APLICAÇÕES DE SISMOESTRATIGRAFIA E DE MÉTODOS DE DECOMPOSIÇÃO TEMPO-FREQUÊNCIA EM DADOS SÍSMICOS NA PORÇÃO CENTRAL DA BACIA SEDIMENTAR SERGIPE-ALAGOAS

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1 PROJETO DISSERTAÇÃO DE MESTRADO APLICAÇÕES DE SISMOESTRATIGRAFIA E DE MÉTODOS DE DECOMPOSIÇÃO TEMPO-FREQUÊNCIA EM DADOS SÍSMICOS NA PORÇÃO CENTRAL DA BACIA SEDIMENTAR SERGIPE-ALAGOAS ANDRÉ EDUARDO CALAZANS MATOS DE SOUZA SALVADOR BAHIA DEZEMBRO 2015

2 Documento preparado com o sistema L A TEX.

3 Documento elaborado com os recursos grácos e de informática do CPGG/UFBA

4 PROJETO DISSERTAÇÃO DE MESTRADO Aplicações de sismoestratigraa e de métodos de decomposição tempo-frequência em dados sísmicos na porção central da bacia sedimentar Sergipe-Alagoas por André Eduardo Calazans Matos de Souza Graduado em Geofísica (Universidade Federal da Bahia 2004) Orientadores: Prof. Dr. Michael Holz Prof. Dr. Milton José Porsani Submetido ao Colegiado do Programa de Pós-Graduação em Geofísica da Universidade Federal da Bahia 18 de dezembro de 2015

5 A presente pesquisa foi desenvolvida no Centro de Pesquisa em Geofísica e Geologia da UFBA, com recursos próprios, da CAPES, da CNPq, CTPETRO, ANP Q999 Souza, André Eduardo Calazans Matos de, Aplicações de sismoestratigraa e de métodos de decomposição tempo-frequência em dados sísmicos na porção central da bacia sedimentar Sergipe-Alagoas / André Eduardo Calazans Matos de Souza. Salvador, f.: il., mapas, fotos. Orientadores: Prof. Dr. Michael Holz Prof. Dr. Milton José Porsani Dissertação (Mestrado) - Pós-Graduação em Geofísica. Instituto de Geociências da Universidade Federal da Bahia, Bahia - Geofísica. I. Título (813.8)(043)

6 Dedico esse trabalho às pessoas que mais amo nesse mundo, minha esposa Isabel e os meus lhos Pedro e João

7 Resumo Desde o nal da última década, quando foram descobertos, na costa sergipana, gás e petróleo de elevado grau de maturação em turbiditos do Cretáceo Superior, que o foco exploratório, em águas profundas, migrou para as trapas estratigrácas. Apesar dessas descobertas, grande parte da porção oshore da bacia sedimentar de Sergipe-Alagoas ainda é considerada como uma fronteira exploratória, principalmente, na porção central e norte da bacia, onde apenas dois poços foram perfurados em lâminas de água acima de 200 metros de profundidade. Por esse motivo, a costa sul alagoano foi selecionada para ser avaliado o seu potencial exploratório. As trapas estratigrácas apresentam grandes riscos exploratórios, pelo fato de não contar com o auxílio da componente estrutural para armadilhar o hidrocarboneto. Portanto, realizamos a interpretação sísmica baseada nos princípios da sismoestratigraa visando compreender o preenchimento sedimentar dessa porção da bacia e localizar as melhores posições das fácies reservatório. Através da sismoestratigraa, dividimos os sedimentos da fase drifte (Cretáceo Superior até o recente) em cinco sequências deposicionais, onde para cada uma foram confeccionados mapas de espessura (em tempo sísmico) e de fácies, elementos essenciais para seleção das áreas mais favoráveis para o acúmulo de hidrocarboneto. Posteriormente, utilizamos um método de decomposição tempo-frequência, chamado Máxima Entropia aplicado a Distribuição de Wigner-Ville, para identicar anomalias de baixa frequência associada à presença de gás. A m de avaliar a sensibilidade dos reservatórios turbidíticos da bacia quanto à geração de anomalias de baixa frequência, modelamos a substituição de uídos e a presença da atenuação em dois poços. Tanto a modelagem com poços quanto os testes de frequência média instantânea, obtida com o método de decomposição tempo-frequência, em linhas sísmicas da costa sergipana que interceptam poços portadores de gás, indicam a presença de anomalias de baixa frequência. A similaridade (turbiditos e zonas de baixa frequência) entre as linhas sísmicas da área estudada e da costa sergipana, conrma a atratividade exploratória da área estudada e ainda minimiza os riscos exploratórios. 4

8 Abstract Since the end of last decade, when gas and oils characterized by high degree of thermal maturity were discovered in the Upper Cretaceous turbidites, in the Sergipe coast, that the exploratory plays, in deep water, migrated to the stratigraphic traps. Despite these exploratory success, much of the oshore portion of the Sergipe-Alagoas basin is still considered as frontier regions, mainly in the central and northern portion of the basin, where only two wells were drilled in water depth greater than 200 meters deep. For these reasons, the south coast of Alagoas was selected to evaluate its exploration potential. Stratigraphic traps have high exploration risks, because they do not rely on the assistance of the structural component to trap the hydrocarbon. Therefore, we conducted seismic interpretation based on seismic stratigraphy principles aimed at understanding the sedimentary ll of the basin and locate the best positions of reservoir facies. By seismic stratigraphy, the drift phase sediments were divided in ve depositional sequences where for each one were made maps of thickness (in seismic time) and facies, key elements for selection of the most favorable areas for hydrocarbon accumulation. Subsequently, the Wigner-Ville Distribution and the Maximum Entropy method, a kind of time frequency decomposition method, was applied to identify low frequency anomalies associated with the presence of gas. In order to assess the sensitivity of these turbidite reservoirs as to generate low frequency anomalies, the uid substitution and the presence of attenuation were modeled in two wells. Both the well modeling as the instantaneous frequency tests, obtained by the method of time-frequency decomposition, with 2D seismic lines of oshore Sergipe that intersect gas wells, indicate the presence of low frequency anomalies. The similarity (turbidites and low frequency zones) between the seismic lines of the studied area and Sergipe`s coast, conrms the exploratory attractiveness of the study area and also minimizes exploration risks. 5

9 Índice Resumo Abstract Índice Índice de Tabelas Índice de Figuras Introdução Objetivos Motivações e área de estudo Dados utilizados Dados sísmicos Dados de poços Geologia da bacia Limites da bacia Evolução da bacia Preenchimento sedimentar Geologia do petróleo Histórico exploratório Sistemas petrolíferos Sismoestratigraa Fluxo de trabalho para interpretação sismoestratigráca Identicação das terminações estratais Superfícies estratigrácas Tratos de sistemas

10 Índice 7 4 Sequências deposicionais Associações das fácies sísmicas com a litofácies Sequência Sequência Sequência Sequência Sequência Modelagem sísmica 1D Modelagem de substituição de uídos Modelagem considerando o efeito da atenuação Criação do perl Q Teoria do modelo convolucional não-estacionário Resultados das modelagens 1D Decomposição tempo-frequência Transformada de Fourier de tempo curto (STFT) Transformada de wavelet contínua (CWT) Método de Máxima Entropia aplicado a distribuição de Wigner-Ville Identicação de zonas de baixa frequência associadas à presença de gás Dados de poços (1D) modelados Linhas sísmicas 2D sobre poços perfurados Linha VB Linha VB Linha VB Linha Linha sísmica da área de estudo ( ) Conclusões Agradecimentos Apêndice A Denição matemática de alguns módulos elásticos Apêndice B Passos do algoritmo para obtenção da frequência média instantânea através do método de Máxima Entropia aplicado a distribuição de Wigner-Ville (Zoukaneri e Porsani, 2013)

11 Índice de Tabelas A.1 valores dos parâmetros utilizados na geração dos módulos elásticos

12 Índice de Figuras 1.1 Zoom nas proximidades do rio São Francisco, mostrando a área de estudo (polígono vermelho). Notar a diferença de poços perfurados na porção marinha alagoana e sergipana Dados utilizados, sendo 17 linhas sísmicas 2D (vermelho com os número dos seu segmentos) e 3 poços (em preto) Arcabouço estrutural generalizado da bacia Sergipe-Alagoas, mostrando os grandes compartimentos tetônicos e as principais feições estruturais. O polígono vermelho indica a área de estudo. Modicado de Falkenhein et al, 1985, in Lana Carta estratigráca da sub-bacia de Sergipe. Modicado de Campos Neto et al, Sistemas petrolíferos da bacia Sergipe-Alagoas. As rochas reservatórios e geradoras de cada sistema estão indicados nas cores amarelo e verde, respectivamente. Modicado de Campos Neto et al, Tipos de terminações estratais. Modicado de Emery e Myers, Denição dos tipos de terminações estratais. Modicado de Holz, Linha sísmica 240, na direção dip, sem interpretação Linha sísmica 240, na direção dip, mostrando as terminações estratais. Truncamento (amarelo), onlap (seta vermelha), downlap (azul), toplap (seta verde) e oap (violeta) Curvas de nível de base (primeiro gráco em vermelho) e de transgressão e regressão (T-R), em azul tracejado. O segundo gráco mostra a taxa de variação do nível de base. As abreviações RN e RF signicam regressão normal e regressão forçada, respectivamente. A taxa de sedimentação é considerada constante e é representada por toda área de cor verde. Notar o posicionamento, no tempo, das superfícies estratigrácas relativo aos eventos principais do ciclo do nível de base. O eixo x representa o tempo geológico e o y seria o valor das variações do nível de base. Modicado de Catuneanu,

13 Índice de Figuras Mesma seção sísmica das guras (3.3 e 3.4), mostrando as superfícies estratigrácas mapeadas na bacia de Sergipe-Alagoas. Discordância subaérea (vermelho), superfície de máxima inundação (verde), superfície basal da regresão forçada (azul), conformidade correlativa (amarelo), superfície de regressão máxima (rosa) e a superfície de ravinamento (laranja) Os tratos de sistemas associados ao nível de base. Trato de sistema de nível alto (azul), trato de sistemas de regressão forçada (rosa), trato de sistemas de nível baixo (vermelho) e trato de sistemas transgressivo (verde) Trato de sistema de nível alto. Modicado de Catuneanu (2006) Trato de sistema de regressão forçado e as superfícies estratigrácas. Modicado de Catuneanu (2006) Trato de sistema de nível baixo e as superfícies estratigrácas. Modicado de Catuneanu (2006) Trato de sistema transgressivo e as superfícies estratigrácas. Modicado de Catuneanu (2006) Mesma seção sísmica das guras (3.3, 3.4 e 3.6), mostrando os tratos de sistemas mapeados na bacia Sergipe-Alagoas Mesma seção sísmica das guras (3.3, 3.4, 3.6 e 3.12), mostrando as sequências mapeadas na bacia Sergipe-Alagoas Carta estratigráca mostrando a cronoestratigraa, litoestratigraa e as sequências mapeadas. As discordâncias em vermelho são os limites das sequências mapeadas. As discordâncias em azul e vermelho foram apresentadas na carta estratigráca da bacia, Campos Neto et al., Fácies sísmicas e sua associação com a litofácies (colorida com as cores representativas) Linha 346 com a comparação da sequência 1 em águas rasas (polígono vermelho) e águas profundas (polígono azul). O topo e a base da sequência 1 estão representados pelas cores verde e violeta, respectivamente. Em águas rasas, a sequência é pouco espessa ou totalmente erodida (zoom do polígono vermelho). Por outro lado, em águas profundas, essa sequência é espessa e bem delimitada na base pela discordância pré-calumbi, notar a forte amplitude (branca), representando a rocha geradora da formação Cotinguiba. O topo da sequência 2 é o horizonte vermelho

14 Índice de Figuras Mapa estrutural, em tempo sísmico, do topo da sequência 1 (topo do Maastrichtiano). Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante o m da deposição dessa sequência (inferido, por isso o símbolo de interrogação) e a atual, respectivamente. Os polígonos pretos preenchidos indicam as posições de altos vulcânicos pré-existentes Mapa de espessura, em tempo sísmico, da sequência 1. Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante o m da deposição dessa sequência (inferido, por isso o símbolo de interrogação) e a atual, respectivamente Mapa de fácies da porção basal da sequência 1 (entre a base da sequência e o topo do Campaniano).Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante o m da deposição dessa sequência (inferido, por isso o símbolo de interrogação) e a atual, respectivamente Mapa de fácies da porção superior da sequência 1 (entre o topo do Campaniano e o topo da sequência 1).Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante o m da deposição dessa sequência (inferido, por isso o símbolo de interrogação) e a atual, respectivamente Mapa estrutural do embasamento sem as falhas, em tempo sísmico. Notar o depocentro em azul escuro na região de águas profundas. O fato do talude atual ser bastante inclinado, todos os mapas estruturais em tempo apresentam um gradiente topográco mais acentuado do que o real nessa região Mapa estrutural, em tempo sísmico, do topo da sequência 2 (topo do Paleoceno). Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante o m da deposição dessa sequência (inferido, por isso o símbolo de interrogação) e a atual, respectivamente. Notar a passagem sinuosa das cores vermelha para verde e desta para o azul clara, indicativo de canyons submarinos Mapa de espessura, em tempo sísmico, da sequência 2. Quanto mais quentes as cores, maiores as espessuras, que correspondem ao preenchimento dos canyons pré-existentes em águas profundas. A cor azul sugere que os sedimentos foram erodidos e remobilizados. Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante o m da deposição dessa sequência (inferido, por isso o símbolo de interrogação) e a atual, respectivamente

15 Índice de Figuras Mapa de fácies da sequência 2. Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante o m da deposição dessa sequência (inferido, por isso o símbolo de interrogação) e a atual, respectivamente Linha sísmica 237, na direção dip, mostrando a mudança da fácies sísmica a partir da base da sequência 3 (horizonte vermelho escuro), principalmente em águas profundas. Notar o cruzamento com a linha 327 da gura Mapa estrutural, em tempo sísmico, do topo da sequência 3 (topo do Eoceno). Observar o recuo em direção ao continente da paleo quebra da plataforma desse período (polígono preto), isso ocorre devido à intensa erosão da plataforma, principalmente quando aproxima-se da foz do rio São Francisco. Notar a passagem sinuosa das cores vermelha para verde e desta para o azul clara, indicativo de canyons submarinos Mapa de espessura, em tempo sísmico, da sequência 3, durante a fase de descida do nível de base relativo na plataforma (58Ma-48 Ma). Notar que as espessuras desse mapa são maiores que as do mapa da gura (4.16), que representa a fase de subida do nível de base relativa Mapa de espessura, em tempo sísmico, da sequência 3, durante a fase de subida (48 Ma-38 Ma) do nível de base relativo na plataforma Mapa de fácies da sequência 3, durante a queda do nível de base relativo. Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante esse período e a atual, respectivamente Mapa de fácies da sequência 3, durante a subida do nível de base relativo. Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante esse período e a atual, respectivamente Trecho da linha sísmica 327, na direção strike, mostrando a típica sucessão de depósitos gravitacionais formados em resposta ao ciclo completo de mudança do nível de base. A fase de queda do nível de base relativo das sequências 3 e 4 estão representados pelas letras A e C, respectivamente. A fase de subida do nível de base relativo das sequências 3 e 4 estão representados pelas letras B e D. Notar o cruzamento com a linha 237 da gura Mapa estrutural, em tempo sísmico, do topo da sequência 4 (topo do Mioceno Médio) Mapa de espessura, em tempo sísmico, da sequência 4. Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante esse período e a atual, respectivamente

16 Índice de Figuras Mapa de fácies da sequência 4, durante a queda do nível de base relativo. Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante esse período e a atual, respectivamente Mapa de fácies da sequência 4, durante a subida do nível de base relativo. Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante esse período e a atual, respectivamente Mapa estrutural, em tempo sísmico, do topo da sequência 5 (fundo do mar) Mapa de espessura, em tempo sísmico, da sequência Mapa de fácies da sequência Poço B mostrando o sismograma gerado para o modelo com hidrocarboneto. Os pers de densidade e velocidade crescem para direita. O topo do reservatório(linha vermelha) é caracterizado com uma alta impedância acústica (cor preta no sismograma) Perl de Q gerado no poço A. Os polígonos vermelho e verde indicam as posições dos reservatórios com gás e óleo, respectivamente Representação gráca da equação (5.8), onde w(t-τ) representa a matriz convolução estacionária para um pulso particular de fase mínima, s(t) é o sismograma gerado e r(τ) é a reetividade do poço A Representação gráca do efeito da atenuação na matriz convolução. Os polígonos em vermelho destacam a perda de amplitude exatamente na posição dos reservatórios com gás. Comparar com a matriz da gura (5.3) Resultado da modelagem de substituição de uído no poço B Poço A comparando os sismogramas com (vermelho) e sem (azul) atenuação. Os reservatórios com gás e óleo estão indicados pelas retas amarelas e preta, respectivamente Zoom da gura (5.6). Os polígonos amarelos e preto representam os reservatórios com gás e óleo, respectivamente. A reta verde tracejada indica a presença de um folhelho de baixa impedância acústica Sinal estacionário com a superposição das frequências 20 Hz, 80 Hz e 120Hz. Acima o sinal no domínio do tempo e abaixo o espectro de frequência, após a transformada de Fourier Sinal não-estacionário, onde a frequência aumenta com o tempo. Inicia com 20 Hz, passa para 80 Hz e naliza com 120 Hz. Acima o sinal no domínio do tempo e abaixo o espectro de frequência, após a transformada de Fourier.. 82

17 Índice de Figuras Exemplo de dependência do tamanho da janela no STFT. Na esquerda, o traço sísmico do poço A, portador de hidrocarboneto. No centro e na direita, os resultados do STFT usando uma janela de 224 ms e 28 ms, respectivamente Ilustração do processo da transformada contínua de wavelet. Nesse exemplo, estamos calculando os coecientes complexos para o par (1,0), onde a escala é 1 e o tempo é zero. Notar o escalograma sendo construído, na direita inferior Ilustração do processo da transformada contínua de wavelet. Nesse exemplo, estamos calculando os coecientes complexos para o par (10,100), onde a escala é 10 e o tempo é 100. Notar que com o aumento da escala a wavelet dilatou. Notar o escalograma sendo construído, na direita inferior Escalograma gerado para um sinal que aumenta a frequência com o tempo, começando em 20 Hz, passando por 80 Hz e nalizando com 120 Hz. O eixo CWT corresponde aos valores dos coecientes complexos calculados. Notar que entre os tempos 0 e 300ms, os maiores valores dos coecientes complexos são associados com a escala maior, pois corresponde a menor frequência do sinal, 20 Hz. Para as maiores frequência, 120 Hz, as escalas tendem a ser menores Resultados da CWT, usando wavelet mãe diferentes: Morlet (no centro) e Mexican Hat (na direita) Na esquerda, o sinal sintético de duas componentes. No cento, Distribuição Wigner-Ville (WVD) mostrando os componentes do sinal e o termo cruzado interferência. Na direita o método de Máxima Entropia aplicado a distribuição de Wigner-Ville (WV-MEM), removendo os termos cruzados e aumentando as resoluções temporais e de frequência. Modicado de Zoukaneri, Resultado da modelagem sísmica 1D no poço A. Os modelos com água (traços sísmico 0), água com atenuação (1), hidrocarboneto sem atenuação (2) e hidrocarboneto com atenuação (3). Os polígonos tracejados em violeta e verde representam os topos e bases dos reservatórios com gás, respectivamente Pers de tempo x frequência média instantânea para cada modelo do poço A, calculados através do método WV-MEM. A intensidade da cor do perl está relacionada com a potência instantânea. Os polígonos tracejados em amarelo e branco representam os topos e bases dos reservatórios com gás, respectivamente. 92

18 Índice de Figuras Comparação entre os pers de frequência média instantânea dos modelos considerados no poço A. Na esquerda, os modelos com hidrocarboneto com (perl preto) e sem (perl vermelho) atenuação. Na direita, hidrocarboneto sem atenuação (vermelho) x água (azul). Os polígonos tracejados em violeta e verde representam os topos e bases dos reservatórios, respectivamente Comparação entre os pers de frequência média instantânea dos modelos com água (esquerda) e com hidrocarboneto, sem considerar a atenuação (direita), no poço B. Notar a queda abrupta da frequência na base do reservatório com gás (seta azul). Os pers são parecidos até o topo do reservatório, pois a substituição de uídos foi considerada a partir deste para baixo Mapa com os poços utilizados na modelagem 1D e as linhas sísmicas utilizadas como análogo. O polígono em vermelho representa a área estudada Seção VB24 mostrando a posição da extração do perl de frequência média instantânea (direita), que coincide com a posição do poço. Notar a queda da frequência (indicado pela seta) abaixo do reservatório (topo é representado pelo tracejado vermelho) Zoom da seção VB24. Seta vermelha indica a posição do reservatório de gás. Reetores sísmicos com alta amplitude, em torno do tempo 5900 ms, representam a rocha geradora marinha da formação Cotinguiba Frequência instantânea da seção VB24. A seta preta indica a posição do reservatório. Notar, abaixo deste, a zona de baixa frequência (cores rosa e vermelho) Seção VB24 com a frequência instantânea (transparência de 50 porcento) sobre a amplitude sísmica. A anomalia de baixa frequência ocorre extamente abaixo do reservatório (seta preta) Seção VB25 exibindo duas anomalias de amplitude sísmica (picos brancos entre 5600 ms e 5700 ms), que indicam a posição dos reservatórios com gás. O perl de frequência média instantânea (zoom na direita) foi retirado na posição do poço A, que foi modelado. A anomalia de baixa frequência (seta vermelha) só ocorre abaixo do primeiro reservatório (seta preta). A potência instatânea foi projetada sobre o prel da frequência, onde a cor vermelha representa os seus maiores valores Seção VB25 com a frequência instantânea (transparência de 50 porcento) sobre a amplitude sísmica. A anomalia de baixa frequência ocorre somente abaixo do primeiro reservatório de gás (seta preta)

19 Índice de Figuras Seção VB18 passando pelo poço B, local que foi extraído o perl de frequência média instantânea (direita). Notar a queda da frequência (indicado pela seta preta) abaixo do reservatório, onde o topo é representado pela seta vermelha Seção VB18 com a frequência instantânea (transparência de 50 porcento) sobre a amplitude sísmica. A anomalia de baixa frequência ocorre abaixo do reservatório de gás, representado pela seta vermelha Linha sísmica passando por um poço sem hidrocarboneto. O topo do reservatório está indicado com a seta vermelha Linha com a frequência instantânea (transparência de 50 porcento) sobre a amplitude sísmica. Não observamos anomalias de baixa frequência abaixo do reservatório (seta preta) Linha , presente na área de estudo, passando por um tubidito da sequência 1, ver posição da linha do mapa. As setas vermelha e brancas representam o suposto topo do reservatório e as discordâncias estratigrácas, respectivamente Linha , presente na área de estudo, com a frequência instantânea (transparência de 50 porcento) sobre a amplitude sísmica. As setas vermelha e brancas representam o suposto topo do reservatório e as discordâncias estratigrácas, respectivamente

20 1 Introdução A bacia sedimentar de Sergipe-Alagoas, na margem leste brasileira, apresenta uma das mais completas sessões estratigrácas da margem continental brasileira, com sedimentos de idade do Paleozoico até o presente, sendo reconhecidas quatro megassequências (pré-rifte, sinrifte, transicional e drifte) com diferentes fases de desenvolvimentos tectono-sedimentar (Cainelli e Mohriak, 1998). As atividades exploratórias de hidrocarboneto foram iniciadas há mais de 50 anos, tornando a bacia de Sergipe-Alagoas como uma das mais exploradas no Brasil. A bacia abrange a parte terrestre, com atividades exploratórias bastante avançadas e classicadas como madura, e a parte marinha, bem conhecida na sub-bacia de Sergipe, porção sul, onde foi descoberto o primeiro campo de petróleo na margem continental brasileira, o campo de Guaricema. Entretanto, grande parte da bacia, principalmente, as porções marinhas setentrionais (sub-bacia de Alagoas) e centrais, são pouco conhecidas. Esse trabalho concentra-se na porção oshore central da bacia, entre os limites geográ- cos dos estados de Sergipe e Alagoas, em frente à foz do rio São Francisco, até a latitude 10 o sul, ou seja, na costa sul alagoana, abrangendo uma batimetria entre 100 e 2500 metros. Nessa região, até o momento, ainda não existem blocos exploratórios de petróleo e os poços perfurados, concentrados em águas rasas, ainda não obtiveram sucesso. Tanto na porção terrestre como em águas rasas, os alvos exploratórios sempre foram as armadilhas (trapas) estruturais dos sedimentos da fase rifte e transicional, como os conglomerados do Membro Carmopólis, principal reservatório do campo petrolífero homônimo, considerado um dos mais importantes do Brasil. Entretanto, as recentes descobertas de hidrocarbonetos (gás e óleo de elevado grau API) em reservatórios turbidíticos de águas profundas, em trapas estratigrácas, na sub-bacia de Sergipe despertaram ainda mais o interesse 17

21 Introdução 18 exploratório da bacia. Consequentemente, os tubiditos da formação Calumbi, de idade do Santoniano até o recente (fase drifte), passaram a ser o foco da exploração. As trapas estratigrácas apresentam altos riscos exploratórios, devido a ausência de um controle estrutural que auxilie na acumulação do petróleo. Portanto, conhecer e entender a sedimentação da plataforma continental, através da sismoestratigraa, para inferir a respeito do talude (águas profundas), onde apresentou excelentes resultados exploratórios e ainda não existem abundância de dados, até o momento, é de suma importância na denição das áreas mais favoráveis para o acúmulo de hidrocarboneto. A identicação das melhores fácies reservatórios combinado com atributos sísmicos, como frequência instantânea, podem minimizar as incertezas desse tipo de armadilha. Para isso, aplicamos as técnicas da sismoestratigraa para localizar os alvos exploratórios correspondentes aos sedimentos da formação Calumbi e, posteriormente, analisamos a frequência instantânea através do método de decomposição tempo-frequência, chamado Máxima Entropia aplicado a Distribuição Wignaer-Ville (Zoukaneri e Porsani, 2013), para identicar anomalias de baixa frequência associadas à presença do gás, com isso, conrmar o seu potencial e minimizar os riscos exploratórios. Sismoestratigraa é o estudo de sucessões estratigrácas através do método sísmico. Compreende a interpretação de padrões de empilhamento dos reetores sísmicos e seus limites em seções ou dados tridimensionais. As sucessões sedimentares da fase drifte foram subdivididas em sequências através do mapeamento das principais discordâncias sedimentares e de suas conformidades correlativas na bacia. Para cada sequência sedimentar, geramos mapas de espessura (em tempo sísmico) e de fácies para compreender o preenchimento sedimentar da bacia. O dado sísmico normalmente é analisado ou no domínio do tempo ou da frequência separadamente, mas muitas vezes, principalmente, quado pretende-se analisar a variação da frequência com o tempo, é necessário obter as duas informações simultaneamente. Para isto, recorremos aos métodos de decomposição espectral (tempo-frequência), onde para cada amostra do tempo sísmico existe um espectro de frequência. A decomposição espectral tem sido bastante utilizada na caracterização de reservatório, como determinação de espessura da camada (Partyka et al., 1999), visualização estratigráca com atributos sísmicos (Marfut e Kirlin, 2001) e identicação de anomalias de baixa frequência associadas à presença de gás (Castagna et al., 2003; Sinha et al., 2005). Desde o desenvolvimento da tecnologia do bright spot na década de 60, sombras de baixa frequência abaixo da anomalia de amplitude têm sido utilizadas como um indicador direto de hidrocarboneto. O mecanismo causador dessas sombras ainda não é conhecido, mas são frequentemente atribuídos à alta atenuação de reservatórios preenchidos com gás.

22 Introdução 19 Para entender o efeito da atenuação na geração dessas sombras, modelamos um poço com e sem esse fenômeno. Esse trabalho tem a seguinte estrutura: No capítulo um é feita uma introdução, No capítulo dois, a evolução tectono-sedimentar e a geologia do petróleo da bacia são apresentados. No capítulo três, inicialmente uma breve teoria da sismoestratigraa é abordada e, posteriormente, o uxo de trabalho aplicado na interpretação sismoestratigráca é apresentado. No capítulo quatro, as sequências deposicionais, identicadas e divididas através da interpretração sismoestratigráca, são descritas. No capítulo cinco, apresentamos a teoria e os resultados da modelagem de poço (1D), considerando a substituição dos uídos e a atenuação. No capítulo seis, os métodos de decomposição tempo-frequência tradicionais, como STFT (transformada de Fourier de tempo curto) e CWT (transformada de wavelet contínua), são apresentados. Em seguida, o método aplicado no trabalho, chamado de Máxima Entropia aplicado a Distribuição de Wigner-Ville (WV-MEM), é mostrado. No capítulo sete, Os resultados da aplicação do método de decomposição tempofrequência em dados de poços e sísmica são apresentados No capítulo oito, as conclusões nais são apresentadas. 1.1 Objetivos Desde o nal da última década, quando foram descobertas excelentes acumulações de hidrocarboneto com elevado grau de maturação (óleo condensado e/ou gás), em águas profundas e ultraprofundas, nos turbiditos da Formação Calumbi, que o foco exploratório da bacia Sergipe-Alagoas mudou para as trapas estratigrácas ou mistas dessa formação geológica.

23 Introdução 20 Portanto, a sismoestratigraa vai ser utilizada para predizer as posições temporais e espaciais das melhores fácies reservatório das trapas estratigrácas da Formação Calumbi (desde o Santoniano até o recente). Além disso, como essas trapas são bastante sutis, pois não existe uma componente estrutural para auxiliar no aprisionamento do hidrocarboneto, testaremos métodos de decomposição tempo-frequência do dado sísmico para identicar zonas de sombra de baixa frequência abaixo de possíveis reservatórios portadores de gás ou óleo condensado. 1.2 Motivações e área de estudo Apesar das recentes descobertas em águas profundas, a costa sul do estado do Alagoas ainda pode ser considerada como nova fronteira exploratória. Para ter uma ideia, ao norte da foz do rio São Francisco apenas dois poços foram perfurados em águas profundas, tornando essa porção da bacia ainda pouco conhecida. Vale ressaltar, que apesar de inúmeros poços perfurados na plataforma continental alagoana, até o momento, ainda não foi obtido sucesso exploratório, diferentemente da porção sergipana. Por esses motivos, a área de estudo escolhida abrange desde a foz do rio São Francisco até a latitude 10 o S, aproximadamente. As cotas batimétricas da área de estudo variam de 25 m até 3700 m Figura (1.1). A análise, no domínio da frequência, de zonas de sombras de baixa frequência abaixo de reservatórios portadores de gás já é conhecida desde o m da década de 70 (Taner et al., 1979), mas os métodos de decomposição tempo-frequência pecavam na hora de individualizar o espectro de frequência de um evento sísmico especíco, ou seja, por exemplo, cava difícil discriminar se uma determinada frequência instantânea era oriunda do reservatório ou da rocha encaixante, o que deixava os intérpretes receosos na hora de utilizar esses métodos. Entretanto, com o renamento das técnicas de decomposição tempo-frequência, como o método de Máxima Entropia aplicado a distribuição de Wigner-Ville (Zoukaneri e Porsani, 2013), onde aumenta bastante a resolução nos domínios da frequência e do tempo, reacendeu a importância desses métodos na comunidade exploratória. Portanto, a aplicação deles na área de estudo, que apresenta vários fatores favoráveis, como presença de hidrocarboneto com alto grau de maturação, tende a minimizar os riscos exploratórios. 1.3 Dados utilizados Todos os dados utilizados são públicos e foram fornecidos pela Agência Nacional do Petróleo (ANP), exceto, dois poços que foram utilizados na modelagem de substituição de uídos.

24 Introdução 21 Figura 1.1: Zoom nas proximidades do rio São Francisco, mostrando a área de estudo (polígono vermelho). Notar a diferença de poços perfurados na porção marinha alagoana e sergipana Dados sísmicos Os dados sísmicos foram adquiridos e processados por empresas e períodos diferentes. Na área de estudo, foram utilizados 11 linhas na direção dip (perpendicular à linha de costa) e 6 linhas na direção strike (paralelo à linha de costa), totalizando 17 linhas sísmicas 2D (Figura 1.2). Quatro linhas 2D, ao sul da área de estudo, passando sobre poços com acumulações de hidrocarboneto, também foram selecionadas. Essas linhas foram utilizadas somente para os testes dos métodos de decomposição tempo-frequência do dado sísmico, servindo de análogo para as linhas da área estudada (capítulo 7). Todos os dados foram processados com a migração sísmica pós-empilhamento e, de uma maneira geral, apresentam uma boa qualidade, exceto nas áreas abaixo da quebra da plataforma atual, devido ao contraste lateral de velocidade sísmica entre as regiões de águas rasas e águas profundas. O espaçamento entre as linhas varia de 3km a 35 km. A densidade dos dados é maior na região entre a quebra da plataforma atual e a cota batimétrica de 2500 m, aproximadamente. Um dado 3D na plataforma continental, com dimensões de 100 km 2, foi fornecido pela ANP, mas além de ser pequeno, este apresenta uma qualidade sísmica muito inferior às linhas 2D. Portanto, esse dado não foi utilizado.

25 Introdução Dados de poços A maioria dos poços da área de estudo são antigos e muitas vezes não possuem pers de sônico ou de densidade, ou esses só foram adquiridos em pequenos trechos ao longo do poço. Isso dicultou a criação do dado sintético, consequentemente, a amarração sísmicaperl. Entretanto, três poços (ALS-25, ALS-33 E ALS-39) com perl de raio gama, tabela de tempo-profundidade e marcos cronoestratigrácos foram utilizados para auxiliar a interpretação sismoestratigráca. Dois poços, que denominaremos como A e B por motivos de condencialidade, portadores de hidrocarboneto e localizados fora da área de estudo, foram utilizados na modelagem de substituição de uídos. Figura 1.2: Dados utilizados, sendo 17 linhas sísmicas 2D (vermelho com os número dos seu segmentos) e 3 poços (em preto).

26 2 Geologia da bacia 2.1 Limites da bacia A bacia sedimentar de Sergipe-Alagoas situa-se na margem continental nordeste do Brasil, dividida em porção terrestre e submersa. Limita-se ao norte com a bacia de Pernambuco- Paraíba pelo Alto de Maragogi; ao sul, o limite da porção emersa é constituído pela Plataforma de Estância e, no mar, pela bacia de Jacuípe, pelo sistemas de falhas de Vaza-Barris. Souza-Lima et al. (2002) dividem a bacia em quatro sub-bacias: Jacuípe, Sergipe, Alagoas e Cabo. Por outro lado, Feijó (1994) divide em duas sub-bacias, Alagoas e Sergipe, separadas pelo Alto de Japoatã-Penedo, situado restritamente na porção terrestre e de águas rasas, nas imediações do rio São Francisco. Entretanto, em regiões de águas profundas não existe um limite bem denido, o que não justicaria a subdivisão da bacia (Campos Neto et al, 2007). 2.2 Evolução da bacia A bacia de Sergipe-Alagoas foi formada durante a separação dos continentes africano e sulamericano, no Cretáceo Inferior (145 Ma), assim como todas as bacias da margem leste brasileira. A bacia é correlacionável com a bacia do Gabão, no lado Africano. O seu estilo tectônico é divergente ou de margem passiva. A evolução tectono-sedimentar pode ser sintetizada em quatro estágios: pré-rifte, rifte, transicional e drifte. Diferentemente das outras bacias da margem leste brasileira, a bacia de Sergipe-Alagoas registra sedimentos do prérifte, do período Paleozoico, onde a bacia era apenas uma rasa depressão com dimensões continentais. 23

27 Geologia da bacia 24 Durante o Cretáceo Inferior, com o soerguimento crustal, foi iniciada a fase rifte, onde desenvolveram-se grabens profundos (exemplo: Baixo de Mosqueiro, Baixo de Coruripe, Baixo de Alagoas, entre outros), gura (2.1), e horsts alongados (exemplo: Alto de Penedo e Japoatã), limitados por falhas normais de grande rejeito (exemplo: Charneira Alagoas, principal feição estrutural da bacia, com rejeitos de até 5 km), ou domos, como o Alto de Carmópolis e Maragogi (Lana, 1990). Isso propiciou a formação de lagos nos blocos abatidos, ambiente ideal para deposição da matéria orgânica, dando origem às rochas geradoras de petróleo dessa fase (ver seção 2.4.2), que se localizou circunvizinho aos grandes altos estruturais, excelentes trapas petrolíferas. Nessa fase as taxas de sedimentação foram muito altas, devido à erosão dos blocos altos do embasamento e a grande subsidência mecânica. Além disso, a sedimentação é controlada pela tectônica atuante. Na Bacia Sergipe-Alagoas, o início e o término do estágio rifte ainda é motivo de controvérsia. Alguns autores, entre eles Feijó (1994), posicionaram esses limites em idades diferentes. Campos Neto et al, 2007, consideram que o rifte iniciou durante o Andar Rio da Serra (142 Ma) e nalizou durante o Eoalagoas (116 Ma). Com os resultados das recentes aquisições sísmicas de reexão, que registram mais de 18 segundos de tempo sísmico, e poços exploratórios da porção distal da margem nordeste brasileira, Caixeta et al, 2014, interpretam que o rifte nalizou durante o Albiano (aproximadamente 100 Ma), ou seja, mais recente do que é proposto pelos autores supracitados e do que o rifte da margem leste do sudeste brasileiro, como as bacias de Campos, Santos e Espírito Santos. Até o início do Eoaptiano, a sedimentação foi predominantemente continental e siliciclástica, quando aconteceram as primeiras incursões marinhas e depositaram evaporitos e carbonatos, dando início a fase transicional. Atualmente, na porção de águas profundas, não observa-se, regionalmente, grandes espessuras de evaporitos, consequentemente, a halocinese não controla a sedimentação nem cria armadilhas para acúmulo de hidrocarboneto, diferentemente, das bacias da margem continental do sudeste brasileiro, como as bacias de Campos e Santos, e algumas da margem nordeste, como as bacias do litoral baiano. Localmente, como o Baixo de Mosqueiro, no extremo sul da bacia, ocorrem feições diapíricas que podem está relacionados à tectônica do sal (Mohriak, 1995b) (Cainelli,1992). No nal do Albiano (100 Ma), o ambiente de mar aberto foi estabelecido e persisti até hoje, dando início à fase drifte, consequentemente, reinicia a sedimentação siliciclástica. Nesta fase, a subsidência da bacia é controlada por mecanismos termais, devido a descida da astenosfera, mais o aporte sedimentar.

28 Geologia da bacia 25 Figura 2.1: Arcabouço estrutural generalizado da bacia Sergipe-Alagoas, mostrando os grandes compartimentos tetônicos e as principais feições estruturais. O polígono vermelho indica a área de estudo. Modicado de Falkenhein et al, 1985, in Lana Preenchimento sedimentar Vale ressaltar que o objetivo do trabalho é o estudo sismoestratigráco da formação Calumbi, da megassequência drifte, entretanto, nessa seção, sintetizaremos todo o preenchimento sedimentar da bacia, desde os primeiros registros sedimentares até o recente. A história evolutiva da bacia inicia-se com a deposição de sedimentos no Carbonífero e Permiano e posteriormente está relacionada aos processos evolutivo das bacias da margem brasileira, sendo que as diferentes etapas da separação das placas sul-americana e africana (seção 2.2) estão presentes no registro sedimentar. Pelo fato de registrar sedimentos do Paleozoico, das bacias da margem continental brasileira, esta bacia é a que apresenta a mais completa sucessão estratigráca, dividida em quatro megassequências (pré-rifte, sinrifte, transicional e drifte) (Cainelli e Mohriaki, 1998).

29 Geologia da bacia 26 Um grande número de trabalhos trata da litoestratigraa da bacia. Embora muitos deles sejam relatórios técnicos não publicados da PETROBRAS (Souza-Lima et al., 2002). A bacia de Sergipe-Alagoas já passou por três revisões estratigráca, as duas primeiras realizadas por Schaller (1970) e Feijó (1994), sendo que a mais atualizada, proposta por Campos Neto et al (2007), inclui conceitos que regem a estratigraa de sequência. Campos Neto et al., 2007, mesmo considerando a bacia de Sergipe-Alagoas como única, apresentam duas cartas estratigrácas (sub-bacia de Sergipe e sub-bacia de Alagoas), pois eles consideram que o estilo tectônico e preenchimento sedimentar variam da porção sergipana para a alagoana. Nessa dissertação apresentaremos somente a carta da sub-bacia sergipana, pois a área de estudo apresenta maiores semelhanças com essa sub-bacia, gura (2.2). Figura 2.2: Carta estratigráca da sub-bacia de Sergipe. Modicado de Campos Neto et al, MEGASSEQUÊNCIA PRÉ-RIFTE A Megasequência pré-rifte é representada pelas rochas cambrianas da Formação Estância, depósitos glaciais do Carbonífero (Formação Batinga) e depósitos de sabkha costeiro do Permiano (Formação Aracaré). Como essas formações foram depositadas em condições intracratônicas, onde cobriam extensas áreas do continente Gondwana, alguns autores separam estas na fase sinéclise (Campos Neto et al, 2007). Posteriormente, foram deposi-

30 Geologia da bacia 27 tados os folhelhos vermelhos lacustres da Formação Bananeiras, os arenitos úvio-deltaicos da Formação Candeeiro e arenitos úvio-eolicos da Formação Serraria (Campos Neto et al, 2007) MEGASSEQUÊNCIA RIFTE A Megassequência rifte foi depositada em condições de instabilidade tectônica, onde predomina a subsidência mecânica, com bruscas variações laterais e verticais de fácies, em função de sistemas deposicionais mais complexos, falhas frequentes e erosões de caráter local ou regional (Lana, 1990). Durante essa fase, o ambiente sedimentar era, predominantemente, continental. A Megassequência rifte é caracterizada pelo sistema siliciclástico das Formações Feliz Deserto, Penedo, Barra de Itiúba, Rio Pitanga, Coqueiro Seco, Maceió e pelos bancos carbonáticos da Formação Morro do Chaves, que desenvolveram-se preferencialmente em altos estruturais (Mohriaki,2003) MEGASSEQUÊNCIA TRANSICIONAL A Megassequência transicional foi depositada na idade Neo-Alagoas, quando a subsidência mecânica foi nalizada e iniciou a subsidência termal, sendo localmente afetada por falhamentos. Durante a fase transicional, ocorreram as primeiras incursões marinhas. Esta Megassequência é composta por siliciclásticos grossos do Membro Carmópolis, evaporitos, carbonatos microbiais e folhelho do Membro Ibura, assim como intercalações de folhelhos e calcilutitos do Membro Oiteirinhos, todos incluídos na Formação Muribeca (Campos Neto et al, 2007) MEGASSEQUÊNCIA DRIFTE A Megassequência drifte iniciou a deposição a partir do Albiano, sobre condições de mar restrito e, posteriormente, em mar aberto, quando barreiras de restrição foram desfeitas. Atualmente a bacia está na fase drifte. Entre o Albiano e o Cenomaniano depositou-se três faixas diferenciadas de sedimentos englobados na Formação Riachuelo, com arenitos proximais, carbonatos de plataforma e folhelhos distais (Membro Angico, Membro Maruim e Membro Taquari). Entre o Neocenomaniano e o Coniaciano, ocorreu uma transgressão global e depositou os calcilutitos e folhelhos da Formação Contiguiba. No nal do Coniaciano houve um rebaixamento do nível do mar que propiciou a erosão de parte das sequências subjacentes (Souza-Lima et al, 2002). Esse evento erosivo de caráter regional é denominado de discordância pré-calumbi (Campos Neto et al, 2007), esta foi denida como a base da sequência deposicional 1, como veremos no capítulo 4. Do Campaniano até o recente foi estabelecido um sistema de plataforma/talude/ bacia profunda e foi depositado os siliciclásticos da Formação Marituba, os carbonatos da Formação Mosqueiro e os pelitos da Formação

31 Geologia da bacia 28 Calumbi. Na parte terrestre os sedimentos continentais da Formação Barreiras recobrem todas as megasseqüências mais antigas (Mohriaki,2003). 2.4 Geologia do petróleo Histórico exploratório A história de sucesso exploratório de petróleo da bacia pode ser resumida em quatro ciclos (Lana, 1990). O primeiro ciclo, e mais importante, começa com a primeira descoberta comercial, em 1957, através do poço TM-1-Al, no Campo de Tabuleiro dos Martins, Alagoas. Em 1963, esse ciclo alcança o seu auge com a descoberta do gigante Campo de Carmópolis, onde até hoje é considerado um dos principais campos de petróleo do Brasil, com produção nos conglomerados do Membro Carmópolis da Formação Muribeca e no embasamento fraturado. Durante a década de sessenta as atividades exploratórias se intensicaram, principalmente na porção terrestre sergipana, e foram descobertos novos campos. No m da década de sessenta, com a crise mundial do petróleo, houve a necessidade de se aventurar e explorar a plataforma continental (águas rasas), dando início ao segundo ciclo. Em 1968, a PETROBRAS descobriu o campo de Guaricema, a primeira descoberta em mar brasileiro. Dentro desse ciclo outros campos foram descobertos na plataforma continental, como Dourado, Camorim e Caioba. No m da década de setenta, início do terceiro ciclo, a exploração na porção terrestre de Alagoas foi retomada, resultando na descoberta do Campo de Pilar, onde os arenitos das Formações Coqueiro Seco e Penedo são os seus principais reservatórios. Durante os três primeiros ciclos exploratórios, os plays exploratórios sempre foram os reservatórios das megassequências do pré-rifte, rifte e transicional, onde as trapas são do tipo estrutural como: bloco falhado, estruturas associadas à halocinese e, principalmente, estruturas dômicas como o Alto de Aracajú, no Campo de Carmópolis. Entre as décadas de 90 e 2000 as atividades exploratórias diminuíram drasticamente, o que resultou em pequenas descobertas. No nal da última década, foram descobertos hidrocarbonetos de excelente qualidade, em turbiditos de águas ultraprofundas da Formação Calumbi, iniciando um novo ciclo exploratório. Essas descobertas em novas fronteiras exploratórias despertaram, novamente, o interesse na bacia. Portanto, os alvos exploratórios passaram a ser os reservatórios da megassequência drifte, em trapas mistas ou estratigrácas.

32 Geologia da bacia Sistemas petrolíferos A Bacia de Sergipe-Alagoas é produtora em todos os plays exploratórios conhecidos no Brasil, exceto o play paleozoico (Lana, 1990). As principais rochas geradoras apresentam um estágio maduro de geração de hidrocarboneto, principalmente, em águas profundas, na parte baixa da Charneira Alagoas, feição estrutural que separa o embasamento em raso e profundo. Portanto, o hidrocarboneto é migrado de forma lateral e vertical a longas distâncias, através de falhas e rochas carreadoras, até acumular, geralmente, em estruturas paleogeomócas na porção terrestre ou de águas rasas da bacia (sitio da ANP, 2008). Muribeca Os maiores volumes de hidrocarboneto descobertos na bacia estão relacionados ao Sistema Petrolífero Muribeca, como o Campo de Carmópolis (Bizzi et al., 2003). A rocha geradora desse sistema são os folhelhos do Membro Ibura da Formação Muribeca. O principais reservatórios são os conglomerados do Membro Carmópolis da Formação Muribeca (Figura 2.3). Os reservatórios de outros níveis estratigrácos também são abastecidos pelo petróleo dessa formação. Os campos de Tabuleiro de Martins e Guaricema, entre outros, estão relacionados a esse sistema petrolífero. A migração do petróleo ocorre a partir de grandes depocentros regionais, através de falhas normais, em direção à porção terrestre e águas rasas, onde estão os principais altos estruturais. Barra de Itiúba-Coqueiro Seco A rocha geradora desse sistema são os espessos folhelhos lacustres da Formação Barra de Itiúba, da fase rifte. Os reservatórios são os depósitos arenosos da Formação Barra de Itiúba e Coqueiro Seco (Figura 2.3). A migração do petróleo ocorreu através do contato lateral entre as rochas geradoras e reservatórios ou através de falhas. As acumulações do campo de Pilar são relacionados a esse sistema petrolífero (Bizzi et al, 2003). Cotinguiba-Calumbi As recentes descobertas em águas profundas estão associadas a esse sistema petrolífero. As rochas geradoras são os folhelhos da Formação Cotinguiba, que foram depositados em ambiente marinho durante um evento global anóxico e transgressivo no Turoniano. Informações a respeito das características geoquímicas dessa geradora são pouco conhecidas, pois apenas alguns poços conseguiram amostrar essa rocha e ainda não foram publicados. Os reserva-

33 Geologia da bacia 30 Figura 2.3: Sistemas petrolíferos da bacia Sergipe-Alagoas. As rochas reservatórios e geradoras de cada sistema estão indicados nas cores amarelo e verde, respectivamente. Modicado de Campos Neto et al, tórios podem ser todos os arenitos da Formação Calumbi, desde a idade Santoniano até o recente (Figura 2.3). Entretanto, até o momento, somente os reservatórios do Cretáceo Superior (Santoniano, Campaniano e Maastrichtiano) apresentaram sucesso exploratório, pelo fato de estarem estratigracamente mais próximos da rocha geradora. As rotas de migração do petróleo ainda são difíceis de serem identicadas na sísmica.

34 3 Sismoestratigraa Sismoestratigraa é a técnica de interpretar informações estratigrácas através do dado sísmico, com o objetivo de reconstruir a paleogeograa da bacia (Vail et al., 1977,a,b). A aplicação das técnicas de interpretação sismoestratigráca à analise de bacias resultou numa nova maneira de subdividir, correlacionar e mapear rochas sedimentares (Della Fávera,2001), o qual permite uma melhor compreensão da evolução tectono-sedimentar de uma bacia. Essa técnica surgiu a partir dos avanços tecnológicos do método sísmico e computacional nas últimas décadas, o que aumentou a resolução sísmica, permitindo a interpretação em detalhes de feições estratigrácas e deposicionais (Ribeiro, 2000). A interpretação sismoestratigráca consegue agrupar reetores sísmicos geneticamente interligados e limitados cronoestratigra- camente por superfícies estratigrácas. Esses intervalos são chamados de sequências e suas subdivisões, os tratos de sistemas. Os trabalhos apresentados pela escola da Exxon (Vail et al., 1977) criaram o embasamento daquilo que viria ser popularizado com a denominação de estratigraa de sequências. Esses trabalhos publicados no Memoir 26 da AAPG, editados por Payton, 1977, associam a arquitetura deposicional do preenchimento das bacias sedimentares às variações eustáticas, sem considerar a inuência tectônica, fazendo com que o modelo apresentado por Vail et al fosse alvo de duras críticas. Subsequentes publicações (como Hunt e Tucker, 1992; Posamentier e Allen, 1999) introduziram o termo variação relativa do nível de base, que é a combinação entre a eustasia e a subsidência tectônica. Certos conjuntos de processos deposicionais e, por conseguinte, ambientes e litofácies estão associados com um determinado trato de sistemas. Portanto, a estratigraa de sequências tem sido bastante utilizada na indústria do petróleo, pois é uma importante ferramenta 31

35 Sismoestratigraa 32 na reconstrução dos controles alogênicos durante a sedimentação e na predição de fácies e ambientes deposicionais. 3.1 Fluxo de trabalho para interpretação sismoestratigráca A interpretação sismoestratigráca foi dividida nas seguintes etapas: Identicação dos padrões de terminações dos reetores sísmicos (terminações estratais), Mapeamento das superfícies estratigrácas, Interpretação dos tratos de sistemas, Denição das sequências estratigrácas, Mapeamento das fácies sísmicas e associações com as litofácies, Geração de mapas de espessura de cada sequência, em tempo sísmico. Nesse capítulo apresentaremos as três primeiras etapas, acompanhada de uma breve fundamentação teórica de cada item. No próximo capítulo discutiremos em detalhes as três últimas etapas, pois referem-se às sequências interpretadas na bacia Identicação das terminações estratais As terminações estratais são denidas pela relação geométrica entre os estratos e a superfície estratigráca que eles terminam. Os estratos podem terminar um contra o outro formando as seguintes terminações: truncamento, toplap, onlap, downlap e oap (guras 3.1 e 3.2). Com exceção ao truncamento, todas as terminações estratais forma introduzidas com o desenvolvimento da sismoestratigraa no anos 70 (Mitchum et al., 1977). A identicação das terminações estratais pode fornecer informações a respeito da linha de costa. Por exemplo, o onlap costeiro pode ser associado a uma transgressão, enquanto, o oap é diagnóstico de uma regressão forçada. O downlap indica progradações. O truncamento sugere uma discordância erosiva. A gura (3.4) mostra um trecho da linha 240, com direção dip, indicando as terminações estratais observadas. As setas vermelhas e verdes

36 Sismoestratigraa 33 Figura 3.1: Tipos de terminações estratais. Modicado de Emery e Myers, Figura 3.2: Denição dos tipos de terminações estratais. Modicado de Holz,2012 representam o onlap e o toplap, respectivamente. Os segmentos azuis mostram os downlap (progradações), enquanto, o truncamento e oap estão representados por segmentos amarelo e violeta, respectivamente. Notar que os estratos terminam contra um determinado reetor sísmico, chamado de superfície estratigráca (seção 3.1.2). Vale ressaltar que as terminações estratais podem ser afetadas por um tectonismo póssedimentação, como movimentação do sal ou soerguimento do embasamento, o que pode gerar interpretações errôneas, tornando um downlap deposicional em um onlap aparente, ou vice versa (Catuneanu, 2006). A correta interpretação das terminações estratais é de suma importância para o sucesso da aplicação da estratigraa de sequências. A trajetória da linha de costa, inferida através das terminações estratais e os padrões de empilhamento dos estratos, podem fornecer informações a respeito da distribuição dos sedimentos dentro da bacia sedimentar. Por exemplo, a identicação da transgressão através de onlap sugere uma sedimentação predominantemente de pelitos em águas profundas. Por outro lado, a interpretação do oap aumenta as chances

37 Sismoestratigraa 34 de encontrar uma fácies reservatório nessa mesma região. Figura 3.3: Linha sísmica 240, na direção dip, sem interpretação. Figura 3.4: Linha sísmica 240, na direção dip, mostrando as terminações estratais. Truncamento (amarelo), onlap (seta vermelha), downlap (azul), toplap (seta verde) e oap (violeta)

38 Sismoestratigraa Superfícies estratigrácas As superfícies estratigrácas marcam a mudança do regime sedimentar (mudança no ambiente deposicional, aumento do uxo de energia e do aporte sedimentar), causada pela mudança do espaço de acomodação (volume de espaço disponível para o sedimento preencher). Portanto, os reetores sísmicos que marcam as terminações estratais são chamados de superfícies estratigrácas. Em outras palavras, essas superfícies separam pacotes de estratos. As superfícies estratigrácas e os tratos de sistemas (seção 3.1.3) são baseados nas curvas de nível de base e de taxa de variação do nível de base (Catuneanu, 2006), gura (3.5). Essas curvas foram idealizadas e denidas por uma curva seno simétrica. Isso não necessariamente pode ser o caso da realidade, onde a duração do rebaixamento e da subida do nível de base podem ocorrer de forma assimétrica. O nível de base é uma superfície teórica de referência, abaixo da qual ocorre deposição, e acima ocorre erosão (Holz, 2012). Como forma de simplicação, é colocado no nível do mar. Nesses grácos, Catuneanu (2006) considera uma taxa de sedimentação constante, com isso, os registros sedimentares são função da combinação entre o tectonismo e a variação eustática. A curva de taxa de variação do nível de base reete a taxa de variação do espaço de acomodação. Quando a taxa de sedimentação é maior que o espaço de acomodação, inicia-se a regressão normal. Importante notar que isso pode acontecer tanto na subida quanto na queda do nível de base, mostrando que o que controla é o balanço entre a sedimentação e o espaço criado. Por outro lado, à medida que o nível de base sobe, a taxa do espaço de acomodação aumenta até superar a taxa de sedimentação, dando início à transgressão. A regressão forçada é desenvolvida quando a taxa de acomodação é negativa, com isso, a parte proximal da bacia é exposta e erodida, estabelecendo-se as discordâncias subaéreas. A taxa de criação dos espaços é zero nos mínimos e máximos da variação do nível de base. Durante um ciclo completo de mudança de nível de base, observa-se quatro eventos associados a mudança do regime sedimentar: Início da regressão forçada, acompanhada da mudança de sedimentação para erosão no ambiente marinho raso (fase de regressão forçada); Fim da regressão forçada, marcado por uma mudança de destruição para agradação (fase de regressão normal de nível baixo) ; Fim da regressão, marca a passagem da regressão para a transgressão (fase de transgressão);

39 Sismoestratigraa 36 Fim da transgressão, marca a máxima inundação em direção ao continente (fase da regressão normal de nível alto); Figura 3.5: Curvas de nível de base (primeiro gráco em vermelho) e de transgressão e regressão (T-R), em azul tracejado. O segundo gráco mostra a taxa de variação do nível de base. As abreviações RN e RF signicam regressão normal e regressão forçada, respectivamente. A taxa de sedimentação é considerada constante e é representada por toda área de cor verde. Notar o posicionamento, no tempo, das superfícies estratigrácas relativo aos eventos principais do ciclo do nível de base. O eixo x representa o tempo geológico e o y seria o valor das variações do nível de base. Modicado de Catuneanu, 2006 Esses quatro eventos controlam a formação de todas as superfícies estratigrácas, que vão atuar como limites dos tratos de sistemas. A gura (3.5) também mostra o posicionamento, no tempo, das superfícies estratigrácas relativo aos eventos principais do ciclo do nível de base. À medida que o nível de base começa cair, são formadas as seguintes superfícies estratigráca: superfície basal da regressão forçada (no início da queda), discordância subaérea e superfície regressiva de erosão marinha (durante a queda) e a conformidade correlativa (no nal da queda). Em contrapartida, à medida que inicia a subida do nível de base, formam-se cronologicamente: a superfície de máxima regressão, superfície de ravinamento e, por m, a superfície de máxima inundação.

40 Sismoestratigraa 37 Superfície basal da regressão forçada Desenvolve-se no início da regressão forçada, por isso ela marca a base da clinoforma mais antiga associada à esse evento. Em outras palavras, é a base da clinoforma que aparece com padrão estratal em oap (Holz,2012). Quando preservada da subsequente erosão, essa superfície separa o trato de sistemas de mar alto, estratos abaixo, do trato de sistema de regressão forçada. Discordância subaérea Representa uma superfície de erosão e não deposição desenvolvida durante a queda do nível de base, que se estende para parte distal da bacia à medida que continua essa queda, pois a bacia vai cando cada vez mais exposta. A discordância subaérea separa estratos geneticamente não correlacionáveis, que correspondem a diferentes ciclos de mudança de base. Na sísmica é facilmente observada, pois marca uma abrupto contraste de impedância acústico. Superfície regressiva de erosão marinha Essa superfície também é formada durante a regressão forçada. Ocorre em ambiente de plataforma dominada por ondas, quando o nível de base da onda toca o fundo marinho e o erode. Quando o gradiente do fundo marinho é grande, dicilmente essa erosão acontece. Superfície de conformidade correlativa Corresponde a continuidade da discordância subaérea na porção subaquosa da bacia. Essa superfície marca a passagem do nal da regressão forçada para o início da regressão normal de nível baixo. No contexto de águas profundas, a conformidade correlativa é mapeada no topo dos leques submarinos formados durante a regressão forçada. Superfície regressiva máxima Essa superfície marca o m da queda do nível de base e o início da subida, transgressão, com isso, o empilhamento dos estratos passam de uma conguração progradacional para agradacional. Os pers de raio gama podem ajudar identicar essa superfície, pois é quando começa aumentar o raio gama, indicando uma granodecrescência ascendente. Muitas vezes essa superfície não é preservada, pois o peso da água causa instabilidade no fundo marinho, principalmente quando apresenta um gradiente topográco alto, e acaba erodindo.

41 Sismoestratigraa 38 Superfície de ravinamento Superfície que erode os registros regressivos anteriores durante a subida do nível de base, devido a instabilidade no fundo marinho causada pela relação entre o gradiente topográco, nível de base das ondas e o peso da água. Superfície de máxima inundação Essa superfície marca o m da transgressão, período em que a linha de costa mais migrou em direção ao continente. Nesse momento o aporte sedimentar iguala-se ao espaço de acomodação. Essa é facilmente identicada tanto na sísmica quanto em perl de raio gama. O reetor sísmico abaixo de estratos progradantes de nível alto é identicado como a superfície da máxima inundação. Durante a fase de transgressão, a parte distal da bacia tende a receber muito pouco sedimento, o que concentra apenas uma sedimentação argilosa, fazendo com que os valores de raio gama sejam altos. Devido a concentração de matéria orgânica, a superfície de máxima transgressão pode indicar a presença de uma potencial rocha geradora de hidrocarboneto. Superfícies estratigrácas identicadas na bacia de Sergipe-Alagoas A gura (3.6) mostra a mesma seção sísmica das guras (3.3 e 3.4), com as superfícies estratigrácas mapeadas. A escolha do trecho da seção sísmica na região de água rasa foi proposital, pois, nessa porção da bacia os efeitos de variação do nível de base relativo são mais previsíveis. Como exemplo, considere duas piscinas, uma de bebê e outra olímpica, se retirarmos um metros do nível da água, a piscina mais rasa vai sofrer mais com essa variação. Os reetores sísmicos abaixo dos estratos progradantes (downlap) foram identicados como a superfície de máxima inundação (cor verde). Essas superfícies também foram identicadas através do perl de raio gama. Notar o onlap de uma dessas superfícies contra a superfície de máxima regressão (rosa), no lado direito da gura, indicando a migração da linha de costa em direção ao continente. O lado esquerdo da gura foi afetado por um soerguimento do embasamento, o que diculta a identicação de algumas superfícies, com exceção à discordância subaérea. O início da regressão forçada está marcado pelo horizonte sísmico azul. A superfície de conformidade correlativa (amarelo) está dando continuidade à discordância subaérea e foi mapeada sobre o leque submarino formado durante a regressão forçada, fácies sísmica de amplitude forte no lado direito da gura, entre os horizontes azul e amarelo.

42 Sismoestratigraa 39 Figura 3.6: Mesma seção sísmica das guras (3.3 e 3.4), mostrando as superfícies estratigrácas mapeadas na bacia de Sergipe-Alagoas. Discordância subaérea (vermelho), superfície de máxima inundação (verde), superfície basal da regresão forçada (azul), conformidade correlativa (amarelo), superfície de regressão máxima (rosa) e a superfície de ravinamento (laranja). A superfície de máxima regressão (rosa) foi pouco preservada, pois foi erodida pela superfície de ravinamento (laranja), devido ao alto gradiente topográco Tratos de sistemas Trato de sistemas é uma associação de sistemas deposicionais contemporâneos (Brown e Fisher, 1977). Por sua vez, sistemas deposicionais foi denido por Fisher e McGowen (1967) como os depósitos inter-relacionados de um determinado ambiente deposicional, vistos em três dimensões. Os tratos de sistemas são interpretados baseados nos padrões de empilhamento dos estratos, posição dentro da sequência e tipos de superfícies que limitam. Eles constituem a unidade fundamental que compõe uma sequência deposicional, ou seja, é a primeira subdivisão que se faz dentro de uma sequência. (Holz, 2012) Os tratos de sistemas são associados a uma posição particular ao longo da curva de mudança de nível de base na linha de costa, gura (3.7). Como vimos na seção (3.1.2), existem quatro fases dentro de um ciclo de subida e queda do nível de base. Em função de

43 Sismoestratigraa 40 cada fase mencionada, no modelo atual de estratigraa de sequências existem quatro tratos de sistemas: Trato de sistemas de nível alto (TSNA); Trato de sistemas de regressão forçada (TSRF); Trato de sistemas de nível baixo (TSNB); Trato de sistemas transgressivo (TST). Figura 3.7: Os tratos de sistemas associados ao nível de base. Trato de sistema de nível alto (azul), trato de sistemas de regressão forçada (rosa), trato de sistemas de nível baixo (vermelho) e trato de sistemas transgressivo (verde). A seguir apresentaremos brevemente cada trato de sistemas. recomendamos Catuneanu (2006) e Holz (2012). Para maiores detalhes Trato de sistemas de nível alto (TSNA) O trato de sistemas de nível alto começa no nal da subida do nível de base. Como o espaço de acomodação tende a diminuir gradualmente, o padrão de empilhamento do estrato tende a passar de agradacional (linha de costa estática) para progradacional (linha de costa migrando em direção à bacia). O TSNA é delimitado na base pela superfície de máxima inundação. Por isso, as terminações estratais em downlap sobre essa superfície caracterizam o TSNA. O seu limite superior vai depender da posição da bacia. Quanto mais proximal, o limite tende a ser a discordância subaérea, enquanto para parte distal, a superfície basal da regressão forçada. Como nível de base é alto, toda sedimentação continental é aprisionada na porção proximal da bacia. Portanto, a sedimentação de águas profundas tende a ser pelítica, ou seja, com baixo potencial para reservatório de hidrocarboneto, gura (3.8).

44 Sismoestratigraa 41 Figura 3.8: Trato de sistema de nível alto. Modicado de Catuneanu (2006) Trato de sistemas de regressão forçada (TSRF) Esse trato de sistemas foi proposto por Hunt e Tucker (1992), pois o modelo clássico de Vail et al., 1977, mostrava inconsistência cronoestratigráca. Eles criaram esse trato de sistemas para associar os leques submarinos à regressão forçada. A superfície basal de regressão forçada e a superfície regressiva de erosão marinha são o seu limite inferior. O limite superior é composto pela discordância subaérea e sua conformidade correlativa. O diagnóstico para esse trato de sistemas é a rápida progradação de depósitos marinhos de água rasa e o padrão empilhamento em oap, que são crono-correlatos aos leques submarinos. O TSRF começa durante a queda do nível de base. Com isso a plataforma ca exposta, dando origem aos vale incisos. Os sedimentos erodidos por esses vales vão dar origem aos leques de águas profundas. Em zonas de gradiente topográco mais baixo, ou quando o nível de base não cai muito, os rios passam (bypass) sem erodir a plataforma e depositam direto na bacia. Catuneanu (2006) separa esse trato de sistemas em dois estágios, inicial e nal. Durante a fase inicial, os sedimentos de lobos deltaicos progradantes e de linha de costa regressivas depositam em oap sobre a plataforma continental, enquanto que em águas profundas depositam-se uxos de lama, pois a queda do nível de base gera um desequilíbrio no talude e erode os sedimentos nos depositados durante o nível de mar alto. Na fase nal, quando o nível de base já está próximo da quebra do talude continental, depositam-se os turbiditos de alta densidade (aporte sedimentar maior que a energia do uxo), gura (3.9). Considerando o aspecto exploratório de petróleo, o TSRF apresenta excelentes fácies reservatórios, tanto em águas rasas, os arenitos abandonados na plataforma durante a fase inicial, quanto em águas profundas, os tubiditos de alta densidade depositado durante a fase nal.

45 Sismoestratigraa 42 Figura 3.9: Trato de sistema de regressão forçado e as superfícies estratigrácas. Modicado de Catuneanu (2006) Trato de sistemas de nível baixo (TSNB) O trato de sistemas de nível baixo começa durante a subida do nível de base, sendo limitado pela discordância subaérea e a sua conformidade correlativa na base, e pela superfície de máxima regressão no topo. No início a taxa de sedimentação ainda supera a taxa de espaço de acomodação, gerando um empilhamento progradacional, mas à medida que o nível de base sobe, o empilhamento passa ser agradacional. Como o espaço de acomodação aumenta, então, nesse trato de sistemas é possível encontrar sedimentos de ambiente uvial, costeiro, de mar raso e de águas profundas. Com a subida do nível de base, os sedimentos uviais grosseiros são depositados de forma agradacional, cada vez mais distante do talude, reduzindo a quantidade de areia depositada em águas profundas. Além disso, a razão areia/argila dos turbiditos também reduz. Consequentemente, ocorre a transição de turbiditos de alta energia do trato de regressão forçada para os de baixa energia. No último caso, o uxo de energia é maior do que o aporte sedimentar, com isso, o fundo marinho com maior gradiente topográco, o talude, vai ser erodido. Os sedimentos só vão ser depositados na porção mais distal da bacia, quando o gradiente cair. Os sistemas turbidíticos desse trato são caracterizados pelo desenvolvimento de canais alimentadores meandrantes (leeved channels) e depósitos nos de overbanks, gura (3.10). Como existe espaço de acomodação em toda a bacia, devido a subida do nível de base, o TSNB apresenta play exploratórios de petróleo em ambientes desde uvial-costeiro como marinho de águas rasa e profunda. Trato de sistemas transgressivo (TST) O trato de sistemas transgressivo (TST) é limitado pela superfície de máxima regressão na base, e pela superfície de inundação máxima no topo, gura (3.11). Esse trato de sistemas é formado quando a taxa de nível de base supera a taxa de aporte sedimentar, disponibilizando

46 Sismoestratigraa 43 Figura 3.10: Trato de sistema de nível baixo e as superfícies estratigrácas. Modi- cado de Catuneanu (2006) baste espaço de acomodação. Portando, a sedimentação uvial grosseira ca toda retida no continente, cessando o suprimento sedimentar para o ambiente marinho, fazendo com que toda a plataforma continental, inclusive os vale incisos gerados durante o TSRF, e a porção de águas profundas sejam preenchidos por sedimentos nos. O padrão retrogradacional (migração da linha de costa para o continente), os onlaps costeiros e marinhos são característicos desse trato de sistemas. A subida do nível de base no estágio inicial da transgressão pode causar extensas erosões (ravinamento transgressivo) dos depósitos regressivos anteriores à transgressão. Com isso, esses sedimentos são depositados em águas profundas através de correntes de turbidez de baixa densidade. Esses turbiditos vão ser depositados mais distante do que os turbiditos do trato de sistemas de nível baixo, devido a alta uidez (alta proporção de argila sustentando o uxo). No nal da transgressão, pode ocorrer instabilidade hidráulica na margem do talude, e o sedimento ali depositado pode escorregar talude abaixo, formando depósitos de uxo lamosos (mud ow) e de escorregamentos (slumps). O potencial exploratório de petróleo do TST é baixo, exceto os turbiditos de baixa densidade em águas profundas. A grande contribuição desse trato de sistemas é a formação de rochas geradoras e selantes. Além disso, como a superfície de inundação é distribuída ao longo de toda a bacia e apresenta um alto contraste de impedância acústica em relação aos sedimentos sotoposto, pois ca longo período sem sedimentação, ela é facilmente mapeada com os dados sísmicos, servindo como referência para correlação estratigráca. Figura 3.11: Trato de sistema transgressivo e as superfícies estratigrácas. Modicado de Catuneanu (2006)

47 Sismoestratigraa 44 Tratos de sistemas mapeados na bacia Sergipe-Alagoas Figura 3.12: Mesma seção sísmica das guras (3.3, 3.4 e 3.6), mostrando os tratos de sistemas mapeados na bacia Sergipe-Alagoas. Seguindo a metodologia empregada, uma vez identicados os padrões de terminações estratais e as superfícies estratigrácas, mapeamos os tratos de sistemas, gura (3.12). Os polígonos vermelho, azul, amarelo, verde representam os TSNA, TSRF, TSNB e TST, respectivamente. Esses tratos de sistemas vão ser as subdivisões das sequências interpretadas (próximo capítulo). As camadas sedimentares, no lado esquerdo da gura (3.12), foram afetadas por um soerguimento tectônico, dicultando a interpretação dos tratos de sistemas, por isso, identi- camos com um polígono preto e com um símbolo de interrogação os pacotes sedimentares depositados durante o tectonismo. Além disso, elas foram depositadas em ambiente de águas profundas, o que também diculta a interpretação. O polígono verde mais antigo (primeiro de baixo para cima) representa a rocha geradora da formação Cotinguiba, seção (2.4.2), que foram depositados em ambiente marinho durante um evento global anóxico e transgressivo no Turoniano, por isso interpretamos como TST, mesmo sem conseguir reconhecer o padrão de empilhamento dos estratos. Notar que as fases transgressivas são pouco espessas, nessa porção da bacia, pois o aporte sedimentar é grande. Isso é observado com a crescente migração da linha de costa em direção

48 Sismoestratigraa 45 a bacia, lado direito da gura. Vale destacar que essa interpretação é válida apenas no sentido dip ou em uma área limitada da bacia, como é o caso dessa dissertação. A migração da linha de costa em direção ao mar (progradação) ou continente (retrogradação) depende da combinação entre o espaço de acomodação e o aporte sedimentar. Como esses parâmetros variam no sentido strike da bacia, certamente os tratos de sistemas vão variar lateralmente, principalmente, quando comparar a região próxima à foz do rio São Francisco, supridor de sedimentos da bacia, com a região norte, que apresenta um aporte sedimentar menor.

49 4 Sequências deposicionais Com o mapeamento sísmico através do modelo clássico de estratigraa de sequências, apresentado no capítulo 3, foi possível dividir os sedimentos da fase drifte em cinco sequências, limitadas por discordâncias e suas conformidades correlativas, gura (4.1). Portanto, a base de cada sequência foi o trato de sistemas de nível baixo ou o trato de sistemas de regressão forçada, quando existia, e o topo foi o trato de sistemas de nível alto. As sequências foram depositadas, aproximadamente, durante os seguintes períodos: sequência 1 (discordância pré-calumbi - topo Cretáceo), sequência 2 (topo do Cretáceo - topo do Paleoceno), sequência 3 (Topo do Paleoceno - topo do Eoceno), a sequência 4 (topo do Eoceno - Mioceno Médio) e a sequência 5 (Mioceno Médio - recente), gura (4.4). As idades são aproximadas, pois só temos três poços com dados cronológicos, e esses são bem localizados na plataforma continental, o que dicultou, algumas vezes, a correlação com os sedimentos de águas profundas. Vale ressaltar que Cainelli (1992) realizou um estudo regional de estratigraa de sequências em toda a bacia de Sergipe-Alagoas e subdividiu o Grupo Piaçabuçu (fase drifte) em quatro sequências. Nesse trabalho, ele até identicou sequências menores ou locais, mas só deu ênfase às sequências com caráter regional. As três sequências mais antigas, aqui identicadas, são similares com as mapeadas por Cainelli (1992). Entretanto, a última sequência rastreada por ele, depositada entre o Oligoceno e o recente, foi dividida em duas nessa dissertação. Para cada sequência foram gerados os seguintes mapas: espessura em tempo sísmico; fácies sísmica, que foi associada com litofácies; e estrutural em tempo sísmico. Esses mapas foram essenciais para denir as melhores posições espaciais e temporais dos testes de decomposição de tempo-frequência do dado sísmico, a m de identicar acumulações 46

50 Sequências deposicionais 47 de hidrocarboneto na área estudada. Figura 4.1: Mesma seção sísmica das guras (3.3, 3.4, 3.6 e 3.12), mostrando as sequências mapeadas na bacia Sergipe-Alagoas. Figura 4.2: Carta estratigráca mostrando a cronoestratigraa, litoestratigraa e as sequências mapeadas. As discordâncias em vermelho são os limites das sequências mapeadas. As discordâncias em azul e vermelho foram apresentadas na carta estratigráca da bacia, Campos Neto et al., Associações das fácies sísmicas com a litofácies Uma vez denidas as sequências deposicionais, mapeamos as fácies sísmicas baseado na con- guração interna dos reetores (paralelo, divergente, sub-paralelo, transparente, caótico ou

51 Sequências deposicionais 48 paralelo descontínuo) e na amplitude sísmica (alta, média ou fraca). Devido à espessura das sequências, os mapas reetem a fácies sísmica dominante ou com interesse exploratório. Por exemplo, uma fácies sísmica que caracterize um turbidito, mesmo que seja apenas um reetor sísmico limitado por uma espessa camada de folhelho, vai ser considerado. Mesmo assim, algumas sequências são tão espessas que foi preciso dividir em duas para melhor representar a posição temporal dentro destas, caso da sequência 1. Para cada trato de sistemas das sequências 3 e 4 foi gerado um mapa de fácies, devido à diferença na sedimentação. Posteriormente, associamos cada fácies sísmica com a litofácies, como na gura (4.3). Figura 4.3: Fácies sísmicas e sua associação com a litofácies (colorida com as cores representativas). 4.2 Sequência 1 Essa sequência foi depositada durante o Cretáceo Superior (Santoniano - Maastrichtiano). O seu limite inferior é a discordância pré-calumbi, que marca o início da sedimentação de mar aberto, ou seja, é a passagem da fase transicional para a fase drifte. Essa superfície é facilmente mapeada desde a região de águas rasas até, principalmente, a porção mais profunda da bacia, onde apresenta uma alta amplitude, devido ao alto contraste de impedância acústica com a rocha geradora da formação Cotinguiba, sotoposta, que se encontra na janela de geração de hidrocarboneto nessa porção da bacia, gura (4.4). Muitas vezes, essa superfície erode os blocos rotacionados da fase rifte, gerando uma discordância angular. O limite

52 Sequências deposicionais 49 Figura 4.4: Linha 346 com a comparação da sequência 1 em águas rasas (polígono vermelho) e águas profundas (polígono azul). O topo e a base da sequência 1 estão representados pelas cores verde e violeta, respectivamente. Em águas rasas, a sequência é pouco espessa ou totalmente erodida (zoom do polígono vermelho). Por outro lado, em águas profundas, essa sequência é espessa e bem delimitada na base pela discordância pré-calumbi, notar a forte amplitude (branca), representando a rocha geradora da formação Cotinguiba. O topo da sequência 2 é o horizonte vermelho. superior coincide com o topo do Maastrichtiano. Em águas rasas, essa sequência é bastante erodida, quando preservou algum sedimento, esse é pouco espesso e de ambiente de águas profundas, guras (4.4 e 4.5). Com isso, a paleo quebra da plataforma desse período de sedimentação foi inferida. Possivelmente essa plataforma continental era bem estreita, fazendo com que grande parte dos sedimentos fossem depositados diretamente em águas profundas. Segundo Potter (1997), Karner e Dricoll (1999), o rio São Francisco fornece sedimentos para a bacia de Sergipe-Alagoas desde o Campaniano (80 Ma). Entre as sequência identicadas, essa é a que apresenta a menor extensão territorial, pois ao norte é limitada por altos vulcânicos submarinhos pré-existentes. Além disso, nessa região, a espessura sedimentar dessa sequência é pequena, cor azul na gura (4.6), devido às essas feições geológicas. O mapa estrutural do topo dessa sequência exibe canyons submarinos

53 Sequências deposicionais 50 Figura 4.5: Mapa estrutural, em tempo sísmico, do topo da sequência 1 (topo do Maastrichtiano). Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante o m da deposição dessa sequência (inferido, por isso o símbolo de interrogação) e a atual, respectivamente. Os polígonos pretos preenchidos indicam as posições de altos vulcânicos pré-existentes. em diversas parte da bacia, principalmente, na região do talude superior atual (passagem sinuosa da cor vermelha para cor verde no mapa), que além dos efeito geológicos, também podem está sendo inuenciados pelos canyons modernos que geram o pulldown dos reetores sísmicos, devido ao contraste de velocidade sísmica causada pela superfície irregular do fundo marinho, gura (4.5). Na porção centro-norte da área estudada, os sedimentos dessa sequência encontram-se mais profundos (azul escuro no mapa), pois o embasamento também está mais profundo, gura (4.9). Como essa sequência é espessa na região de águas profundas, gura (4.6), e apresenta uma sedimentação um pouco diferente entre o topo e a base dessa, criamos dois mapas de fácies para essa sequência, um entre a base da sequência e o topo do Campaniano, e o outro com o restante superior até o topo do sequência. Na porção mais antiga dessa sequência (entre Ma), inúmeros turbiditos foram identicados, principalmente, em frente à foz do rio São Francisco (4.7). Esses depósitos são contemporâneos aos reservatórios de águas profundas da costa sergipana, portadores de hidrocarboneto, situados à sudoeste da área de estudo. Portanto, eles foram selecionados como candidatos a testes de decomposição

54 Sequências deposicionais 51 Figura 4.6: Mapa de espessura, em tempo sísmico, da sequência 1. Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante o m da deposição dessa sequência (inferido, por isso o símbolo de interrogação) e a atual, respectivamente. tempo-frequência para avaliar a presença de hidrocarboneto (capítulo 7). Esses turbiditos têm grande atratividade exploratória, tendo em vista, que eles estão bem próximos estratigracamente das rochas geradoras marinhas, que estão na janela de geração de petróleo. A porção superior dessa sequência (entre 80 Ma- 65 Ma), gura (4.7), também apresenta turbiditos, mas bem menos abundante que os da porção basal. 4.3 Sequência 2 Essa sequência foi depositada durante o Paleoceno. Diferentemente da sequência 1 que é erodida na atual porção de águas rasas, aqui é possível identicar espessas camadas de sedimentos, típicas clinoformas de talude, guras (4.4 (polígono vermelho) e 4.11). Os dados sísmico utilizados não conseguem amostrar a paleo quebra da plataforma durante a deposição dessa sequência, por isso inferimos que essa situava-se próxima a praia atual. Em direção ao norte, os sedimentos dessa sequência cobrem os montes submarinhos que limitavam a sequência 1, entretanto, a espessura sedimentar nessa região é pequena, gura (4.11). No mapa estrutural é possível observar inúmeros canyons submarinos (notar

55 Sequências deposicionais 52 Figura 4.7: Mapa de fácies da porção basal da sequência 1 (entre a base da sequência e o topo do Campaniano).Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante o m da deposição dessa sequência (inferido, por isso o símbolo de interrogação) e a atual, respectivamente. a passagem sinuosa das cores vermelha para verde e desta para o azul clara), onde o mais expressivo é o canyon do rio São Francisco, gura (4.10). Os sedimentos erodidos, cores azul do mapa de espessura, gura (4.11), vão preencher os canyons gerados durante o m da sequência 1. Notar que as maiores espessuras, cores quentes, são devido ao preenchimento dessas feições erosivas pré-existentes em águas profundas. As fácies sísmicas dessa sequência, principalmente em águas profundas, são caracterizadas com conguração interna dos reetores sísmicos paralelos ou transparentes e de baixa amplitude, o que associamos ao folhelho. Entretanto, em frente da foz do rio São Francisco, exatamente na passagem entre a plataforma atual e o talude superior, observa-se uma extensa área com depósitos de turbiditos, que podem vim a ser futuros prospectos exploratórios. 4.4 Sequência 3 Durante o Eoceno, depositaram-se os sedimentos da sequência 3. O seu limite basal é uma das discordâncias mais expressivas na bacia, onde marca a mudança de fácies sísmica drasti-

56 Sequências deposicionais 53 Figura 4.8: Mapa de fácies da porção superior da sequência 1 (entre o topo do Campaniano e o topo da sequência 1).Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante o m da deposição dessa sequência (inferido, por isso o símbolo de interrogação) e a atual, respectivamente. camente, principalmente em águas profundas, passando de uma conguração interna transparente ou paralela com baixa amplitude para uma fácies paralela descontínua ou caótica de amplitude variada. Geologicamente falando, marca a passagem de um folhelho para um complexo de transporte de massa (mass transport complex) (MTC). Notar, na gura (4.13), a mudança de fácies sísmica a partir da base da sequência 3 (horizonte vermelho). Weimer e Slatt (2004) denem MTC como um termo sismoestratigráco que pode ser aplicado somente para feições grandes o suciente para serem imageados com dados sísmico de grande extensão. Além disso, eles não consideram o tipo de processo do transporte (corrente de turbidez, uxo de detritos, etc), considera somente o efeito gravitacional, por isso, também são chamados de depósitos gravitacionais. A origem do MTC na bacia de Sergipe-Alagoas a partir do Eoceno pode está associado à vários fatores como: aumento do aporte sedimentar nesse período, formações de canyons submarinhos que erodem a plataforma e despeja esses sedimentos no talude/bacia profunda, rápida taxa de sedimentação, efeito de correntes marinhas, plataforma curta e íngreme. Vale ressaltar que esses depósitos podem ocorrer tanto na descida como na subida do nível de base relativa, o que pode diferenciar é o tipo de sedimento que predomina, arenoso (na queda) ou

57 Sequências deposicionais 54 Figura 4.9: Mapa estrutural do embasamento sem as falhas, em tempo sísmico. Notar o depocentro em azul escuro na região de águas profundas. O fato do talude atual ser bastante inclinado, todos os mapas estruturais em tempo apresentam um gradiente topográco mais acentuado do que o real nessa região. lamoso (na subida). Segundo Karner e Dricoll (1999), durante o Eoceno Médio, o rio Parnaíba, que é a maior fonte de clastos para a sub-bacia Mundaú, bacia do Ceará, foi capturado pelo rio São Francisco, aumentando o aporte sedimentar na bacia de Sergipe - Alagoas e, consequentemente, diminuindo na sub-bacia supracitada. Além disso, dados de traço de ssão da apatita (TFA), um método geocronológico, na província da Borborema e no Cráton do São Francisco, áreas fonte da bacia de Sergipe-Alagoas (Morais Neto et al.,2009; Turner et al., 2008; Jelinek et al., 2014), indicam dois episódios de resfriamento durante o intervalo de Ma, separação entre a América do sul e África, e Ma, o que sugere o soerguimento e denundação da área fonte nesse período. Jelinek et al. (2014) obtiveram a história de denundação na porção setentrional da margem leste brasileira ( entre a bacia do Espiríto Santos e Sergipe-Alagoas) através dos dados de TFA. Eles registraram uma denundação de mais de 1,6 km na região do Platô da Borborema, entre Ma, sugerindo uma erosão contínua da topograa existente e transporte de sedimentos pelos caminhos existentes. Entretanto, entre 40 Ma - 0 Ma, a taxa de erosão e sedimentação foi bastante alta, 40 metros/ma, no Platô da Borborema e na bacia, respectivamente. Essas informações corroboram com a presença do MTC

58 Sequências deposicionais 55 Figura 4.10: Mapa estrutural, em tempo sísmico, do topo da sequência 2 (topo do Paleoceno). Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante o m da deposição dessa sequência (inferido, por isso o símbolo de interrogação) e a atual, respectivamente. Notar a passagem sinuosa das cores vermelha para verde e desta para o azul clara, indicativo de canyons submarinos. observado desde o Eoceno até o recente. Cainelli (1992) indica que a plataforma continental curta e íngreme, mais um talude lamoso, inconsolidado e inclinado, favorecem a formação dos depósitos de transporte de massa. Além disso, ele interpreta que a costa sergipana/alagoana sofre inuência de marés e correntes marinhas, corrente Brasileira, desde o Paleoceno, o que aumenta a erosão e a remobilização dos sedimentos da plataforma para a porção distal da bacia. Em direção ao norte, a quebra da plataforma durante o Eoceno (polígono preto) quase que coincide com a plataforma atual (polígono vermelho), gura (4.14). Entretanto, quanto mais se aproxima da foz do rio São Francisco, essa paleo plataforma é mais erodida, por isso observa-se um recuo, de mais de 10 Km, desta em direção ao continente. Os sedimentos erodidos vão ser transportados para o fundo da bacia. Devido ao aumento do aporte sedimentar, a sequência 3 é a que apresenta as maiores espessuras, quase 2 segundos de tempo sísmico (a soma entre os mapas das guras (4.15 e 4.16). Os locais mais espessos, dessa sequência, situam-se em frente a foz do rio São Francisco e na porção centro-leste, em águas profundas, onde existe um grande espaço de acomodação

59 Sequências deposicionais 56 Figura 4.11: Mapa de espessura, em tempo sísmico, da sequência 2. Quanto mais quentes as cores, maiores as espessuras, que correspondem ao preenchimento dos canyons pré-existentes em águas profundas. A cor azul sugere que os sedimentos foram erodidos e remobilizados. Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante o m da deposição dessa sequência (inferido, por isso o símbolo de interrogação) e a atual, respectivamente. criado pela subsidência do embasamento. Grande parte dessa espessura foi gerada durante o período de rebaixamento do nível de base relativo na plataforma, ou seja, durante o período inicial de deposição da sequência (entre 58 Ma - 48 Ma, aproximadamente), o que intensicou as erosões na plataforma e, consequentemente, a sedimentação em águas profundas, gura (4.15). Notar que em ambos os mapas de espessura dessa sequência, guras (4.15 e 4.16), a região norte apresenta pequena espessura sedimentar, pois se afasta da fonte dos sedimentos, rio São Francisco, e devido a presença de montes submarinos. Como a sedimentação variou bastante dentro da sequência 3, criamos dois mapas de fácies, um durante o período de descida do nível de base relativa e o outro durante a subida, assim como os mapas de espessura. No período de queda do nível de base, gura (4.17), a sedimentação no talude é predominantemente de arenitos e depósitos de transporte de massa arenoso, cores amarela e laranja, respectivamente. Na porção distal da bacia, predomina os depósitos de transporte de massa lamosa. Vale destacar, em águas profundas e ultraprofundas, a presença de corpos magmáticos (cor rosa no mapa) interpostos às rochas sedimentares. A natureza e a idade dessas rochas são desconhecidas, mas alguns autores

60 Sequências deposicionais 57 Figura 4.12: Mapa de fácies da sequência 2. Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante o m da deposição dessa sequência (inferido, por isso o símbolo de interrogação) e a atual, respectivamente. relacionam com o soerguimento e a história de denundação da margem continental onshore entre 50 Ma-40 Ma, (Chang et al., 1992; Misuzaki et al., 2002). Na fase de subida do nível de base relativo, gura (4.18), a sedimentação é predominantemente de depósitos de transporte de massa lamosa, com exceção à foz do rio São Francisco que continua retrabalhando e remobilizando os sedimentos de fácies arenosa. Além dos diversos fatores já citados, os depósitos de transporte de massa têm uma grande distribuição territorial, pois a bacia de Sergipe-Alagoas não é connada, ou seja, não existem barreiras como diapiros de sal. A mudança de uma sedimentação com o predomínio de fácies arenosa, durante a fase de rebaixamento do nível de base relativo, para uma sedimentação lamosa da fase de subida, pode ser visto nas seções sísmica das guras (4.13 e 4.19). Notar a diferença de fácies sísmica abaixo e acima do horizonte sísmico laranja. 4.5 Sequência 4 A sedimentação da sequência 4 começou durante o Oligoceno e nalizou no Mioceno Médio. A base dessa sequência é facilmente mapeada, pois marca o contraste entre os depósitos lamoso de nível de mar alto, do m da sequência 3, com os depósitos de uxo gravitacional

61 Sequências deposicionais 58 Figura 4.13: Linha sísmica 237, na direção dip, mostrando a mudança da fácies sísmica a partir da base da sequência 3 (horizonte vermelho escuro), principalmente em águas profundas. Notar o cruzamento com a linha 327 da gura arenoso, depositados durante a regressão forçada dessa sequência. O topo da sequência, às vezes, é difícil de ser interpretados, pois é bastante erodido por canyons mais juvenis. As seções sísmica das guras (4.13 e 4.19) mostram que durante a fase de descida relativa do nível de base, as fácies sísmica são paralelas/sub-paralelas com alta amplitude, que associamos aos leques submarinos da regressão forçada. Entretanto, durante a fase de subida, as fácies passam a ser transparentes ou paralelas com baixa amplitude, característico de uma sedimentação pelágica. Notar acima e abaixo do horizonte sísmico azul claro. A gura (4.19) mostra a típica sucessão de depósitos gravitacionais formados em resposta ao ciclo completo da mudança do nível de base nas sequências 3 e 4. A linha de costa, durante o m dessa sequência, já progradou bastante em relação à sequência 3. As grandes espessuras dessa sequência concentram-se na plataforma continental e no talude, devido as clinoformas progradacionais. Em direção às águas ultraprofundas, essa sequência é pouco espessa ou é erodida, gura (4.21). Como essa sequência, também, apresentou uma sedimentação durante o ciclo completo de mudança do nível de base, então geramos dois mapas de fácies, assim como a sequência 3.

62 Sequências deposicionais 59 Figura 4.14: Mapa estrutural, em tempo sísmico, do topo da sequência 3 (topo do Eoceno). Observar o recuo em direção ao continente da paleo quebra da plataforma desse período (polígono preto), isso ocorre devido à intensa erosão da plataforma, principalmente quando aproxima-se da foz do rio São Francisco. Notar a passagem sinuosa das cores vermelha para verde e desta para o azul clara, indicativo de canyons submarinos. Durante a queda do nível de base, gura (4.22), são interpretados depósitos gravitacionais com predominância arenosa no talude superior e na região norte, que sugerimos que sejam sedimentos erodidos dos montes vulcânicos pré-existentes nessa região. Em águas profundas e ultraprofundas ainda predominam os depósitos gravitacionais lamosos. Vale destacar o estabelecimento de uma plataforma carbonática, indicando a presença de águas rasas e límpidas. Segundo Cainelli (1992), a corrente marinha, chamada Brasileira, deete toda a argila oriunda do rio São Francisco para a costa sergipana, tornando a plataforma alagoana um ambiente ideal para a sedimentação de areias (próximo das praias) e carbonatos (na quebra da plataforma). Alguns autores (Feijó, 1994; Cainelli, 1992; Campos et al., 2007) interpretam a plataforma carbonática desde o Paleoceno. Entretanto, na área estudada só observamos fácies características de carbonato somente a partir do Oligoceno. Os três poços avaliados também só apresentam essas rochas a partir desse período. Talvez, com um maior número de poços e de linhas sísmicas, que consigam amostrar a paleo plataforma do Paleoceno, podemos conrmar, na área estudada, a presença de rochas carbonáticas em idades mais antigas, como sugeridas pelos autores supracitados. Durante a subida do nível

63 Sequências deposicionais 60 Figura 4.15: Mapa de espessura, em tempo sísmico, da sequência 3, durante a fase de descida do nível de base relativo na plataforma (58Ma-48 Ma). Notar que as espessuras desse mapa são maiores que as do mapa da gura (4.16), que representa a fase de subida do nível de base relativa. de base, gura (4.23), a sedimentação da plataforma não altera, pois as correntes marinhas e as marés ainda continuam atuando, mas com uma dinâmica menor, ou seja, as erosões e o retrabalhamento dos sedimentos diminuem, consequentemente, a sedimentação vai ser predominantemente pelítica em águas profundas e ultraprofundas. Portanto, os canyons submarinos, antes preenchidos com areia, agora vão ser cobertos de argila. 4.6 Sequência 5 Essa sequência iniciou a deposição durante o Mioceno médio e persiste até hoje. As maiores espessuras situam-se entre a quebra da plataforma e o talude superior, devido as clinoformas progradantes, gura (4.25). Em águas profundas, os locais mais espessos ocorrem justamente nos canyons submarinos modernos, como o do São Francisco, ao sul, e um situado ao norte. A sedimentação desses canyons apresenta uma fácies arenosa, gura (4.26). Na plataforma continental,as fácies continuam arenosa e carbonática como na sequência 4. A plataforma ao longo dos estados de Sergipe e Alagoas é considerada uma das mais dinâmicas plataformas no mundo, devido as marés e correntes de alta energia. Isso impede a formação de grandes

64 Sequências deposicionais 61 Figura 4.16: Mapa de espessura, em tempo sísmico, da sequência 3, durante a fase de subida (48 Ma-38 Ma) do nível de base relativo na plataforma. Figura 4.17: Mapa de fácies da sequência 3, durante a queda do nível de base relativo. Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante esse período e a atual, respectivamente.

65 Sequências deposicionais 62 Figura 4.18: Mapa de fácies da sequência 3, durante a subida do nível de base relativo. Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante esse período e a atual, respectivamente. e argilosos deltas dominados por rio. Vale destacar que o volume e o tamanho dos sedimentos aportados para as águas profundas são controlados pela energia do rio São Francisco, pela inclinação do talude e pela largura da plataforma continental. Como a bacia de Sergipe-Alagoas apresenta uma das plataformas mais estreitas no Brasil, com cerca de 30 km, e um talude íngreme, que é acentuado pelo empilhamento dos carbonatos na borda da plataforma, então o aporte de siliciclásticos para a bacia vai ser alto.

66 Sequências deposicionais 63 Figura 4.19: Trecho da linha sísmica 327, na direção strike, mostrando a típica sucessão de depósitos gravitacionais formados em resposta ao ciclo completo de mudança do nível de base. A fase de queda do nível de base relativo das sequências 3 e 4 estão representados pelas letras A e C, respectivamente. A fase de subida do nível de base relativo das sequências 3 e 4 estão representados pelas letras B e D. Notar o cruzamento com a linha 237 da gura 4.13.

67 Sequências deposicionais 64 Figura 4.20: Mapa estrutural, em tempo sísmico, do topo da sequência 4 (topo do Mioceno Médio). Figura 4.21: Mapa de espessura, em tempo sísmico, da sequência 4. Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante esse período e a atual, respectivamente.

68 Sequências deposicionais 65 Figura 4.22: Mapa de fácies da sequência 4, durante a queda do nível de base relativo. Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante esse período e a atual, respectivamente. Figura 4.23: Mapa de fácies da sequência 4, durante a subida do nível de base relativo. Os polígonos tracejados em preto e vermelho representam as quebras da plataforma durante esse período e a atual, respectivamente.

69 Sequências deposicionais 66 Figura 4.24: Mapa estrutural, em tempo sísmico, do topo da sequência 5 (fundo do mar). Figura 4.25: Mapa de espessura, em tempo sísmico, da sequência 5.

70 Sequências deposicionais 67 Figura 4.26: Mapa de fácies da sequência 5.

71 5 Modelagem sísmica 1D A modelagem sísmica 1D visa predizer a propagação da onda sísmica no meio poroso através de dados de poço. Basicamente, são necessários os pers de sônico e densidade, para a geração da função reetividade, mais um pulso sísmico, preferencialmente, extraído do dado sísmico na posição do poço analisado. A modelagem de substituição de uídos altera os valores do módulo bulk (parâmetro elástico) e densidade da rocha, consequentemente, a reetividade, em função do tipo de uído que está sendo analisado. Portanto, essa técnica ajuda a testar cenários com diferentes tipos de uídos. Inicialmente foi realizada a modelagem sísmica, nos poços A e B, sem considerar os efeitos da atenuação, através do método convolucional convencional. Como os reservatórios com gás são caracterizados como meios atenuantes da onda sísmica, também consideramos o efeito da atenuação no dado sísmico. Nesse caso, foi criado um perl de fator de qualidade Q, que serviu de dado de entrada para o modelo convolucional não-estacionário. 5.1 Modelagem de substituição de uídos A modelagem de substituição de uídos é uma importante ferramenta para a interpretação sísmica, pois consegue quanticar e modelar diversos cenários com as propriedades dos uídos. A equação de Gassman (1951 a), (5.1), é o modelo representativo mais bem sucedido. v 2 pρ = K b µ = K R + K f (1 K R K g ) 2 φ + K f K g (1 φ K R K g ) + 4 µ, (5.1) 3 68

72 Modelagem sísmica 1D 69 onde φ é a porosidade, ρ é a densidade, K é o módulo bulk, enquanto os subscritos R, g e f correspondem à rocha seca (arcabouço e grãos sem uídos), à matriz (grãos) e ao uído, respectivamente. Além disso, o subscrito b se refere à rocha completa, com os grãos, poros e uído. Como exemplo prático, os valores da velocidade compressional e da densidade da rocha vão ser bem menores na presença do gás do que com água, pois o Kf do gás é 0,131 Gpa e o da água é 2,37 Gpa. Importante notar que o módulo de rigidez, µ, independe do uído, com isso, permanece constante durante o processo de substituição do uído Para cada modelo (uído) a equação de Gassman vai gerar uma função reetividade, que representa o contraste de impedância acústica (velocidade compressional, v p, multiplicado pela densidade) entre as camadas. A m de entender as variações da frequência instantânea, capítulo 7, quando o uído é substituído, dois sismogramas foram criados, um com hidrocarboneto e outro com água (gura 5.5), utilizando o modelo convolucional do traço sísmico com incidência vertical, que é descrito pela equação s(t) = w t r t + n t (5.2) Onde s t é o sinal obtido, w t é o pulso sísmico, r t é a função reetividade e n t é o ruído, que foi considerado nulo. A gura (5.1) exibe o sismograma do poço B, quando modelado com hidrocarboneto. Notar que no topo do reservatório, linha vermelha, a velocidade compressional aumenta, fazendo com que o sismograma apresente uma amplitude positiva (cor preta) na entrada do reservatório. Para realizar essa modelagem, dois poços, A e B, portadores de hidrocarboneto e localizados em águas profundas, mas fora da área estudada, foram utilizados. Esses dois poços possuem os pers de densidade e de sônico, dados utilizados para gerar a função reetividade. O pulso sísmico utilizado foi uma ricker com 200 ms de comprimento e 25 Hz de frequência dominante. 5.2 Modelagem considerando o efeito da atenuação A atenuação de um meio real terrestre afeta a amplitude, frequência e fase da onda sísmica propagante. Esses efeitos, se ignorados, podem ser fonte de erros na modelagem. A atenuação sísmica é quanticada pelo fator de qualidade Q, que depende da litologia, porosidade, tipo do uído e sua saturação presente no espaço poroso. O Connell e Budiansky (1978) denem

73 Modelagem sísmica 1D 70 Figura 5.1: Poço B mostrando o sismograma gerado para o modelo com hidrocarboneto. Os pers de densidade e velocidade crescem para direita. O topo do reservatório(linha vermelha) é caracterizado com uma alta impedância acústica (cor preta no sismograma) Q em termos da média entre a energia armazenada e a energia perdida em um ciclo. Para obter os resultados de modelagem mais realistas na propagação da onda, o fator de qualidade (Q) deve ser incorporado. Um perl de fator de qualidade Q foi gerado utilizando a teoria proposta por Dvorkin e Mavko, Posteriormente, realizamos a modelagem da atenuação do traço sísmico 1D, considerando o modelo convolucional não-estacionário proposto por Margrave et al, Criação do perl Q A condição necessária para a atenuação é a heterogeneidade elástica da rocha. Com isso, existem alguns mecanismos de atenuação da onda quando relacionado com as propriedades e condições do reservatório. Por exemplo, um arenito argiloso e seco pode atenuar a onda devido à viscoelasticidade da argila presente. Entretanto, no nosso caso, consideramos somente o efeito da saturação parcial de hidrocarboneto. A passagem da onda sísmica por uma rocha porosa e elasticamente heterogênea resulta em um uxo líquido oscilatório. Portanto, em um meio parcialmente saturado (gás/água), a

74 Modelagem sísmica 1D 71 fricção desse uxo viscoso é alta, pois a fase água movimenta-se entrando e saindo do espaço poroso preenchido com gás. Essas perdas viscosas, durante o uxo, são responsáveis pela atenuação da onda. Devido a esse mesmo efeito viscoelástico, os módulos elásticos dinâmico da rocha variam com a frequência. O termo viscoelástico signica que a resposta deformacional de um material físico à uma carga depende não só da sua magnitude, mas também da taxa (velocidade) com que essa carga é aplicada. Para relacionar os módulos elásticos da rocha com a frequência, Dvorkin e Mavko, 2006, propuseram um experimento físico com um sistema mola/amortecedor. Se a mola for empurrada rapidamente, ela reagirá de forma rígida. Enquanto, se for empurrada lentamente, ela responderá suavemente. Em outras palavras, o modulo elástico do sistema vai ser maior em excitações de altas frequências do que em baixas frequências. Desta maneira, Dvorkin e Mavko, 2006, indicam que as mudanças dos módulos elásticos com a frequência podem está relacionadas ao o fator de qualidade Q. Como os módulos em alta frequência são normalmente maiores que os de baixa frequência, então a diferença entre esses módulos é traduzido em o inverso do fator de qualidade (Q 1 ). A atenuação pode ser estimada, em dados de poço, usando essa teoria e informações a respeito da porosidade, saturação, tipo de uído, densidade e volume de argila. Além disso, parâmetros relacionando as propriedades dos uídos e das rochas (como valor de módulo bulk do uído, densidade do uído, módulo bulk da rocha seca, etc) também são úteis e foram retirados da literatura (Mavko et al, 1998). Raji e Taiye (2014) mostram como calcular a atenuação quando alguns dados de poço estão ausentes. Nessa dissertação, o cálculo do perl Q foi realizado somente no poço A, que possui todos os dados necessários disponíveis. Segundo Dvorkin e Mavko, 2006, em baixa frequência, as partes rígidas e moles da rocha estão hidraulicamente comunicáveis, dessa maneira, é válido considerar o conceito de uído efetivo como uma mistura entre o líquido e o gás. Com isso, o módulo compressional para baixa frequência pode ser calculado através da equação de Gassmann (1951a), equação (5.1). Em altas frequência não existe esse equilíbrio hidráulico, portanto, os efeitos da contribuição do gás e da água têm que ser calculados separadamente. Nesse caso, o módulo compressional de toda a rocha tem que ser estimado através da média harmônica de cada região homogênea na rocha Os módulos da rocha em alta, equação (5.3), e baixa frequência, equação (5.4), são estimados através de dados de pers elétricos como:

75 Modelagem sísmica 1D 72 1 M H = S W M P + 1 S W M SW =0 (5.3) M L = M DRY φm DRY (1 + φ)k F + K F M M S S (5.4) M DRY (1 φ)k F + φm S K F M S Onde M S é o módulo compressional dos minerais, M DRY é o módulo compressional da rocha seca, K F é o modulo bulk do uído e φ é a porosidade. M P e M SW =0 são os módulos das regiões saturadas com água e hidrocarboneto, respectivamente. As denições matemáticas de M P, M SW =0 e outros parâmetros são fornecidos no apêndice. O valor inverso do fator de qualidade da onda compressional, Q 1 P, é calculado por Q 1 P = M H M L 2 M L M H (5.5) A gura (5.2) mostra o perl de Q gerado com a teoria descrita acima. Como somente foi considerado os efeitos de atenuação para os reservatórios saturados por hidrocarboneto, o valor de Q só varia nesses locais, indicados pelos polígonos vermelho e verde, que representam a saturação com gás e óleo, respectivamente. Portanto, foram considerados dois reservatórios com gás, onde os valores de Q variaram entre 19 e 73 para o reservatório mais raso (tempo 330 ms) e, entre 19 e 116, para o outro. Notar que os valores para os reservatórios com gás são menores que com óleo, que variaram entre 74 e 158. Os valores de Q são adimensionais. Para as rochas saturadas somente com água, foi considerado um valor constante de Q igual a 150. Esse perl serviu como dado de entrada na modelagem com atenuação. Considerando um arenito argiloso, como é o caso dos novos alvos exploratórios da bacia de Sergipe-Alagoas, e atenuação somente por efeitos de saturação de hidrocarboneto, concluímos que o valor de Q é diretamente proporcional ao módulo bulk do uído, rigidez da rocha e argilosidade. Entretanto, é inversamente proporcional à saturação do gás Teoria do modelo convolucional não-estacionário Nessa seção, seguiremos Margrave et al (1998) e Cheng (2013), para dar uma introdução dos modelos convolucionais estacionário e não estacionário do traço sísmico. Margrave el al (1998) consideram a convolução não-estacionária como uma razoável generalização do caso estacionário. Para o modelo convolucional estacionário, o pulso sísmico não varia com o

76 Modelagem sísmica 1D 73 Figura 5.2: Perl de Q gerado no poço A. Os polígonos vermelho e verde indicam as posições dos reservatórios com gás e óleo, respectivamente. tempo ou espaço, ou seja, é constante. O modelo convolucional estacionário, como descrito anteriormente pela equação (5.2), pode ser reescrito na seguinte forma: s estac (t) = w(t) r(t) = w(t τ)r(τ)dτ, (5.6) Onde s(t) é o traço sísmico estacionário, w(t) o pulso sísmico, r(t) a reetividade e o simbolo "*"denota a convolução convencional. Uma maneira de implementar numericamente a equação (5.6), é aplicar a multiplicação de matrizes, que pode ser formulada como: s estac = W r, (5.7) onde s estac é o vetor coluna representando o traço sísmico amostrado, W é a matriz Toeplitz formada por w(t), devido ao seu alto grau de simetria, como mostrado na equação (5.8), e r é o vetor coluna contendo a reetividade amostrada. Cada coluna da matriz Toeplitz corresponde a versão progressivamente atrasada do pulso sísmico amostrado.

77 Modelagem sísmica 1D 74 : s 0 s 1 s 2 s 3 : = : : : : : : w 0 w 1 w 2 : : w 1 w 0 w 1 : : w 2 w 1 w 0 : w 3 w 2 w 1 : : : : : : : r 0 r 1 r 2 r 3 : (5.8) A Figura (5.3) exibe uma representação gráca da equação (5.8), onde w(t-τ) representa a matriz convolução estacionária para um pulso particular de fase mínima, notar que a diagonal principal é constante, ou seja não varia no tempo. As cores preta, branca e cinza da matriz representam positivo, negativo e zero, respectivamente. O s(t) é o sismograma gerado e r(τ) é a reetividade do poço A. Figura 5.3: Representação gráca da equação (5.8), onde w(t-τ) representa a matriz convolução estacionária para um pulso particular de fase mínima, s(t) é o sismograma gerado e r(τ) é a reetividade do poço A. Para entender como generalizar a convolução, Margrave et al (1998) realizou a multiplicação de matriz na equação (5.8), começando com s 0 e continuando com os primeiros termos, onde s 0 =... + w 0 r 0 + w 1 r 1 + w 2 r s 1 =... + w 1 r 0 + w 0 r 1 + w 1 r s 2 =... + w 2 r 0 + w 1 r 1 + w 0 r = (5.9)

78 Modelagem sísmica 1D 75 Se multiplicarmos através de colunas (Strang, 1986, in Margrave et al, 1998) que é uma forma menos familiar, mas fundamental para a generalização da convolução, verica-se na equação (5.9) que cada amostra de r j multiplica uma coluna da matriz convolução e isso é equivalente : s 0 s 1 s 2 s 3 : =... + : w 0 w 1 w 2 w 3 : r 0 + : w 1 w 0 w 1 w 2 : r 1 + : w 2 w 1 w 0 w 1 : r (5.10) Portanto, cada amostra de r(t) é usada como um fator de escala de uma versão de w(t) deslocado no tempo e o conjunto de formas de ondas dimensionadas e deslocadas serão superpostas. Notar na equação (5.10), que representa o caso estacionário, as respostas impulsivas (vetores coluna) vão ser iguais, exceto por um deslocamento no tempo Na prática, a propagação da onda sísmica está sujeita às diversas distorções, como a atenuação, divergência esférica, perdas por transmissão, etc. Como resultado, o pulso sísmico tende a alterar com o tempo, ou seja perde amplitude e muda de fase. Portanto, a diferença fundamental entre ltros lineares estacionários e não-estacionário é que a resposta impulsiva do último deve variar arbitrariamente com o tempo. Modicando a equação (5.10), adicionando um segundo subscrito a W, para aplicar a superposição das respostas impulsiva variando no tempo, o ltro não estacionário pode ser escrito como a equação (5.11) : s 0 s 1 s 2 s 3 : =... + : w 0,0 w 1,0 w 2,0 w 3,0 : r 0 + : w 1,1 w 0,1 w 1,1 w 2,1 : r 1 + : w 2,2 w 1,2 w 0,2 w 1,2 : r (5.11) Onde cada vetor coluna do lado direito torna-se a resposta impulsiva no tempo correspondente ao valor de r j, que atua como fator de escala para cada vetor coluna. Portanto, a convolução não-estacionária 1D correspondendo a reetividade r(t) pode ser formulada como: i(t) = a(τ, t τ)r(τ)dτ, (5.12)

79 Modelagem sísmica 1D 76 A equação (5.12) é a superposição linear das respostas impulsiva do processo de atenuação, dimensionada pelos correspondentes coecientes de reetividade. Como descrito por Kjarttasson, 1979, a resposta impulsiva do processo de atenuação para um especíco tempo t pode ser descrito como: a(t, τ) = A(t, f)e jϕ(t,f) e 2πjfτ df, (5.13) Onde A(t,f) e ϕ(t, f) são o espectro de amplitude e de fase de a(t,τ), respectivamente. O espectro de fase pode ser calculado através da transformada de Hilbert sobre frequência do logaritmo natural de A(t,f). Para um fator de qualidade Q calculado, ver seção (5.2.1), temos A(t, f) = e π f t Q (5.14) Vale ressaltar que o valor de Q na equação (5.14) é um valor médio. Para um perl de Q, onde cada camada tem um valor diferente, o valor médio deve ser calculado a partir desses valores. Supondo que existam M camadas para um dado tempo de trânsito com Q k valores e intervalo de tempo t k, (k = 1, 2,.., M). O valor médio pode ser obtido por: t Q medio (t) = t k ΣM k=1 (5.15) Q k Então, para um pulso sísmico w(t), o sismograma resultante é s(t) = w(t) i(t) = w(t τ)i(τ)dτ, (5.16) Para um valor de Q innito, ou seja, sem os efeitos da atenuação, o termo i(τ) da equação (5.16) passa a ser r(τ), retornando para a equação (5.6), que representa a convolução estacionária. A gura (5.4) mostra o efeito da atenuação na matriz convolução. Nas posições dos reservatórios com gás, polígonos vermelhos, onde apresentam baixos valores de Q (ver seção 5.2.1), a amplitude e a fase são alteradas. Comparar com a matriz convolução da gura (5.3). Maiores detalhes da comparação, entre o dado com e sem atenuação, serão discutidos na próxima seção.

80 Modelagem sísmica 1D 77 Figura 5.4: Representação gráca do efeito da atenuação na matriz convolução. Os polígonos em vermelho destacam a perda de amplitude exatamente na posição dos reservatórios com gás. Comparar com a matriz da gura (5.3). 5.3 Resultados das modelagens 1D A gura (5.5) exibe o resultado da modelagem de substituição de uídos no poço B, sem considerar efeitos de atenuação. Notar que até o tempo 5600 ms, aproximadamente, os sismogramas são iguais, pois a modelagem só é realizada nos reservatórios. Como o reservatório é de alta impedância, como mostrado na gura (5.1), o sismograma com gás (linha vermelha) tende a apresentar uma amplitude menor do que o sismograma com água (linha azul) no topo do reservatório. O poço A apresenta três acumulações de hidrocarbonetos, sendo duas de gás e uma de óleo. Diferente do poço B, os reservatórios desse poço apresentam baixa impedância acústica. A gura (5.6) mostra a comparação entre os sismogramas com (vermelho) e sem atenuação (azul), realizada no poço A. Como era esperado, o efeito da atenuação diminuiu a amplitude do sismograma modelado. Quanto menor o valor do Q calculado, principalmente nos reservatórios com gás (reta amarela),mais pronunciada é a diferença de amplitude entre os sismogramas calculados. Além disso, uma defasagem entre os sismogramas é observada, ou seja, ocorre um atraso no dado modelado com atenuação, gura (5.7).

81 Modelagem sísmica 1D 78 Figura 5.5: Resultado da modelagem de substituição de uído no poço B.. Figura 5.6: Poço A comparando os sismogramas com (vermelho) e sem (azul) atenuação. Os reservatórios com gás e óleo estão indicados pelas retas amarelas e preta, respectivamente

82 Modelagem sísmica 1D 79 Figura 5.7: Zoom da gura (5.6). Os polígonos amarelos e preto representam os reservatórios com gás e óleo, respectivamente. A reta verde tracejada indica a presença de um folhelho de baixa impedância acústica.

83 6 Decomposição tempo-frequência O sinal sísmico é normalmente representado em função do tempo e das suas coordenadas espaciais. Entretanto, em muitos casos, signicativas informações estão "escondidas"no conteúdo de frequência do sinal ou certos problemas são mais facilmente resolvidos no domínio da frequência (temporal ou espacial), como a integral de Kirchho. Com isso, torna-se necessário representar o mesmo sinal no domínio da frequência. A transformada de Fourier é provavelmente a forma mais popular de passar um sinal do domínio do tempo para a frequência, ou vice-versa. No século XIX, Fourier, matemático francês, mostrou que uma função periódica pode ser separada em suas componentes (cossenos e senos) de diferentes frequências. A transformada direta e inversa de Fourier é expressa, respectivamente, por: S(f) = s(t)e 2πift dt, (6.1) s(t) = S(f)e 2πift df, (6.2) Entretanto, a transformada de Fourier possui uma peculiaridade indesejável. Na transformação do sinal do domínio do tempo para frequência, perde-se totalmente a informação sobre a localização temporal (ou espacial). Com essa transformada é impossível identicar a localização de um evento em particular, pois é obtido apenas as frequências que compõem o sinal. Portanto, dois sinais inteiramente diferentes podem apresentar o mesmo espectro de frequência. Para facilitar o entendimento, pegamos dois sinais: um que o conteúdo de frequência aumenta com o tempo e iniciando com a frequência de 20 Hz, passando para 80 Hz e nalizando com 120 Hz (gura 6.2); o outro não varia no tempo, mas as frequências 80

84 Decomposição tempo-frequência 81 supracitadas estão superpostas (gura 6.1). Notar que os espectros de frequência são similares, mesmo com o sinal diferente. Isso acontece porque na transformada de Fourier o tempo e a frequência não estão no mesmo domínio. A transformada de Fourier é útil quando o sinal é estacionário. Como o dado sísmico é não-estacionário, ou seja, o conteúdo de frequência varia com o tempo, então, a transformada de Fourier não é adequada para esse tipo de sinal. Figura 6.1: Sinal estacionário com a superposição das frequências 20 Hz, 80 Hz e 120Hz. Acima o sinal no domínio do tempo e abaixo o espectro de frequência, após a transformada de Fourier. Para obter as duas informações simultaneamente é preciso então uma transformada que une os dois domínios, isso é o objetivo das transformadas chamadas de tempo-frequência. Essas transformadas convertem um sinal 1-D em um espectro 2-D com as dimensões tempo e frequência. Para cada tempo vai existir um espectro de frequência completo. As transformadas de tempo-frequência têm sido utilizadas em diversas áreas da ciência, como na biologia, música e medicina. No universo geofísico, tem sido bastante aproveitado no processamento e interpretação sísmica, para indicadores diretos de hidrocarboneto (Castagna et al., 2003), para estimativa do fator Q (Zoukaneri e Porsani, 2013), para atenuação de ruídos, entre outros. Essas transformadas também são chamadas de decomposição tempo-frequência, distribuição tempo-frequência ou representação tempo-frequência. Existem diversos métodos de decomposição tempo-frequência, mas nesse capítulo falaremos brevemente de apenas três: Transformada de Fourier de tempo curto (STFT), Transformada da wavelet contínua e o

85 Decomposição tempo-frequência 82 Figura 6.2: Sinal não-estacionário, onde a frequência aumenta com o tempo. Inicia com 20 Hz, passa para 80 Hz e naliza com 120 Hz. Acima o sinal no domínio do tempo e abaixo o espectro de frequência, após a transformada de Fourier. Método de Máxima Entropia aplicado a distribuição de Wigner-Ville. 6.1 Transformada de Fourier de tempo curto (STFT) Essa transformada foi criada para tentar solucionar as limitações da Transformada de Fourier. Neste método, o sinal é dividido em pequenos segmentos, que são considerados estacionários. Para esse propósito é escolhida uma janela de tempo, que vai percorrer todo o traço sísmico aplicando a transformada de Fourier. Com isso, é possível mapear o espectro de frequência correspondente a cada janela de tempo e, consequentemente, gerar um espectro 2D com as dimensões no tempo e na frequência. A STFT é expressa por: ST F T (τ, f) = s(t)w(t τ)e 2πift dt, (6.3) onde s(t) é o sinal sísmico, w(.) é a janela escolhida, τ é o tempo central da janela, e e 2πift é o kernel de Fourier. Portanto, cada vez que a janela w(.) percorre s(t), a transformada de Fourier é calculada.

86 Decomposição tempo-frequência 83 Figura 6.3: Exemplo de dependência do tamanho da janela no STFT. Na esquerda, o traço sísmico do poço A, portador de hidrocarboneto. No centro e na direita, os resultados do STFT usando uma janela de 224 ms e 28 ms, respectivamente A STFT é dependente do tipo de janela escolhida (retangular, de Hann, de Hanning, dentre outras) e, principalmente, do tamanho da janela. Para uma janela pequena teremos uma boa resolução temporal, mas uma péssima resolução na frequência. Por outro lado, se a janela for grande o efeito contrário ocorrerá. A gura (6.3) mostra o efeito do tamanho da janela escolhida nos resultados do STFT. Na esquerda, o traço sísmico do poço A, portador de hidrocarboneto. No centro e na direita, os resultados do STFT usando uma janela de 224 ms e 28 ms, respectivamente. Notar que para uma janela pequena (espectro da direita), o método consegue identicar a posição temporal das anomalias (pico branco do traço sísmico nos tempos 5620 e 5690 ms), mas a frequência apresenta uma péssima resolução, variando de 10 a 60 Hz. Já para uma janela grande, a frequência apresenta uma ótima resolução, mas não consegue identicar a posição temporal das anomalias. Portanto, surge a dúvida de qual tamanho de janela deve ser utilizada. Para resolver essa limitação da STFT, surgiram transformadas alternativas.

87 Decomposição tempo-frequência Transformada de wavelet contínua (CWT) Essa transformada foi desenvolvida para solucionar os problemas de resolução do STFT. A análise dessa transformada é realizada de forma similar ao STFT, sendo que no CWT o sinal é convolvido por uma função, chamada wavelet mãe, enquanto que no STFT por uma função janela. Em ambos os métodos, a transformada é computada separadamente por diferentes segmentos do sinal no domínio do tempo. Em outras palavras, o CWT utiliza uma janela variável para o cálculo das transformadas e o STFT uma janela xa. A vantagem da utilização da janela variável é que podemos utilizar longos intervalos onde queremos mais precisão sobre as baixas frequências, e intervalos menores para obter informações sobre as altas frequências. A expressão matemática da CWT é dada por: CW T (a, τ) = 1 a s(t)ψ t τ a dt, (6.4) onde a é a escala, e τ é o fator de translação ao deslocamento. Ψ é a função transformadora, chamada de wavelet mãe, que pode ser a Morlet, a gaussiana, a Haar (chapéu mexicano), entre outras. A wavelet mãe escolhida deve garantir a integração da equação (6.4) e ter uma média zero. (a), a Figura 6.4: Ilustração do processo da transformada contínua de wavelet. Nesse exemplo, estamos calculando os coecientes complexos para o par (1,0), onde a escala é 1 e o tempo é zero. Notar o escalograma sendo construído, na direita inferior O CWT calcula os coecientes complexos para cada par (a, τ), ou seja, para cada escala wavelet é deslocada por diferentes valores de τ até cobrir o tempo total do traço

88 Decomposição tempo-frequência 85 sísmico. Figura 6.5: Ilustração do processo da transformada contínua de wavelet. Nesse exemplo, estamos calculando os coecientes complexos para o par (10,100), onde a escala é 10 e o tempo é 100. Notar que com o aumento da escala a wavelet dilatou. Notar o escalograma sendo construído, na direita inferior Assim, a representação bidimensional da CWT é representada por um eixo de escala e um de tempo, por isso é chamado de escalograma. Embora a representação da CWT seja escala-tempo, podemos relacionar com a frequência (melhor denido como pseudofrequência) através da seguinte expressão (Abry,1997): F a = F c a, (6.5) onde a é a escala, é o período da amostragem, F c é a frequência central em Hz da wavelet (especíca para cada tipo de wavelet) e F a é a pseudo-frequência correspondente à escala a. Portanto, quanto maior a escala, mais dilatada a wavelet, correspondendo a um sinal de baixa frequência. As escalas menores (wavelet mais comprimida) correspondem a um sinal de alta frequência. Vale ressaltar que a CWT decompõe o sinal em números de componentes equivalentes ao número de escalas. Portanto, se algumas frequências especícas são requeridas, então deve se calcular e usar o valor das escalas correspondentes. O processo da CWT pode ser resumido nos seguintes passos, guras (6.4, 6.5 e 6.6): Dene o intervalo de escala e o intervalo de tempo. No exemplo da guras (6.5) a escala varia de 1 até 100, o tempo de Para cada escala, convolver a wavelet com o sinal s(t) para obter os coecientes complexos, deslocando a wavelet em diferentes segmentos do sinal (tempo).

89 Decomposição tempo-frequência 86 Figura 6.6: Escalograma gerado para um sinal que aumenta a frequência com o tempo, começando em 20 Hz, passando por 80 Hz e nalizando com 120 Hz. O eixo CWT corresponde aos valores dos coecientes complexos calculados. Notar que entre os tempos 0 e 300ms, os maiores valores dos coecientes complexos são associados com a escala maior, pois corresponde a menor frequência do sinal, 20 Hz. Para as maiores frequência, 120 Hz, as escalas tendem a ser menores. Representar em uma imagem 2D com eixos de tempo-escala ou tempo-frequência aparente e tendo os coecientes como pontos representados nas variáveis tempo x escala (ou frequência aparente), gura (6.6). Se o sinal possui componente espectral que corresponde ao valor da escala, então o produto entre o sinal e a wavelet vai apresentar um valor relativo alto. O mesmo traço sísmico pode apresentar resultados da CWT muito diferentes, dependendo da wavelet mãe utilizada. No caso do traço sintético gerado com os pers do poço A, o resultado com a wavelet Morlet favoreceu a resolução na frequência, enquanto, com a wavelet Mexican Hat, o tempo é que apresenta uma resolução melhor, pois identica a posição temporal dos reservatórios (pico branco do traço sísmico nos tempos 5620 e 5690 ms), gura (6.7).

90 Decomposição tempo-frequência 87 Figura 6.7: Resultados da CWT, usando wavelet mãe diferentes: Morlet (no centro) e Mexican Hat (na direita) 6.3 Método de Máxima Entropia aplicado a distribuição de Wigner-Ville Os dois métodos apresentados sofrem limitações, pois são dependentes do tamanho da janela, no caso do STFT, do tipo de wavelet utilizada e do número de escalas utilizadas, no caso do CWT. Esses métodos de decomposição tempo-frequência são classicados baseados na variabilidade ou não da janela. Existem também as chamadas funções quadráticas ou bilineares para a decomposição tempo-frequência. Essa classicação quadrática deve-se ao fato do analisado ser introduzido duas vezes na decomposição, gerando uma matriz quadrada de densidade de energia (Zoukaneri, 2014). Esses métodos são classicados com base na distribuição de energia. A Distribuição de Wigner-Ville (DWV) se enquadra nesse tipo de classicação, e é denida como: W (t, f) = x(t + τ 2 )z (t τ 2 )e iπfτ dτ, (6.6) onde x(t) é o sinal, t é o tempo, f é a frequência e τ é o deslocamento (lag). Portanto, a Distribuição de Wigner-Ville é a transformada de Fourier dos elementos da função covariança

91 Decomposição tempo-frequência 88 x(t + τ 2 )z (t τ ). 2 Esse método é aplicado em muitas áreas da ciência. Entretanto, pelo fato de ser uma função quadrática, interferências devido aos termos cruzados são introduzidas quando calcula a DWV de uma função multicomponente. Para ilustrar esse problema, Zoukaneri e Porsani (2013) consideraram duas funções monocomponentes z(t) e g(t), onde a DWV da soma é dada por: W z+g = W z (t, f) + W g (t, f) + 2Re[W z,g (t, f)] (6.7) sendo W z (t, f) e W g (t, f) os auto-termos, Re[W z,g (t, f)] o termo cruzado observado entre z(t) e g(t), fonte das interferências, o que diculta a interpretação da representação tempofrequência, gura (6.8). Figura 6.8: Na esquerda, o sinal sintético de duas componentes. No cento, Distribuição Wigner-Ville (WVD) mostrando os componentes do sinal e o termo cruzado interferência. Na direita o método de Máxima Entropia aplicado a distribuição de Wigner-Ville (WV-MEM), removendo os termos cruzados e aumentando as resoluções temporais e de frequência. Modicado de Zoukaneri, 2014 A m de tornar a DWV uma ferramenta eciente na análise de sinais, vários métodos estão sendo desenvolvido para atenuar as interferências dos termos cruzados. Os métodos de Distribuição de Wigner-Ville Suavizada (SPWVD) e de Distribuição de Choi Williams conseguem atenuar os efeitos dos termos cruzados, entretanto, os componentes no domínio do tempo e da frequência perdem resolução.

92 Decomposição tempo-frequência 89 Para suavizar os termos de interferência e manter a resolução das componentes, Zoukaneri e Porsani, 2013, propuseram o método de Máxima Entropia aplicado a distribuição de Wigner-Ville (WV-MEM). A proposta do método é: Truncar as cross-diagonais do Kernel de Wigner-Ville, pois os termos de interferências são gerados pela interação entre os coecientes fora da diagonal principal. Usar o método de máxima entropia, proposto por Burg (1975), que utiliza o operador de erro de predição, para estender os termos de cada sequência do Kernel de Wigner- Ville. Aplica a transformada de Fourier a cada sequência estendida do Kernel. Os passos do algoritmo desse método são apresentados no Apêndice B. Como esse método apresenta uma excelente resolução no domínio do tempo e da frequência, gura (6.8), ele foi utilizado para avaliar a presença de zonas de sombra de baixa frequência, através da frequência média instantânea, abaixo de reservatórios portadores de hidrocarboneto. No próximo capítulo apresentaremos os resultados da aplicação desse método na bacia de Sergipe-Alagoas.

93 7 Identicação de zonas de baixa frequência associadas à presença de gás Anomalias de baixa frequência têm sido observadas desde o m da década de 70, (Taner et al., 1979). Existem inúmeros exemplos de sucessos da análise da frequência como indicador de hidrocarboneto (Goloshubin et al., 2006; Castagna et al.,2003; Sinha et al., 2005; Korneev et al., 2004) Entretanto, o mecanismo de geração de zonas de sombra de baixa frequência abaixo de reservatórios com gás ainda não é bem conhecido. Essas anomalias são normalmente associadas à alta atenuação das altas frequências em reservatórios portadores de gás. Porém, isso é difícil de ser explicado em reservatórios pouco espessos, onde o tempo de propagação da onda ao longo do meio atenuante é pequeno. Tai et al., 2009, sugere, nesse caso, que apenas a presença de zonas de baixa velocidade causaria as zonas de baixa frequência abaixo dos reservatórios. Segundo Goloshubin et al., 2006, existem diversos tipos de de anomalia de baixa frequência. Em alguns casos essas anomalias localizam-se no próprio reservatório, sem um atraso no tempo sísmico em relação ao reetor correspondente ao reservatório. Essas anomalias são associadas à alta atenuação (Korneev et al., 2004). Em outros casos, as anomalias localizam-se com um atraso sísmico de mais de uma centena de milissegundos abaixo do reservatório. Para Goloshubin et al., 2006, esse atraso é devido à conversão da onda P rápida-lenta-rápida em reservatórios interlaminados (espessuras menores de um metro) e bem permeável. A onda P lenta está associada à mobilidade dos uídos em relação ao arcabouço poroso. Como essa onda é bastante atenuada, ela é ignorada, normalmente, na sísmica de exploração, mas para esse modelo geológico tem que ser considerada. O método de Máxima Entropia aplicado à distribuição de Wigner-Ville (WV-MEM) apresenta uma excelente resolução nos domínios do tempo e frequência. Portanto, esse 90

94 Identicação de zonas de baixa frequência associadas à presença de gás 91 método de decomposição tempo-frequência foi utilizado em dados de poços, modelados com substituição de uídos e atenuação, e em dados sísmicos 2D, da área de estudo e da costa sergipana que interceptam poços portadores de hidrocarboneto, com o intuito de identicar anomalias de baixa frequências associadas à presença do gás. 7.1 Dados de poços (1D) modelados Figura 7.1: Resultado da modelagem sísmica 1D no poço A. Os modelos com água (traços sísmico 0), água com atenuação (1), hidrocarboneto sem atenuação (2) e hidrocarboneto com atenuação (3). Os polígonos tracejados em violeta e verde representam os topos e bases dos reservatórios com gás, respectivamente. O primeiro passo foi observar se a frequência média instantânea conseguiria discriminar os uídos que saturam o espaço poroso. Além disso, foi considerado o modelo de atenuação para tentar entender a importância desse fenômeno na geração das anomalias de baixa frequência. Para isso, foi realizado a modelagem sísmica 1D em dois poços (capítulo 5). A gura (7.1) apresenta os resultados da modelagem. Os traços sísmicos representam os quatro modelos criados no poço A, sendo que nos traços 0 e 1 os reservatórios são saturados somente com água, mas no último consideramos o efeito da atenuação com um fator de qualidade

95 Identicação de zonas de baixa frequência associadas à presença de gás 92 Figura 7.2: Pers de tempo x frequência média instantânea para cada modelo do poço A, calculados através do método WV-MEM. A intensidade da cor do perl está relacionada com a potência instantânea. Os polígonos tracejados em amarelo e branco representam os topos e bases dos reservatórios com gás, respectivamente. Figura 7.3: Comparação entre os pers de frequência média instantânea dos modelos considerados no poço A. Na esquerda, os modelos com hidrocarboneto com (perl preto) e sem (perl vermelho) atenuação. Na direita, hidrocarboneto sem atenuação (vermelho) x água (azul). Os polígonos tracejados em violeta e verde representam os topos e bases dos reservatórios, respectivamente.

96 Identicação de zonas de baixa frequência associadas à presença de gás 93 Figura 7.4: Comparação entre os pers de frequência média instantânea dos modelos com água (esquerda) e com hidrocarboneto, sem considerar a atenuação (direita), no poço B. Notar a queda abrupta da frequência na base do reservatório com gás (seta azul). Os pers são parecidos até o topo do reservatório, pois a substituição de uídos foi considerada a partir deste para baixo. (Q) igual a 150 para todo o perl. Nos traços 2 e 3 os reservatórios são preenchidos com gás, sendo que no último, o perl de Q foi criado conforme explicado na seção (5.2.1) para simular o efeito da atenuação. A gura (7.2) mostra o perl de frequência média instantânea para os quatro modelos considerados no poço A. Sobre os pers foi projetado a potência instantânea, que está relacionado com a amplitude sísmica. Quanto mais intensa a cor do perl (passagem do verde para o vermelho), maior é o valor desse atributo. Os reservatórios com gás (terceiro e quarto grácos da esquerda para direita), principalmente o do tempo 336 ms, tendem a apresentar um alto valor de potência instantânea e uma queda no perl de frequência instantânea na sua base. Para facilitar a comparação entre os modelos, projetamos um gráco sobre o outro, como na gura (7.3). Com o efeito da atenuação, esperava-se uma queda da frequência mais acentuada na base dos reservatórios. Entretanto, os pers de hidrocarboneto com e sem atenuação (gráco na esquerda) são bastante similares, com exceção nos tempos 330 ms, próximo à entrada do primeiro reservatório, e 470 ms. Portanto, a atenuação, nesse caso, não atua como um fator causador das anomalias de baixas frequência. Segundo as modelagens sísmicas realizadas por Tai et al., 2009, em reservatórios nos, a existência de

97 Identicação de zonas de baixa frequência associadas à presença de gás 94 zonas com baixa velocidade é mais provável em resultar anomalias de baixa frequência do que a atenuação. Quando comparamos o perl de frequência do hidrocarboneto (gás) com o da água (gráco na direita), nota-se que na presença do primeiro uído, a queda da frequência é mais abrupta, onde os valores passam de quase 60 Hz, no topo do primeiro reservatório, para menos 22 HZ, na base. Como no segundo reservatório a saturação do gás é baixa, não conseguimos discriminar facilmente os uídos através da frequência média instantânea, mas mesmo assim observa-se uma queda no valor desse atributo na base do reservatório. Como notamos que a atenuação não era o fator causador das anomalias de baixa frequência, modelamos o poço B somente com a substituição de uídos, gura (7.4). Nesse poço, a diferença dos pers de frequência é marcante, principalmente, na base do reservatório, tempo 770 ms (seta na gura), onde observa-se uma anomalia de baixa frequência na presença do gás. Ao longo do poço existem alguns spikes (alto valor de frequência), tempos 800, 840 e 960 ms, devido a presença de reservatórios com um a dois metros de espessura. Vale ressaltar que os valores de frequência também são afetados pela espessura das camadas geológicas. 7.2 Linhas sísmicas 2D sobre poços perfurados Como percebemos que era possível discriminar os uídos através da frequência média instantânea, testamos o método WV-MEM em seções sísmicas que passam por poços já perfurados na costa sergipana, gura (7.5). Todos os poços tinham como objetivo principal os turbiditos da formação Calumbi, da sequência deposicional 1 (capítulo 4). As linhas sísmicas utilizadas como análogo são: VB-24, VB-25, e VB Linha VB-24 Essa linha passa por um poço portador de gás no tempo sísmico 5570 ms, aproximadamente. O topo do reservatório é destacado por uma anomalia de baixa impedância acústica (pico branco na sísmica), gura (7.7). Nessa seção é possível observar a rocha geradora marinha da bacia, anomalias de amplitude em torno do tempo 5900 ms. Um perl de frequência média instantânea foi retirado exatamente na posição do poço, gura (7.6). A seta amarela indica a queda abruta da frequência logo abaixo do reservatório. Notar que as rochas geradoras, que encontram-se na janela de geração de hidrocarboneto, também apresentam uma baixa frequência, isso acontece, provavelmente, devido à alta pressão dos poros, que acontece durante a geração, e à baixa velocidade sísmica. A m de observar a distribuição espacial, em duas dimensões, da zona de baixa frequên-

98 Identicação de zonas de baixa frequência associadas à presença de gás 95 Figura 7.5: Mapa com os poços utilizados na modelagem 1D e as linhas sísmicas utilizadas como análogo. O polígono em vermelho representa a área estudada. cia, projetamos a seção de frequência instantânea (com transparência de 50 porcento) sobre a amplitude sísmica, gura (7.9). Nessas seções sísmicas combinadas, as anomalias acontecem abaixo do reservatório, que está sendo indicado pela seta preta, e abaixo da rocha geradora Linha VB-25 Essa linha sísmica intercepta o poço A, que foi modelado anteriormente. Os dois reservatórios com gás apresentam uma forte amplitude sísmica, entre os tempos de 5600 ms e 5700 ms. Esse poço também apresenta uma acumulação de óleo, no tempo 5800 ms, mas a amplitude sísmica é próxima do zero, o que não desperta atenção. O perl de frequência instantânea média, retirado na posição do poço A, gura (7.10), apresenta similaridades com o perl modelado (terceiro gráco da gura 7.2), onde logo acima do primeiro reservatório, o valor de frequência é muito alto, e abaixo desse reservatório, cai bastante. Vale a pena destacar que um valor de potência instantânea alto (cores verde e, principalmente, vermelha do perl de frequência) acompanhado por uma queda abrupta da frequência é um bom indicativo de presença de gás nos reservatórios do Cretáceo Superior (Santoniano-Campaniano-Maastrichtiano). Tanto na modelagem de poço como na análise da seção sísmica, a frequência instantânea não consegue identicar zonas de sombra de baixa frequência abaixo do segundo reservatório

99 Identicação de zonas de baixa frequência associadas à presença de gás 96 Figura 7.6: Seção VB24 mostrando a posição da extração do perl de frequência média instantânea (direita), que coincide com a posição do poço. Notar a queda da frequência (indicado pela seta) abaixo do reservatório (topo é representado pelo tracejado vermelho). Figura 7.7: Zoom da seção VB24. Seta vermelha indica a posição do reservatório de gás. Reetores sísmicos com alta amplitude, em torno do tempo 5900 ms, representam a rocha geradora marinha da formação Cotinguiba.

100 Identicação de zonas de baixa frequência associadas à presença de gás 97 Figura 7.8: Frequência instantânea da seção VB24. A seta preta indica a posição do reservatório. Notar, abaixo deste, a zona de baixa frequência (cores rosa e vermelho). Figura 7.9: Seção VB24 com a frequência instantânea (transparência de 50 porcento) sobre a amplitude sísmica. A anomalia de baixa frequência ocorre extamente abaixo do reservatório (seta preta). com gás. Um trabalho em detalhes sobre as características físicas desse reservatório, como espessura, porosidade, intercalação com argilas, entre outros, poderia explicar esse fenômeno.

101 Identicação de zonas de baixa frequência associadas à presença de gás 98 Figura 7.10: Seção VB25 exibindo duas anomalias de amplitude sísmica (picos brancos entre 5600 ms e 5700 ms), que indicam a posição dos reservatórios com gás. O perl de frequência média instantânea (zoom na direita) foi retirado na posição do poço A, que foi modelado. A anomalia de baixa frequência (seta vermelha) só ocorre abaixo do primeiro reservatório (seta preta). A potência instatânea foi projetada sobre o prel da frequência, onde a cor vermelha representa os seus maiores valores. A seção de frequência instantânea, gura (7.11), exibe a anomalia de baixa frequência (cores rosa e vermalha) somente abaixo do primeiro reservatório, indicado pela seta preta Linha VB-18 A gura (7.12) mostra a linha VB18 passando pelo poço B, que apresenta acumulação de gás nos reservatórios areníticos de idade do Campaniano (seta vermelha). A proximidade desses com a rocha geradora marinha, localizada em torno do tempo 5800 ms na posição do poço, favorece a acumulação de hidrocarboneto. As camadas estão mergulhando na direção noroeste-sudeste (da esquerda para direita), mas o embasamento relativamente mais alto estruturalmente (porção central inferior da gura), exatamente abaixo do reservatório, também favorece a acumulação. Isso é conrmado quando projetamos a seção de frequência instantânea sobre a amplitude sísmica e notamos que a anomalia de baixa frequência aparece abaixo do reservatório e exatamente sobre o alto do embasamento. Notar que no lado direito

102 Identicação de zonas de baixa frequência associadas à presença de gás 99 Figura 7.11: Seção VB25 com a frequência instantânea (transparência de 50 porcento) sobre a amplitude sísmica. A anomalia de baixa frequência ocorre somente abaixo do primeiro reservatório de gás (seta preta). Figura 7.12: Seção VB18 passando pelo poço B, local que foi extraído o perl de frequência média instantânea (direita). Notar a queda da frequência (indicado pela seta preta) abaixo do reservatório, onde o topo é representado pela seta vermelha. da gura, com exceção de alguns ruídos de baixa frequência, mesmo com reetores de alta amplitude sísmica, a frequência instantânea apresenta, predominantemente, valores de 25-30

103 Identicação de zonas de baixa frequência associadas à presença de gás 100 Figura 7.13: Seção VB18 com a frequência instantânea (transparência de 50 porcento) sobre a amplitude sísmica. A anomalia de baixa frequência ocorre abaixo do reservatório de gás, representado pela seta vermelha. Hz. O perl de frequência média instantânea apresenta uma anomalia de baixa frequência (seta preta na gura 7.12) abaixo do reservatório com gás, assim como modelado, gura (7.4) Linha A locação de um poço exploratório, quando o objetivo principal é uma trapa estratigráca, requer muito mais estudos para minimizar os riscos exploratórios, pois esse tipo de trapa é bastante sutil que depende muito dos selos laterais e verticais, pois não existe uma componente estrutural para ajudar na acumulação do hidrocarboneto. Muitas vezes, observa-se excelentes amplitudes sísmicas, mas isso pode ser causado por apenas um grande contraste litológico entre os arenitos e os folhelhos encaixantes ou devido a presença de hidrocarboneto. A aplicação da frequência instantânea pode ajudar a minimizar os riscos quanto à prospecção de hidrocarbonetos de elevado grau de maturação, como o gás e o óleo condensado (acima de 40 graus API). Como exemplo, mostraremos uma linha sísmica, , passando por um poço que perfurou um reservatório saturado com água, mas que apresentava uma belíssima amplitude sísmica, gura (7.14). A seção de frequência instantânea não exibi anomalias de

104 Identicação de zonas de baixa frequência associadas à presença de gás 101 Figura 7.14: Linha sísmica passando por um poço sem hidrocarboneto. O topo do reservatório está indicado com a seta vermelha. Figura 7.15: Linha com a frequência instantânea (transparência de 50 porcento) sobre a amplitude sísmica. Não observamos anomalias de baixa frequência abaixo do reservatório (seta preta). baixa frequência abaixo do reservatório, gura (7.15), indicando que, provavelmente, esse reservatório poderia acumular água ou petróleo com baixo grau de maturação ou biodegra-

105 Identicação de zonas de baixa frequência associadas à presença de gás 102 dado Linha sísmica da área de estudo ( ) Figura 7.16: Linha , presente na área de estudo, passando por um tubidito da sequência 1, ver posição da linha do mapa. As setas vermelha e brancas representam o suposto topo do reservatório e as discordâncias estratigrácas, respectivamente. A linha , que está presente dentro da área de estudo, foi selecionada para tentar identicar anomalias de baixa frequência. Essa linha intercepta turbiditos da sequência deposicional 1, gura (7.16). O topo do suposto reservatório está indicado pela seta vermelha, enquanto que as setas brancas indicam as discordâncias estratigrácas. Na gura (7.17), uma combinação entre a frequência instantânea e a amplitude sísmica, exibe uma zona de baixa frequência (cores vermelho e verde contínuas) abaixo do suposto reservatório (indicado pela seta vermelha). Notar que nem sempre abaixo de reetores com alta amplitude sísmica (as discordâncias, setas brancas) observaremos anomalias de baixa frequência, o que reforça, ainda mais, que a anomalia pode está associada à presença do gás. Além disso, pontos espúrios e sem continuidade de baixa frequência, gerados por ruídos, estão presentes ao longo da seção. Um processamento sísmico com o intuito de remover os ruídos de baixa frequência poderá realçar ainda mais a anomalia. A similaridade com as linhas sísmicas que interceptam reservatórios portadores de gás, onde altos valores de amplitude sísmica são acompanhados por zonas de baixa frequência, desperta ainda mais a atratividade exploratória da área estudada.

106 Identicação de zonas de baixa frequência associadas à presença de gás 103 Figura 7.17: Linha , presente na área de estudo, com a frequência instantânea (transparência de 50 porcento) sobre a amplitude sísmica. As setas vermelha e brancas representam o suposto topo do reservatório e as discordâncias estratigrácas, respectivamente.