarbonetos da rocha

geradora é muitas vezes facilitada pelo microfraturamento hidráulico induzido

por pressões de poros altas (Burrus, 1998).

O efeito da geração sobre o aumento das pressões de poros pode ser

subdividido em dois processos: a conversão de querogênio em óleo e a geração

de gás.

A geração de fluidos (líquidos ou gases) móveis a partir de um sólido

imóvel como o querogênio, e a conseqüente criação de porosidade, faz com que

parte da sobrecarga se transfira para os fluidos presentes nos poros, causando

aumento na pressão de poros e decréscimo da tensão efetiva (figura 3.5).

22

Figura 3.5: Efeito da maturação do querogênio no aumento da pressão de poros, com diminuição da

tensão efetiva (Swarbrick e Osborne, 1998). O ponto A se refere à rocha geradora imatura e o

ponto B à rocha geradora matura.

Além disso, com a geração, haverá um acréscimo de fluido na forma de

petróleo, e a presença de óleo e/ou gás e água como fases imiscíveis,

diminuindo a permeabilidade relativa dos fluidos presentes na rocha. No

sistema água-hidrocarboneto, a água geralmente atua como fase molhante, o

que significa que a água tem maior afinidade elétrica com os componentes

minerais da rocha, ou seja, tende a ficar adsorvida na superfície dos grãos ou

presa nos poros desconectados. A entrada de petróleo no espaço poroso da

rocha é incapaz de deslocar toda a água existente, sendo a quantidade relativa

mínima de água definida como saturação de água irredutível (Swo). Em rochas

de granulação fina, a presença de água irredutível em espaços críticos do

sistema poroso da rocha, tais como gargantas de poros, pode restringir muito a

passagem de hidrocarbonetos, diminuindo a sua permeabilidade relativa. Um

gráfico típico de permeabilidades relativas para fluidos molhantes e não-

molhantes é mostrado na figura 3.6 (Luo e Vasseur, 1996).

23

Figura 3.6: Permeabilidades relativas de dois fluidos imiscíveis em função da saturação de água, onde a

água é o fluido molhante em rochas de baixa permeabilidade absoluta. kwr: permeabilidade

relativa do fluido molhante (água), knwr: permeabilidade relativa do fluido não-molhante (Luo

e Vasseur, 1996).

A geração de gás, seja pela conversão direta a partir do querogênio ou

pelo craqueamento de óleo, implica em um grande aumento de volume de

fluido que, se adequadamente retido, leva ao aumento adicional de pressão de

poros. Também a existência de fases imiscíveis faz com que a permeabilidade

relativa caia.

Modelagens numéricas efetuadas por Luo e Vasseur (1996) mostraram

que o processo de sobrepressurização devido à conversão de querogênio só é

efetivo com grandes concentrações de matéria orgânica, acima de 5%, enquanto

que a geração de gás pode resultar em aumento de pressão de até 85%, mesmo

com quantidades menores de matéria orgânica (0,6%).

3.2.6 MOVIMENTO DE FLUIDOS

A osmose pode atuar quando grandes contrastes de salinidade entre dois

corpos separados por uma membrana semipermeável fazem com que haja fluxo

de água do ambiente menos concentrado para o mais concentrado, aumentando

a pressão neste. Swarbrick e Osborne (1998) creditam pouca importância a esse

processo, calculando um aumento de apenas 3MPa, mesmo com grandes

contrastes de salinidade. Além disso, zonas sobrepressurizadas costumam

24

apresentar salinidades mais baixas, e não mais altas.

A altura piezométrica (“head hidráulico”), de importância somente

localizada, acontece quando um corpo permeável aflora em uma região de

topografia elevada, fazendo com que a coluna de água elevada transmita

pressão aos sedimentos encontrados bacia abaixo (figura 3.7).

Figura 3.7: Esquema da atuação do head hidráulico (Swarbrick e Osborne, 1998)

O empuxo de hidrocarbonetos existe devido à menor densidade destes

em relação à água. Se imaginarmos um reservatório com grande relevo

estrutural, preenchido com algum hidrocarboneto leve, o excesso de pressão

aumenta a partir do contato com a água em direção ao topo da estrutura (figura

3.8). O aumento de pressão é proporcional à diferença de densidade entre a

água e o hidrocarboneto, podendo ser calculada pela fórmula abaixo, onde g é a

aceleração da gravidade, h é altura da coluna de hidrocarbonetos, e ρA e ρHC

são as densidades da água de formação e do hidrocarboneto, respectivamente:

)( HCAhgP ρρ −××=Δ (3.2)

Como a densidade do gás aumenta com a pressão, enquanto a água tem

baixíssima compressibilidade, são esperadas maiores anomalias devido ao

empuxo da coluna de hidrocarbonetos em reservatórios rasos contendo gás,

submetidos a baixas pressões.

25

Figura 3.8: Perfil de pressões ao longo de uma coluna preenchida com óleo e gás (de Swarbrick e

Osborne, 1998). Notar a sobrepressão ao topo do reservatório.

Esse processo atua apenas localmente, em reservatórios extensos e

totalmente preenchidos com hidrocarbonetos leves. O excesso de pressão

representado pelo empuxo da coluna de hidrocarbonetos, eventualmente agravado

pela transmissão das pressões anormalmente altas presentes na rocha encaixante

do reservatório, pode levar ao vazamento dos hidrocarbonetos acumulados por

fraturamento hidráulico, reativação de falhas ou pelos capilares da rocha selante.

3.3. CAUSAS DAS PRESSÕES ANORMALMENTE ALTAS:

CONCLUSÃO

É consenso entre os diversos autores a importância dos fatores tempo e

permeabilidade na formação de pressões anormalmente altas. Também

concordam que o desequilíbrio de compactação e a geração de hidrocarbonetos

são importantes mecanismos geradores de anomalias de pressão, e em vários

tipos de bacias, sendo que a compressão lateral ganha destaque em bacias

submetidas a grandes esforços tectônicos. A transformação de argilas pode ter

26

uma importância menor, embora isso seja um assunto polêmico. Os outros

mecanismos têm pouca importância, e localmente restrita.

De todo modo, é importante que se entendam os possíveis mecanismos de

pressurização durante a modelagem de pressão de poros, já que podem

influenciar no comportamento dos diversos parâmetros petrofísicos utilizados,

assim como nas condições de contorno do modelo.

27

4. MODELAGEM DE PRESSÃO DE POROS

Analisou-se o comportamento das pressões de poros através de dois enfoques

distintos, que depois serão comparados. A modelagem petrofísica se vale da análise

de alterações nas características físicas das rochas, medidas por perfis elétricos de

poços. A modelagem geo-histórica faz a reconstrução da história de soterramento

das rochas, calculando a evolução ao longo do tempo de propriedades tais como

porosidade, permeabilidade, pressões, etc.

4.1 MODELAGEM PETROFÍSICA

A primeira tentativa de estabelecimento de uma relação entre medidas

petrofísicas e pressão de poros foi feita por Hottman e Johnson (1965), que

mostraram uma forma de cálculo utilizando perfis elétricos adquiridos em

poços, que utiliza a comparação com tendências normais de compactação.

Trabalhando com dados do Golfo do México, eles observaram que, em zonas de

pressão anormal, há um aumento relativo do tempo de trânsito (inverso da

velocidade do som) e uma diminuição da resistividade em folhelhos.

Atribuíram esse fato à presença de porosidades muito altas para a profundidade

de soterramento a que as rochas estariam submetidas, e propuseram a

construção de gráficos de resistividade ou de tempo de trânsito pela

profundidade de soterramento, com a definição de tendências de compactação

normal. Quando os valores medidos no poço se afastam da tendência, são

marcadas as zonas de pressões anormais (figura 4.1).

28

Figura 4.1: Gráfico tempo de trânsito X profundidade, mostrando o afastamento da curva de compactação

normal em zonas sobrepressurizadas. Exemplo do graben central do Mar do Norte (Swarbrick,

1998).

Posteriormente, Pennebaker (1968) sugeriu a utilização de velocidades

sísmicas para a previsão de zonas de pressão anormais, antes da perfuração de

poços. Eaton (1975), apoiado nas idéias de Hottman e Johnson, propôs uma

formulação empírica para cálculo das pressões de poros anormais, baseado na

equação de Terzaghi, e com a adoção de uma relação entre a velocidade sônica

(ou tempo de trânsito) esperada para uma tendência normal de compactação e a

velocidade observada:

Rearranjando a equação de Terzaghi (equação 2.2),

Pp = Sv – σv (4.1)

e substituindo a tensão efetiva vertical pelo seu valor caso houvesse

compactação normal, ou seja, se a pressão fosse hidrostática (Sv – Ph), mas

multiplicando-a por uma razão entre a velocidade observada e a normal,

esperada pela tendência normal de compactação (Vo e Vn), elevada a uma

constante de calibração, temos:

3

n

ovvp )V

V( Ph)-(S -S P ×= (4.2)

29

Essa equação, largamente utilizada pela indústria do petróleo, foi utilizada

neste trabalho.

A tendência normal de compactação é definida por uma reta quando o

tempo de trânsito é desenhado em escala logarítmica (figura 4.1).

Costuma-se usar as rochas argilosas para a definição da tendência normal

porque apresentam maior variação na porosidade em resposta à compactação (ver

figura 3.2, no capítulo anterior). Além disso, como são pouco permeáveis,

também são mais propensas a apresentarem subcompactação e, portanto,

sobrepressões.

Deve-se observar que a definição da tendência de compactação normal

pressupõe que a seção utilizada como guia não deva estar sub-compactada, ou

seja, deve apresentar pressões normais.

Para utilização da equação de Eaton, algumas grandezas devem ser

definidas previamente (Swarbrick e Osborne, 1998):

A pressão hidrostática na profundidade z pode ser calculada como

Ph(z) = ∫z

z0ρh(z) gdz+ p0 ( 4.3)

onde ρh é a densidade do fluido, g é a aceleração da gravidade e p0 é a pressão na

superfície, comumente a pressão atmosférica. Nas condições geológicas, a

densidade do fluido considerado é a da água de formação, com uma quantidade

variável de sais dissolvidos e densidade geralmente pouco superior a 1,0 g/cm3.

A tensão total (sobrecarga), que é o peso da coluna de rocha

sobrejacente, pode ser calculada a partir de perfis de densidade pela relação

abaixo (ρb é a massa específica total da rocha, incluindo a água que ocupa o

espaço poroso):

Sv(z) = ∫z

z0ρb(z) gdz+ p0 (4.4)

Na ausência de medidas de densidade (ρ), costuma-se utilizar dados de

velocidade (V) convertidos para densidade pela fórmula empírica de Gardner

(Gardner et al., 1974):

ρ = 0,31 V0,25 (4.5)

30

onde ρ é a densidade (em g/cm3) e V é a velocidade obtida do perfil sônico

(em m/s).

Eaton (1975) também propôs uma variação da equação 4.2, para

utilização com perfis de resistividade: 2,1)Rn

Ro( Ph)-(Sv -Sv Pp ×= (4.6)

onde Ro e Rn são as resistividades observada e normal, esperada pela tendência

normal de compactação.

Analisando o comportamento de perfis em diferentes ambientes geológicos,

Katsube (2000) e Bowers e Katsube (2002) mostraram a relação entre a estrutura dos

poros, a pressão e algumas propriedades petrofísicas para a determinação de

mecanismos de sobrepressurização. Classificaram o espaço poroso em poros de

estocagem e de conexão (figura 4.2).

Figura 4.2: Classificação dos tipos de poros (modificado de Bowers e Katsube, 2002).

Segundo esses autores, o aumento da pressão de poros pela expansão de

fluidos não causa aumento do volume de poros de estocagem, que são mecanicamente

mais rígidos, mas pode levar ao aumento do volume dos poros de conexão, mais

flexíveis. Perfis que medem características petrofísicas de rocha total, tais como

porosidade e densidade, refletem menos essas pequenas variações de volume. Os

perfis de resistividade e sônico, no entanto, medem características de transporte, e

nesse caso, os poros de conexão são importantes. A abertura de conexões entre os

poros permite a passagem de mais corrente elétrica através da água de formação,

assim como diminui o contato entre grãos para a transmissão da onda sonora. O

mecanismo de desequilíbrio de compactação afeta ambos os tipos de poros e, assim,

todos os perfis citados acima. A observação de discrepâncias entre os perfis de

transporte e de rocha total, por exemplo, com queda da resistividade e manutenção da

31

densidade dão uma indicação da atuação de mecanismos de expansão de fluidos

(figura 4.3).

Figura 4.3. Perfis sônico (Vp, velocidade da onda acústica, compressional) e resistividade (Res.,

resistividade total da rocha) mostrando reversão que não é observada no perfil de densidade

total da rocha (modificado de Bowers, 1995).

A análise de todos os perfis de poços disponíveis, portanto, é condição

importante na definição do enfoque dado a uma modelagem de pressões de poros.

As equações de Eaton (4.2 e 4.6), pela simplicidade de implementação e

de utilização, estão presentes nos programas de computador comerciais, sendo

ainda as mais utilizadas na indústria. No entanto, como se baseiam na

comparação com curvas de compactação normal, são especialmente adequadas

à modelagem de pressões de poros em áreas onde a subcompactação, ou

desequilíbrio de compactação, é o mecanismo predominante.

Para a modelagem petrofísica da pressão de poros foi utilizado o programa

comercial Interactive Petrophysics, da Schlumberger. Os dados litológicos, de perfis

elétricos e outros foram obtidos do banco de dados da Petrobras através do aplicativo

Sigeo, desenvolvido internamente.

Foi empregada a técnica de definição de tendência normal de compactação em

rochas argilosas de Hottman e Johnson (1965), com a adoção da fórmula empírica de

Eaton (1975, equações 4.2 e 4.6) para o cálculo da pressão de poros, utilizando-se os

perfis sônico e resistividade, quando disponíveis. Para a definição dos pacotes

argilosos que foram utilizados na definição da tendência normal, utilizou-se o perfil

32

de raios gama, com valores de corte variáveis: quando os valores de radioatividade

natural superam o valor de corte, a rocha foi considerada argilosa, sendo então

efetuada a modelagem nesses pontos. As partes não-argilosas são interpoladas pelo

programa. Para o cálculo da pressão hidrostática, foi utilizado um valor constante de

densidade da água (1,0g/cm3). A estimativa da sobrecarga é efetuada pela integração

dos valores de densidade medida em perfil, quando disponível, ou estimada pela

fórmula de Gardner, utilizando o perfil sônico (equação 4.5).

Dados pontuais de pressão foram obtidos através de medidas diretas em testes

de formação e também pela pressão de controle de influxos (“kicks”) no poço durante

a perfuração. Esses dados foram utilizados para a calibração dos modelos de pressão.

4.2 MODELAGEM GEO-HISTÓRICA

Para a modelagem 1D da história de soterramento dos poços, foram empregados

os programas Simod, que está disponível dentro do pacote Sigeo, da Petrobras, e o

programa modelador de bacias SimBR, também desenvolvido na Petrobras. Os

gráficos de características geoquímicas, litológicas e de temperaturas foram

construídos no Sigeo.

O Simod destina-se a realizar modelagens unidimensionais (em poços),

disponibilizando ferramentas de análise e de exportação dos dados. Recupera

informações dos bancos de dados de poços da Petrobras e os apresenta graficamente ao

usuário, que define os marcos cronológicos, assim como os parâmetros de contorno do

modelo. Como produtos, apresenta os resultados das análises de backstripping, taxa de

sedimentação e a calibração dos modelos termais com as temperaturas medidas nos

poços e os valores de reflectância de vitrinita. Os cálculos do modelo (fluxo térmico,

porosidade, condutividade térmica, pressões, etc.) são feitos através da execução de

algoritmos implementados no SimBR, que é um simulador numérico de bacias baseado

em malhas de volumes finitos tridimensionais. Ele resolve de maneira iterativa (ver

ANEXO III) as equações de escoamento multifásico de fluidos, transferência de calor e

geração e migração de petróleo durante a evolução de bacias sedimentares, com

sedimentação e compactação associada à carga sedimentar (Mello et. al., 2007, Pereira

et al., 2005). Neste trabalho, como a seção estudada não foi considerada geradora, serão

abordados apenas os fenômenos de sedimentação e compactação, com fluxo monofásico

(água).

33

O processo de compactação dos sedimentos ao longo do tempo é modelado pelo

aumento da carga vertical devida ao acúmulo de sedimentos, não sendo consideradas

tensões laterais, de origem tectônica, por exemplo. O acréscimo de carga sedimentar se

transfere aos fluidos presentes nos poros e à parte sólida da rocha (arcabouço), a qual se

reflete na diminuição da porosidade e, portanto, da espessura das camadas ao longo do

tempo. A porosidade é definida por:

t

p

VV

=φ (4.7)

sendo Vp o volume dos poros e Vt o volume total da rocha.

A descompactação dos sedimentos é realizada analiticamente, considerando-se

que não existiram pressões anormais, através de uma relação direta entre porosidade e

profundidade, utilizando a fórmula de Athy (1930): cze−= 0φφ (4.8)

sendo φ0 a porosidade inicial, sob soterramento nulo, z a profundidade de soterramento

da rocha, excluindo a espessura de água sobrejacente, e c uma constante de decaimento,

característica da rocha.

A modelagem da compactação utiliza a equação de balanço de massa para

fluidos combinada com a equação de Darcy (Melo et al., 2004) na forma:

( ) 0=⎟⎠⎞

⎜⎝⎛ −

∂∂

⋅∇+∂∂ g

zpk

t fz

f ρμ

φρ (4.9)

onde t é o tempo, φ é a porosidade do meio, fρ , é a densidade do fluido, kz é a

permeabilidade, p é a pressão do fluido, z é a profundidade, g é a constante de

aceleração da gravidade, e μ é a viscosidade do fluido. O primeiro termo se refere à

variação do volume do poro (estocagem), e o segundo termo à troca de fluidos. Essa

equação é uma simplificação para o caso 1D e sem geração de petróleo, no qual o fluxo,

monofásico (água) se dá apenas na vertical. O volume de sólidos foi considerado

constante, ou seja, não foi modelada a transformação mineral esmectita-ilita, por

exemplo. Essa e as equações seguintes estão descritas nos trabalhos de Sharp e

Domenico (1976), Bethke (1986), Melo et al. (2007 e 2004) e Pereira et al.(2005).

A porosidade é uma função da tensão efetiva, eσ , através da relação:

34

( )eo

e bσφσφ −= exp)( ( 4.10) onde oφ é um valor de referência para porosidade sob tensão efetiva mínima e b é uma

constante relacionada à compressibilidade do poro. A tensão efetiva é obtida através das

equações 3.1, 4.3 e 4.4.

O cálculo da permeabilidade (k) é feito por uma função logarítmica da

porosidade (φ):

BAk += φ10 (4.11)

onde A e B são constantes que dependem do meio poroso. Neste trabalho, mostraremos

as permeabilidades em m2. O anexo II mostra os fatores de conversão entre algumas

unidades de permeabilidade.

A densidade do fluido (água, em kg/m3) é dada por (Sharp e Domenico, 1976):

( ) ( )[ ]ooff

off TTpp −−−+= βαρρ 1 , (4.12)

onde ofρ é a densidade de referência, medida na pressão e temperatura de referência, o

fp

e oT , respectivamente (em Pa e K), e α e β são coeficientes de compressibilidade

mecânica e térmica (em Pa-1 e K-1).

A viscosidade da água (μ , em Pa.s) é função da temperatura (Sharp e

Domenico, 1976):

3260380053001

TT −+=μ (4.13)

onde T é uma temperatura de referência, calculada pela expressão

100150−

=tT (4.14)

sendo t a temperatura em oC.

4.2.1 PERMEABILIDADE DE ROCHAS ARGILOSAS

A permeabilidade, particularmente das rochas finas, é um fator determinante no

desenvolvimento de altas pressões de poros, pois governa a distribuição de fluidos e o

35

conseqüente equilíbrio das pressões ao longo do tempo (Swarbrick e Osborne, 1998).

Por isso, dedicaremos parte deste trabalho à definição do comportamento da

permeabilidade dessas rochas durante o processo de compactação.

A despeito de sua abundância e importância no sistema petrolífero, estudos

sobre características petrofísicas de rochas argilosas são relativamente escassos, sendo

que medidas diretas de permeabilidade são raras, devido à complexidade de sua

execução em laboratório.

A permeabilidade é a propriedade que controla a habilidade de uma rocha de

permitir o fluxo de fluidos. A vazão de um fluido através de um corpo de rocha em

função da diferença de pressões aplicada é definida pela lei de Darcy (Leap, 1999):

lPKq

∂∂

= (4.15)

onde q é o volume de fluido transmitido por unidade de tempo por área (m/s), K é o

coeficiente de permeabilidade ou condutividade hidráulica (m/s) e lP ∂∂ / o gradiente

de pressão aplicado em uma determinada distância. Na lei de Darcy, a condutividade

hidráulica é dependente do meio e do fluido. A permeabilidade específica (k, em m2),

também chamada de permeabilidade intrínseca ou simplesmente permeabilidade, como

adotaremos neste trabalho, é a propriedade do meio poroso que independe do fluido e

que se relaciona com a condutividade hidráulica pela equação:

μρgkK = (4.16)

onde K é a condutividade hidráulica dada em m/s, ρ é a densidade do fluido (kg/m3), g é

a aceleração da gravidade (m/s2) e μ a viscosidade do fluido em Pa.s (Leap, 1999).

Alguns trabalhos publicados versam sobre medidas e estimativas de

permeabilidade e condutividade hidráulica de rochas argilosas, resumidos a seguir.

Neuzil (1994) reportou valores de permeabilidade, medidos em laboratório, que

variam entre 10-23 e 10-17m2 (condutividade hidráulica de 10-16 a 10-10 m/s), para

porosidades entre 10% e 40%. Observa que permeabilidades estimadas a partir de

inversão de geopressões em modelos de bacias podem ser maiores que valores medidos

em laboratório: corpos argilosos em escala regional provavelmente incorporam porções

com entrada de sedimentos mais grosseiros, ou zonas fraturadas, as quais aumentam a

permeabilidade geral do pacote. No entanto, suas comparações, feitas com modelos em

diversas escalas, mostram que, para escala semi-regional (quilômetros a centenas de

quilômetros), as estimativas com base em inversão são consistentes com os dados de

36

laboratório. Sugere uma relação log-linear entre permeabilidade e porosidade, com

variações devido a características litológicas.

Katsube e Williamson (1998) mostraram resultados de medidas e modelos de

permeabilidade de diversos autores, citando valores que variam 6 a 10 ordens de

magnitude durante a compactação, em alguns casos atingindo valores mínimos de 10-22

ou até 10-23 m2. Citam diversos fatores que atuam no comportamento da

permeabilidade com o soterramento, tais como textura da rocha, estrutura de poros,

taxa de sedimentação e diagênese.

Yang e Aplin (1998) criaram um modelo que, levando em conta características

litológicas detalhadas tais como o formato, a distribuição das gargantas e o alinhamento

dos poros, gera permeabilidades que variam entre 10-19 a 10-21 m2 quando soterradas

entre 900 e 3600m. Concluem que o uso de uma única relação entre permeabilidade e

porosidade (ou tensão efetiva) na modelagem de bacias pode levar a erros nos cálculos

de fluxo de fluidos e pressões.

Dewhurst et al. (1999) compilaram diversas estimativas e medidas de

permeabilidade publicadas, além de dados próprios, e mostraram que a permeabilidade

em rochas argilosas pode variar até dez ordens de magnitude, e três ordens de

magnitude para uma mesma porosidade. Para eles, o maior fator contribuinte para essa

variação da permeabilidade, além da porosidade, é a distribuição de tamanho de grãos.

No entanto, para tensões efetivas maiores, as permeabilidades tendem a convergir para

um valor mínimo, provavelmente devido à homogeneização dos tamanhos dos poros

pelo colapso dos poros maiores, sugerindo um valor limite inferior de 10-23 m2.

Um fator que pode aumentar a permeabilidade é a presença de fraturas. Embora

a presença de zonas de falhas não pareça aumentar a permeabilidade de rochas

argilosas, há evidências de fluxo de fluidos ao longo de falhas ativas, ou seja, pode

haver aumento de permeabilidade transitório quando da movimentação das falhas

(Dewhurst et al. 1999). Os autores, no entanto, consideram este processo pouco

entendido e ainda não quantificado. Na figura 4.4 vemos um gráfico com os diversos

dados de condutividade hidráulica citados na compilação de Dewhurst et al. (1999), em

função da porosidade. As medidas de laboratório realizadas por esse autor mostram uma

clara dependência em relação à argilosidade: as amostras com 65% de argila têm

permeabilidade comparativamente menor que as com 27% de argila. As retas

denominadas Neuzil delimitam um campo de ocorrência de várias medidas de

laboratório realizadas e publicadas por Neuzil (1994).

37

Para comparação, também estão exibidas nesta figura curvas de condutividade

hidráulica calculadas a partir da equação de Kozeny-Carman modificada (Ungerer et al.,

1990):

%10 para )1(

20

%10 para )1(

2,0

220

5

220

3

<−

=

≥−

=

φφ

φ

φφ

φ

Sk

Sk

(4.17)

onde k é a permeabilidade (em m2), φ a porosidade, e S0 a superfície específica da rocha

(m2/m3). Ungerer et al. (1990) cita que os valores da superfície específica para folhelhos

compactados estão situados entre 1 e 3 x 108 m2/m3. Esses valores foram utilizados para

cálculo de duas curvas de condutividade hidráulica, utilizando as equações 4.16 e 4.17,

que constam na figura 4.4 (S1 e S3).

Figura 4.4: Funções de condutividade hidráulica (log de K, m/s) em função da porosidade, compiladas por

Dewhurst et al., 1999, com duas funções de Kozeny-Carman modificadas, para superfícies

específicas de 1 x 108 m2/m3 e 3 x 108 m2/m3 (S1 e S3, respectivamente). Para comparação,

também estão representadas as permeabilidades equivalentes (k, em mD e m2), se

considerarmos viscosidade da água igual a 10-3 Pa.s.

38

5 – CONSTRUÇÃO DOS MODELOS

Foram escolhidos cinco poços perfurados na plataforma continental da Bacia do

Espírito Santo para a confecção dos modelos de pressão de poros: três poços

mostraram indicações da presença de pressões anormalmente altas durante a perfuração

(poços A1, A2 e A3), e dois não as apresentaram (poços N1 e N2). Os poços A1 e A2

foram perfurados em lâmina d’água rasa (menor que 100m) e os poços A3, N1 e N2,

em águas profundas (maiores que 1000m). A maior distância entre os poços é superior

a 60km (figura 5.1).

Fig, 5.1: Seção geológica esquemática dos poços modelados. Em destaque, o intervalo estratigráfico que

foi objeto desse estudo (Paleoceno - Maastrichtiano) e a profundidade do fundo do mar (linha

azul).

Serão estudados os sedimentos depositados durante e após o Cretáceo Superior,

no intervalo compreendido pelo Maastrichtiano e o Paleoceno.

Mostraremos a seguir os resultados das modelagens petrofísicas, baseadas em

perfis elétricos, e geo-históricas, baseadas na história de soterramento.

39

5.1 MODELOS PETROFÍSICOS

Os poços A1, A2 e A3 apresentaram indicações da presença de pressões

anormalmente altas, detectadas sob a forma de influxos (“kicks”), e em testes de formação

a cabo e por tubulação. Esses valores medidos nos poços serviram para calibrar os

modelos petrofísicos, mesmo quando realizados fora do intervalo estratigráfico a ser

analisado (figura 5.2).

Testes de formação a cabo são operações realizadas por uma ferramenta que é

descida no poço através de um cabo com conexões elétricas, e que realiza medidas de

pressão diretamente na parede do poço, transmitindo as informações à superfície pelo

cabo. Testes por tubulação são feitos por ferramentas descidas no poço através da

tubulação de perfuração, e que isolam um intervalo do poço, submetendo-o a fluxo

(produção de fluidos) para se confirmar a presença e produtividade de petróleo da

formação. Essa operação também executa medidas de pressão, entre elas a pressão

estática, que pode ser considerada como igual à pressão de poros. Influxos são devidos à

produção inadvertida de fluidos da formação para o poço, e ocorrem ao se perfurar um

determinado intervalo com pressão da coluna de fluido de perfuração inferior à da

formação. É uma ocorrência potencialmente perigosa, e costuma ser controlada pelo

aumento da densidade do fluido de perfuração e às vezes pelo fechamento do poço. A

pressão utilizada para se controlar o influxo pode ser empregada como uma medida da

pressão de poros.

As diversas indicações diretas de pressão nos poços estão resumidas na figura 5.2.

Para comparação, foi representada uma reta que mostra a pressão hidrostática (normal)

considerando-se água salgada com gradiente de 10,5 MPa/km (Donaldson et al., 2002).

Observar que os poços N1 e N2 não apresentaram registros de pressões anormalmente

altas apreciáveis, com exceção de alguns pontos do poço N1 (profundidade maior que

4700m), que estão levemente afastados da hidrostática, mas fora do intervalo que foi

estudado neste trabalho (Paleoceno a Maastrichtiano). Os poços A1, A2 e A3

apresentaram anomalias de pressão (valores acima da hidrostática) que variam entre 22 e

31 Mpa (3200 a 4500 psi).

40

Figura 5.2: Gráfico de registros de pressão (Mpa), obtidos através de medidas diretas, pela profundidade

(m). A pressão hidrostática (normal), para um gradiente de 10,5 MPa/km, está representada pela

reta, para comparação.

Os modelos de pressão foram construídos para cada poço utilizando-se tendências

normais de compactação definidas em intervalos argilosos, para o perfil sônico.

Tendências normais para a curva de resistividade também são mostradas, mas apenas no

caso do poço A3 serão utilizadas na computação dos modelos finais, devido à ausência de

perfil sônico em parte do poço. A preferência pelo perfil sônico em relação ao de

resistividade se deu porque este requer mais correções ambientais (invasão,

arrombamento), é mais sujeito a variações de origem mineralógica, e é mais influenciado

pela temperatura, presença de hidrocarbonetos nos poros, salinidade do fluido de

perfuração e pela quantidade de matéria orgânica contida na rocha.

Para o cálculo da pressão de poros, foram utilizadas as equações de Eaton

(equações 4.2 e 4.6). A pressão hidrostática foi computada utilizando-se densidade da

água constante e igual a 1,0 g/cm3, e o cálculo da sobrecarga utilizou perfis de densidade,

quando disponíveis, ou o perfil sônico, utilizando a relação de Gardner (equação 4.5).

41

Os mnemônicos (siglas) das curvas e suas descrições são mostrados no anexo Ia, e

os fatores de conversão entre as diversas unidades de pressão estão no anexo II. A curva

de gradiente de pressão de poros, que é o resultado da divisão da pressão absoluta em um

determinado ponto pela sua profundidade, é uma medida largamente utilizada para a

avaliação de geopressões. A unidade “ppg” (libras por galão), embora não siga o padrão

do sistema internacional de unidades, é bastante disseminada na indústria de petróleo e

será utilizada nesta parte do trabalho. A título de ilustração, consideremos um sistema

poroso bastante permeável com água de densidade igual a 1,0 g/cc, como utilizado no

modelo. Não haverá anomalia de pressão, pois há livre circulação de fluidos (pressão de

poros = pressão hidrostática). O gradiente de pressão de poros em qualquer ponto ao

longo dessa coluna é de 8,4 ppg, ou 9,8 MPa/km.

Nos poços A1, A2 e A3 (figuras 5.3, 5.4 e 5.5), que apresentaram indicações

diretas de pressão anormal, observamos que no intervalo Paleoceno - Maastrichtiano

ocorrem quedas generalizadas na resistividade e na velocidade sônica (aumento do tempo

de trânsito) em relação à tendência normal de compactação, o que causou um aumento

nas pressões de poros modeladas a partir desses perfis.

Deve-se ter em mente, levando em conta a lei de Darcy (equação 4.15), que

anomalias de pressão tendem a se cancelar ao longo do tempo, principalmente em

pequenas distâncias, pela redistribuição de fluidos. Portanto, espera-se que somente zonas

sobrepressurizadas de grande extensão sejam preservadas ao longo do tempo geológico.

Oscilações nos valores dos perfis podem causar falsas anomalias de pressão, de pequena

expressão em profundidade, devido a variações litológicas, como as observadas em

intercalações de arenitos com folhelhos do Eoceno e Oligoceno dos poços A1 e A2.

Apenas alterações consistentes nessas medidas foram consideradas indicadoras da

existência de anomalias de pressão, como no Paleoceno e Maastrichtiano desses poços.

Diversas características da rocha tais como cimentação, composição mineralógica,

granulometria, presença de fraturas, etc., podem influenciar a velocidade acústica e a

resistividade da rocha. Na prática, diferenças de cerca de 1 ppg (0,86 MPa/km) entre as

medidas diretas de pressão e as calculadas pelos modelos são consideradas aceitáveis.

Como mencionado anteriormente, modelos calculados pelo perfil de resistividade estão

mais sujeitos a influência de outros fatores além da pressão, sendo assim mais imprecisos,

o que explica a diferença para os modelos gerados a partir do sônico nos poços A1 e A2.

Observando-se os perfis (figuras 5.3 a 5.7) vemos que há um intervalo de cerca de

300m, que abrange o Paleoceno e a parte superior do Maastrichtiano, que apresenta um

42

valor relativamente maior do perfil GR (raios gama) nos poços A1, A2 e A3, o que é uma

indicação de maior argilosidade. A presença de um pacote extremamente argiloso,

portanto de baixa permeabilidade, ajuda a explicar a presença de sobrepressões nestes e

nos intervalos sotopostos, já que pode ter funcionado como uma barreira de

permeabilidade que dificultou o escape de fluidos para a superfície durante a compactação

(desequilíbrio de compactação). Cabe observar que essa barreira de permeabilidade

também pode ter atuado para conter a passagem de fluidos oriundos de desidratação de

argilas, geração de petróleo, ou outros mecanismos geradores de pressões anormais. No

poço N1 não há esse intervalo argiloso e no poço N2 ele é menos espesso (cerca de 100m)

e está intercalado com camadas de arenitos. Vemos também que há uma tendência de

aumento da porosidade neutrônica (NPHI) e queda da densidade (RHOB) no mesmo

intervalo (Paleoceno e parte superior do Maastrichtiano) do poço A3, o que é indicação de

subcompactação (ver cap. 4.1). Nos poços A1 e A2, este comportamento da densidade e

da porosidade não parece ocorrer, o que mostra que outros mecanismos também podem

ter atuado, tais como desidratação de argilas ou tectônica. No entanto, o pequeno intervalo

de recobrimento de ambos os perfis no poço A1 e do perfil de porosidade no poço A2,

dificulta a definição da tendência normal e, portanto, uma análise mais conclusiva dos

mecanismos de sobrepressurização que atuaram nestes dois poços.

43

Figura 5.3: Poço A1, modelo de pressão: Alterações dos perfis de resistividade e sônico em folhelhos não

parecem estar acompanhadas de alteração na densidade. O perfil de porosidade (NPHI) mostra

algum aumento. Há pequeno recobrimento desses perfis. Para identificação das siglas dos

perfis, consultar Anexo Ia.

44

Figura 5.4: Poço A2. Modelo de pressão: Alterações dos perfis de resistividade e sônico em folhelhos. A

densidade (RHOB) está pouco afetada. O perfil de porosidade não recobre o intervalo abaixo do

Eoceno. Para identificação das siglas dos perfis, consultar Anexo Ia.

45

Figura 5.5: Poço A3. Modelo de pressão: Alterações dos perfis de resistividade e sônico em folhelhos,

acompanhadas de queda na densidade e aumento da porosidade, particularmente no Paleoceno,

são indicações de subcompactação. Para identificação das siglas dos perfis, consultar Anexo Ia.

46

Os modelos dos poços N1 e N2 mostram que não há fuga apreciável da tendência

normal de compactação dos perfis sônico e resistividade: as pressões calculadas são

hidrostáticas (normais) no intervalo Paleoceno a Maastrichtiano, que é arenoso no poço

N1 e em parte do poço N2 (figs. 5.6 e 5.7). No poço N1 aparecem pressões anormais a

partir do Turoniano, intervalo que não foi objeto de estudo deste trabalho.

Figura 5.6: Poço N1. Modelo de pressões mostra a existência de pressões normais (hidrostáticas) no

intervalo Paleoceno-Maastrichiano. Há indicação de pressões anormais no intervalo Turoniano

a Albiano, que não foi objeto de estudo deste trabalho. Para identificação das siglas dos perfis,

consultar Anexo Ia.

47

Figura 5.7: Poço N2. Modelo de pressões mostra a existência de pressões normais (hidrostáticas) em todo

o poço. Para identificação das siglas dos perfis, consultar Anexo Ia.

Os intervalos que mostraram a presença de pressões anormalmente altas estão

resumidos na tabela 5.1, com valores médios de gradientes e anomalias de pressão.

Gradientes de pressão considerados normais estão entre 8,5 e 9,5 lb/gal (10 e 11

MPa/km), portanto valores de 13 ppg (15,3 MPa/km) estão cerca 50% acima do normal.

48

Tabela 5.1: Valores médios das pressões anormalmente altas detectadas nos modelos

petrofísicos no intervalo Paleoceno-Maastrichtiano.

Poço Intervalo

(m)

Gradiente

de Pressão

(lb/gal)

Gradiente

de Pressão

(MPa/km)

Anomalia

de Pressão

(psi)

Anomalia

de Pressão

(MPa)

Perfil

utilizado

A1 3600 a

4200 12 14 2100 14 Sônico

A2 3700 a

4250 11 13 1400 10 Sônico

A3 3500 a

4450 13 15 2800 19 Resistividade

Os modelos petrofísicos de pressão de poros foram considerados consistentes,

mostrando boa calibração com as medidas diretas de pressão, representadas pelos pontos

vermelhos na trilha de gradientes das figuras 5.3 a 5.7.

Em resumo, os poços A1, A2 e A3 mostram sobrepressão pela análise dos perfis

sônico e resistividade, sendo que aumentos da porosidade e queda da densidade

(indicações de atuação exclusiva do desequilíbrio de compactação) só são evidentes no

Paleoceno e na parte superior do Maastrichtiano do poço A3. Nos poços A1 e A2, existe a

possibilidade da atuação de algum mecanismo de expansão de fluidos, como

transformação de argilas e geração de petróleo, ou compressão lateral (tectônica).

49

5.2 MODELOS GEO-HISTÓRICOS

A modelagem de história de compactação não levou em conta possíveis efeitos

da geração de hidrocarbonetos, conversão de argilas ou outros. A seguir, uma breve

análise da possível importância dos mecanismos citados acima na geração de pressões

anormalmente altas nos poços estudados.

A seção Paleoceno-Maastrichtiano não é citada na literatura como geradora

(Estrella et al., 1984). Os dados de pirólise Rock-Eval dos poços estudados mostram um

baixo potencial gerador de hidrocarbonetos (Tissot e Welte, 1984), com S2 menor que 4

kg HC/ton rocha (figura 5.8).

Figura 5.8: Gráfico do potencial gerador (S2) por temperatura máxima (Tmax ) da pirólise Rock-Eval na

seção Paleoceno - Maastrichtiano, mostrando baixo potencial gerador (S2<4kg HC/ton. rocha).

A qualidade dos valores de temperatura máxima, indicadora da maturação da

matéria orgânica, dependem da intensidade (área) do pico S2: leituras de Tmax em

picos S2 inferiores a 2 kg/ton de rocha são imprecisas (Espitalié et al., 1977, 1985a,

1985b e 1993). Se considerarmos apenas os valores de S2 maiores que 2 kg/ton de

50

rocha, os valores de Tmax são menores que 430oC, o que confirma que a seção

Paleoceno-Maastrichtiano está imatura.

A matéria orgânica, do tipo III, encontra-se extremamente oxidada, com altos

valores de índice de oxigênio (IO) e baixos de índice de hidrogênio (IH) (figura 5.9), o

que evidencia as condições de baixa anoxia do ambiente de sedimentação, inadequadas

à preservação da matéria orgânica (Tissot e Welte, 1984).

O baixo potencial gerador, o estágio imaturo das rochas e a má qualidade da

matéria orgânica atestam que a geração de petróleo teve efeito desprezível na criação de

pressões anormalmente altas na seção Paleoceno-Maastrichtiano dos poços estudados.

Figura 5.9: Diagrama do tipo Van Krevelen: Índice de hidrogênio (IH, S2/COT x 100) versus índice de

oxigênio (IO, S3/COT x 100) da seção Paleoceno a Maastrichtiano. Matéria orgânica do tipo

III, oxidada (alto IO e baixo IH).

Como discutido no capítulo 3, a transformação de argilas, particularmente de

esmectita em ilita, é considerada por alguns autores como uma das causas da existência

de sobrepressões, embora seja um assunto polêmico. Chang et al. (1983), analisando

argilas do Cretáceo Superior e Terciário Inferior coletadas em poços da Bacia do

Espírito Santo, observaram que o teor de ilita nos estratificados ilita-esmectita aumenta

com a profundidade, sendo que a transição se dá numa temperatura de cerca de 120o C.

51

No intervalo estudado, a temperatura de 120oC só é alcançada nos poços A1 e

A2 (figura 5.10). No poço A3, as temperaturas são menores, e há pressões anormais

(maiores que 9,5 lb/gal), o que desfavorece a hipótese da atuação do mecanismo de

transformação de argilas nesse poço. Nos poços A1 e A2, existe a possibilidade da

conversão de argilas ter um papel adicional na sobrepressurização dos sedimentos.

Cabe observar que os poços modelados neste trabalho não foram analisados

pelos autores citados acima (Chang et al., 1983), o que não afasta completamente a

possibilidade de atuação da conversão de argilas na geração de pressões elevadas nestes

poços, pois podem apresentar rochas com comportamento diagenético diferente. Fica,

assim, uma dúvida a respeito da temperatura em que se acelera a transformação de

argilas, que pode ser diferente nesses poços. A figura 5.11, que mostra o

comportamento do gradiente de pressões de poros nos poços completos, e não somente

no intervalo Paleoceno-Maastrichtiano, indica que há um forte incremento das pressões

no intervalo de temperatura de 120oC a 140oC nos poços A1, A2 e N1, e de um leve

aumento no poço A3. Embora esse fato possa ser tomado como um indício de que a

transformação de argilas se dá nessa faixa de temperaturas, aumentando com isso a

pressão de poros, é possível também que nesses intervalos, que não foram analisados

neste trabalho, tenha ocorrido geração de petróleo, e que esta seja a causa dessas

sobrepressões.

52

Figura 5.10. Temperaturas (TEMPC, em oC) versus gradiente de pressão (GPP, em lb/gal), modelado

através de perfis, em folhelhos do intervalo Paleoceno-Maastrichtiano. Apenas nos poços A1 e

A2 é atingido o valor de 120oC, considerado como delimitador da transição esmectita - ilita.

Figura 5.11. Temperaturas (TEMPC, em oC) versus gradiente de pressão (GPP, em lb/gal), modelado

através de perfis em folhelhos (poços completos). Há forte incremento da pressão entre 120oC e

140oC nos poços A1, A2 e N1 e um pequeno aumento no poço A3.

53

Nessa modelagem, adotou-se um gradiente de temperatura de 35oC/km,

constante ao longo do tempo, o que calibra razoavelmente bem com as medidas

realizadas nos poços (figura 5.12), e está de acordo com valores estimados por Del Rey

e Zembrusky (1991) para a Bacia do Espírito Santo. Além disso, espera-se uma pequena

variação do gradiente geotérmico após a deposição do intervalo de interesse, que

ocorreu pelo menos cerca de 50 milhões de anos após o fim da fase rifte (Allen e Allen,

2005), ou seja, num período no qual a anomalia térmica gerada pela ascensão da

astenosfera já teria praticamente se dissipado.

O gradiente geotérmico de 35 oC é superior ao de outras bacias marginais, como

a de Campos, que tem um gradiente atual com valores entre 20 e 30oC/km (Gonzaga,

2005). A presença da espessa seqüência vulcânica da Fm. Abrolhos, de idade neo-

paleocênica a eocênica (Vieira et al. 1994), pode ter contribuído para esse incremento

do gradiente geotérmico.

Figura 5.12: Temperaturas (TEMPC, em oC ) medidas nos poços, em função do soterramento (em

metros), comparadas com o gradiente de temperatura adotado no modelo, de 35oC/km.

54

As curvas de decaimento da porosidade com a profundidade de soterramento

foram definidas com base em porosidades calculadas através de perfis de densidade,

separadas em grandes grupos litológicos (arenitos, folhelhos, carbonatos). O cálculo da

porosidade através do perfil densidade foi feito através da equação (Schlumberger,

1991):

fma

bma

ρρρρ

φ−−

= (5.1)

sendo ρma a densidade da matriz mineral, para a qual se adotou um valor de 2,68 g/cm3,

ρb é a densidade medida no perfil e ρf é a densidade do fluido, considerada igual a 1,0

g/cm3.

Para os folhelhos, tomou-se o cuidado de não utilizar os intervalos

anormalmente pressurizados, já que a relação da porosidade com o soterramento nesses

casos se altera. Nas figuras 5.13 a 5.15 são mostrados os gráficos dos grupos principais

de litologias, e nos anexos III e IV , tabelas completas dos coeficientes da equação de

Athy (equação 4.8). Podemos ver que os folhelhos têm porosidade inicial maior e taxa

de decaimento da porosidade também maior que arenitos e carbonatos, tal como

observado no capítulo 3.2.1.

Como não foram realizadas correções ambientais do perfil de densidade,

principalmente para diâmetro e rugosidade do poço, aparecem níveis com valores

anômalos da porosidade calculada (ver, por exemplo, figura 5.14 a 900m e 1000m). No

entanto, como são ocorrências restritas em relação ao perfil como um todo, não foram

consideradas importantes para o cálculo das funções de ajuste.

55

Figura 5.13: Porosidade versus soterramento para arenitos e siltitos. Ajuste: φ0= 50% e c = 0,5 km-1.

Figura 5.14: Porosidade versus soterramento para folhelhos, em zonas normalmente compactadas.

Ajuste: φ0= 57%, c = 0,57 km-1

56

Figura 5.15: Porosidade versus soterramento para carbonatos. Ajuste: φ0= 41%; c = 0,47 km-1.

A função de variação da permeabilidade com a porosidade, fator chave no

desenvolvimento de sobrepressões é descrita a seguir.

Utilizou-se a expressão log-linear de permeabilidade em função da porosidade

que foi implementada nos programas Simod e SimBR (equação 4.11). As constantes A

e B, características de cada litologia, estão listadas nos anexos III e IV.

As rochas argilosas (folhelhos e argilitos) são as de menor permeabilidade

encontradas nos poços (não há evaporitos ou ígneas), e portanto são as que podem

apresentar maior influência no desenvolvimento de sobrepressões. Como visto no

capítulo 4, pode existir grande variação nas funções que relacionam porosidade e

permeabilidade, devida principalmente a fatores litológicos. Na figura 5.17 vemos um

gráfico com os diversos dados de condutividade hidráulica citados na compilação de

Dewhurst et al. (1999), em função da porosidade. Nele estão as medidas de laboratório

realizadas por esse autor, que mostram dependência em relação à argilosidade (ver

capítulo 4.2.1), as funções teóricas de Kozeny-Carman (equação 4.17), para superfícies

específicas (S0) de 1 x 108 m2/m3 e 3 x 108 m2/m3 e as funções de permeabilidade

adotadas neste trabalho.

57

Foram adotadas duas funções de permeabilidade para as rochas argilosas (FLH1

e FLH2), alterando-se os parâmetros A e B da equação 4.11, para representar uma

variação composicional das argilas. Comparando-se o perfil de raios gama, um

indicador de argilosidade, em folhelhos do intervalo analisado (Paleoceno-

Maastrichiano), verificou-se que os valores são em geral maiores nos poços A3 e N1

que nos poços A1, A2 e N2 (figura 5.16). Isso leva a supor que tais folhelhos são mais

argilosos nos poços A3 e N1. Os modelos FLH1 (mais argiloso) e FLH2 (menos

argiloso), equivalentes aproximadamente aos folhelhos com 65 e 27% de argila de

Dewhurst et al. (1999), também estão representados na figura 5.17., para comparação, e

serão utilizados para a modelagem dos poços A3 e N1 e A1, A2 e N2, respectivamente.

Figura 5.16: Gráfico de raios gama (oAPI) pelo soterramento em folhelhos do intervalo Paleoceno-

Maastrichtiano. Os valores dos poços A1, A2 e N2 são análogos, uma indicação de semelhança

litológica. O mesmo se passa com os poços A3 e N1.

Os parâmetros utilizados nos modelos para folhelhos estão na tabela 5.2, abaixo.

Como proposto por Dewhurst et al. (1999) adotou-se a convergência das

permeabilidades para um valor mínimo próximo de 10-23 m2. As tabelas completas com

os valores adotados para todas as litologias estão nos anexos III e IV.

58

Tabela 5.2: Parâmetros da função permeabilidade ( bak += φ10 ) para os folhelhos FLH1 e

FLH2 utilizados na modelagem geo-histórica de pressões

Modelo Característica A B

FLH1 Mais argiloso 11 -23,5

FLH2 Menos argiloso 15 -23

Figura 5.17: Funções de condutividade hidráulica (log K, m/s) em função da porosidade, compiladas por

Dewhurst et al., 1999, e as adotadas no modelo (FLH1, mais argiloso e FLH2, menos argiloso).

Também estão representadas, para comparação, duas funções de Kozeny-Carman modificadas,

para superfícies específicas de 1 x 108 m2/m3 e 3 x 108 m2/m3 (S1 e S3, respectivamente), as

porosidades máxima e mínima aproximadas observadas no intervalo Paleoceno-Maastrichtiano

(por max/min, 7 e 20%) e as permeabilidades intrínsecas (k, em mD e m2) para dois pontos da

função FLH1.

Os marcos cronológicos foram definidos em cada poço a partir de informações

bio-cronoestratigráficas, buscando-se manter na medida do possível uma

homogeneidade litológica em cada camada. Quando há mais de uma litologia em cada

camada, o programa Simod efetua uma mistura, proporcional à espessura de cada tipo

de rocha, calculando um valor médio (média harmônica) para todas as suas

59

características, tais como as constantes das equações de decaimento da porosidade e da

permeabilidade. A relação completa das camadas por poço, com as idades,

profundidades e misturas litológicas está no Anexo IV. Foram adotadas profundidades

iguais para o início e o fim da fase rifte (132m.a. e 102m.a.): 8km e 6km,

respectivamente. A paleobatimetria foi interpolada linearmente entre zero ao fim da fase

rifte e a batimetria atual.

Os resultados dos cálculos são exibidos em gráficos integrados às informações

litológicas dos poços (figuras 5.18 a 5.22), a seguir.

Figura 5.18: Perfil de gradiente de pressão de poros (em lb/gal) calculado a partir do modelo geo-

histórico do poço A1, com as misturas litológicas de cada intervalo. A relação completa das

litologias e seus parâmetros estão nos apêndices III e IV. Pressões de poros anormais a partir da

base do Maastrichtiano: gradiente de pressão de até 13 lb/gal ou 15 MPa/km. Para identificação

completa das siglas dos perfis, consultar Anexo Ib.

60


histórico do poço A2, com as misturas litológicas de cada intervalo. A relação das litologias e

seus parâmetros estão nos apêndices III e IV. Pressões de poros anormais a partir do Paleoceno:

gradiente de pressão de até 13 lb/gal ou 15 MPa/km. Para identificação completa das siglas dos

perfis, consultar Anexo Ib.

61


histórico do poço A3, com as misturas litológicas de cada intervalo. A relação completa das

litologias e seus parâmetros está nos apêndices III e IV. Pressões de poros anormais a partir do

Paleoceno: gradiente de pressão de até 12,5 lb/gal ou 14,7 MPa/km. Para identificação completa

das siglas dos perfis, consultar Anexo Ib.

62


histórico do poço N1, com as misturas litológicas de cada intervalo. A relação completa das

litologias e seus parâmetros está nos apêndices III e IV. Pressões de poros normais no

Maastrichtiano (gradiente de pressão menor que 11,2 MPa/km ou 9,5 lb/gal). Para identificação

completa das siglas dos perfis, consultar Anexo Ib.

63


histórico do poço N2, com as misturas litológicas de cada intervalo. A relação completa das

litologias e seus parâmetros está nos apêndices III e IV. Pressões de poros normais (gradiente

de pressão menor que 11,2 MPa/km ou 9,5 lb/gal). Para identificação completa das siglas dos

perfis, consultar Anexo Ib.

64

Os intervalos que mostraram a presença de pressões anormalmente altas estão resumidos

na tabela 5.3, com valores médios de gradientes e anomalias de pressão.

Tabela 5.3: Valores médios das pressões anormalmente altas detectadas nos modelos

geo-históricos no intervalo Paleoceno-Maastrichtiano.

Poço Intervalo

(m)

Gradiente de

Pressão

(lb/gal)

Gradiente de

Pressão

(MPa/km)

Anomalia de

Pressão

(psi)

Anomalia de

Pressão

(MPa)

A1 3750 a

4200 11,5 13,5 1750 12

A2 3700 a

4250 12 14 2100 14

A3 3550 a

4450 12 14 2100 14

65

6 –INTEGRAÇÃO E DISCUSSÃO DOS RESULTADOS

A história de soterramento e compactação para cada poço, ilustrada nos

gráficos de geo-história a seguir (figuras 6.1 a 6.5), indica que em todos os poços houve

um período de relativa estabilidade da subsidência da bacia no Paleoceno, enquanto no

Maastrichtiano a subsidência foi maior. Nos poços A1 e A2 aparece uma aceleração da

subsidência no Eoceno.

Figura 6.1: Gráfico de geo-história do poço A1. Em destaque, o intervalo estudado (Paleoceno e

Maastrichtiano).

66


Maastrichtiano).


Maastrichtiano).

67

Figura 6.4: Gráfico de geo-história do poço N1. Em destaque, o intervalo estudado (Maastrichtiano). O

Paleoceno está ausente.

Figura 6.5: Gráfico de geo-história do poço N2. Em destaque, o intervalo estudado (Paleoceno e

Maastrichtiano).

68

A taxa de acumulação de sedimentos ao longo do tempo (taxa de sedimentação

descompactada, figura 6.6) no Maastrichtiano mostra altas taxas de acumulação

(maiores que 100m/m.a.) nos poços A3 e A1. No poço A2 é de cerca de 80 m/m.a.

(metros por milhão de anos), próximo ao valor proposto por Bethke (1986), o qual

sugere que as sobrepressões ocorrem em bacias onde a taxa de sedimentação é maior

que 100 m/m.a. e onde o conteúdo de argilas é maior que 85%, como nos sedimentos

cenozóicos do Golfo do México. Cabe observar que esse modelo não contemplou a

atuação de possíveis eventos erosivos que, se considerados, poderiam alterar essas taxas

para valores maiores.

No Paleoceno, aparece um padrão de baixos valores em todos os poços, com

não-deposição (ou erosão) no poço N1. A presença de pressões anormalmente altas em

intervalos argilosos do Paleoceno dos poços A1, A2 e A3, parece contrariar a afirmação

de Bethke (1986), citada acima. No entanto, as baixas permeabilidades obtidas pelo

modelo nos folhelhos do Paleoceno nos poços A1, A2 e A3, que têm pressões anormais

e a pequena espessura ou ausência do Paleoceno nos poços N2 e N1 (com pressões

normais), indica que o Paleoceno, quando suficientemente espesso, exerce um papel

selante que impede que os fluidos, próprios ou dos horizontes inferiores, escapem para

os pacotes arenosos sobrepostos. A observação da existência de características

petrofísicas indicativas de uma maior argilosidade no Paleoceno e na parte superior do

Maastrichtiano (capítulo 5.1) ajuda a reforçar esta hipótese.

Altas taxas de sedimentação (maiores que 100m/m.a.) ocorreram no Eoceno ao

Oligoceno dos poços A1 e A2, e no Mioceno ao Plioceno no poço A3, o que gerou um

aumento de sobrecarga extra nesses poços, favorecendo a atuação do desequilíbrio de

compactação. O papel desses pulsos de grande aporte sedimentar no desenvolvimento

de sobrepressões também pode ser observado pelo maior incremento das anomalias de

pressão dos sedimentos do Maastrichtiano naquelas idades (Figura 6.7).

Em todos os poços com sobrepressão (A1, A2 e A3), portanto, ocorreram

pulsos de grande aporte sedimentar do Maastrichtiano ao Plioceno, com a deposição de

sedimentos finos no Paleoceno, que parecem ter dificultado a circulação de fluidos e

preservado as pressões anormalmente altas do Paleoceno e Maastrichtiano.

69

Figura 6.6: Gráfico de taxa de sedimentação descompactada por camada (m/Ma) versus idade (Ma) dos

cinco poços. Os pontos referem-se à idade do topo da camada depositada.

Figura 6.7: Gráfico de excesso de pressão de poros (MPa) versus idade (Ma) de sedimentos do

Maastrichtiano.

70

Os resultados das modelagens petrofísicas e geo-históricas foram comparados

através de perfis de gradiente de pressão pela profundidade, integrados às informações

litológicas e crono-estratigráficas dos poços, medidas de pressão, além da

permeabilidade intrínseca obtida através do modelo geo-histórico (figuras 6.8 a 6.12).

Os poços modelados mostraram razoável calibração dos modelos geo-histórico e

petrofísico com as medidas de pressão efetuadas nos poços, com pequenas

discrepâncias.

Nos poços A1 e A2 (figuras 6.8 e 6.9), que apresentaram pressões anormais,

ambos os modelos mostram pressões um pouco menores que as medidas diretas. Isso

pode ser explicado pela atuação de algum mecanismo de pressurização diferente do

desequilíbrio de compactação, que é o único mecanismo considerado no modelo geo-

histórico, e para o qual o modelo petrofísico é especialmente adequado (ver seção 4.1).

A transformação de argilas é um mecanismo de expansão de fluidos que influencia os

perfis sônico e resistividade de maneira mais sutil (seção 4.1) e pode ser o motivo da

subestimação das pressões no modelo petrofísico. Além disso, apresenta indícios de ter

ocorrido pela análise petrofísica (seção 5.1) e pela observação do comportamento das

anomalias de pressão com a temperatura (seção 5.2).

No Paleoceno do poço A1 (figura 6.8), o modelo de compactação não gerou as

pressões anormais observadas em perfis. Isso se deve à presença de delgados níveis

arenosos no intervalo, o que levou a um aumento da permeabilidade da camada,

ocasionado pela mistura, que é feita pelo programa Simod, das características mais

permeáveis do arenito com as do folhelho, tendo como resultado um pacote com

permeabilidade mais alta.

As pressões modeladas pela história de soterramento no poço A3 (figura 6.10),

apesar de mostrarem um comportamento semelhante ao do modelo petrofísico, foram

um pouco inferiores. As pressões geradas pelo modelo petrofísico calibraram bem com

as pressões medidas e há indicações em perfis da atuação única do desequilíbrio de

compactação (ver seção 5.1). Nesse poço foi adotado o modelo de permeabilidade

FLH1, mais argiloso, e próximo ao limite inferior das permeabilidades encontradas na

literatura (ver seção 5.2). Como permeabilidades mais baixas não puderam ser utilizadas

devido a limitações dos programas Simod e SimBR, é provável que as permeabilidades

no Paleoceno e na parte superior do Maastrichtiano sejam ainda inferiores às obtidas

pelo modelo FLH1.

As permeabilidades modeladas nos poços A2 e A3 mostram valores iguais ou

71

inferiores a 10-21 m2 (10-6 mD) no Paleoceno e na parte superior do Maastrichtiano. No

poço A1, devido à presença de níveis arenosos, a parte superior do Paleoceno mostra

duas camadas delgadas (menores que 100m) onde a permeabilidade é pouco superior a

10-21 m2 (camada superior) e 10-20 m2 (camada inferior). Na base do Paleoceno,

entretanto, a permeabilidade é inferior a 10-21 m2, e é onde o modelo mostrou o início da

zona de pressão anormalmente alta. A observação dos resultados das modelagens

desses três poços indica que a sobrepressão acontece quando ocorrem pacotes espessos

(maiores que 100m), nos quais a permeabilidade intrínseca atinge valores iguais ou

inferiores a 10-21 m2 (10-6 mD). A conjugação dos fatores espessura, continuidade lateral

e argilosidade do Paleoceno parece condicionar a manutenção de pressões

anormalmente altas nos poços A1, A2 e A3.

Os modelos dos poços N1 e N2 (figuras 6.11 e 6.12), que não apresentaram

pressão anormal durante a perfuração, têm pressão hidrostática em ambos os tipos de

modelagem. Esse fato é uma indicação da robustez dos modelos, pois reproduziram

condições geológicas diferentes. A ausência de pressões anormais no intervalo

Paleoceno-Maastrichtiano nestes poços parecem se dever à menor quantidade de argilas,

além do menor soterramento a que foram submetidas. As permeabilidades obtidas pelo

modelo nesses dois poços chegam a um mínimo de cerca de 10-20 m2 (10-5 mD) na base

do Maastrichtiano do poço N2 (figura 6.12), sendo superiores a 10-19m2 no Paleoceno e

na parte superior do Maastrichtiano.

No poço N1, ambos os modelos mostram a presença de pressões anormais a

partir do Turoniano abaixo, intervalo que não foi objeto deste estudo. A geração de

petróleo pode ter atuado como mecanismo de criação de pressões anormalmente altas

neste intervalo mais profundo, como sugerido por D’avila et. al. (1998, ver capítulo

2.3).

72

Figura 6.8. Poço A1: Gradiente de pressão de poros (lbs/gal) do modelo petrofísico (PPG_Son),

comparados com valores do modelo geo-histórico (sim_pp), assim como o log10 da

permeabilidade (log_perm). Para identificação completa das siglas dos perfis, consultar Anexo Ic.

73




74




75

Figura 6.11. Poço N1: Gradiente de pressão de poros (lbs/gal) do modelo petrofísico (PPG_Son),



76

Figura 6.12. Poço N2: Gradiente de pressão de poros (lbs/gal) do modelo petrofísico (PPG_Son),



77

7 – CONCLUSÕES

1. Este trabalho mostrou uma integração de disciplinas diferentes, que

utilizam ferramentas e métodos também diferentes, para entender as

causas da existência de pressões anormalmente altas em três pocos da

Bacia do Espírito Santo, e tornar mais robustos e confiáveis os modelos

petrofísicos e de bacias. Em particular, ilustra uma maneira de se definir

melhor os parâmetros físicos ligados ao fluxo de fluidos em rochas

argilosas, principalmente o comportamento da permeabilidade de

folhelhos com o soterramento. O fato de haver boa calibração dos

resultados de sobrepressões, mesmo quando calculados em poços

distantes, perfurados em lâminas d’água rasas e profundas e com

condições de pressões diferentes, aumenta a confiabilidade dos modelos.

2. O desequilíbrio de compactação é indicado como o principal mecanismo

de geração de pressões anormais no intervalo Paleoceno-Maastrichtiano

dos poços estudados. Valores de permeabilidade de folhelhos citados na

literatura foram suficientes para a geração, no modelo de compactação,

de pressões análogas às do modelo petrofísico.

3. Folhelhos com permeabilidades iguais ou inferiores a 10 -21m2 (10-6 mD)

são os responsáveis pela manutenção de pressões anormais (gradientes de

pressão de até 15 MPa/km, ou 13 lb/gal) no intervalo estudado. Os

folhelhos do Paleoceno, quando suficientemente espessos, exercem um

papel selante que dificulta a circulação de fluidos e, com isso, preserva as

pressões anormalmente altas.

4. A utilização do perfil de raios gama como um indicador da argilosidade

dos folhelhos permitiu a criação de um modelo de permeabilidade que

abre a possibilidade da sua extensão a intervalos estratigráficos

semelhantes em outras áreas da bacia.

5. A integração dos dois tipos de modelagem, pioneira no Brasil, permite a

calibração de modelos de bacias em áreas exploratórias, com poucas

informações de poços.

6. Apesar da semelhança dos resultados obtidos pelos modelos petrofísicos

e geo-históricos com os dados de pressão medidos, não se descarta a

hipótese da atuação de mecanismos que não foram incorporados ao

78

modelo geo-histórico. A transformação de esmectita em ilita pode ser um

mecanismo adicional ao desequilíbrio de compactação na geração de

pressões anormalmente altas. No caso do poço A3, como a pressão do

modelo geo-histórico é um pouco inferior à das medidas diretas e do

modelo petrofísico, a conversão de argilas pode ser a causa adicional que

falta. Essa hipótese também pode ser válida nos poços A1 e A2, que têm

indicações parciais em perfis (densidade pouco afetada) da atuação da

expansão de fluidos como mecanismo de sobrepressurização.

79

8 – RECOMENDAÇÕES

1. Como as análises de petrografia de argilas disponíveis na Bacia do

Espírito Santo foram feitas em poços diferentes dos utilizados na

modelagem, e particularmente distantes dos poços perfurados em águas

profundas (A3, N1 e N2), seria útil a realização de estudos petrográficos

para caracterização da evolução dos minerais argilosos com o

soterramento e a temperatura nos poços analisados neste trabalho.

2. Medidas em laboratório de permeabilidade de rochas argilosas,

combinadas com estudos petrográficos, aumentariam a confiabilidade dos

modelos.

3. Intervalos mais antigos, como o Turoniano do poço N1, podem ser

geradores e devem contemplar a conversão de querogênio e a geração de

gás como um mecanismo de criação de pressões anormalmente altas.

Nesses casos, também deve ser considerada a introdução de modelos

termomecânicos para se definir melhor a evolução térmica da bacia.

4. O modelo de soterramento, efetuado em uma dimensão, somente admitiu

o fluxo vertical de fluidos. A realização de modelagens tridimensionais,

por considerar fluxos em todas as direções, deve ajudar a tornar os

modelos mais realistas.

5. Em trabalhos futuros, considerar o efeito de uma maior discretização das

unidades litológicas na construção dos modelos geo-históricos, e

acrescentar um método de tratamento de incertezas com múltiplas

realizações, dada a grande variabilidade verificada em algumas

características das rochas, como por exemplo, a porosidade e a

permeabilidade.

80

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87

10- ANEXO I – CURVAS DE PERFIS

- ANEXO Ia: Modelo Petrofísico TRILHA CURVAS Unidade DESCRIÇÃO

1 DEPT m Profundidade

2 Zoneamento crono-estratigráfico

4 Lito - Rochas descritas no poço

5 GR Grau API Mede a radioatividade natural. É um indicador de argilosidade

Res ResCorr

NCT_Res

ResShale

Ohm.m

Ohm.m

Ohm.m

Resistividade elétrica da rocha, corrigida pela temperatura

Tendência normal de compactação da resistividade

Resistividade em folhelhos

7 NPHI ou CNC

RHOB ou

ZDEN

%

g/cm3

Porosidade neutrônica. Mede a quantidade relativa de

hidrogênio na rocha, o que é uma indicação da porosidade

Densidade total da rocha

Sonic DT

NCT_Son

SonShale

μs/pé

μs/pé

μs/pé

Tempo de trânsito, o inverso da velocidade da onda sonora

Tendência normal de compactação

Tempo de trânsito em folhelhos

Gradientes OBGrad

PPG_Son

PPG_Res

GRAD

lb/gal

lb/gal

lb/gal

lb/gal

Gradiente de sobrecarga

Gradiente de pressão de poros computado pelo sônico

Gradiente de pressão de poros computado pela resistividade

Medidas diretas de gradiente de pressão de poros

Pressões OBPres

PP_Son

PP_Res

psi

psi

psi

Pressão de soterramento (sobrecarga)

Pressão de poros computada pelo sônico

Pressão de poros computada pela resistividade

- ANEXO Ib: Modelo Geo-Histórico TRILHA CURVAS Unidade DESCRIÇÃO

1 DEPTH m Profundidade


Litologias Misturas litológicas por camada


Gradientes sim_pp lb/gal Gradiente de pressão de poros obtido pelo modelo geo-

histórico

88

- ANEXO Ic: Integração de Modelos TRILHA CURVAS Unidade DESCRIÇÃO

1 DEPTH m Profundidade



5 Log_perm m2 Log (na base 10) da permeabilidade intrínseca, obtida pela

modelagem geo-histórica.

Gradientes OBGrad

PPG_Son

PPG_Res

GRAD

sim_pp

lb/gal

lb/gal

lb/gal

lb/gal

lb/gal

Gradiente de sobrecarga

Gradiente de pressão de poros computado pelo sônico

Gradiente de pressão de poros computado pela resistividade

Medidas diretas de gradiente de pressão de poros.

Gradiente de pressão de poros calculado pelo modelo geo-

histórico.

89

11- ANEXO II – CONVERSÃO DE UNIDADES

CONVERSÃO DE UNIDADES

Pressão 1kgf/cm2 = 14,22psi

1 MPa = 145,04 psi

Gradiente de

pressão

(absoluto)

Para água doce @ 20o C (densidade = 1,0 g/cm3):

8,35 ppg (ou lbs/gal - libras por galão) = 9,8 MPa/km

8,35 ppg = 1,422 psi/m

Permeabilidade

1mD = 10-15 m2

1mD equivale a uma condutividade hidráulica de 10-8 m/s (p/ água doce @ 20o C)

10-7 m2 equivalem a uma condutividade hidráulica de 1 m/s (p/ água doce @ 20o C)

90

12-ANEXO III – PROCESSO ITERATIVO DO SIMBR

91

13 - ANEXO IV – COEFICIENTES DE POROSIDADE E DE

PERMEABILIDADE

Tabela completa dos coeficientes da equação de Athy (equação 4.8)

92

Coeficientes de permeabilidade para folhelhos (equação 4.11):

Coeficientes de permeabilidade para outras rochas (equação 4.11):

93

14 - ANEXO V – PARÂMETROS DOS MODELOS GEO-HISTÓRICOS.

- POÇO A1

Camada Idade da topo base Litologia φ0 c Coef. Permeabil. Base (M.a.) (m) (m) (%) (1/km) A B

1 0,0 0 40 Água 2 28,1 40 1965 Arn31Cre26Flh16 48,5 0,50 7,2 -16,33 37,4 1965 2323 Flh53Arn29Mrg11 52,0 0,53 10,6 -19,14 42,6 2323 2638 Flh70Arn15Mrg14 53,6 0,54 13,1 -20,85 47,1 2638 3164 Flh68Arn25Mrg4 54,1 0,54 11,6 -19,96 57,9 3164 3585 Arn56Flh38Clu6 52,1 0,52 9,3 -17,47 62,0 3585 3666 Flh86Slt14 56,0 0,56 13,4 -21,78 66,0 3666 3744 Flh78Arn13Agt9 56,1 0,56 11,6 -20,79 67,2 3744 3822 Folhelho 57,0 0,57 15,0 -23,0

10 70,1 3822 4008 Folhelho 57,0 0,57 15,0 -23,011 73,1 4008 4193 Folhelho 57,0 0,57 15,0 -23,012 74,1 4193 4261 Folhelho 57,0 0,57 15,0 -23,013 112,0 4261 6000 Ind95Arn3Flh2 50,2 0,50 5,1 -11,2

LITOLOGIA COMPOSICAO Arn31Cre26Flh16 30,55% Arenito 25,67% Calcarenito 15,94% Folhelho 14,45% Areia 3,96% Argilito 3,90% Calcilutito 3,49% Marga 1,40% Indiscriminada 0,64% Argila Flh53Arn29Mrg11 52,78% Folhelho 28,53% Arenito 10,63% Marga 4,08% Calcarenito 3,97% Calcilutito Flh70Arn15Mrg14 70,09% Folhelho 15,13% Arenito 13,98% Marga 0,79% Calcarenito Flh68Arn25Mrg4 67,66% Folhelho 24,73% Arenito 4,03% Marga 3,58% Calcilutito Arn56Flh38Clu6 55,64% Arenito 37,88% Folhelho 5,96% Calcilutito 0,52% Marga Flh86Slt14 86,14% Folhelho 13,86% Siltito

94

Flh78Arn13Agt9 77,54% Folhelho 13,48% Arenito 8,99% Argilito Folhelho 100,00% Folhelho Ind95Arn3Flh2 95,01% Indiscriminada 2,71% Arenito 2,27% Folhelho

- POCO A2


1 0 0 64 Água 2 3,6 64 255 Arn72Cre13Ind13 54,5 0,45 7,8 -14,5 3 10,8 255 596 Cre68Arn32 43,9 0,47 5,7 -15,7 4 14,8 596 957 Cre40Flh34Arn26 48,8 0,50 7,4 -17,5 5 18,1 957 1401 Flh45Cre30Arn18 49,7 0,51 8,2 -18,4 6 23,3 1401 1935 Flh58Arn15Clu15 51,6 0,53 9,2 -19,3 7 26,0 1935 2397 Flh62Clu25Arn12 52,0 0,53 9,2 -19,5 8 35,4 2397 2730 Flh67Arn15Clu12 53,0 0,54 10,9 -20,1 9 39,3 2730 2874 Flh78Clu14Arn8 54,3 0,55 11,2 -20,9

10 42,7 2874 3087 Flh54Arn21Mrg16 52,0 0,43 9,4 -19,1 11 47,7 3087 3454 Flh61Mrg19Arn14 51,4 0,43 9,8 -19,8 12 56,5 3454 3666 Arn72Flh18Clu8 49,0 0,50 6,8 -14,5 13 59,3 3666 3729 Arn47Flh38Mrg12 51,3 0,52 10,2 -17,9 14 65,0 3729 3856 Folhelho 57,0 0,57 15,0 -23,0 15 67,5 3856 3962 Folhelho 57,0 0,57 15,0 -23,0 16 70,4 3962 4083 Flh90Arn8Clu2 50,6 0,43 9,8 -20,9 17 74,0 4083 4236 Folhelho 57,0 0,57 15,0 -23,0 18 83,0 4236 4251 Folhelho 57,0 0,57 15,0 -23,0 19 84,6 4251 4462 Flh87Arn8Mrg2 55,7 0,56 13,5 -21,8 20 86,5 4462 4712 Flh68Mrg28Arn4 50,3 0,43 10,6 -20,9 21 88,5 4712 4971 Flh70Mrg28Clu1 50,1 0,43 10,6 -21,2 22 97,0 4971 5076 Flh81Mrg12Clu7 50,7 0,43 9,6 -21,1 23 99,7 5076 5240 Arn60Flh28Mrg8 50,9 0,51 9,3 -17,1 24 112,0 5240 6000 Ind99Arn1 50,0 0,50 5,0 -11,0

LITOLOGIA COMPOSIÇÃO Arn72Cre13Ind13 71,99% Arenito 12,83% Calcarenito 12,57% Indiscriminada 2,62% Argilito Cre68Arn32 68,00% Calcarenito 32,00% Arenito Cre40Flh34Arn26 39,74% Calcarenito 34,00% Folhelho 26,26% Arenito Flh45Cre30Arn18 44,60% Folhelho 30,00% Calcarenito 17,51% Arenito 3,95% Calcilutito 3,95% Marga

95

Flh58Arn15Clu15 57,73% Folhelho 14,95% Arenito 14,69% Calcilutito 10,48% Calcarenito 2,15% Marga Flh62Clu25Arn12 62,02% Folhelho 25,43% Calcilutito 12,23% Arenito 0,32% Calcarenito Flh67Arn15Clu12 66,51% Folhelho 15,32% Arenito 12,01% Calcilutito 6,16% Marga Flh78Clu14Arn8 78,44% Folhelho 13,56% Calcilutito 8,00% Arenito Flh54Arn21Mrg16 53,77% Folhelho 20,62% Arenito 15,99% Marga 9,61% Calcilutito Flh61Mrg19Arn14 60,77% Folhelho 18,64% Marga 13,77% Arenito 6,82% Calcilutito Arn72Flh18Clu8 71,90% Arenito 18,43% Folhelho 7,54% Calcilutito 2,12% Marga Arn47Flh38Mrg12 46,85% Arenito 38,07% Folhelho 11,91% Marga 3,18% Calcilutito Folhelho 100,00% Folhelho Flh90Arn8Clu2 90,10% Folhelho 8,25% Arenito 1,65% Calcilutito Flh87Arn8Mrg2 87,21% Folhelho 8,29% Arenito 2,37% Marga 2,13% Calcilutito Flh68Mrg28Arn4 67,85% Folhelho 27,54% Marga 3,81% Arenito 0,80% Calcilutito Flh70Mrg28Clu1 70,20% Folhelho 28,45% Marga 1,35% Calcilutito

96

Flh81Mrg12Clu7 81,43% Folhelho 11,90% Marga 6,67% Calcilutito Arn60Flh28Mrg8 59,52% Arenito 28,30% Folhelho 7,91% Marga 4,26% Calcilutito Ind99Arn1 98,72% Indiscriminada 1,28% Arenito

- POCO A3


1 0,0 0 1286 Água 2 14,7 1286 2461 Flh79Are13Mrg4 54,9 0,55 10,2 -21,3 3 22,2 2461 2695 Mrg54Flh33Clu7 46,8 0,49 11,4 -20,2 4 33,5 2695 3021 Mrg49Flh46Clu3 48,6 0,51 12,0 -21,1 5 42,5 3021 3273 Flh59Mrg18Arn14 51,7 0,53 9,9 -20,4 6 60,5 3273 3511 Arn52Flh33Clu8 51,0 0,52 8,7 -17,5 7 65,0 3511 3700 Folhelho 57,0 0,57 11,0 -23,5 8 69,5 3700 3995 Folhelho 57,0 0,57 11,0 -23,5 9 71,8 3995 4224 Folhelho 57,0 0,57 11,0 -23,5

10 72,2 4224 4268 Flh86Mrg9Clu5 54,8 0,55 10,7 -22,7 11 74,0 4268 4443 Flh98Slt2 56,8 0,57 10,9 -23,3 12 83,0 4443 4830 Flh90Slt7Mrg2 56,2 0,56 10,7 -22,6 13 84,7 4830 4945 Flh88Mrg12 55,1 0,56 11,4 -23,0 14 100,1 4945 6000 Ind98Flh1Mrg1 50,0 0,50 5,1 -11,1

LITOLOGIA COMPOSIÇÃO Flh79Are13Mrg4 79.12% Folhelho 12.51% Areia 4.29% Marga 2.47% Calcilutito 1.19% Indiscriminada 0.43% Arenito Mrg54Flh33Clu7 53,75% Marga 32,55% Folhelho 6,85% Calcilutito 6,85% Arenito Mrg49Flh46Clu3 48,53% Marga 45,64% Folhelho 3,06% Calcilutito 2,76% Arenito Flh59Mrg18Arn14 59.24% Folhelho 17.70% Marga 13.92% Arenito 9.14% Calcilutito Arn52Flh33Clu8 52,49% Arenito

97

32,76% Folhelho 7,56% Calcilutito 7,19% Marga Folhelho 100.00% Folhelho Flh86Mrg9Clu5 86.33% Folhelho 9.11% Marga 4.56% Calcilutito Flh98Slt2 97.72% Folhelho 2.28% Siltito Flh90Slt7Mrg2 90.44% Folhelho 7.24% Siltito 1.81% Marga 0.52% Arenito Flh88Mrg12 87.86% Folhelho 12.14% Marga Ind98Flh1Mrg1 98.23% Indiscriminada 1.01% Folhelho 0.76% Marga

- POCO N1

Camada Idade da topo base Litologia φ0 c Coef.

Permeabil.

Base

(M.a.) (m) (m) (%) (1/km) A B 1 0,0 0 1614 Água 2 21,3 1614 2540 Siltito 3 35,4 2540 3018 Mrg68Flh29Arn3 45,9 0,49 13,2 -20,7 4 50,0 3018 3719 Arn41Flh38Mrg21 50,8 0,52 10,0 -18,5 5 65,0 3719 3791 Flh78Arn22 55,4 0,55 10,2 -20,9 6 70,7 3791 4028 Flh54Arn45Mrg1 53,7 0,54 9,4 -18,7 7 77,5 4028 4307 Arn63Flh37 52,6 0,53 8,9 -17,3 8 83,0 4307 4663 Arn68Flh29Mrg3 51,8 0,52 8,8 -16,9 9 91,4 4663 4941 Arn52Flh45Slt3 53,1 0,53 9,1 -18,0

10 95,7 4941 5085 Flh99Arn1 57,0 0,57 11,0 -23,4 11 100,1 5085 5233 Folhelho 57,0 0,57 11,0 -23,5 12 105,8 5233 5421 Arn61Flh21Con11 51,2 0,50 7,9 -16,3 13 109,1 5421 5532 Flh78Slt22 55,5 0,55 10,2 -21,3 14 112,0 5532 6000 Ind92Flh8 50,5 0,51 5,2 -11,4

LITOLOGIA COMPOSICAO Siltito 100,00% Siltito Mrg68Flh29Arn3 67,78% Marga 28,87% Folhelho 3,14% Arenito 0,21% Siltito Arn41Flh38Mrg21 40,66% Arenito 38,09% Folhelho 21,26% Marga

98

Flh78Arn22 77,78% Folhelho 22,22% Arenito Flh54Arn45Mrg1 54,06% Folhelho 44,68% Arenito 1,26% Marga Arn63Flh37 62,78% Arenito 37,22% Folhelho Arn68Flh29Mrg3 68,26% Arenito 29,21% Folhelho 2,53% Marga Arn52Flh45Slt3 52,10% Arenito 45,03% Folhelho 2,52% Siltito 0,36% Marga Flh99Arn1 99,31% Folhelho 0,69% Arenito Folhelho 100,00% Folhelho Arn61Flh21Con11 61,09% Arenito 21,38% Folhelho 11,15% Conglomerado 5,31% Siltito 1,06% Calcarenito Flh78Slt22 78,33% Folhelho 21,67% Siltito Ind92Flh8 92,46% Indiscriminada 7,54% Folhelho

- POCO N2

Camada Idade da topo base Litologia φ0 c Coef. Permeabil.

Base

(M.a.) (m) (m) (%) (1/km) A B 1 0,0 0 1838 Água 2 4,3 1838 2105 Flh56Mrg26Ind9 51,5 0,53 11,8 -19,5 3 10,6 2105 2492 Mrg54Flh33Arn13 47,5 0,50 13,5 -20,0 4 14,7 2492 2742 Flh62Mrg25Arn12 52,1 0,53 13,5 -20,8 5 25,2 2742 2943 Mrg43Flh35Arn20 48,4 0,50 12,3 -19,5 6 38,6 2943 3200 Mrg91Arn9Flh1 41,9 0,46 14,0 -19,5 7 50,0 3200 3400 Flh46Arn33Mrg18 51,3 0,52 11,2 -18,9 8 60,5 3400 3450 Flh74Arn26 55,2 0,55 12,2 -20,2 9 65,0 3450 3468 Flh67Arn33 54,7 0,55 11,6 -19,5

10 69,5 3468 3594 Flh56Arn44 53,9 0,54 10,8 -18,6 11 74,8 3594 3713 Flh90Arn10 56,3 0,56 13,8 -21,8 12 80,9 3713 3851 Folhelho 57,0 0,57 15,0 -23,0 13 83,0 3851 3898 Flh81Dmt19 55,7 0,54 10,8 -21,2 14 87,1 3898 4195 Flh95Arn5 56,7 0,57 14,4 -22,4 15 112,0 4195 6000 Ind100Flh0 50,0 0,50 5,0 -11,0

99

LITOLOGIA COMPOSICAO Flh56Mrg26Ind9 56,28% Folhelho 26,08% Marga 9,01% Indiscriminada 7,13% Arenito 1,50% Calcilutito Mrg54Flh33Arn13 53,78% Marga 33,31% Folhelho 12,91% Arenito Flh62Mrg25Arn12 62,40% Folhelho 25,20% Marga 12,40% Arenito Mrg43Flh35Arn20 42,93% Marga 34,66% Folhelho 20,42% Arenito 1,99% Calcilutito Mrg91Arn9Flh1 90,52% Marga 8,55% Arenito 0,94% Folhelho Flh46Arn33Mrg18 46,00% Folhelho 33,00% Arenito 18,50% Marga 2,50% Calcilutito Flh74Arn26 74,00% Folhelho 26,00% Arenito Flh67Arn33 66,67% Folhelho 33,33% Arenito Flh56Arn44 55,95% Folhelho 44,05% Arenito Flh90Arn10 89,92% Folhelho 10,08% Arenito Folhelho 100,00% Folhelho Flh81Dmt19 80,81% Folhelho 19,19% Diamictito Flh95Arn5 95,29% Folhelho 4,71% Arenito Ind100Flh0 99,73% Indiscriminada 0,27% Folhelho

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