ESTUDO DA EVOLUÇÃO TERMOMECÂNICA DA BACIA DO PARNAÍBA. Regina Freitas Fernandes

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1 ESTUDO DA EVOLUÇÃO TERMOMECÂNICA DA BACIA DO PARNAÍBA Regina Freitas Fernandes Dissertação de Mestrado apresentada ao Programa de Pós-graduação em Engenharia Civil, COPPE, da Universidade Federal do Rio de Janeiro, como parte dos requisitos necessários à obtenção do título de Mestre em Engenharia Civil. Orientador: Luiz Landau Rio de Janeiro Outubro de 2011

2 ESTUDO DA EVOLUÇÃO TERMOMECÂNICA DA BACIA DO PARNAÍBA Regina Freitas Fernandes DISSERTAÇÃO SUBMETIDA AO CORPO DOCENTE DO INSTITUTO ALBERTO LUIZ COIMBRA DE PÓS-GRADUAÇÃO E PESQUISA DE ENGENHARIA (COPPE) DA UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO DE JANEIRO COMO PARTE DOS REQUISITOS NECESSÁRIOS PARA A OBTENÇÃO DO GRAU DE MESTRE EM CIÊNCIAS EM ENGENHARIA CIVIL. Examinada por: Prof. Luiz Landau, D.Sc. Prof. Fernando Pellon de Miranda, D.Sc. Dr. Luiz Felipe Carvalho Coutinho, D.Sc. RIO DE JANEIRO, RJ - BRASIL OUTUBRO DE 2011 ii

3 Fernandes, Regina Freitas Estudo da evolução termomecânica da Bacia do Parnaíba/ Regina Freitas Fernandes. Rio de Janeiro: UFRJ/COPPE, XIV, 102 p.: il.; 29,7 cm. Orientador: Luiz Landau Dissertação (mestrado) UFRJ/ COPPE/ Programa de Engenharia Civil, Referências Bibliográficas: p Bacia do Parnaíba. 2. Avaliação termomecânica. 3. Maturação térmica. I. Landau, Luiz. II. Universidade Federal do Rio de Janeiro, COPPE, Programa de Engenharia Civil. III. Título. iii

4 "...E não há melhor resposta que o espetáculo da vida: vê-la desfiar seu fio, que também se chama vida, ver a fábrica que ela mesma, teimosamente, se fabrica, vê-la brotar como há pouco em nova vida explodida; mesmo quando é assim pequena a explosão, como a ocorrida; mesmo quando é uma explosão como a de há pouco, franzina; mesmo quando é a explosão de uma vida severina. (Morte e Vida Severina, João Cabral de Melo Neto) iv

5 Para meu querido Eduardo v

6 Agradecimentos Agradeço ao professor Luiz Landau e aos professores do Programa pela oportunidade e aprendizado a mim oferecidos. À professora Jaci Maria Bernardo da Silva Guigon, que me acompanhou neste trabalho com competência e dedicação. Agradeço-a também pelo apoio em todos os momentos, inclusive na difícil e necessária decisão de mudar de área. E, pela paciência com que lidou com minha falta de tempo. À EPE Empresa de Pesquisa Energética, por permitir e liberar para a realização deste trabalho, mais especificamente, agradeço, ao Diretor Elson Ronaldo Nunes e ao Reneu Rodrigues Silva, além de toda a equipe de E&P da qual me orgulho de fazer parte. Aos geólogos Norival Brisola e Sergio Martins de Souza pelo companheirismo, pelos ensinamentos, e pelo incentivo para a realização (e conclusão!) deste trabalho, e claro, por nossos prazerosos almoços. Ao Sergio, agradeço também pela revisão do meu texto. Aos colegas da equipe de E&P da EPE, pelas contribuições para esta dissertação. Ao meu querido Eduardo, pela paciência e companhia nos finais de semana que estive na Universidade. À minha querida irmã Raquel, com quem pude compartilhar tudo, em todo momento, pelo seu incentivo e positivismo (...ela me faz tão bem, que eu também quero fazer isso por ela... ). As minhas amigas da EPE, Angela de Oliveira Costa, Rachel Martins Henriques e Adriana Queiroz Ramos, com quem sempre pude contar. Elas que me receberam com tanta prontidão nesta cidade, que agora, também é minha. À Rachel agradeço também pela ajuda com o índice. Aos meus amigos: Alessandra Brito, Cleide Rejane A. dos Santos, Daniele Abdiel, Débora F. Pereira, Janaina Trindade, Jefferson Acioli, Kelly Stanicch, Rodrigo Teixeira, Wanderley Oliveira, de quem tenho sentido muita falta nestes tempos, pelos passos que deram comigo, sempre avançando junto, cada um a seu modo e a seu tempo. Muito obrigada a todos! vi

7 Resumo da Dissertação apresentada à COPPE/UFRJ como parte dos requisitos necessários para a obtenção do grau de Mestre em Ciências (M.Sc.) ESTUDO DA EVOLUÇÃO TERMOMECÂNICA DA BACIA DO PARNAÍBA Regina Freitas Fernandes Outubro/2011 Orientadores: Luiz Landau Programa: Engenharia Civil A Bacia do Parnaíba situada na região nordeste brasileira, possui uma área de aproximadamente km² e, apesar do fomento exploratório ocorrido nos últimos anos, é considerada pouco explorada. Possui características inerentes a uma bacia paleozoica, com uma longa história evolutiva, marcada por discordâncias expressivas e com uma cunha sedimentar relativamente rasa se comparada às bacias cretáceas brasileiras, o que levanta controvérsia a respeito da suficiência do soterramento para a eficiência de geração. Contudo, ocorrem na bacia rochas vulcânicas básicas intrusivas e extrusivas, eotriássicas e eocretáceas, que representam um aspecto importante na evolução térmica. O efeito térmico destas intrusões seria responsável pelo acréscimo de calor necessário à maturação da matéria orgânica e consequente geração de hidrocarbonetos. Este trabalho contribui com a reconstrução da história térmica desta bacia a partir da modelagem das variáveis termais e da história de soterramento. Para isso, foram utilizados modelos consagrados na literatura, que permitem, de forma simples, a estimativa do fluxo térmico do embasamento. Na análise da influência de intrusões ígneas na estrutura térmica da bacia, o modelo bidimensional desenvolvido pelo método de diferenças finitas se mostrou apropriado. Utilizou-se o fluxo térmico basal calculado nas condições de contorno da modelagem da influência térmica das ígneas. Como resultado obteve-se a estruturação térmica da bacia e a maturação de suas rochas geradoras. vii

8 Abstract of Dissertation presented to COPPE/UFRJ as a partial fulfillment of the requirements for the degree of Master of Science (M.Sc.) STUDY OF THE PARNAÍBA BASIN THERMOMECHANICAL EVOLUTION Regina Freitas Fernandes October/2011 Advisors: Luiz Landau Department: Civil Engineering The Parnaiba Basin located in the Northeast of Brazil has an area nearly to km² and despite of the intense exploring activities in the latest years, it is considered an exploration frontier. It has inherent features to a Paleozoic basin, with a long evolution history marked by significant unconformities and a sedimentary wedge that is relatively shallow if it is compared to the Brazilian Cretacics basins. This raises controversy regarding to the burial sufficiency for its hydrocarbon generation. However, there are intrusive and extrusive basic volcanic rocks in the eotriassics and eocretaceous basin, what represent an important factor in the thermal evolution. The thermal effect of these intrusions would be responsible for the heating increase required for organic matter maturation and following hydrocarbons generation. This study contributes to the Parnaiba Basin thermal history reconstruction from the thermal variables modeling and burial history. For this were used models established in the literature. They allow a heat flow estimation from the basement. In the analysis of igneous intrusions influence on the basin thermal structure the two-dimensional model using finite difference method was proved to be suitable. The basal heat flow calculated was used in the boundary conditions of the igneous rocks thermal effects modeling. As outcome, were obtained the basin thermal structure and the source rocks maturation. viii

9 Sumário 1. Introdução Motivação e objetivos Desenvolvimento do trabalho Caracterização da Bacia do Parnaíba Localização Geologia Regional Arcabouço estratigráfico Rochas magmáticas Arcabouço Estrutural Evolução tectônica da Bacia do Parnaíba Sistemas Petrolíferos Histórico exploratório Intrusões ígneas em rochas sedimentares: um problema físico-geológico Fundamentos físicos envolvidos na transferência de calor em bacias Mecanismos de condução de calor Lei de Fourier e a equação de difusão de calor Parâmetros físicos usados em modelagem térmica Modelos termomecânicos que descrevem a estruturação térmica de bacias sedimentares Modelos de extensão litosférica Modelo de extensão uniforme Modelo de extensão não-uniforme Modelo de reconstrução geológica da profundidade do embasamento: técnica de backstripping Metodologia Aplicada Introdução ix

10 6.2 Base de dados e informações Construção do bloco 3D para extração das seções geológicas Estratigrafia Unidades litológicas, composição litológica, porosidade e constante de decaimento Massa específica e propriedades termais Dados geotérmicos Dados de Maturação Modelagem térmica por contato intrusivo Modelo bidimensional para análise da influência de intrusões ígneas Ambiente de desenvolvimento Reconstrução do embasamento (história térmica da bacia) Modelagem da maturação da matéria orgânica Método Easy%Ro Modelagem da estrutura térmica da Bacia do Parnaíba Calibração do modelo Modelagem termomecânica Reconstrução sedimentar Subsidência termal Fluxo térmico Estruturação térmica da Bacia do Parnaíba considerando fluxo térmico basal e de intrusões ígneas Maturação térmica Conclusões Referências Bibliográficas x

11 Lista de Figuras Figura 2-1: Localização da Bacia do Parnaíba Figura 2-2: Divisão da Bacia Parnaíba em quatro sítios deposicionais distintos... 6 Figura 2-3: Carta estratigráfica da Bacia do Parnaíba (veja próxima página) Figura 2-4: Mapa com os principais lineamentos e feições estruturais da Bacia do Parnaíba Figura 2-5: Principais ocorrências de hidrocarbonetos na Bacia do Parnaíba Figura 2-6: Carta de eventos do sistema Tianguá-Ipu (.) Figura 2-7: Carta de eventos do sistema Pimenteiras-Cabeças (!) Figura 2-8: Seção sísmica que passa pelo poço 2-CP-1-MA, localizado na região de Capinzal Figura 2-9: Esforço exploratório na Bacia do Parnaíba Figura 3-1: Diagrama de ilustração do mecanismo de intrusão de uma soleira de diabásio Figura 3-2: Modelos de intrusão de soleiras Figura 4-1: Mecanismos de transferência de calor Figura 4-2: Volume de controle infinitesimal, para a análise da condução de calor Figura 5-1: Modelo de Extensão Uniforme de MCKENZIE (1978) Figura 5-2: Modelo de duas camadas de ROYDEN & KEEN (1980) Figura 6-1: Resumo da metodologia aplicada Figura 6-2: Domínio do bloco 3D Figura 6-3: Bloco 3D da Bacia do Parnaíba Figura 6-4: Bloco 3D e os poços, em corte Figura 6-5: Comparação entre seção sísmica que passa pelo poço 2-CP-1-MA com a seção extraída do bloco 3D da Bacia do Parnaíba Figura 6-6: Seções, em planta, sobre o bloco 3D da Bacia do Parnaíba Figura 6-7: Seção N-CP-SW Figura 6-8: Seção W-CP-E xi

12 Figura 6-9: Seção NE-CP-SE Figura 6-10: Gráfico de porosidade versus permeabilidade vertical Figura 6-11: Gradientes geotérmicos da Bacia do Parnaíba Figura 6-12: Dados de carbono orgânico e reflectância de vitrinita do poço 2-CP-1-MA Figura 6-13: Exemplificação da malha aplicada na seção N-CP-SW Figura 6-14: Diagrama com a evolução térmica da matéria orgânica Figura 7-1: Modelagem térmica bidimensional avaliando o efeito de intrusões ígneas nas camadas da seção N-CP-SW Figura 7-2: Modelagem térmica bidimensional avaliando o efeito de intrusões ígneas nas camadas da seção W-CP-E Figura 7-3: Modelagem térmica bidimensional avaliando o efeito de intrusões ígneas nas camadas da seção NE-CP-SE Figura 7-4: Modelagem térmica bidimensional avaliando o efeito de intrusões ígneas no poço 2-CP-1-MA Figura 7-5: Efeito da maturação térmica através do modelo Easy%Ro após o evento de intrusão ígnea Figura 7-6: Comparação dos índices de reflectância da vitrinita com dados reais obtidos de RODRIGUES (1995) Figura 7-7: Localização dos sete poços utilizados na determinação da história termomecânica da Bacia do Parnaíba Figura 7-8: Curvas de subsidência tectônica e total do embasamento do poço 2-CP-1- MA que corta as seções N-CP-SW, W-CP-E e NE-CP-SE Figura 7-9: Curvas de subsidência tectônica e total do embasamento do poço 9-PAF- 3-MA Figura 7-10: Curvas de subsidência tectônica e total do embasamento do poço 1-TM- 1-MA que corta as seções N-CP-SW Figura 7-11: Curvas de subsidência tectônica e total do embasamento do poço 1-IZ-2- MA que corta a seção W-CP-E Figura 7-12: Curvas de subsidência tectônica e total do embasamento do poço 1-MA- 1-PI que corta as seções W-CP-E Figura 7-13: Curvas de subsidência tectônica e total do embasamento do poço 2- BGST-1-MAque corta a seção NE-CP-SE xii

13 Figura 7-14: Curvas de subsidência tectônica e total do embasamento do poço 2- VGST-1-MA que corta a seção NE-CP-SE Figura 7-15: Curvas de subsidência tectônica obtida pelo backstripping e termal obtida pelo modelo de ROYDEN & KEEN, poço 2-CP-1-MA Figura 7-16: Curvas de subsidência tectônica obtida pelo backstripping e termal obtida pelo modelo de ROYDEN & KEEN, poço 9-PAF-3-MA Figura 7-17: Curvas de subsidência tectônica obtida pelo backstripping e termal obtida pelo modelo de ROYDEN & KEEN, poço 1-TM-1-MA Figura 7-18: Curvas de subsidência tectônica obtida pelo backstripping e termal obtida pelo modelo de ROYDEN & KEEN, poço 1-IZ-2-MA Figura 7-19: Curvas de subsidência tectônica obtida pelo backstripping e termal obtida pelo modelo de ROYDEN & KEEN, poço 1-MA-1-PI Figura 7-20: Curvas de subsidência tectônica obtida pelo backstripping e termal obtida pelo modelo de ROYDEN & KEEN, poço 2-VGST-1-MA Figura 7-21: Curvas de subsidência tectônica obtida pelo backstripping e termal obtida pelo modelo de ROYDEN & KEEN, poço 2-BGST-1-MA Figura 7-22: Variação temporal do fluxo térmico nos poços que cortam as seções Figura 7-23: Efeito térmico das intrusões ígneas e maturação térmica na seção N-CP- SW Figura 7-24: Efeito térmico das intrusões ígneas e maturação térmica na seção W-CP- E Figura 7-25: Efeito térmico das intrusões ígneas e maturação térmica na seção NE- CP-SE Figura 7-26: Perfil de maturação térmica para o poço 2-CP-1-MA na seção N-CP-SW Figura 7-27: Perfil de maturação térmica para o poço 2-CP-1-MA na seção W-CP-E. 92 Figura 7-28: Perfil de maturação térmica para o poço 2-CP-1-MA na seção NE-CP-SE Figura 7-29: Comparação dos índices de reflectância da vitrinita com dados reais obtidos de RODRIGUES (1995) xiii

14 Lista de Tabelas Tabela 6-1 Poços da Bacia do Parnaíba utilizados na construção do Bloco 3D Tabela 6-2: Unidades litológicas e idades geocronológicas das seções modeladas. Tempo em milhões de anos (M.a.) Tabela 6-3: Composição litológica, porosidade (Φ), e constante de decaimento (c) para cada unidade litoestratigráfica Tabela 6-4: Parâmetros físicos usados no modelo, aplicados à Bacia do Parnaíba por unidade litológica Tabela 6-5: Malha utilizada nas seções geológicas Tabela 7-1: Valores dos parâmetros utilizados na aplicação dos modelos Tabela 7-2: Valores dos graus de estiramento para δ e β Tabela 7-3: Fluxo térmico calculado para os sete poços Tabela 7-4: Temperatura no embasamento para os poços que cortam as seções xiv

15 1. Introdução Alguns estudos foram realizados na Bacia do Parnaíba acerca da maturação térmica das potenciais rochas geradoras. De fato, estas rochas apresentam diferentes níveis de maturação térmica (Rodrigues, 1995). Entretanto, poucos estudos abordam de forma contundente a história da evolução térmica desta bacia. Desta forma, a evolução termomecânica e as implicações na estruturação térmica ainda carecem de estudos mais conclusivos. A Bacia do Parnaíba, por características inerentes a uma bacia paleozoica, com uma longa história evolutiva, marcada por discordâncias expressivas e com uma cunha sedimentar relativamente rasa se comparada às cretáceas brasileiras, apresenta controvérsia a respeito da suficiência do soterramento para a geração de hidrocarbonetos. Contudo, ocorrem na bacia rochas vulcânicas básicas intrusivas (diques e soleiras) e extrusivas, associadas à eventos magmáticos do Eotriássico e Eocretáceo, que representam um aspecto importante na sua evolução térmica. O efeito térmico destas intrusões seria responsável pelo acréscimo de calor necessário à maturação da matéria orgânica e consequente potencial de geração de petróleo. Vários autores avaliaram o efeito termal que as intrusões ígneas básicas produzem nas bacias paleozoicas brasileiras (RODRIGUES, 1995, ALVES & RODRIGUES 1985, BENDER, 2001). Conforme sugerido por THOMAS FILHO et al. (2007), considerando que nestas bacias ocorrem boas rochas geradoras de hidrocarbonetos no Devoniano e no Permiano, pode-se prognosticar que quantidades de petróleo podem ter sido geradas pela ação dos corpos ígneos intrusivos. O exemplo de sucesso nas bacias paleozoicas brasileiras que consolida a eficácia de sistemas petrolíferos não convencionais, cuja maturação se dá pelo efeito térmico de intrusões, é o da Bacia do Solimões. Além da expressiva produção de 34,8 mil barris de petróleo por dia (em junho de 2011), tal bacia possui a terceira maior produção de gás natural do país, com cerca de 11,8 milhões de metros cúbicos diários (ANP, 2011). Na década de oitenta, quando o mecanismo de geração não-convencional de petróleo pela ação direta do calor dos corpos intrusivos ainda não era adequadamente equacionado, as atividades exploratórias da bacia foram estagnadas. Hoje, técnicas e 1

16 ferramentas modernas de aquisição e interpretação de dados aliadas ao estudo de sistemas petrolíferos, incluindo os não convencionais, abrem novas oportunidades exploratórias. Segundo GÓES & FEIJÓ (1994), os efeitos térmicos devido ao calor gerado pelas intrusões, somados aos efeitos naturais de soterramento causaram a maturação dos principais níveis geradores na Bacia do Parnaíba. Baseado nessa assertiva, este trabalho propõe um estudo que contribua com a reconstrução da história térmica desta bacia a partir da modelagem das variáveis termais associadas ao magmatismo e à história de soterramento. Desde a década de 1970, diversos modelos foram formulados objetivando quantificar os processos de subsidência e fluxo térmico em bacias sedimentares. Os modelos termomecânicos de MCKENZIE (1978) e ROYDEN & KEEN (1980) são amplamente usados e resultam, de forma simples, em uma estimativa aproximada do fluxo térmico ao nível do embasamento. Já para a análise da influência de intrusões ígneas na estrutura térmica da bacia, o modelo de VASCONCELOS (2010) mostra-se apropriado, uma vez que foi elaborado e aplicado em função de uma bacia similar. Soma-se a isto o fato dos inputs necessários não serem influenciados pela baixa disponibilidade de dados, viabilizando a modelagem. 1.1 Motivação e objetivos A analogia com as outras bacias paleozoicas brasileiras, produtoras ou portadoras de acumulações importantes, o esforço exploratório atualmente realizado nos blocos exploratórios com descobertas potenciais e a convicção de que sistemas petrolíferos não convencionais contribuem com novas oportunidades exploratórias na Bacia do Parnaíba constituem o conjunto de fatores motivacionais que sustentam o tema desta dissertação. Com isso, a motivação principal deste trabalho é contribuir com a reconstrução da evolução térmica da Bacia do Parnaíba através da modelagem da história térmica devido ao afinamento da litosfera e ao efeito térmico devido às intrusões ígneas. E a partir da resultante deste estudo, avaliar a possibilidade de geração de hidrocarbonetos, através dos resultados dos indicadores de maturação. 2

17 Os dados disponíveis ainda são restritos para as dimensões da Bacia do Parnaíba dificultando o desenvolvimento de modelos que busquem entender a sua estruturação térmica regional. Contudo, procurou-se aplicar uma metodologia que se adaptasse aos dados públicos disponíveis na literatura. Com base nas motivações acima, foram listados os principais objetivos desta dissertação: 1) elaborar seções geológicas da Bacia do Parnaíba para a aplicação da modelagem térmica e da reconstrução sedimentar; 2) calcular a estrutura térmica da bacia: a. com base na história térmica do soterramento; utilizando a técnica de backstripping, bem como os modelos de extensão litosférica de MCKENZIE (1978) e ROYDEN & KEEN (1980); b. com base no efeito térmico das intrusões ígneas: empregando o modelo numérico bidimensional de VASCONCELOS (2010). 3) avaliar a geração de petróleo na bacia, utilizando o modelo Easy%Ro para a determinação teórica dos índices de reflectância da vitrinita e consequente delimitação das janelas de geração de óleo e gás. 1.2 Desenvolvimento do trabalho Primeiramente, foi feita uma caracterização geológica da Bacia do Parnaíba. Intrusões ígneas ocorridas nesta bacia podem ter contribuído com a evolução térmica e ter estabelecido uma influência importante na maturação da matéria orgânica, consequentemente, na geração de hidrocarbonetos, similar ao que ocorre nas bacias paleozoicas amazônicas. Para entendimento do efeito térmico de intrusões ígneas sobre as rochas geradoras da Bacia do Parnaíba, buscou-se encadear atividades que integrassem uma sequência metodológica. Essa sequência é composta por três etapas principais: construção das seções geológicas; cálculo da estrutura térmica da bacia; e avaliação da maturação da matéria orgânica. A primeira etapa foi destinada à construção de seções geológicas mais próximas da realidade, que suportassem a modelagem do efeito térmico devido às intrusões. Foram correlacionados dados de 31 poços perfurados na bacia pela Petrobras até 1986 (CUNHA, 1986, GÓES et al., 1994). Os dados dos poços foram georreferenciados e integrados no Temis, um software convencional para modelagem 3

18 de sistemas petrolíferos desenvolvido pelo Instituto Francês do Petróleo (IFP). No Temis foi gerado um bloco 3D, a partir do qual foram extraídas as seções utilizadas na modelagem. A segunda etapa tratou da modelagem térmica em 2D, relacionando a estrutura térmica ao fluxo térmico basal e ao efeito térmico devido a intrusões ígneas comuns na bacia. Na modelagem do fluxo térmico basal e da história térmica devido ao estiramento litosférico foram utilizados os modelos de MCKENZIE (1978) e ROYDEN & KEEN (1980) e a técnica de backstripping (STECKLER & WATTS, 1978). Na modelagem para avaliação do efeito térmico devido às intrusões, foi utilizado o modelo numérico bidimensional implementado por VASCONCELOS (2010). Neste modelo, o tratamento físico da condução de calor, em uma bacia sedimentar influenciada por intrusões ígneas, é resolvido pelo Método das Diferenças Finitas (MDF), mais especificamente a classe de Método de Direções Alternadas (ADI). A terceira etapa, uma vez conhecida a estrutura térmica, refere-se à determinação dos índices de maturação do querogênio e consecutiva determinação das janelas de geração de óleo e gás. Neste trabalho, a modelagem da maturidade térmica foi baseada no modelo Easy%Ro desenvolvido por SWEENEY & BURNHAM (1990). 4

19 2. Caracterização da Bacia do Parnaíba 2.1 Localização A Bacia do Parnaíba ocupa uma área de km², no nordeste brasileiro, recobrindo os estados do Piauí, Maranhão, Tocantins, Pará, Ceará e Bahia. Está situada geograficamente entre os paralelos 2º00 e 12º00 S e meridianos 41º00 e 50º00 W (Figura 2-1). Encontra-se posicionada entre as faixas de dobramentos que bordejam os crátons do Guaporé, São Luís e São Francisco (GÓES et al., 1990). Está limitada geologicamente a norte pelo arco Ferrer Urbano Santos, que a separa das bacias de São Luís e Barreirinhas na margem continental; a sul, pelo arco do Médio São Francisco, separando-a da bacia Sanfranciscana; a noroeste, pelo arco de Tocantins, que a separa da bacia de Marajó (SILVA et al., 2003). Figura 2-1: Localização da Bacia do Parnaíba. Fonte: Elaboração própria, a partir de dados da ANP/BDEP (2011). 5

20 A espessura sedimentar alcança cerca de m, com uma coluna sedimentar constituída, em sua maior parte, por rochas de idade ordoviciana a cretácea, com delgada cobertura terciária e quaternária (ZEMBRUSCKI & CAMPOS, 1988). A Bacia do Parnaíba, em sua extensa área de ocorrência apresenta uma evolução tectono-sedimentar complexa. Por conseguinte, é subdividida por alguns autores em sub-bacias com as características geológicas e tectônicas de determinados sítios deposicionais. SILVA et al. (2003) denominaram a região de Província Parnaíba, que segundo esses autores, é caracterizada por uma evolução policíclica, compartimentada em bacias com gêneses, estilos tectônicos, preenchimento sedimentar e idades distintas, o que corroborou a divisão em quatro sub-bacias: Bacia do Parnaíba propriamente dita, Bacia das Alpercatas, Bacia do Grajaú e Bacia do Espigão-Mestre (Figura 2-2). Figura 2-2: Divisão da Bacia Parnaíba em quatro sítios deposicionais distintos: Bacia do Parnaíba, Bacia das Alpercatas, Bacia do Grajaú e Bacia do Espigão-Mestre. Fonte: SILVA et al. (2003). 6

21 Neste trabalho, com perspectivas regionais, a Província é tratada como uma única entidade sedimentar. 2.2 Geologia Regional Arcabouço estratigráfico O embasamento da Bacia do Parnaíba é constituído de rochas metamórficas, ígneas e sedimentares, cujas idades abrangem um longo intervalo do Arqueano ao Ordoviciano, Contudo, possivelmente, há predominância de rochas neoproterozóicas e eopaleozoicas, que correspondem ao tempo de consolidação da Plataforma Sul- Americana (VAZ et al., 2007). As unidades que compõem o embasamento são a Formação Riachão e o Grupo Jaibaras constituídas por rochas sedimentares continentais que preenchem estruturas grabenformes. Para VAZ et al. (2007), movimentos eustáticos do nível do mar são os principais responsáveis pelas discordâncias entre as sequências, uma vez que a eustasia controla os ciclos transgressivos-regressivos. A proposta estratigráfica destes autores sugere uma relação de cinco supersequências deposicionais que seguem do período Siluriano até o Cretáceo (Figura 2-3): 1. Sequência Siluriana compreende um ciclo transgressivo-regressivo completo. Está depositada sobre rochas proterozóicas. A unidade litoestratigráfica correlaciona-se ao Grupo Serra Grande (formações Ipu, Tianguá, Jaicós). A Formação Ipu é composta por arenitos com seixos e conglomerados com matriz argilosa, que caracterizam grande variedade de ambientes deposicionais de glacial a fluvial e leques deltaicos (CAPUTO, 1984 in VAZ et al., 2007). Na Formação Tianguá prevalecem os folhelhos cinza escuros bioturbados depositados em ambiente de plataforma rasa (GÓES, et al., 1990). Esta unidade representa a superfície de inundação máxima, enquanto que a Formação Jaicós é o intervalo regressivo dessa sequência. Na Formação Jaicós predominam os arenitos grossos, mal selecionados, com pelitos subordinados, depositados em sistema fluvial entrelaçado. Para GÓES et al. (1990), o término da sedimentação do Serra Grande é marcada pela Orogenia Caledoniana; 7

22 2. Sequência Mesodevoniana-Eocarbonífera a unidade litoestratigráfica correspondente é composta pelo Grupo Canindé (formações Itaim, Pimenteiras, Cabeças, Longá e Poti). A Formação Itaim é constituída por arenitos finos a médios, com intercalações de folhelhos bioturbados depositados em ambientes deltaicos e plataformais. Nesta sequência se destaca a Formação Pimenteiras, composta por folhelhos escuros ricos em matéria orgânica, que representam a transgressão marinha mais importante da bacia (VAZ et al., 2007). Na Formação Cabeças predominam os arenitos depositados em ambiente plataformal sob influência de correntes decorrentes de processos de marés. Esses arenitos são considerados reservatórios potenciais da Bacia do Parnaíba. A Formação Longá consiste de folhelhos escuros, por vezes laminados e bioturbados, de ambiente plataformal dominado por tempestade (GÓES & FEIJÓ, 1994). Segundo estes autores a Formação Poti é composta por arenitos esbranquiçados, com lâminas de siltito subordinadas, associados a deltas e a planícies de maré. O encerramento do ciclo deposicional do Grupo Canindé é marcado por uma notável discordância regional associada por GÓES et al. (1990), GÓES & FEIJÓ, (1994) e VAZ et al. (2007) à Orogenia EoHerciniana. Após a deposição dos sedimentos do Grupo Canindé, a Bacia do Parnaíba teria entrado em um processo erosivo conduzido por movimentos epirogênicos ascendentes e uma regressão de âmbito global (VAZ et al., 2007). 3. Sequência Neocarbonífera-Eotriássica a unidade estratigráfica é composta pelo Grupo Balsas (formações Piauí, Pedra de Fogo, Motuca e Sambaíba). Na Formação Piauí, predominam arenitos intercalados com folhelhos. GÓES & FEIJÓ (1994) atribuem à deposição um ambiente continental e litorâneo, sob um clima extremamente árido. Entretanto, há outras interpretações que associam a um ambiente fluvial, com contribuição eólica e breves incursões marinhas. A Formação Pedra do Fogo é caracterizada por uma grande variedade de rochas, com presença de sílex, calcário oolítico e psolítico, eventualmente estromatolítico, intercalado com arenito fino a médio, folhelho, siltito, anidrita e por vezes dolomito. As rochas desta formação são associadas por GÓES & FEIJÓ (1994) a um ambiente marinho raso a litorâneo, com planícies de sabkha. A Formação Motuca é composta predominantemente por siltitos, arenitos e folhelhos. Ocorrem subordinadamente anidrita e raros calcários depositados em um sistema desértico. Na Formação Sambaíba predominam arenitos bem selecionados associados a um sistema eólico em ambiente desértico (GÓES & FEIJÓ, 1994). Essa sequência marca mudanças 8

23 ambientais e tectônicas profundas na região, que levaram à mudança dos eixos deposicionais com direção NE-NW para o centro da Bacia e restringiram a circulação dos mares abertos (GÓES et al., 1990). Segundo tais autores, essa sequência também compõe um ciclo transgressivo-regressivo, porém sob condições marinhas rasas e restritas, em clima quente e árido, propiciando a deposição de evaporitos e a desertificação progressiva da área. Rochas basálticas recobrem a Formação Sambaíba (VAZ et al., 2007). 4. Sequência Jurássica constituída pela Formação Pastos Bons, que é composta por arenitos nas porções basal e superior. A porção intermediária é constituída por siltitos e folhelhos por vezes intercalados com arenito (VAZ et al., 2007). A deposição dessa sequência seria relacionada à subsidência causada pela soma dos pesos da carga de derrames basálticos e da carga sedimentar existente (GÓES et al., 1990). O fim dessa fase sedimentar seria consequência de processos tectônicos associados à abertura do Atlântico Equatorial (VAZ et al., 2007). 5. Sequência Cretácea essa unidade litoestratigáfica é composta pelas formações: Codó, Corda, Grajaú e Itapecuru. A formação Corda é composta essencialmente por arenitos com estratificação cruzada de grande porte e outras estruturas que sugerem a deposição em sistema desértico (VAZ et al., 2007). Na Formação Grajaú, predominam arenitos esbranquiçados, finos a conglomeráticos. A Formação Codó é composta por folhelhos, calcários, siltitos, gipsita/anidrita e por arenito com níveis de sílex e estromatólitos. A Formação Itapecuru se constitui predominantemente de arenitos, com ocorrência subordinada de pelitos e arenitos conglomeráticos. A tectônica que atuou na abertura do Atlântico Equatorial refletiu na estrutura interna da bacia durante o Cretáceo, acarretando o deslocamento dos depocentros, que se mantinham até então na região central, para norte e nordeste (VAZ et al., 2007). 9

24 Figura 2-3: Carta estratigráfica da Bacia do Parnaíba (veja próxima página). Fonte: VAZ et al. (2007). 10

25 (continuação) Carta estratigráfica da Bacia do Parnaíba. Fonte: VAZ et al. (2007). 11

26 2.2.2 Rochas magmáticas Um magmatismo jurocretáceo, de caráter básico a alcalino, relacionado à ruptura do Supercontinente Gondwana, ocorreu por toda a extensão que corresponde hoje ao território do Brasil. O magmatismo básico pronunciado, sob a forma de diques, soleiras e derrames, concentrou-se nas bacias intracontinentais (MIZUSAKI & THOMAZ FILHO, 2004). Na Bacia do Parnaíba, ocorrem rochas ígneas intrusivas (diques e soleiras) e extrusivas de composição básica, que estratigraficamente foram divididas em duas unidades: Formação Sardinha e Formação Mosquito (VAZ et al., 2007). Estes autores atribuem uma idade média de 124 milhões de anos (Ma), Eocretáceo, para a Formação Sardinha e de 178 Ma (Eojurássico) para a Formação Mosquito. Essas duas unidades diferem também com relação à sua natureza química e isotópica, à forma de ocorrência em superfície (Sardinha em grandes diques e pequenas soleiras; Mosquito em grandes derrames e pequenas soleiras) e à sua localização na bacia (VAZ et al., 2007). Para MIZUSAKI & THOMAZ FILHO (2004) e ZALÀN (2004), a Formação Mosquito tem correlação com as soleiras de diabásio relacionadas ao magmatismo Penatecaua das bacias do Solimões e Amazonas, cuja idade gira entre 210 e 201 Ma. As rochas básicas da Formação Sardinha seriam correlatas aos derrames da Formação Serra Geral, na Bacia do Paraná, com idade entre 137 a 127 Ma. MIZUSAKI & THOMAZ FILHO (2004) sugerem que as manifestações magmáticas com idade em torno de 130 Ma podem estar relacionadas com o processo de rifteamento e consequente formação do Oceano Atlântico Sul. Dentro de um contexto evolutivo de extensão crustal, o rifte precursor do Atlântico Sul teria se propagado de SW para NE induzindo às manifestações magmáticas que hoje podem ser reconhecidas na Bacia do Parnaíba (MIZUSAKI & THOMAZ FILHO, 2004). Essas manifestações seriam referentes às rochas ígneas da Formação Sardinha. Já o magmatismo que originou a Formação Mosquito estaria relacionado ao rifteamento e posterior abertura do Atlântico Central (MILANI & THOMAZ FILHO, 2000 in VAZ et al., 2007). Segundo VAZ et al., (2007), a partir de interpretação sísmica, é possível verificar soleiras em uma grande extensão da Bacia do Parnaíba, sem, no entanto, estarem classificadas como Formação Mosquito ou Sardinha. Entretanto, esses autores admitem possível predominância da Formação Mosquito (magmatismo Penatecaua), 12

27 por correlação com as bacias do Solimões e Amazonas. Com relação à ocorrência nas sequências estratigráficas, os diques e soleiras estão presentes em maior quantidade na Sequência Mesodevoniana-Eocarbonífera e na Siluriana, contudo são raros na Sequência Neocarbonífera-Eotriássica (VAZ et al., 2007) Arcabouço Estrutural A Bacia do Parnaíba é classificada como intracratônica, possui forma circular e depocentro levemente elíptico com orientação NW-SE. Desenvolveu-se sobre um embasamento continental durante a fase de estabilização da Plataforma Sul- Americana (ALMEIDA & CARNEIRO, 2004). A sedimentação pós-ordoviciana da Bacia do Parnaíba foi fortemente influenciada pelo período terminal do Ciclo Brasiliano, cujos pulsos propiciaram a formação de grabens distribuídos por toda a bacia (GÓES et al., 1990, VAZ et al., 2007). Esses autores corroboram que estruturas grabenformes interpretadas no substrato da Bacia do Parnaíba teriam controlado o depocentro inicial desta bacia. Esses sítios deposicionais, ou riftes precursores da Bacia do Parnaíba, seriam correlacionáveis ao Graben Jaibaras e a outros grabens, situados na Província Borborema, que foram gerados em um sistema de riftes do final do Proterozóico e início do Paleozóico (VAZ et al., 2007), conforme Figura 2-4. O Lineamento Picos-Santa Inês e a Zona de Falha Transbrasiliana constituem fraturas e falhas herdadas do embasamento, com relevante importância desde a fase inicial da bacia e por toda a sua evolução, pois controlaram as direções dos eixos deposicionais até o Eocarbonífero (VAZ et al., 2007). Esses lineamentos destacam-se entre as principais feições estruturais da Bacia do Parnaíba. A Zona de Falha Transbrasiliana, também chamada de Lineamento Transbrasiliano, constitui uma faixa altamente estruturada no sentido NE-SW, que abrange um complexo de falhas normais e transcorrentes, altos estruturais e grabens com eixos paralelos às falhas. Apresenta uma feição alongada com cerca de km, que cruza o território brasileiro do Ceará ao Mato Grosso do Sul. No interior da Bacia do Parnaíba, o Lineamento Transbrasiliano é demarcado por falhas orientadas no sentido NE-SW que cortam seções paleozoicas e mesozoicas, bem como por diques de diabásio orientados no mesmo sentido (CUNHA, 1986). 13

28 As evidências do Lineamento Picos-Santa Inês não são tão explícitas quanto às do Transbrasiliano; entretanto, se refletem em uma série de alinhamentos orientados para noroeste que possivelmente interagiram com o desenvolvimento da bacia, controlando um expressivo eixo deposicional NW-SE (CUNHA, 1986). As principais feições estruturais da Bacia do Parnaíba estão representadas na Figura 2-4. Acompanhando os efeitos da separação dos continentes sul-americano e africano com consequente abertura do Oceano Atlântico Equatorial, ocorreu um significativo processo magmático intrusivo e extrusivo (GÓES et al., 1990), que foi responsável por falhamentos de pequeno rejeito, dobras e outras estruturas (VAZ et al., 2007). Figura 2-4: Mapa com os principais lineamentos e feições estruturais da Bacia do Parnaíba. Fonte: Elaboração própria a partir de informações obtidas de CUNHA (1986), GÓES et al. (1990), SILVA et al. (2003). 14

29 2.3 Evolução tectônica da Bacia do Parnaíba As sedimentações paleozoicas desenvolveram-se em extensas sinéclises, que tiveram como base uma plataforma consolidada a partir de colagens de placas tectônicas isoladas, cuja união aconteceu no Ciclo Brasiliano, acompanhada de todos os eventos deformacionais, metamórficos, ígneos, sedimentares e geomorfológicos típicos de orogêneses (ZALÁN, 2004). Um estágio de estabilização, ocorrido do Siluriano ao Jurássico, marcado por calmaria tectônica e mudança no padrão de sedimentação, foi essencial para o desenvolvimento das sinéclises paleozoicas. As sinéclises formaramse independentemente das estruturas subjacentes locais e passaram a sofrer extensas transgressões e regressões marinhas regionais. Em resposta à subsidência, arcos regionais ergueram-se e circundaram as sinéclises, terminando por separá-las. Entre o Jurássico e o Triássico, sob extrema calma tectônica, toda a plataforma sofreu ascensão, limitando a sedimentação e ocasionando o fim das ingressões marinhas. Entretanto, a origem da subsidência inicial, que localiza geograficamente as sinéclises e os mecanismos de subsidências adicionais que vão aprisionando as supersequências superiores, refletem aspectos ainda considerados controversos (ZALÁN, 2004). Estudos recentes levantam a hipótese de que a subsidência inicial das bacias paleozoicas seria originada em um processo semelhante a de um rifte ativo, caracterizado pela presença de vulcanismo na base de algumas delas, evidenciando prenúncio de esforços distensionais (ZALÁN, 2004). Na Bacia do Parnaíba, no fim do evento do Ciclo Brasiliano, durante a transição do Cambriano para o Ordoviciano, o resfriamento e a contração da litosfera favoreceram a formação de falhas normais e a ativação de antigas estruturas lineares. Deste modo, surgiu um quadro tectônico e estrutural dominado por extensos falhamentos normais e fossas desenvolvidas ao longo de zonas de fraqueza crustal anteriormente instaladas. De acordo com CUNHA (1986), estas zonas são bem representadas na Bacia do Parnaíba por expressivos lineamentos, destacando-se o Transbrasiliano e Picos-Santa Inês. As fossas assim instaladas foram sincronicamente preenchidas por clásticos cambroordovicianos, que chegam a atingir milhares de metros de espessura e que em conjunto, constituem a estruturação precursora da Bacia do Parnaíba, demarcando no tempo e no espaço o início de sua subsidência (CUNHA, 1986). 15

30 Como resultado da evolução termomecânica da área, estabeleceu-se a grande depressão ordoviciana, sobre a qual se depositou a Sequência Siluriana, composta pelos sedimentos flúvio-deltaicos a marinhos rasos do Grupo Serra Grande. Posteriormente, com o prosseguimento dos processos termais, já com efeitos flexurais, foi depositada a Sequência Mesodevoniana-Eocarbonífera, constituída principalmente pelos sedimentos devonianos do Grupo Canindé (GÓES et al., 1990). Do Neocarbonífero até o Jurássico, os depocentros deslocaram-se para a parte central da bacia (GÓES et al., 1990; VAZ et al., 2007), a sedimentação passou a ter um padrão concêntrico e a forma externa da região deprimida tornou-se ovalada, típica de uma sinéclise interior (VAZ et al., 2007). 2.4 Sistemas Petrolíferos Um sistema petrolífero é definido por MAGOON & DOW (1994) como um sistema natural que relaciona uma rocha geradora a um determinado tipo de óleo ou gás em uma bacia sedimentar e que inclui todos os processos que são essenciais para a existência e acumulação de hidrocarbonetos. Constitui uma combinação de elementos e processos que, sob condições adequadas propiciam a geração, acumulação e armazenamento de petróleo. Dentro de um sistema petrolífero a rocha geradora matura expulsa os hidrocarbonetos gerados, que migram por falhas ou carrier beds até rochas porosas que servem de reservatórios, onde são armazenados e aprisionados por estruturas ou descontinuidades de diferentes tipos litológicos. Uma capa selante, formada por rocha de baixa permeabilidade, garante que o hidrocarboneto mantenhase acumulado. Para que acumulações ocorram, todo o processo deve ocorrer de maneira contínua e simultânea. O sistema petrolífero pode ser classificado de acordo com o nível de incerteza em: conhecido (!), hipotético (.) e especulativo (?). Em um sistema conhecido existe correlação geoquímica entre a rocha geradora e os hidrocarbonetos da acumulação. Em um sistema hipotético a geradora é identificada, mas não há correlação com acumulação de hidrocarbonetos. No especulativo, a existência da rocha geradora ou de hidrocarbonetos é postulada com base em evidências geológicas e geofísicas (MAGOON & DOW, 1994). A nomenclatura para sistemas petrolíferos, proposta por tais autores, consiste no nome da rocha geradora, seguido pelo nome da rocha reservatório e do nível de incerteza. 16

31 MAGOON & DOW (1994) classificaram ainda os sistemas petrolíferos em típicos e atípicos. Nos sistemas típicos a rocha geradora sofre maturação por soterramento devido ao aumento das temperaturas em profundidade. Já nos sistemas atípicos a geração de hidrocarbonetos ocorre de outro modo que não por soterramento. Inclui-se nesta categoria a maturação da rocha geradora por condução do fluxo térmico proveniente de intrusões ígneas. Os sistemas petrolíferos comumente mencionados para a Bacia do Parnaíba, na literatura disponível (GÓES et al., 1990; RODRIGUES, 1995; MENDONÇA et al., 2004; ANP, 2007), são o Tianguá-Ipu (.) e o Pimenteiras-Cabeças (!). Corroboram a existência de pelo menos um desses sistemas as ocorrências de hidrocarbonetos em Teste de Formação (TF), poços com indícios em amostras de calha, exsudações de gás, além de anomalias geoquímicas de superfície verificadas na bacia (ANP, 2007), como observado na Figura 2-5. A acumulação, até então tida como subcomercial, do poço 2-CP-1-MA confirma especificamente o sistema Pimenteiras-Cabeças (!), conforme Figura 2-7. Figura 2-5: Principais ocorrências de hidrocarbonetos na Bacia do Parnaíba. Fonte ANP/Nona Rodada (2007). 17

32 O sistema petrolífero Tianguá-Ipu (.) foi postulado por GÓES et al. (1990), relacionando como rocha geradora os folhelhos da Formação Tianguá e como reservatórios, os conglomerados e arenitos da Formação Ipu. Neste sistema, a rocha selante seria também os folhelhos da Formação Tianguá (Figura 2-6). Caracterizada como a rocha geradora siluriana na Bacia do Parnaíba, os folhelhos marinhos da Formação Tianguá possuem teor de carbono orgânico (COT) normalmente inferiores a 1%, mas em raros níveis podem atingir 1,2%. A matéria orgânica é do tipo III, originada de vegetais superiores e suscetível a oxidação. Segundo RODRIGUES (1995), a maturação estaria associada ao efeito térmico das intrusões juro-triássicas. Figura 2-6: Carta de eventos do sistema Tianguá-Ipu (.). Fonte: Elaboração própria a partir de informações obtidas de GÓES et al. (1990), CUNHA (1986), RODRIGUES (1995), VAZ et al. (2007), ANP/Nona Rodada (2007). O sistema Pimenteiras-Cabeças (!) é aqui classificado como conhecido com base no trabalho de RODRIGUES (1995), que associou os melhores indícios de óleo (no poço 1-TB-2-MA) e gás (no poço 2-CP-1-MA) aos folhelhos geradores devonianos da Formação Pimenteiras, considerando suas características geoquímicas. O estudo mostrou ainda que estes folhelhos apresentam COT entre 2% e 5%, com a influência de intrusões ígneas, em vista de sua elevada maturação, incompatível com a evolução térmica por soterramento da bacia. O tipo de matéria orgânica associada aos folhelhos devonianos da Formação Pimenteiras constitui uma mistura em diferentes proporções dos tipos II e III (RODRIGUES, 1995). Segundo GÓES et al. (1990), a Formação Pimenteiras é considerada a principal unidade potencialmente geradora de petróleo na Bacia do Parnaíba, distribuindo-se amplamente e alcançando espessuras superiores a 18

33 500 m. A relativa riqueza orgânica nesta formação é restrita a níveis de radiação elevada, atingindo valores de carbono orgânico total residual de até 6 % e isólitas máximas em torno de 60 m (GÓES et al., 1990). Os reservatórios são os arenitos da Formação Cabeças, enquanto que os selos são representados por folhelhos, tanto da Formação Cabeças, quanto da Formação Longá (RODRIGUES, 1995). A carta de eventos do sistema Pimenteiras-Cabeças (!) pode ser verificada na Figura 2-7. Figura 2-7: Carta de eventos do sistema Pimenteiras-Cabeças (!). Fonte: Elaboração própria a partir de informações obtidas de GÓES et al. (1990), CUNHA (1986), RODRIGUES (1995), VAZ et al. (2007), ANP/Nona Rodada (2007). Diversos autores (GÓES et al., 1990; YOUNG, 2003; SANTOS et al., 2007) sugerem ainda a possibilidade da existência do sistema petrolífero Pimenteiras-Pimenteiras (?). YOUNG (2006) analisou os corpos arenosos situados dentro da Formação Pimenteiras, constatando valores elevados de porosidade e permeabilidade, além de fornecer uma nova interpretação geológica para o posicionamento destes corpos dentro desta formação. Um novo modelo estratigráfico baseado em regressões forçadas, obtido através da análise estratigráfica de alta resolução em testemunhos de sondagem na borda Leste da Bacia do Parnaíba (YOUNG & BORGHI, 2003; YOUNG, 2006), propõe a deposição de arenitos em corpos isolados intercalados com os folhelhos da Formação Pimenteiras. Embora o estudo não permita a compreensão das heterogeneidades macro e mesoscópicas relacionadas às potenciais rochas reservatório, abre novas perspectivas para um sistema petrolífero Pimenteiras- Pimenteiras (?). 19

34 2.5 Histórico exploratório A evolução exploratória das bacias paleozoicas brasileiras teve seu ápice entre os anos de 1954 a 1968, durante o período de monopólio da Petrobras. Durante esses anos de atuação, a Petrobras buscou manter duas estratégias principais: descobrir novas reservas petrolíferas com eficiência e rentabilidade; incluir no esforço exploratório as bacias que então pareciam menos atraentes. Contudo, investimentos relativamente baixos foram destinados às bacias de novas fronteiras, pelo menos até 1997 (BACOCCOLI, et al., 2003). Além disso, a falta de sucesso nas bacias paleozoicas, aliada, em parte, às dificuldades logísticas da época e à baixa qualidade dos dados, direcionaram os esforços exploratórios para as bacias cretáceas (BACOCCOLI, et al., 2003). As bacias paleozoicas foram então privadas de uma evolução tecnológica que poderia dar outro rumo à suas histórias exploratórias, bem como ao conhecimento de seus potenciais petrolíferos. Nesse contexto, um exemplo que pode ser evidenciado é a presença de rochas ígneas nestas bacias, então consideradas como um problema que dificultaria a obtenção de dados sísmicos confiáveis, assim como a interpretação gravimétrica, magnetométrica e de geologia de superfície (BACOCCOLI, et al., 2003). Hoje, alguns autores defendem que as rochas ígneas, em alguns casos, são, em alguns casos, essenciais para a maturação térmica da matéria orgânica em sistemas petrolíferos não convencionais (LUTHI & O BRIEN, 1993; RODRIGUES, 1995; BENDER, 2001; WANDERLEY FILHO et al. 2006). A Bacia do Solimões é um exemplo clássico do efeito magmático no processo de geração de óleo e gás. O encerramento das atividades exploratórias nas bacias terrestres paleozoicas propiciou um círculo vicioso, onde a ausência de dados exploratórios ou sua baixa qualidade levou à falta de interesse por parte da indústria devido ao insucesso exploratório, o que impossibilitou a coleta de novos dados com maior qualidade e em maior quantidade (ÁVILA, 2010). Os primeiros estudos aplicados à exploração de petróleo na Bacia do Parnaíba foram realizados na década de 50, quando o Conselho Nacional do Petróleo (CNP) desenvolveu estudos de geologia de superfície e perfurou dois poços no Estado do Maranhão. Entre 1956 e 1966, uma nova fase exploratória foi iniciada, já sobre a responsabilidade da Petrobras criada em Nessa ocasião foram desenvolvidas 20

35 atividades de mapeamento geológico e fotogeológico, gravimetria, levantamentos localizados de sísmica e a perfuração 22 poços exploratórios. Tal esforço resultou na detecção de alguns indícios de óleo e gás (GÓES et al., 1990). Em 1975 os trabalhos foram retomados com uma nova campanha de levantamento sísmico, aeromagnetometria e a perfuração de mais quatro poços pioneiros (GÓES et al., 1990). No início dos anos de 1980, a ESSO e a Anschutz, após assinarem contrato de risco, empreenderam nova campanha exploratória, que possibilitou a obtenção de novos dados (GÓES, et al., 1990). Essa fase se caracterizou pela implementação do uso da sísmica de reflexão como ferramenta principal nas atividades exploratórias (ANP, 2007). A partir de 1988 a Petrobras iniciou nova fase exploratória, que priorizou a reinterpretação sistemática dos dados disponíveis. A partir desses esforços, vários indícios de hidrocarbonetos foram encontrados, destacando-se o poço 2-CP-1-MA (GÓES et al., 1990). Segundo MENDONÇA et al. (2004), a locação do 2-CP-1-MA foi posicionada em feição antiforme no depocentro da bacia, apoiada por dados sísmicos de boa qualidade, embora o poço tivesse a finalidade primeira de amostrar os folhelhos devonianos e verificar suas condições de potencial gerador e maturidade. Em testes de formação, um intervalo de diabásio fraturado intrudido na rocha geradora e outro em arenitos da Formação Itaim exibiram surgência de gás. Nos perfis, revelouse um terceiro intervalo possivelmente portador de gás, este na Formação Cabeças, porém o mesmo não foi testado (Figura 2-8). Com o advento da lei 9.478, em 1997, conhecida como Lei do Petróleo, a Agência Nacional do Petróleo, Gás Natural e Biocombustíves (ANP) passou a contratar áreas, a partir de licitações de blocos exploratórios, que concretizaram a abertura do mercado petrolífero no Brasil. Entre os objetivos principais, pode-se citar a busca por investimentos para acelerar a cadeia exploratória, visando atingir a autossuficiência. A primeira rodada de licitação aconteceu no ano de Em 2002, durante a quarta rodada de licitação, foi ofertado o bloco BT-PN-1, com km², na Bacia do Parnaíba, que foi rejeitado pelo mercado sem nenhum lance ofertado. Em 2007, a ANP lançou o Programa Plurianual de Geologia e Geofísica (PPA ), o qual previa um plano exploratório para as bacias brasileiras. O PPA contemplou a Bacia do Parnaíba com a previsão de realização de levantamento geofísico e geoquímico, levantamento sísmico 2D e perfuração de dois poços. Parte 21

36 dessas atividades já foram concluídas e outras estão atualmente em andamento. Em 2007, por ocasião da nona rodada de licitação, a ANP ofertou dez blocos exploratórios do setor SPN-N-NF. Os blocos PN-T-48, PN-T-49, PN-T-50, PN-T-67, PN-T-68, PN-T-84 e PN-T-85 foram arrematados pela Petra Energia; o PN-T-66 foi arrematado pela Devon; o PN-T-86 foi arrematado pela Petrobras e o PN-T-102 pela Comp E&P de Petróleo e Gás S.A. Atualmente, a OGX possui 70% da concessão de sete blocos até então pertencentes à Petra Energia. Figura 2-8: Seção sísmica que passa pelo poço 2-CP-1-MA, localizado na região de Capinzal-MA. Fonte: ANP/Nona Rodada (2007) Apesar dos esforços exploratórios desenvolvidos na Bacia do Parnaíba entre 2007 e 2010, pode-se dizer que ainda há uma carência de dados geofísicos e geológicos que suportem os estudos dessa região sedimentar (Figura 2-9). Atualmente 35 poços perfurados na Bacia proporcionam uma densidade de ,7 km² por poço perfurado. Quatro destes poços foram perfurados entre 2009 e 2010 e a concessionária sustenta ainda um cronograma que contempla um total de quinze poços até O investimento previsto para a campanha exploratória é de aproximadamente R$ 700 milhões. Os esforços até então empenhados resultaram na 22

37 declaração de comercialidade dos campos de Gavião Azul e Gavião Real, cujos planos de desenvolvimento encontram-se sob análise da ANP (OGX, 2011). Figura 2-9: Esforço exploratório na Bacia do Parnaíba. Fonte: Elaboração própria a partir de dados da ANP/BDEP (2011). 23

38 3. Intrusões ígneas em rochas sedimentares: um problema físico-geológico Fenômenos geológicos, como intrusões ígneas, causam anomalias térmicas em bacias sedimentares, proporcionando um aumento de temperatura nas regiões de ocorrência. A análise transiente de temperatura pode favorecer a identificação de regiões propícias à geração e expulsão de petróleo, no caso de sistemas petrolíferos atípicos (MAGOON & DOW, 1994). Os tipos mais comuns de intrusões ígneas em bacias sedimentares são diques e soleiras. Os diques são estruturas discordantes, geralmente perpendiculares ou inclinadas em relação ao acamamento intrudido. As soleiras são estruturas concordantes, paralelas ou subparalelas às camadas sedimentares, possuindo normalmente uma grande razão entre comprimento e espessura. Na Bacia do Parnaíba e demais bacias paleozoicas brasileiras são comuns manifestações de magmatismo básico permo-triássico, que ocorrem em sequências espessas de derrames e soleiras associadas a diques (MIZUSAKI et al., 2008). Magmas básicos, devido à sua composição mineralógica (geralmente mais pobres em sílica), são mais quentes, com temperaturas entre e ºC e têm viscosidade menor (SZABÓ et al., 2000). As características físicas do magma básico podem influenciar na disposição e espessura das soleiras intrudidas nas camadas sedimentares de uma bacia sedimentar. WANDERLEY FILHO et al. (2006), analisando o mapa de isólitas da Bacia dos Solimões, notaram que a espessura do pacote intrusivo diminui nos altos estruturais anteriores à intrusão, ao passo que, no depocentro da bacia, há um espessamento dessas rochas. Tais autores citam que o diabásio ainda fluido tende a migrar mergulho abaixo, por gravidade, para o depocentro da bacia, buscando rotas mais acessíveis para continuar o fluxo no sentido da calha estrutural (Figura 3-1). Segundo NEUMANN et al. (2003), o conhecimento dos parâmetros que controlam intrusões magmáticas gera importantes informações sobre os caminhos de migração de fluidos e sobre o desenvolvimento térmico e estrutural de bacias sedimentares afetadas por vulcanismo, caracterizadas por conter expressivos complexos intrusivos e 24

39 extrusivos. Tais informações são importantes em estudos sobre recursos petrolíferos e hidrogeológicos. Figura 3-1: Diagrama de ilustração do mecanismo de intrusão de uma soleira de diabásio. Fonte: WANDERLEY FILHO et al. (2006). Os parâmetros que controlam a intrusão de soleiras em bacias sedimentares são: densidade e pressão do magma; espessura da sobrecarga; barreiras de fluidos e produção de vapor (interação com sedimentos úmidos); descontinuidades mecânicas (acamamento); stress horizontalmente estratificado; existência de fraturas e falhas; o nível de inversão de densidades entre o magma e a rocha encaixante (NEUMANN et al., 2003). Três modelos de intrusão de soleiras (Figura 3-2), considerados bem conhecidos são destacados por NEUMANN et al. (2003): 1) o modelo de FRANCIS (1982), no qual a intrusão segue o fluxo gravitacional para o depocentro da bacia, com a consequente inversão da densidade do magma para a da rocha hospedeira; para o posterior restabelecimento do equilíbrio hidrostático do magma, pode haver ascensão para um dos flancos da bacia; 2) o modelo de CHEVALLIER & WOODFORD (1999), no qual o magma, alimentado por um dique, ascende e segue na estratigrafia da bacia formando a soleira externa; depois, o soerguimento resultante dos sedimentos sobrepostos àquela soleira gera uma fratura na parte central, em níveis inferiores da estrutura, formando uma soleira interna; 3) o modelo de MALTHE- SØRENSSEN et al. (2004), 25

40 baseado em modelagem numérica, que difere dos outros modelos, pois não considera os diques alimentadores. Este último modelo sugere que em bacias com campo isotrópico de esforços, as soleiras tendem a adotar a forma de pires. Durante a intrusão da soleira, campos de tensão anisotrópicos se formam nas bordas, devido à elevação da sobrecarga dos estratos. Esta assimetria de stress leva à formação de segmentos de soleiras transgressivas, quando o comprimento do segmento horizontal superior excede 2 a 3 vezes a espessura da sobrecarga. Considerando uma soleira de diabásio intrudida em uma sequência sedimentar, podese intuir que existe uma preferência da direção do transporte de calor através desse corpo ígneo, proporcionando o efeito chaminé. O efeito chaminé consiste no transporte de calor, através de um corpo mais condutivo, das porções mais profundas para as mais rasas, como ocorre no efeito do sal. Como rochas magmáticas possuem alta capacidade térmica, vão aquecendo as camadas sedimentares a sua volta e, no caso da existência de matéria orgânica podem causar o fenômeno de maturação. Figura 3-2: Modelos de intrusão de soleiras. a) modelo defrancis (1982 apud Neumann et al., 2003); b) modelo de Chevallier & Woodford (1999 apud Neumann et al., 2003); c) modelo de Malthe-Sørenssen et al. (2004). Os números indicam os estágios individuais de desenvolvimento da soleira. Note que as geometrias do fluxo do magma dentro da intrusão são diferentes nos modelos individuais. Fonte: Modificado de NEUMANN et al. (2003). 26

41 O tempo de acomodação dos corpos ígneos nas rochas encaixantes é de poucas horas (GALUSHKIN, 1997), enquanto que seu tempo de resfriamento total dura poucos milhares de anos. O efeito térmico das intrusões em rochas sedimentares depende de diversas variáveis, tais como: temperatura inicial e tipo do magma, tempo de formação e espessura do corpo intrusivo, grau de maturação inicial da encaixante, além dos fatores que determinam a condutividade térmica das rochas encaixantes, como composição mineralógica, grau de compactação, teor de matéria orgânica, porosidade, permeabilidade, saturação de fluidos e tipos de fluidos presentes (RODRIGUES, 1995; GALUSHKIN, 1997). O efeito termal que as intrusões ígneas básicas produzem nas rochas sedimentares pode atingir distâncias superiores à espessura do corpo intrusivo ou ainda ser a ela superior, conforme analisado por RODRIGUES (1995), na Bacia do Parnaíba, e ALVES & RODRIGUES (1985), na Bacia do Amazonas. Segundo THOMAZ FILHO et al. (2007), esse processo pode variar em suas dimensões em função da profundidade em que se implantou a intrusão, sendo maior o calor transmitido quanto maior for a profundidade. De acordo com GALUSHKIN (1997), em relação às rochas encaixantes afetadas por intrusões, o halo térmico geralmente se estende, a partir do contato, até uma distância de 50% a 90% da espessura da intrusiva. Este trabalho, baseado em estudos geoquímicos e petrológicos de diversas partes do mundo, concluiu que raramente o efeito térmico sobre as encaixantes ultrapassa 100% da espessura da intrusiva. SOUSA et al. (2008), estudando os efeitos térmicos provocados por intrusões de basaltos e microgabros em rochas sedimentares da Bacia Potiguar, observaram que os corpos ígneos mais rasos, com textura fina a média, ainda contendo matriz vítrea ou criptocristalina, produzem efeitos a pequenas distâncias das encaixantes. Por sua vez, os corpos hipoabissais, com textura média a grossa (diabásica), com velocidade de resfriamento mais lenta, ocasionam efeitos mais expressivos. O estudo do efeito térmico proporciona um histórico da influência do fluxo e de eventos térmicos nas diversas camadas que compõem uma bacia, até chegar ao estado estacionário. No caso da Bacia do Parnaíba, a estrutura térmica foi influenciada pelo fluxo térmico relacionado com sua evolução termomecânica e pelo efeito das intrusões ígneas. 27

42 4. Fundamentos físicos envolvidos na transferência de calor em bacias sedimentares Este capítulo busca apresentar os fundamentos físicos envolvidos na transferência de calor, visando ao entendimento do efeito causado por desequilíbrios na estrutura térmica original e na maturação da matéria orgânica de bacias sedimentares. 4.1 Mecanismos de condução de calor A energia transferida pelo fluxo térmico não pode ser medida diretamente, porém, por estar relacionada à temperatura, pode ser inferida indiretamente. O processo através do qual a energia é transferida é conhecido como transferência de calor. Sempre que houver um gradiente térmico entre dois pontos, ocorrerá um processo dinâmico que visa ao estabelecimento do equilíbrio, tendo como resultado a diminuição desse gradiente. A transferência de calor ocorre do ponto mais quente para o mais frio, segundo a direção do gradiente térmico, e é estabelecida a partir de três mecanismos: condução, convecção e radiação (Figura 4-1). A condução é o tipo de transferência de calor onde a troca de energia ocorre a partir da região de maior temperatura em direção à região de menor temperatura, através da propagação da vibração das moléculas em um meio sólido ou líquido estacionário. A transferência de calor por convecção é particularmente importante quando existe um fluido em movimento nas vizinhanças de uma superfície sólida. Portanto este processo inclui os efeitos combinados da condução e do movimento do fluido. A transferência de calor, neste caso, é tanto mais elevada quanto mais rapidamente o fluido se desloca. A transferência de calor por radiação é a emitida por todos os corpos e transferida no espaço sob a forma de ondas eletromagnéticas, conforme a teoria clássica de Maxwell, ou como fótons discretos de acordo com Planck. 28

43 Figura 4-1: Mecanismos de transferência de calor. T é a temperatura média dos meios e q o fluxo térmico entre os meios. Fonte: KING (2003). 4.2 Lei de Fourier e a equação de difusão de calor A lei básica da condução de calor baseia-se nas observações experimentais de Fourier. A Lei de Fourier afirma que o calor trocado por condução em uma certa direção é proporcional à área normal à direção e ao gradiente de temperaturas na tal direção: q x λa dt dx =, (1) onde λ é a condutividade térmica. Quando há um gradiente térmico, o conhecimento da distribuição da temperatura permite a determinação do fluxo térmico. Para um objeto unidimensional que apresenta uma distribuição de temperatura T (x), a equação do fluxo térmico é dada por: Q q x dt = λ A dx = (2) 29

44 O fluxo térmico ( Q ) é a taxa de transferência de calor na direção x, proporcional ao gradiente de temperatura ( dt / dx), por unidade de área perpendicular à direção da transferência. A constante λ (condutividade térmica), em uma determinada direção x, é uma propriedade de transporte de energia, característica de cada material, e vem exprimir a maior ou menor facilidade que o material apresenta à condução de calor. O sinal negativo é uma consequência do fato do calor ser transferido no sentido da diminuição da temperatura. Sob condições estacionárias, a distribuição de temperatura é linear. A Lei de Fourier, implicitamente, nos diz que o fluxo térmico é uma grandeza direcional, o que nos permite escrever a equação de forma abrangente, considerando um sistema de coordenadas bidimensional: T T Q = k T = k i + j (3) x y A direção do fluxo térmico será sempre perpendicular à superfície com temperatura constante, conhecida como superfície isotérmica. A Lei de Fourier pode ser escrita de uma forma alternativa: q n T = λ (4) n Com a aplicação na presente dissertação do modelo de VASCONCELOS (2010), para uma seção bidimensional, tem-se a seguinte equação obtida da Lei de Fourier: T T T ρ c p = λx + λ y, (5) t x x y y onde c é o calor específico e ρ a massa específica do material. A equação de difusão de calor calcula a distribuição de temperatura de um meio, dada suas condições de contorno, e é resultante da combinação da Lei de Fourier (transmissão de calor) com a Lei de Conservação de Energia. 30

45 A Figura 4-2, obtida de INCROPERA & DEWIT (1998), ajuda na estruturação da equação e no entendimento do processamento da transferência de calor por difusão. Deve-se, entretanto, considerar um meio homogêneo, onde a distribuição de temperatura é representada em coordenadas cartesianas bidimensionais. q z +d z q y +d y q x d z q x +d x z y q y d x d y x q z Figura 4-2: Volume de controle infinitesimal, para a análise da condução de calor em coordenadas cartesianas. Fonte: Modificado de INCROPERA & DEWIT (1998). Nesta figura, d x e d y são os contornos definidos, enquanto q x e q y representam a transferência de calor respectivamente, nas direções x e y por superfícies perpendiculares às direções de transferências. Temos também que q + e q y + d y x d x correspondem às taxas de transferências de calor nas superfícies opostas a q x e A entrada de energia no sistema ou no meio é representada por q x + d x, e assim, respectivamente, para q y e q + d y y q y. q x e a saída por. Simplificando, podemos escrever que as taxas de transferência de calor por condução para as superfícies opostas são: 31

46 q x+ dx = q x + q x x dx q y+ dy = q y + q y y dy (6) A forma geral da equação de conservação de energia, dada pela primeira lei da termomecânica é: Ε & e + Ε& g Ε& s = Ε& ac, (7) onde: Ee é a taxa de condução de calor, que corresponde à entrada de energia no meio; E g é um termo de fonte de energia térmica que pode ocorrer no meio, gerada a partir do produto da transformação de outras formas de energia. No modelo bidimensional aplicado neste trabalho, por simplificação, este termo foi ignorado; E s refere-se à energia de saída; e Eac refere-se à energia interna acumulada no meio. Podem ocorrer variações na quantidade de energia térmica acumulada pela matéria no interior do volume de controle. Supondo que não há mudança de fase e considerando ρ e c constantes, conforme o previsto no modelo de VASCONCELOS (2010), o termo Eac pode ser escrito da seguinte forma: Ε& ac T = ρc t dxdy, (8) onde ρ e c são, respectivamente, a massa específica e o calor específico do material. A expressão ρ c T é a taxa de variação com o tempo da energia térmica t do meio por unidade do domínio. Substituindo os termos da equação geral de conservação de energia temos: q x + q y q x dx q y+ = T c t dxdy + dy ρ (9) 32

47 Substituindo as equações (6) na equação (9), obtém-se: q q x y T dx dy = ρ c dxdy (10) x y t As taxas de transferência de calor por condução são dadas pela Lei de Fourier: q q x y T = λdy x T = λdx y (11) Substituindo a equação dada pela Lei de Fourier na equação (11), obtém-se a forma geral da Equação da Difusão do Calor: x T x λ y y T y T ρc t λ x + = (12) 4.3 Parâmetros físicos usados em modelagem térmica Ao analisar a distribuição da temperatura em uma bacia sedimentar, é preciso levar em conta os diferentes tipos litológicos que a compõe. As propriedades dessas litologias relevantes para a análise da distribuição da temperatura são: porosidade, densidade, condutividade térmica e calor específico. Essas propriedades serão abaixo descritas. a) porosidade (φ ) : é definida pela relação entre o volume de poros V p e o volume total de rocha V T, ou seja, V p φ = (13) V T 33

48 A porosidade dita primária refere-se ao volume, geometria e distribuição de poros do sedimento no momento de sua deposição, influenciada pelos tamanhos e formas das partículas, seu grau de seleção e sem a presença de cimentação (GIANNINI, 2003). Essa feição é facilmente modificada pela suscetibilidade que os sedimentos têm ao soterramento e consequente compactação. Quanto maior a porosidade de uma rocha, menor será a sua condutividade térmica, ou seja, estas duas propriedades físicas possuem relações inversas de proporcionalidade, que influenciarão nas variações térmicas de uma bacia sedimentar. A variação da porosidade com a profundidade, durante o soterramento de uma bacia, foi definida por ATHY (1930) como uma curva exponencial, na forma: cz ( z) φ e φ = 0, (14) onde φ é a porosidade na profundidade z, φ 0 é a porosidade superficial ( z = 0 ) e c é o fator de decréscimo exponencial da porosidade em profundidade. b) massa específica (ρ) : é calculada levando em consideração o valor da porosidade, da massa específica da água e da massa específica do tipo litológico, de acordo com a expressão ρ φ ( z) 1 φ ( z) ( z) = ρ ρ w ( ) g, (15) onde ρ w é a massa específica da água, é a porosidade. ρ g a do grão, z refere-se à profundidade e φ De fato, a massa específica guarda relação com porosidade. Trabalhos sobre essas duas grandezas mostram que a compactação de uma rocha tende a aumentar com a profundidade, com a diminuição da espessura sedimentar, refletindo o aumento na massa específica e a diminuição da porosidade (ATHY, 1930). Devido à heterogeneidade das rochas, é necessário considerar a massa específica de quatro formas (BEICIP FRANLAB, 2011): a) a massa específica média de um volume de rocha; 34

49 b) a massa específica de um componente individual da rocha, por exemplo, um mineral; c) a massa específica média da matriz sólida; d) a massa específica média do fluido (água, óleo, etc.) preenchendo os poros (ou fraturas). A massa específica de uma rocha que compreende n componentes é dada por: d = n i= 1 Vi V * di, (16) onde, d i e V i são a densidade e o volume do componente i, respectivamente. c) condutividade térmica ( λ ) : indica a qualidade de um material para conduzir calor. Deste modo, quanto maior o valor de λ, mais condutor de calor é o material. É um parâmetro que influencia na quantificação da distribuição de temperatura. Entretanto, a condutividade térmica das rochas é um tema relativamente complexo, pois depende da condutividade e proporção relativa dos minerais que as constitui, além de seus fluidos intersticiais (COSTA DE JESUS, 2004). Deste modo, o cálculo para obtenção da condutividade térmica de uma rocha pode ser expresso da seguinte forma (ATHY, 1930): λ φ ( z ) ( z) λ ( ) φ ( z ) λ = 1 r w, (17) onde z é profundidade (m) da camada, λ r é a condutividade dos minerais constituintes da rocha, λ w é a condutividade do fluido intersticial e φ é a porosidade da rocha. Uma vez que a condutividade dos sedimentos varia com a temperatura, deve-se definir um parâmetro de dependência da temperatura (BEICIP FRANLAB, 2011). Este parâmetro é utilizado para calcular a condutividade térmica de uma rocha sedimentar cujos poros são preenchidos com água: 35

50 λ 0 w λ λ s λs φ 1 * 1+ αt, (18) onde α é a dependência térmica em Wm o C ο, λ é a maior condutividade térmica em C, λ s é a condutividade térmica da matriz de sedimentos em Wm o C 1 1, λ w é a condutividade da água em Wm o C 1 1, φ é a porosidade e T é a temperatura em ο C. d) capacidade térmica (C) : é uma grandeza física que define a quantidade de calor requerido, em 3 Jm, para aumentar a temperatura de um corpo em o K 1. A capacidade térmica é o produto da massa especifica ( ρ ) de um corpo, por seu calor específico ( c ). C = ρ c (19) O calor específico é a grandeza física, constante para cada substância, cuja unidade usual é 1 1 JKg o K, que define a variação térmica ao receber determinada quantidade de calor. Pode-se dizer que o calor específico caracteriza uma substância em um determinado estado físico. 36

51 5. Modelos termomecânicos que descrevem a estruturação térmica de bacias sedimentares 5.1 Modelos de extensão litosférica A evolução termomecânica da litosfera durante o processo de formação de uma bacia envolve duas fases: uma de estiramento, seguida por outra de subsidência térmica. A fase de estiramento da litosfera é geralmente associada a processos de rifteamento, com afinamento e falhamento da crosta acompanhado pela ascensão positiva da litosfera que gera um aumento do fluxo térmico. A fase de subsidência termal é relacionada ao restabelecimento do equilíbrio térmico no manto litosférico, com o seu resfriamento e aumento da massa específica. Processos geodinâmicos da litosfera são suportados por compensação isostática. A isostasia é justamente a compensação, ou a contrapartida pelo equilíbrio, da placa litosférica, quando alguma carga geológica é adicionada ou retirada. Os mecanismos de compensação isostática buscam o equilíbrio de massas para manter uma distribuição uniforme de tensões na litosfera. Segundo QUINTAS (2002), o objetivo original desses estudos isostáticos foi determinar a forma de compensação de massas associadas com feições geológicas individuais em continentes e oceanos. Deste modo, o modelo de compensação local é aplicado diretamente sob feições geológicas caracterizadas pelo espessamento da crosta, como os modelos de AIRY (1855) e PRATT (1855). No modelo de AIRY (1855), a massa específica da litosfera é constante, porém sem resistência lateral e com rigidez flexural nula. Já o modelo de PRATT (1855) considera variações laterais de massa específica. Para uma escala regional, ocorre o modelo de compensação flexural. Neste modelo, a litosfera apresenta resistência mecânica às cargas impostas. Assim, quando uma carga é aplicada, a litosfera comporta-se como uma placa elástica, homogênea e isotrópica superposta a uma astenosfera fluida. Os mecanismos de compensação isostática ajudam a entender como funcionam os modelos aplicados na avaliação da história térmica de bacias sedimentares. Diversos modelos tratam da história térmica de uma bacia sedimentar, porém serão descritos os 37

52 modelos clássicos de extensão uniforme e não-uniforme (duas camadas), por estarem incluídos na proposta metodológica deste trabalho. Os modelos de extensão litosférica são ferramentas importantes para a análise da evolução térmica de bacias sedimentares, pois sugerem como a crosta e manto litosférico podem se comportar quando submetidos a esforços distensivos, muitas vezes responsáveis pela gênese e por mecanismos de propagação de calor nas bacias. Os modelos de extensão litosférica são uniformes quando assumem que os estiramentos crustal e subcrustal são coincidentes na vertical, como também que a deformação se dá por cisalhamento puro. São ditos não-uniformes quando assumem comportamento reológico rúptil para a crosta e dúctil para o manto litosférico, considerando assim, diferentes taxas de estiramento quando submetidas a mesma tensão Modelo de extensão uniforme O modelo básico de distensão litosférica foi primeiro proposto por MCKENZIE (1978), admitindo o afinamento de uma litosfera sem rigidez flexural e mecanismos de compensação isostática local do tipo Airy. Os estiramentos crustal e subcrustal não são distintos e a quantificação de deformação é expressa pelo fator de afinamento litosférico ( β ): = y y β, (20) ' onde y é a espessura litosférica inicial e ' y é a espessura litosférica após a distensão. O modelo de Mckenzie assume que, no tempo t = 0, a litosfera possui condições de equilíbrio térmico (Figura 5-1). O afinamento litosférico proporcionado pelo estiramento causa depressões, seguida por uma subsidência tectônica inicial, rápida, que preenche a bacia sedimentar com água e sedimentos. A diferença de massa específica desses materiais tenderá a ser compensada localmente pela ascensão da astenosfera, menos densa que a litosfera. Com o afinamento, a então espessura y da litosfera passa a y, resultando em alto valor de gradiente térmico, com β comportamento linear. Esta fase corresponde ao desenvolvimento da bacia e é conhecida como fase rifte, pois ocorre durante e logo após a formação destas 38

53 estruturas. A subsidência inicial (Si) ou fase rifte está relacionada à falhamentos, ocasionados pelo afinamento crustal e consequentes reajustes de compensação isostática, que levam em consideração mudanças de massa específica e expansão térmica. Contudo, este modelo desconsidera os efeitos de calor radiogênico da crosta continental e as perdas laterais de calor ocorridas na transição entre a litosfera estirada e a não estirada. Duas premissas adotadas por MCKENZIE (1978) são importantes nesta fase: o efeito extensional é considerado instantâneo no tempo geológico, impedindo que a anomalia térmica seja dissipada durante a subsidência inicial; além disso a isostasia é mantida durante e após o estiramento. Após o reequilíbrio térmico e consecutivo espessamento da litosfera, ocorre uma nova e lenta fase chamada de subsidência termal (St). A subsidência termal é causada pelo processo de resfriamento associado à perda de calor por condução e consequentes contrações térmicas da litosfera. O resfriamento é devido à dissipação da anomalia térmica e inicia logo após a fase rifte. A anomalia térmica que propaga calor para a bacia é um fator determinante na história térmica. A separação entre as fases de Si e St previstas pelo modelo original de MCKENZIE (1978), foi revisada por JARVIS & MCKENZIE (1980). Estes autores mostram que existe uma nítida separação entre Si e St para casos de fase de rifte de até 20 M.a. No entanto, nas fases riftes mais longas (> 20 M.a.) ocorre perda de calor ainda durante o rifteamento, transferindo parte da subsidência da fase termal para a fase rifte. 39

54 Figura 5-1: Modelo de Extensão Uniforme de MCKENZIE (1978). Fonte: CARDOSO (2007). A história da evolução térmica de uma bacia sedimentar se relaciona com sua subsidência, já que anomalias térmicas influenciam diretamente as taxas de estiramento envolvidas nos processos de desenvolvimento de tal subsidência, seja mecânica ou termal. 40

55 O modelo de Mckenzie calcula a subsidência mecânica pela seguinte equação: y s = * * yc Tm yc α vtm ρ m ( ρ * ρ ) 1 α ( 1 1/ β ) m c y l ρ * m v 2 y ( 1 α vtm ) ρ w l 2, (21) onde ρ m, ρ c e ρ w representam as massas específicas respectivas do manto, crosta e água à temperatura de 0 ºC, y c a espessura da crosta, α o coeficiente de dilatação térmica e T a temperatura da astenosfera. Com o término da fase inicial de subsidência mecânica, onde o efeito extensional é considerado instantâneo, ocorre a distribuição de temperatura por condução de calor que dá início a subsidência termal, que é variante no tempo e dependente do fator de estiramento. O cálculo da subsidência termal é dado por: S ( t) = E 0 m= 0 1 β + sen π β 2 ( 2m + 1) ( 2m + 1) ( 2m 1) π ( 2m+ 1) e 1 2 τ, (22) onde 2 y τ l 2 = é uma constante termal de tempo e π λ E * 4y L ρ α T 0 = 2 * π m m v m ( ρ ρ ) w. A subsidência total também chamada de subsidência tectônica é o somatório de Si e St, amplificada pelos efeitos da sedimentação, ou seja, é a resposta do embasamento ao peso dos sedimentos (MCKENZIE,1978; SCLATER & CHRISTIE, 1980). Neste modelo, para cálculo do fluxo térmico, a distribuição de temperatura assume as seguintes condições iniciais: 41

56 T = T m em 0 < y < y l y l β y yl T = Tmβ 1 em y l < y < yl yl β Com base na Lei de Fourier (veja capítulo 4) para obtenção da variação do fluxo térmico e nas condições de contorno estabelecidas no modelo de Mckenzie, chega-se à equação do fluxo térmico: T = em y = 0 T m Q T = 0 em y = yl ( yl, t) ) T = + m 1 2 yl n= 1 β nπ sen e nπ β 2 n t τ λ (23) Modelo de extensão não-uniforme O modelo de extensão não-uniforme ou de duas camadas, desenvolvido por ROYDEN & KEEN (1980), assume os princípios básicos do modelo de MCKENZIE (1978). Ele traz, entretanto, como diferença essencial, a proposta de que a crosta e o manto litosférico, sob estiramento, podem se comportar de maneira distinta, levando a diferentes taxas de afinamento crustal e subcrustal. Este modelo considera que as diferenças reológicas da crosta rúptil e do manto litosférico dúctil proporcionarão deformações definidas por fatores de estiramento diferentes. Assim, acima da interface que limita essas diferenças, na região crustal da litosfera, o fator de estiramento é δ, enquanto que abaixo, na região subcrustal é β (Figura 5-2). 42

57 Figura 5-2: Modelo de duas camadas de ROYDEN & KEEN (1980), onde a é a espessura da litosfera, Tm a temperatura na base da litosfera e Si a subsidência inicial. Fonte: CARDOSO (2007). A relação entre os fatores de estiramento influenciará nas subsidências inicial e térmica da bacia. Deste modo, se δ é menor que β tem-se uma subsidência térmica mais intensa que no modelo de MCKENZIE (1978). Caso contrário, quando o estiramento β, subcrustal, é menor, a anomalia térmica não é suficiente para influenciar uma subsidência de grande porte após o estiramento inicial (rifteamento). A mesma avaliação é feita para uma subsidência mecânica favorecida por valores maiores de δ. Se os estiramentos crustal e subcrustal foram iguais, ou seja, δ = β, o modelo de extensão é uniforme conforme o modelo de MCKENZIE (1978). Outro aspecto que diferencia o modelo duas camadas diz respeito a uma mudança na elevação da crosta em resposta ao estiramento, que irá depender da espessura crustal inicial, da profundidade do limite de diferença reológica e das magnitudes dos parâmetros δ e β. ROYDEN & KEEN (1980) alertam que, no modelo de duas camadas, não é possível haver conservação de massa durante a extensão sem que ocorram consequências nas regiões adjacentes que não sofreram estiramento. Como uma possível solução, as autoras sugerem a combinação da extensão com a intrusão magmática durante o processo de rifteamento. Neste modelo, como já visto, a subsidência dependerá dos fatores de estiramentos crustal e subcrustal. A subsidência mecânica será dada pela seguinte equação: 43

58 44 ( ) ( ) + = L m v w m v m c m i y z T z T S * * * α δ γ δ ρ α ρ ρ ρ (24) ( ) L c m v c y y z T z y α β γ β A subsidência termal é obtida por: ( ) ( ) ( ) ( ) = = m t m m e m x E t S τ (25), onde ( ) w m m v T m y E ρ ρ ρ π α = * * ( ) ( ) ( ) ( ) [ ] ( ), π π π β δ γ γ n G n sen H n sen x n n =, 1 y l δ z H = β δ l l y z y z G / 1 1 = Na equação acima as letras n e m denotam os números inteiros da série de Fourier e as letras G e H são utilizadas para simplificar a equação para n x. No modelo de duas camadas, são usadas as mesmas condições de contorno e condições iniciais usadas no modelo de Mckenzie. Com base na Lei de Fourier (veja capítulo 4) para obtenção da variação do fluxo térmico e nas condições de contorno estabelecidas, chega-se à equação do fluxo térmico para o modelo de ROYDEN & KEEN (1980): + = = n t n n l m e x y T K Q τ (26)

59 5.1.3 Modelo de reconstrução geológica da profundidade do embasamento: técnica de backstripping A técnica de backstripping (STECKLER & WATTS, 1978) consiste na remoção das camadas de uma bacia sedimentar e a consequente descompactação das camadas adjacentes com o objetivo de obter a subsidência tectônica da bacia. Não obstante essa técnica seja amplamente aceita no estudo de bacias marginais, sua aplicação em bacias interiores tem sido contestada pela dificuldade em estabelecer os parâmetros para análise da subsidência, principalmente a idade dos horizontes, dados paleobatimétricos e a quantidade de material removido por erosão (BOCARDI et al., 2008). Segundo estes autores, a dificuldade na estimativa dos eventos erosivos subsequentes aos períodos de subsidência é um dos aspectos mais importantes no questionamento do uso do backstripping nestas bacias, que normalmente possuem expressivas discordâncias, intrínsecas à sua longa história evolutiva. Entretanto, a partir de estimativas de erosão fundamentadas em análises estratigráficas regionais e correlação entre poços profundos, estes autores aplicaram o backstripping na Bacia do Paraná. A curva de backstripping aproxima-se da curva de subsidência real, uma vez que considera que a espessura e a densidade dos sedimentos são variáveis a medida que a técnica é aplicada e a descompactação efetuada. Deste modo, a curva de backstripping pode ser comparada com a curva de subsidência tectônica modelada a partir dos modelos de MCKENZIE (1978) e ROYDEN & KEEN (1980). Pode, até mesmo, constituir uma ferramenta de calibração para estes modelos. A curva de subsidência resultante dos modelos de estiramento dependerá dos fatores δ e β, pois quanto maiores, maior a subsidência tectônica. A comparação das curvas obtidas utilizando os modelos com a curva de backstripping permite estabelecer um grau de estiramento, ou seja, a escolha do fator de estiramento necessário para gerar a subsidência tectônica da bacia (PINTO, 2008). Essa calibração é importante, pois os fatores de estiramento estão relacionados ao fluxo térmico que compõe, junto com o efeito termal das intrusivas, a estrutura térmica responsável pela história termal da bacia. A curva de backstripping é dada pela equação abaixo: Y i = W di + S * i ρm ρ si ρm ρw sli ( ρ ρ ) m ρ m w (27) 45

60 onde W di, S i e Y i são, respectivamente, a paleobatimetria, a espessura de sedimento descompactada e a subsidência tectônica das inúmeras ( i ) camadas estratigráficas. A letra ρ indica as massas específicas para o manto ( m ), água ( w ) e sedimento ( si ) referente a cada unidade estratigráfica. 46

61 6. Metodologia Aplicada 6.1 Introdução Conforme abordado anteriormente, as bacias paleozoicas brasileiras, embora possuam extensas áreas sedimentares, são relativamente pouco exploradas. O baixo esforço exploratório faz com que haja uma escassez de dados e informações, que muitas vezes dificultam a realização de trabalhos e pesquisas acadêmicas. No caso desta dissertação, a falta de dados foi tratada como uma premissa, o que contribuiu para que uma aplicação metodológica simplificada fosse adaptada a essa condição. Todos os dados e informações utilizados são públicos e disponíveis na literatura. Os dados e informações angariados contribuíram para a obtenção de seções geológicas que foram modeladas para verificação da estrutura térmica da Bacia do Parnaíba, relacionadas aos gradientes geotérmicos e ao efeito térmico de intrusões ígneas comuns na região. Para isso, foram integradas técnicas de reconstrução sedimentar e o uso de um aplicativo bidimensional (VASCONCELOS, 2010) embasado por um modelo matemático, o qual descreve a evolução térmica devido ao efeito de intrusões ígneas em bacias sedimentares. Reconhecida a estrutura térmica, partiu-se para a avaliação da maturação da matéria orgânica e determinação das janelas de geração de óleo e gás pelo método Easy%Ro. A Figura 6-1 sintetiza a metodologia aplicada nesta dissertação. Em resumo, busca-se o valor do fluxo térmico ao nível do embasamento, utilizando a técnica de backstripping e os modelos termomecânicos de estiramento. O fluxo térmico calculado é utilizado como condição de contorno basal no modelo bidimensional para avaliação do efeito térmico das intrusões. Paralelamente foi feita a calibração do modelo bidimensional, mediante a comparação com os resultados de um software convencional. Tais modelos foram aplicados em seções extraídas do bloco 3D, construído para a bacia. 47

62 Técnica de backstripping Modelos termomecânicos Modelo 2D de avaliação do efeito térmico Calibração com software convencional Fluxo térmico no embasamento Fluxo térmico devido intrusões Seções Bloco 3D Figura 6-1: Resumo da metodologia aplicada. 6.2 Base de dados e informações Construção do bloco 3D para extração das seções geológicas O bloco 3D foi elaborado com o módulo 3DView do software Temis (BEICIP- FRANLAB). O objetivo foi a obtenção de seções geológicas da Bacia do Parnaíba. Estabeleceu-se um domínio no ponto à extrema esquerda do sul bloco 3D, coordenadas métricas X = e Y = , com 800 km na direção N-S e 600 km na E-W, respeitando a concentração de poços na bacia (Figura 6-2). 48

63 Figura 6-2: Domínio do bloco 3D construído com o módulo 3DView do software Temis, a partir de dados de 31 poços com informações públicas disponíveis. Foram utilizados 30 poços perfurados pela Petrobras até 1985, extraídos de CUNHA (1986), mais o poço 2-CP-1-MA, perfurado em 1986, retirado de GÓES & FEIJÓ (1994) (Tabela 6-1). CUNHA (1986), ao estudar a evolução paleozoica da Bacia do Parnaíba, com base em poços, utilizou para cada uma das unidades: as espessuras em metros; altura da mesa rotativa; profundidade do topo; espessura das intrusões ígneas. 49

64 Com essas informações foi possível correlacionar os poços na seção paleozoica. Contudo, para as camadas da seção mesozóica, foi necessário fazer uma estimativa extrapolando as espessuras de um poço de referência, no caso o 2-CP-1-MA (GÓES & FEIJÓ, 1994). Tal pacote sedimentar vai do EoTriássico ao NeoCretáceo, contempla a Formação Pastos Bons da Sequência Jurássica e as formações Codó, Grajaú, Corda e Itapecuru da Sequência Cretácea, conforme a descrição de VAZ et al. (2007) (Figura 2-3). Tabela 6-1 Poços da Bacia do Parnaíba utilizados na construção do Bloco 3D CoordX CoordY Poço CA-1-MA CL-1-MA FL-1-PI FM-1-MA FO-1-MA GI-1-PA IZ-2-MA MA-1-PI MA-2-PI MD-1-MA MS-1-MA PA-1-MA PD-1-MA RB-1-MA TB-1-MA TB-2-MA TM-1-MA VG-IR-MA BGst-1-MA CP-1-MA IZst-1-MA NGst-1-MA NLst-1-PI PMst-1-MA SLst-1-MA VBst-1-MA VGst-1-MA PAF-1-MA PAF-3-MA PAF-7-MA Fonte: BDEP/ANP (2011). 50

65 Os poços foram georreferenciados a partir do cruzamento com o mapa de poços do Banco de Dados de Exploração e Produção (BDEP) e organizados em planilhas contendo dados estratigráficos, idades, espessuras das formações, porcentagem dos litotipos e coordenadas geográficas. Primeiro, as informações foram integradas no modelo, gerando o contorno estrutural para cada camada. Posteriormente, os horizontes foram interpolados concretizando a construção do bloco 3D (Figura 6-3). A Figura 6-4 mostra, através de um corte, o bloco 3D com os poços. Z Y X Figura 6-3: Bloco 3D da Bacia do Parnaíba, em perspectiva, elaborado com dados de 31 poços públicos e disponíveis na literatura. 51

66 N 600 km 800 km Z Y X Figura 6-4: Bloco 3D e os poços, em corte. Os parâmetros de compactação e as propriedades térmicas das rochas podem ser preenchidos com dados reais ou com os padrões da biblioteca de litologias do software Temis (BEICIP-FRANLAB, 2011). Os principais litotipos e demais parâmetros constituintes desta biblioteca de litologias foram elaborados e caracterizados de acordo com a biblioteca do programa. Na falta de parâmetros específicos das rochas da bacia, foram utilizados tais padrões. O programa calcula os parâmetros com base na composição litológica e percentual dos litotipos inseridos como dados de entrada. Apenas com a intenção de apresentar o resultado do bloco 3D, foi plotada sobre o mesmo, a linha sísmica (Figura 2-8). Esta linha foi adquirida em 1980, passa pelo poço 2-CP-1-MA e possui uma interpretação divulgada pela Petrobras (MENDONÇA et al., 2004). Isto permitiu a extração de uma seção geológica com mesmo posicionamento geográfico da linha. Nota-se que, guardadas as devidas características de cada método, incluindo as diferenças de escalas, as semelhanças são claras. Ambas retratam camadas tabulares, sem deformações expressivas e com intrusões ígneas em pontos coincidentes (Figura 6-5). Com isso podemos inferir que o bloco possui boa aproximação com a realidade, portanto é adequado para a obtenção das seções a serem utilizadas na modelagem térmica da Bacia do Parnaíba. 52

67 Base do Cretáceo EoTriássico- Jurássico Fm. Pedra de Fogo Fm. Piauí Fm. Poti Fm. Longá Fm. Cabeças Fm. Pimenteiras Fm. Itaim Fm. Jaicós Fm. Tinguá Fm. Ipú Figura 6-5: Comparação entre seção sísmica que passa pelo poço 2-CP-1-MA com a seção extraída do bloco 3D da Bacia do Parnaíba. Diversas seções podem ser extraídas do bloco 3D construído para a Bacia do Parnaíba. Entretanto, para um melhor aproveitamento dos dados disponíveis nesta dissertação optou-se por trabalhar com três seções (Figura 6-6): a) A A : seção Norte-Capinzal-Sudoeste (N-CP-SW), que corta a bacia de norte a sul, considerando a maior concentração de poços. É limitada pelos poços 9- PAF-3, 2-CP-1-M e 1-TM-1-MA; b) B B : seção Oeste-Capinzal-Leste (W-CP-E), que corta a bacia de leste a oeste, passando pelos poços 1-IZ-2MA, 2-CP-1-MA, 1-MA-1-PI; c) C C : seção Nordeste-Capinzal-Sudeste (NE-CP-SE), que corta a bacia na direção NE do poço 1-VGST-1-MA até o 2-CP-1-MA e continua o corte para SE até o poço 1-BGST-1-MA. O poço 2-CP-1-MA foi adotado como ponto central entre as seções por constituir o perfil tipo da bacia, que deu origem a coluna estratigráfica da Petrobras (GÓES & FEIJÓ, 1994), posteriormente revisada por VAZ et al. (2007). Além disso, contém os dados de vitrinita (RODRIGUES, 1995) utilizados na calibração da maturação térmica. 53

68 Figura 6-6: Seções, em planta, sobre o bloco 3D da Bacia do Parnaíba. A - A ) seção N-CP-SW; B - B ) seção W-CP-E; C - C ) seção NE-CP-SE. A correlação entre os poços foi feita a partir das descrições contidas em CUNHA (1986), porém com limitação de dados estruturais. Contudo, as bacias sedimentares paleozoicas brasileiras do Parnaíba, Paraná, e Amazonas caracterizam-se pela carência de deformações estruturais intensas, o que as diferencia das prolíferas bacias paleozoicas da plataforma do Leste Europeu (MIZUSAKI et al., 2008). Não obstante, julga-se necessário, em uma próxima versão, agregar a componente estrutural. As seções escolhidas para a simulação do efeito termal das intrusões 54

69 ígneas na Bacia do Parnaíba, conforme localização na Figura 6-6, são apresentadas nas Figuras 6-7 a Estratigrafia Devido à escassez de informações disponíveis na literatura com relação a datações geocronológicas da bacia e às simplificações estratigráficas, foi feita uma aproximação das idades, o que não afeta significativamente o resultado final da simulação (GONZAGA, 2005). As idades das unidades geocronológicas são referenciadas à carta estratigráfica oficial da Petrobras (VAZ et al., 2007), conforme Tabela 6-2. Tabela 6-2: Unidades litológicas e idades geocronológicas das seções modeladas. Tempo em milhões de anos (M.a.) Unidades litológicas Tempo (M.a.) EoTriássico-Neocretáceo Recente Fm Pedra do Fogo 255 Fm Piauí 297 Fm Poti 331 Fm Longa 349 Fm Cabeças 363 Fm Pimenteiras 380 Fm Itaim 400 Fm Jaicós 405 Fm Tianguá 430 Fm Ipu 439 Embasamento 540 Vulcânica (diabásio) 178 Fonte: Modificada de VAZ et al. (2007) Unidades litológicas, composição litológica, porosidade e constante de decaimento Devido à baixa quantidade ou ausência de dados específicos da bacia na bibliografia consultada, o preenchimento litológico das camadas foi simplificado. Para a seção paleozoica, cada formação teve a espessura obtida do trabalho de CUNHA (1986). Entretanto, as litologias foram compiladas de várias publicações, principalmente da atualização da carta estratigráfica da bacia (VAZ et al., 2007). Para a seção mesozoica, como citado anteriormente, foi necessário fazer uma estimativa extrapolando as espessuras das camadas de um poço de referência, no caso o 55

70 N 2-CP-1-MA 2-CP-1-MA SW Seção Mesozóica Fm. Pedra do Fogo Fm. Piauí Fm. Poti Fm. Longá Fm. Cabeças Fm. Pimenteiras Fm. Itaim Fm. Jaicós Fm. Tianguá Fm. Ipu Vulcânicas Figura 6-7: Seção N-CP-SW. 56

71 W 2-CP-1-MA E Seção Mesozóica Fm. Pedra do Fogo Fm. Piauí Fm. Poti Fm. Longá Fm. Cabeças Fm. Pimenteiras Fm. Itaim Fm. Jaicós Fm. Tianguá Fm. Ipu Vulcânicas Figura 6-8: Seção W-CP-E. 57

72 SE 2-CP-1-MA NE Seção Mesozóica Fm. Pedra do Fogo Fm. Piauí Fm. Poti Fm. Longá Fm. Cabeças Fm. Pimenteiras Fm. Itaim Fm. Jaicós Fm. Tianguá Fm. Ipu Vulcânicas Figura 6-9: Seção NE-CP-SE. 58

73 o 2-CP-1-MA (GÓES & FEIJÓ, 1994). Os dados de porosidade utilizados na modelagem proposta neste trabalho são padrões da biblioteca de litologias do programa Temis, estabelecidos a partir da composição litológica por formação inserida na construção do bloco 3D. As porosidades estão coerentes com as apresentadas por YOUNG (2006), que, visando identificar e caracterizar potenciais intervalos de reservatório, analisou estratigraficamente, com alta-resolução, intervalos da Formação Pimenteiras e suas formações limítrofes, Itaim e Cabeças, gerando um gráfico de porosidade versus permeabilidade vertical (Figura 6-10). Também mantêm consistência com a porosidade variável de até 28% da Formação Uerê, que corresponde ao Devoniano Superior na Bacia dos Solimões (BARATA & CAPUTO, 2007), bem como com a porosidade c calculada por CORRÊA (2007) para os folhelhos da Formação Irati, c na Bacia do Paraná. Figura 6-10: Gráfico de porosidade versus permeabilidade vertical, elaborado com amostras das formações Itaim (A e B), Pimenteiras (C, D e G), e Cabeças (I). Fonte: YOUNG (2006). A constante de decaimento da porosidade (c) foi calculada pela equação de ATHY (1930), conforme equação (14) do capítulo 4. As litologias, porosidades e constantes de decaimento da porosidade consideradas para cada formação podem ser consultadas na Tabela

74 Tabela 6-3: Comp litológica, porosidade (Φ), e constante de decaimento (c) para cada unidade litoestratigráfica. Unidades Litológicas (Formações) Composição Litológica (%) Arenito Folhelho Siltito Carbonato Evaporito Φ (%) c km -1 Seção Mesozoica Bons Pastos, Codó, Grajaú, Itapecuru ,4 Seção Paleozoica Pedra do Fogo ,5 Piauí ,4 Poti ,2 Longa ,7 Cabeças ,2 Pimenteiras ,6 Itaim ,2 Jaicos ,3 Tiangua ,4 Ipu ,2 Fonte: Modificada de BEICIP-FRANLAB (2011) Massa específica e propriedades termais Os dados de massa específica, condutividade térmica e capacidade térmica utilizados na modelagem proposta neste trabalho são padrões da biblioteca de litologias do software Temis, estabelecidos a partir da composição litológica por formação inserida na construção do bloco 3D. Contudo, com relação a estas propriedades, para a rocha vulcânica intrusiva foram utilizados os valores propostos por HANTSCHEL & KAUERAUF (2009) (Tabela 6-4) Dados geotérmicos Os gradientes geotérmicos são utilizados na calibração das temperaturas de contorno utilizadas na modelagem. As informações sobre os gradientes da Bacia do Parnaíba foram extraídas do trabalho de ZEMBRUSCKI & CAMPOS (1988). Esses autores, com base em 27 poços, elaboraram mapas do gradiente geotérmico da Bacia do Parnaíba para diferentes níveis de profundidade, a fim de estabelecer um panorama térmico espacial tridimensional. O trabalho de ZEMBRUSCKI & CAMPOS (1988) configura o mais completo estudo com resultados públicos e disponíveis sobre o gradiente geotérmico da Bacia do Parnaíba, embora os autores admitam que estes resultados possam ser considerados preliminares, pela precariedade dos dados geológicos 60

75 disponíveis e pela pequena quantidade e concentração aleatória de poços. O mapa do gradiente geotérmico médio total (CGMT) mostra o comportamento térmico médio regional da bacia, interrelacionando os gradientes geotérmicos médios de todos os poços, obtidos pela interpolação gráfica dos respectivos valores de temperatura e profundidades de medição. Também foram preparados mapas do gradiente geotérmico médio parcial (GGMP) para fatias sucessivas de 500 m, desde o nível do mar até m, convertendo-se a profundidade correspondente a cada medida de temperatura em cota relativa ao nível do mar (Figura 6-11). A temperatura superficial de referência (TSR) foi fixada em 27,7 C (82 F). A TSR, que localmente pode alcançar de 28 C a 30 C, é superior às encontradas nas bacias do Tabela 6-4: Parâmetros físicos usados no modelo, aplicados à Bacia do Parnaíba por unidade litológica. Unidade Litológicas Formação k (W/m K) C (J/kgK) ρ (kg/m³) EoTriássico-Neocretáceo 3,92 750,0 2679,8 Fm Pedra do Fogo 3,40 771,9 2613,4 Fm Piauí 4,10 752,7 2665,5 Fm Poti 6,32 700,0 2675,0 Fm Longa 2,37 815,0 2645,0 Fm Cabeças 6,32 700,0 2675,0 Fm Pimenteiras 2,67 801,2 2648,6 Fm Itaim 6,32 700,0 2675,0 Fm Jaicós 5,46 717,3 2670,5 Fm Tianguá 3,80 759,8 2659,4 Fm Ipu 6,32 700,0 2675,0 Vulcânica (diabásio) 2,60 800,0 2800,0 Fonte: Modificada de BEICIP-FRANLAB (2011). Os parâmetros em vermelho foram extraídos de HANTSCHEL & KAUERAUF (2009). Acre e Médio Amazonas, cuja TSR máxima é de 26,6 C (80 F), ou na Bacia do Paraná de 24 C (75 F). Os limites mínimo e máximo do gradiente geotérmico da bacia se encontram entre 13 C/km (23,5 F/km) e 27,0 C/km (48,7 F/km) respectivamente. A média corresponde ao gradiente de 19,4 C/km (35,0 F/km). Os valores de gradiente geotérmico encontrados para a Bacia do Parnaíba excedem os 25 C/km em 48% dos casos e ocorrem em todas as faixas de profundidade. Essas características atribuem para a Bacia uma condição geotérmica superior à de outras paleozoicas intracratônicas brasileiras. 61

76 Figura 6-11: Gradientes geotérmicos da Bacia do Parnaíba. Fonte: ZEMBRUSCKI & CAMPOS (1988) Dados de Maturação Embora, num contexto amplo, haja poucas informações disponíveis sobre a maturação térmica na Bacia do Parnaíba, dados preciosos foram obtidos do trabalho de RODRIGUES (1995). Um trabalho completo acerca da geoquímica orgânica da bacia foi realizado por este autor com os dados disponíveis na época. São disponibilizados dados de reflectância de vitrinitas para os poços 1-PA-1-MA; 1- CI-1-MA; 1-IZ-2-MA; e 2-CP-1-MA, que foram utilizados na calibração da modelagem térmica e extrapolados para outros pontos. O efeito térmico das intrusões ígneas pode ser observado no poço 2-CP-1-MA, em que o índice de reflectância de vitrinita apresenta um salto chegando ao valor de 3 %Ro na profundidade de m, à medida que se aproxima das intrusões (Figura 6-12). Segundo RODRIGUES (1995), considerando apenas a subsidência da bacia, este intervalo sedimentar não atingiu uma evolução térmica compatível a geração de hidrocarbonetos e, neste caso, essa seção seria praticamente eliminada como potencial geradora de óleo e gás. Entretanto, o modelo alternativo de geração, que considera o efeito térmico das intrusões de diabásio, possibilita delinear algumas áreas de interesse segundo os valores de maturação medidos (RODRIGUES, 1995). 62

77 Figura 6-12: Dados de carbono orgânico e reflectância de vitrinita do poço 2-CP-1-MA Fonte: RODRIGUES (1995) 6.3 Modelagem térmica por contato intrusivo Modelo bidimensional para análise da influência de intrusões ígneas A principal proposta desse trabalho é aplicação do modelo bidimensional proposto por VASCONCELOS (2010) para a análise da influência térmica de intrusões de diabásio na Bacia do Parnaíba. Fenômenos térmicos, inclusive em bacias sedimentares, são modelados pela equação de transferência de calor. A equação de transferência de calor é obtida mediante a realização do balanço de energia dentro de um volume de controle previamente estabelecido. Significa que a variação de energia interna é uma combinação do calor conduzido para dentro e fora do volume, da energia transferida por convecção e da energia adicionada ao sistema devido à radiação ou geração (veja capítulo 4). A análise individualizada de cada termo da equação permite uma melhor compreensão dessa combinação: T λ T = ρ p c p (v p T ) + Q , {r t Difusão Fonte / Sumikdouro Convecção ρc r (28) Acumulação 63

78 onde ρ, λ e c r são, respectivamente, a massa específica, condutividade térmica e calor específico da rocha; ρ p, c p, v p são, respectivamente, a densidade, calor específico e velocidade do fluido no poro e devido à radioatividade. Qr é uma densidade de energia produzida O modelo aqui aplicado assume as seguintes simplificações: a) ρ, λ e considerados constantes; b) o termo relativo à convecção é abandonado, pois a baixa permeabilidade das rochas intrudidas levaria a uma baixa velocidade de escoamento de fluido, portanto com influência reduzida no balanço global de energia; c) o termo relativo à radioatividade seria abandonado, devido ao baixo efeito térmico do decaimento radiométrico de minerais radioativos nas rochas do embasamento, se comparado ao das intrusões. Pela simplificação, temos a equação difusiva conhecida como equação de condução do calor (veja capítulo 4). cr são Os perfis térmicos do modelo bidimensional (VASCONCELOS, 2010) requerem a adaptação de uma malha que divide as seções em blocos e posteriormente distribui as propriedades físicas ao longo do domínio discreto (Figura 6-13). A Tabela 6-5, apresenta o número de blocos gerados para cada perfil, mostrando que a malha foi diferenciada, variando conforme o do tamanho da seção. Tabela 6-5: Malha utilizada nas seções geológicas. Seção Malha considerada Nº de blocos N-CP-SW 7865 (65 x 121) W-CP-E 7378 (62 x 119) NE-CP-SE 7623 (63 x 121) 64

79 Figura 6-13: Exemplificação da malha aplicada na seção N-CP-SW, preparando-a para a discretização das propriedades físicas. A linha amarela representa os limites dos blocos que compõem a malha desta seção. O procedimento foi estendido às outras seções utilizadas no projeto Ambiente de desenvolvimento A avaliação da história térmica da bacia, neste trabalho, foi produto de um modelo numérico implementado em linguagem C++ (Vasconcelos, 2010). Neste modelo, o tratamento físico da condução de calor em uma bacia sedimentar influenciada por intrusões ígneas foi desenvolvido pelo Método das Diferenças Finitas (MDF), mais especificamente, a classe de Método de Direções Alternadas (ADI). Este método é geralmente útil na solução de equações diferenciais multi-dimensionais e transientes, pois consiste na separação de variáveis que são tratadas independentemente. Para modelos bidimensionais, como o utilizado neste trabalho, em uma malha igualmente dividida, a aplicação do método ADI resulta na formação de 2n sistemas lineares tridiagonais (equivalente à solução de 2n problemas unidimensionais), o que leva a uma resolução extremamente simples e com maior facilidade para implementação (VASCONCELOS, 2010). 65

80 6.4 Reconstrução do embasamento (história térmica da bacia) As seções geológicas extraídas do bloco 3D (Figuras 6-7 a 6-9) foram utilizadas na aplicação da técnica de backstripping. O objetivo é a reconstrução do embasamento, obtido pela curva também chamada de backstripping. A reconstrução do embasamento é possível porque esta técnica consiste na remoção das camadas de uma bacia sedimentar e consequente descompactação das camadas subjacentes, obtendo-se a subsidência tectônica da bacia. Neste trabalho, o backstripping foi obtido a partir de aplicativo anteriormente implementado. Tal aplicativo consiste no processamento da equação que define a curva de backstripping (veja capítulo 5). Do mesmo modo, o cálculo do estiramento crustal, objetivando a obtenção do fluxo térmico no embasamento a partir modelos termomecânicos, foi obtido a partir de aplicativo previamente implementado. Tal aplicativo foi desenvolvido em linguagem CC+ e reproduz analiticamente as formulações publicadas nos trabalhos de MCKENZIE (1978) e de ROYDEN & KEEN (1980). 6.5 Modelagem da maturação da matéria orgânica O processo de evolução térmica de uma bacia sedimentar está relacionado diretamente à maturação térmica da matéria orgânica presente em rochas sedimentares. A partir do soterramento, a matéria orgânica transformada em querogênio alcança diversas mudanças composicionais impostas pela ação da temperatura e pressão. A evolução térmica culmina com a geração de hidrocarbonetos, cujo tempo e a profundidade de geração podem ser identificados pela modelagem térmica da bacia. O conhecimento da evolução térmica e as temperaturas envolvidas no processo requerem o uso de métodos geoquímicos que traduzam a história térmica a partir de indicadores de paleotemperaturas. Neste trabalho, o indicador do estágio de maturação orgânica é a vitrinita, um maceral de origem lenhosa contido na matéria orgânica, que possui uma reflectância (%Ro) característica sob luz refletida em miscroscópios petrográficos, o que a difere de outros macerais. A reflectância da vitrinita (%Ro) constitui um dos mais importantes parâmetros utilizados para estudos da evolução térmica da matéria orgânica contida nos sedimentos (SWEENEY & BURNHAM, 1990). Parte-se do princípio que a reflectância da vitrinita é sensível à variação positiva das temperaturas ao longo do 66

81 tempo geológico, uma vez que o aumento da temperatura provoca alterações irreversíveis na estrutura molecular deste maceral. Em termos práticos, considerando a história térmica da rocha, quanto maiores os valores de %Ro, maior o estágio de maturação. No processo de evolução térmica da matéria orgânica, os intervalos de geração de hidrocarbonetos podem ser definidos pelos índices de reflectância de vitrinitas (Figura 6-14). A janela de geração de óleo está entre 0,6 a 1,3% Ro e a janela de geração de gás entre 1,3 a 4,0% Ro, com o limite entre gás úmido e seco sendo 2,0% Ro (SANTOS NETO, 2004). Figura 6-14: Diagrama com a evolução térmica da matéria orgânica. Fonte: SANTOS NETO (2004). Para o cálculo das reflectâncias de vitrinitas como indicador de maturação de rochas geradoras, foi usado método EasyRo de SWEENEY & BURNHAM (1990), que será descrito adiante Método Easy%Ro Atualmente, o modelo Easy%Ro proposto por SWEENEY & BURNHAM (1990) é o mais aceito nas análises de bacia para cálculo de %Ro. Neste método, se integram equações de cinética química ao longo do tempo e temperatura, sendo aplicável na faixa de valores de refletividade da vitrinita (%Ro) de 0,3 a 4,5% e taxas de 67

82 aquecimento desde condições de laboratório, ºC/semana, a geológicos, ºC/milhão de anos. O método consiste em quantificar o grau de maturação da matéria orgânica, a partir de reações paralelas de cinética química, baseadas em balanços de massa obtidos dos resultados de pirólise experimental. Sua utilização é permitida em conjunto com qualquer tipo de história térmica. Modelos baseados em cinética de reatividades distribuídas, nas quais as reações se processam em taxas dependentes da temperatura e da quantidade de reagente disponível, são amplamente utilizados. Essas reações podem ser descritas como de primeira ordem de acordo com a Lei de Arrhenius, onde a quantidade do componente x em função do tempo dada por: RT κ = Ae E (28) onde κ é a taxa de reação, 13 A = 1,0 10 / s o fator de frequência, T é a temperatura em o K, E a energia de ativação e o R = 8,31447Ws / mol/ K é constante universal dos gases. O fator de frequência representa a frequência em que as moléculas são transformadas. A energia de ativação descreve o limiar de energia necessário para que a reação inicie. O modelo Easy%Ro considera um conjunto paralelo de quatro reações de primeira ordem que compreendem: eliminações de água (H 2 O), de dióxido de carbono (CO 2 ), de metano (CH 4 ) de hidrocarbonetos pesados (CH n ). Para cada reação há uma distribuição de energia, porém com um mesmo fator de frequência. Desse modo, cada uma dessas reações é descrita como uma reação paralela de decomposição que apresenta um conjunto discreto de energias de ativação: vitrinita i κ1 vitrinita residual + H 2 O vitrinita i κ 2 vitrinita residual + CO 2 vitrinita i κ 3 vitrinita residual + CH 4 vitrinita i κ 4 vitrinita residual + CH n 68

83 O modelo Easy%Ro foi implementado no modelo numérico bidimensional para análise da influência do efeito térmico de intrusões ígneas em bacias sedimentares, desenvolvido por Vasconcelos (2010), que será aplicado nesse trabalho. O modelo químico-matemático foi detalhadamente descrito em VASCONCELOS (2010), além de (SWEENEY & BURNHAM, 1990). 69

84 7. Modelagem da estrutura térmica da Bacia do Parnaíba 7.1 Calibração do modelo Os processos físico-químicos atuantes em uma bacia sedimentar que possibilitam a acumulação do petróleo podem ser simulados a partir de modelos matemáticos incluídos em programas específicos que descrevem sua evolução geométrica, térmica, de pressões, além dos fenômenos de geração, expulsão e migração do petróleo (COUTINHO, 2008). Os modelos em 1D, 2D ou 3D abordam diferentes aspectos do mesmo problema e devem ser utilizados de forma integrada (COUTINHO, 2008). Neste trabalho, utilizou-se o programa Temis3D (Instituto Francês do Petróleo) para construção do bloco 3D (veja item do capítulo 6), do qual foram extraídas as seções para a modelagem térmica. Uma vez extraídas as seções (Figura 6-6), utilizouse o programa Temis2D (IFP) para a reprodução da história térmica e da maturação das rochas geradoras. O objetivo foi a comparação dos resultados do efeito das intrusões sobre as camadas sedimentares das seções com os obtidos com o modelo bidimensional de VASCONCELOS (2010). Na simulação térmica realizada com o Temis2D, utilizou-se os módulos de descompactação e térmico. O módulo de descompactação permite simular a evolução geométrica de cada célula da seção que representa a camada sedimentar. Considera que a alteração do espaço poroso no curso da sedimentação e soterramento pode ser descrita por leis de compactação normais, invariáveis no tempo geológico. O módulo térmico calcula a distribuição de temperaturas ao longo das células da seção 2D, que representa a bacia sedimentar, considerando a evolução geométrica fornecida previamente pelo módulo de descompactação e a variação do fluxo de calor no sistema. Desta forma foi obtido o efeito térmico devido a ocorrência da intrusão. Para a reconstrução da história térmica nas bacias sedimentares, é necessário estabelecer as condições de contorno do modelo térmico. Para a simulação com o Temis2D, acerca das intrusões ígneas, essas condições envolveram uma temperatura de superfície estimada de 22 ºC para a época da intrusão. O fluxo térmico basal considerado foi de 50 mw/m 2, conforme proposto por POLLACK et al., (1993) como valor aproximado para bacias paleozoicas. O efeito térmico adicional inicia a partir do t (tempo) = 178 milhões de anos, quando ocorreu a intrusão das rochas básicas 70

85 eojurássicas (VAZ et al., 2007). No modelo proposto estas intrusões são consideradas instantâneas (Figura 7-1 a 3). Os dados disponíveis permitiram, no caso da seção N-CP-SW, inferir intrusões ígneas de grandes extensões. Como resultado, esta seção foi fortemente influenciada pelos efeitos térmicos proporcionados pelo calor emanado por estas rochas. As intrusões estão presentes na Sequência Siluriana na porção basal da bacia, formações Ipu e Tianguá, e na Sequência Mesodevoniana-Eocarbonífera, porção intermediária, formações Pimenteiras e Longá. Percebe-se que sob o poço 2-CP-1-MA, ocorrem várias soleiras sobrepostas, tornando expressivos os efeitos térmicos, que alcançam, a partir do contato, até o dobro da espessura da intrusão (Figura 7-1). A palheta de cores ao lado direito da simulação mostra os intervalos de refletividade da vitrinita. Influenciado pelo aumento da temperatura o índice %Ro registra os estágios de maturação térmica das rochas sedimentares. N-CP-SW Figura 7-1: Modelagem térmica bidimensional avaliando o efeito de intrusões ígneas nas camadas da seção N-CP-SW. Resultados obtidos com o Temis2D. Conforme legenda que acompanha a seção, a profundidade e o comprimento estão em metros. As intrusões da seção W-CP-E, com base nas informações disponíveis, ocorrem localmente. Estão presentes na Sequência Siluriana, formações Ipu e Tianguá, mas predominam na Sequência Mesodevoniana-Eocarbonífera, nas formações Pimenteiras e Longá. A simulação térmica mostra que a maior influência está nos contatos das intrusões, alcançando até o dobro da espessura das mesmas. Nota-se que acima e 71

86 abaixo das intrusões o efeito é maior que nas laterais devido ao empilhamento das soleiras. Os intervalos com os índice de %Ro na legenda, registram os estágios de maturação térmica das rochas sedimentares (Figura 7-2). W-CP-E Figura 7-2: Modelagem térmica bidimensional avaliando o efeito de intrusões ígneas nas camadas da seção W-CP-E. Resultados obtidos com o Temis2D. Conforme legenda que acompanha a seção, a profundidade e o comprimento estão em metros. As intrusões da seção NE-CP-SE, com base nas informações disponíveis, também são locais e apresentam similaridade com a seção W-CP-E quanto à ocorrência nas sequências. A simulação térmica mostra que a maior influência está nos contatos das intrusões, alcançando até, aproximadamente, o dobro da espessura. Nota-se que acima e abaixo das intrusões o efeito é maior que nas laterais, devido ao empilhamento de soleiras. Os intervalos com os índice de %Ro, na legenda, registram os estágios de maturação térmica (Figura 7-3). A Figura 7-4 mostra a curva de variação do índice %Ro em profundidade. Os índices alcançam valores superiores a 4% nas Sequências Siluriana (Formação Tianguá) e Mesodevoniana-Eocarbonífero (formações, Pimenteiras e Tianguá) à medida que se aproximam das intrusões ígneas. 72

87 NE-CP-SE Figura 7-3: Modelagem térmica bidimensional avaliando o efeito de intrusões ígneas nas camadas da seção NE-CP-SE. Resultados obtidos com o Temis2D. Conforme legenda que acompanha a seção, a profundidade e o comprimento estão em metros. Neocretáceo Eotriássico Pedra de Fogo Piauí Poti Vulcânica Cabeças Vulcânica Pimenteiras Itaim Jaicós Tianguá Figura 7-4: Modelagem térmica bidimensional avaliando o efeito de intrusões ígneas no poço 2-CP-1-MA. Resultados obtidos com o Temis2D, extraídos da seção N-CP-SW. 73

88 Os pontos na cor laranja correspondem a dados reais de vitrinita do poço 2-CP-1-MA (RODRIGUES, 1995) que corrobora com um bom ajuste para a curva. A palheta à direita da curva representa as espessuras aproximadas das formações que compõem a seção no poço. O petróleo, que por um processo convencional de soterramento, se forma a uma temperatura relativamente baixa, porém em um longo período do tempo geológico, também pode ocorrer quase instantaneamente nas proximidades das intrusões devido às altas temperaturas ali presentes. A Figura 7-5 mostra a simulação do efeito térmico das intrusões obtido pelo modelo bidimensional de VASCONCELOS (2010). A escala à direita mostra a maturação térmica para a seção N-CP-SW, utilizando a técnica Easy%Ro implementada no modelo. As condições de contorno estabelecidas para esta simulação envolveram uma temperatura de superfície de 22 ºC. O fluxo térmico basal considerado foi de 50 mw/m 2. O efeito térmico inicia a partir do t (tempo) = 178 milhões de anos, quando ocorreu a intrusão das rochas básicas Eojurássicas (VAZ et al., 2007). Estas condições são compatíveis com aquelas utilizadas nas simulações do Temis2D (Figura 7-1), justamente para permitir a comparação entre os resultados. Os resultados deste modelo, para o efeito térmico das intrusões eojurássicas na seção N-CP-SW, apresentam, nas proximidades das mesmas, índices de evolução térmica que alcançam entre 2% a 3,5% representados, segundo a graduação da palheta, pelas cores azul claro e laranja respectivamente. No contato com as intrusões e suas adjacências os valores superam 4% (cor marrom). O efeito termal é maior na vertical, como ocorre também com a simulação do Temis2D. Figura 7-5: Efeito da maturação térmica através do modelo Easy%Ro após o evento de intrusão ígnea. A escala da esquerda representa a profundidade em metros e a da direita o índice %Ro para a refletividade da vitrinita. Resultados obtidos pelo modelo bidimensional de VASCONCELOS (2010). 74

89 Os resultados de ambos, Temis2D e do modelo bidimensional, permitem concluir que nas regiões próximas às intrusões magmáticas de grande extensão, como a seção N- CP-SW, a maturação da matéria orgânica foi fortemente controlada pelo calor liberado, evidenciada pelos altos valores de vitrinita. Dados teóricos de índices de reflectância da vitrinita do poço 2-CP-1-MA em cada uma das seções N-CP-SW, NE-CP-SE e W-CP-E, obtidos do perfil de maturação gerado pela simulação com o modelo bidimensional, foram comparados com dados reais publicados por RODRIGUES (1995). Na Figura 7-6 observa-se, para um determinado intervalo de profundidade, a variação nos índices obtidos. A comparação entre os índices de maturação térmica obtidos é de grande importância na validação do modelo, pois, embora tenha sido aplicado anteriormente na Bacia do Solimões, é a primeira vez que pôde ser calibrado com dados reais %Ro 1 1,5 2 2,5 3 3, Profundidade (m) W-CP-E N-CP-SW NE-CP-SE Dados Reais Figura 7-6: Comparação dos índices de reflectância da vitrinita com dados reais obtidos de RODRIGUES (1995). Simulação considerando o efeito térmico das intrusões e fluxo térmico constante no embasamento. A diferença no ajuste da curva pode ser explicada pela resolução da malha. Dada uma malha única, uma seção menor será mais refinada, e por sua vez terá uma resposta mais efetiva à influência do fluxo térmico por unidade de área. Este é o caso da seção NE-CP-SW que possui uma extensão menor que as demais. A seção N-CP-SW possui uma malha de 122 pontos (em x) no seu comprimento, por 65 pontos (em y) na 75

90 profundidade. Isto representa a escala de 1:6150 metros (em x) e 1:50 metros (em y), o que indica que a malha deveria ser refinada, em função da sua extensão. Diferenças nos ajustes das curvas também podem ser explicadas pelas aproximações assumidas na elaboração do bloco 3D, devido a interpolação das camadas no Temis3D. Outras implicações no ajuste podem decorrer do tratamento dado às discordâncias regionais, sem detalhamento na geometria das seções. Para esta simulação utilizou-se um fluxo térmico constante, entretanto, de acordo com a metodologia discutida, as correções para o fluxo térmico basal podem influenciar o comportamento dos valores, proporcionando um melhor ajuste aos dados reais. 7.2 Modelagem termomecânica A avaliação termomecânica de uma bacia sedimentar envolve a determinação da subsidência tectônica e da subsidência termal (veja capítulo 5). A subsidência tectônica é calculada a partir da reconstrução da sequência evolutiva da bacia que define o histórico de subsidência da mesma sob o peso dos sedimentos depositados. Neste trabalho foi utilizada a técnica de backstripping para esta finalidade. Entretanto, a determinação da subsidência termal define o comportamento do embasamento considerando apenas os efeitos térmicos atuantes na bacia. Foi utilizado o modelo de estiramento litosférico não-uniforme de ROYDEN & KEEN (1980). Esse modelo de estiramento litosférico, permite o cálculo do fluxo térmico no embasamento, principal aplicação neste trabalho. A Tabela 7-1 apresenta os valores dos parâmetros utilizados na aplicação dos modelos. Os modelos foram aplicados à sete poços situados ao longo das seções modeladas (Figura 7-7). O cálculo do fluxo térmico basal obtido com a restauração do embasamento e com o modelo termomecânico permitiu o uso de condições de contorno variáveis na modelagem dos efeitos térmicos de intrusões ígneas na bacia. 76

91 Tabela 7-1: Valores dos parâmetros utilizados na aplicação dos modelos Parâmetros Descrição dos parâmetros Valor Unidade ρ w densidade da água 1 ρ m densidade do manto 3,3 g/cm³ ρ c densidade da crosta 2,8 a espessura inicial da litosfera 200 t c espessura inicial da crosta 35 km α coeficiente de expansão térmica da litosfera 3, ºC -1 τ constante de tempo da litosfera 62,8 Ma λ condutividade térmica do embasamento 4,6 k w condutividade térmica da água 0,56 W/m.K T 1 temperatura na base da litosfera 1333 ºC -1 k difusibilidade da litosfera 8, m²/s Fonte: QUINTAS et al. (1999) e CARDOSO et al. (2007). Figura 7-7: Localização dos sete poços utilizados na determinação da história termomecânica da Bacia do Parnaíba. Seções: em vermelho N-CP-SW; em rosa W-CP-E; em azul NE-CP-SE. Fonte: Elaboração própria a partir de dados da ANP/BDEP (2011). 77

92 7.2.1 Reconstrução sedimentar O objetivo da reconstrução sedimentar é a reconstituição dos movimentos verticais do embasamento e das camadas sedimentares sobrejacentes, depositadas desde a fase de formação da bacia, fase rifte, até o tempo Recente, nos fornecendo a subsidência tectônica da bacia. No caso da Bacia do Parnaíba, a fase inicial de formação da bacia, está associada ao final do Ciclo Brasiliano, por volta de 500 milhões de anos. Na avaliação da subsidência tectônica através do processo de backstripping é necessário adotar, inicialmente, um modelo de ajustamento isostático representativo do processo de evolução geológica da bacia em questão (CARDOSO, 2007). Nesta modelagem, o mecanismo de ajustamento isostático indicado é do tipo local, também denominado Airy. A aplicação da técnica do backstripping requereu um algoritmo para implementar a equação 27 (veja capítulo 5). No entanto, neste modelo, as correções para a batimetria e a eustasia foram desconsideradas. A partir do procedimento do backstripping foram elaboradas as curvas de subsidência tectônica das camadas sedimentares e do embasamento para os sete poços que cortam as seções modeladas. Da Figura 7-8 a 7-14 são retratadas as curvas que caracterizam a variação vertical das camadas ao longo do tempo geológico. É importante ressalvar que este modelo não contemplou de forma detalhada o estudo das discordâncias regionais da bacia. A curva de subsidência tectônica obtida com o backstripping, também chamada de subsidência real, é usada na obtenção dos fatores de estiramento dos modelos de estiramento litosférico, pois as variações destes fatores refletem diretamente no espaço deposicional criado. Portanto, a subsidência tectônica funciona como uma calibração para a curva de subsidência termal modelada com os modelos termomecânicos, que relacionam a taxa de subsidência tectônica com a história do fluxo térmico no embasamento. O perfil de subsidência tectônica apresenta-se regular para todos os poços analisados, o que pode ser evidenciado na similaridade entre os parâmetros de estiramento encontrados (Tabela 7-2). Estes resultados refletirão no valor da média do fluxo térmico basal obtido, como veremos à frente. 78

93 Idade (Ma) Profundidade (m) 2-CP-1-MA Subsidência Tectônica Subsidência Total Figura 7-8: Curvas de subsidência tectônica e total do embasamento do poço 2-CP-1-MA que corta as seções N-CP-SW, W-CP-E e NE-CP-SE Idade (Ma) Profundidade (m) PAF-3-MA 2400 Subsidência Tectônica Subsidência Total Figura 7-9: Curvas de subsidência tectônica e total do embasamento do poço 9-PAF-3- MA que corta a seção N-CP-SW. 79

94 Idade (Ma) Profundidade (m) 1-TM-1-MA Subsidência Tectônica Subsidência Total Figura 7-10: Curvas de subsidência tectônica e total do embasamento do poço 1-TM-1- MA que corta as seções N-CP-SW Idade (Ma) Profundidade (m) 1-IZ-2-MA Subsidência Tectônica Subsidência Total Figura 7-11: Curvas de subsidência tectônica e total do embasamento do poço 1-IZ-2-MA que corta a seção W-CP-E. 80

95 Idade (Ma) Profundidade (m) 1-MA-1-PI Subsidência Tectônica Subsidência Total Figura 7-12: Curvas de subsidência tectônica e total do embasamento do poço 1-MA-1-PI que corta as seções W-CP-E Idade (Ma) Profundidade (m) 2-BGST-1-MA Subsidência Tectônica Subsidência Total Figura 7-13: Curvas de subsidência tectônica e total do embasamento do poço 2-BGST- 1-MA que corta a seção NE-CP-SE. 81

96 Idade (Ma) Profundidade (m) 2-VGST-1-MA Subsidência Tectônica Subsidência Total Figura 7-14: Curvas de subsidência tectônica e total do embasamento do poço 2-VGST-1- MA que corta a seção NE-CP-SE. 7.3 Subsidência termal Como visto em detalhe no capítulo 4, a subsidência termal é causada pelo processo de resfriamento associado à perda de calor por condução e consequentes contrações térmicas da litosfera. Isto permite determinar a subsidência do embasamento em consequência apenas dos processos térmicos ocorridos na evolução da bacia. Com base na evolução tectônica e termal da bacia torna-se possível a avaliação do campo térmico da litosfera desde o período inicial da formação da bacia. A subsidência termal, neste trabalho, foi modelada pelo modelo de duas camadas, ou modelo de extensão não-uniforme de ROYDEN & KEEN (1980). Para isso foram aplicadas as formulações 24, 25 e 26 (veja capítulo 5) que se referem ao cálculo da subsidência inicial, subsidência termal e fluxo térmico respectivamente. Os fatores de estiramento δ e β foram determinados pelo ajuste entre as curvas do backstripping e a modelada, conforme descrito acima, pelo modelo de duas camadas. A relação entre as curvas está na proporção direta entre o estiramento e a subsidência. Entretanto, devido à imprecisão ou ausência de informações sobre paleobatimetria nem sempre é possível obter um ajuste exato (PINTO, 2008). Uma medida que ajuda a minimizar a incerteza é calibrar os pontos da profundidade da subsidência inicial (rifte) e do tempo presente obtida diretamente a partir de dados dos 82

97 poços. Os valores dos graus de estiramento para δ e β encontrados por este método estão na Tabela 7-2. Tabela 7-2: Valores dos graus de estiramento para δ e β obtidos pelo modelo de ROYDEN & KEEN (1980). Modelo Não-Uniforme Poço Royden & Keen δ β 2-CP-1-MA 1,046 1,087 9-PAF-3-MA 1,030 1,065 1-TM-1-MA 1,030 1,048 1-IZ-2-MA 1,040 1,070 1-MA-1-PI 1,032 1,070 2-VGST-1-MA 1,026 1,047 2-BGST-1-MA 1,037 1,070 Os estiramentos crustais (δ ) encontrados estão entre 1,03 e 1,05 e os subcrustais ( β ) entre 1,05 e 1,09. Esses valores variam pouco entre os setes poços considerados. Valores muito próximos de δ e β, no modelo de duas camadas, indicam um padrão de subsidência similar do manto litosférico e da crosta (ROYDEN, & KEEN, 1980). Os ajustes das curvas teóricas de subsidência tectônica determinadas pelo backstripping e as curvas de subsidência termal obtida pelo modelo termomecânico de ROYDEN & KEEN (1980) são apresentados da Figura 7-15 à Figura 7-15: Curvas de subsidência tectônica obtida pelo backstripping e termal obtida pelo modelo de ROYDEN & KEEN, poço 2-CP-1-MA. 83

98 Figura 7-16: Curvas de subsidência tectônica obtida pelo backstripping e termal obtida pelo modelo de ROYDEN & KEEN, poço 9-PAF-3-MA. Figura 7-17: Curvas de subsidência tectônica obtida pelo backstripping e termal obtida pelo modelo de ROYDEN & KEEN, poço 1-TM-1-MA. Figura 7-18: Curvas de subsidência tectônica obtida pelo backstripping e termal obtida pelo modelo de ROYDEN & KEEN, poço 1-IZ-2-MA. 84

99 Figura 7-19: Curvas de subsidência tectônica obtida pelo backstripping e termal obtida pelo modelo de ROYDEN & KEEN, poço 1-MA-1-PI. Figura 7-20: Curvas de subsidência tectônica obtida pelo backstripping e termal obtida pelo modelo de ROYDEN & KEEN, poço 2-VGST-1-MA. Figura 7-21: Curvas de subsidência tectônica obtida pelo backstripping e termal obtida pelo modelo de ROYDEN & KEEN, poço 2-BGST-1-MA. 85