MODELAGEM DE GERAÇÃO E MIGRAÇÃO DO PETRÓLEO NA BACIA DO RECÔNCAVO, BA. Thamy Cristine Sales Domingos da Silva

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1 MODELAGEM DE GERAÇÃO E MIGRAÇÃO DO PETRÓLEO NA BACIA DO RECÔNCAVO, BA. Thamy Cristine Sales Domingos da Silva DISSERTAÇÃO SUBMETIDA AO CORPO DOCENTE DA COORDENAÇÃO DOS PROGRAMAS DE PÓS-GRADUAÇÃO DE ENGENHARIA DA UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO DE JANEIRO COMO PARTE DOS REQUISITOS NECESSÁRIOS PARA A OBTENÇÃO DO GRAU DE MESTRE EM CIÊNCIAS EM ENGENHARIA CIVIL. Aprovada por: Prof. Luiz Landau, D.Sc. Prof. Alvaro Luiz Gayoso de Azeredo Coutinho, D.Sc. Dr. Félix Thadeu Teixeira. Gonçalves, D. Sc. Dr. Ricardo Perez Bedregal, D.Sc. RIO DE JANEIRO, RJ - BRASIL SETEMBRO DE 2006

2 ii SILVA, THAMY CRISTINE SALES D. da Modelagem de Geração e Migração do Petróleo na Bacia do Recôncavo, BA [Rio de Janeiro] 2006 XIII, 144 p. 29,7 cm (COPPE/UFRJ, M.Sc., Engenharia Civil, 2006) Dissertação - Universidade Federal do Rio de Janeiro, COPPE 1. Bacia do Recôncavo 2. Sistemas Petrolíferos 3. Modelagem de Bacias I. COPPE/UFRJ II. Título ( série )

3 iii "O que quer que você seja capaz de fazer, ou imagina ser capaz, comece. Ousadia contém gênio, poder e magia (Goethe). Não receie a adversidade, lembre-se que os papagaios de papel sobem contra o vento e não a favor dele (Hamilton Mabie). E saiba que: Quem quiser alcançar um objetivo distante tem de dar muitos passos curtos (Helmut Schmidt)"

4 iv Aos meus pais e irmãs.

5 v AGRADECIMENTOS À Deus sobre todas as coisas, por permitir que eu chegasse ao final. À minha família e à Andrés Bibé pelo apoio e incentivo. Ao Dr. Felix Gonçalves, Dr. Ricardo Bedregal e Dr. Luiz Landau, grandes incentivadores deste trabalho, pela confiança, dedicação, interesse e paciência. Muito obrigada! Aos colegas do grupo LAB2M da qual fiz parte, em especial a: M.Sc.Ademilson Brito, Allan Porto, M.Ss. Davi Tatagiba, M.Sc.Eldues Martins, Dr. Flavio Fernandes, Dr a. Jaci Guigon, Jason Carneiro, José Bento, Roberto Rocha, Veronica Vieira. Aos amigos do Lamce: Magda Almada, Mônica Caruso e Sergio Caruso. Ao Dr. Hercules T. Silva, Dr. Henrique Penteado, Dr. Garry Karner, Dr. Luciano Magnavita e Dr. Sidnei Rostirolla, pela contribuição com dados geológicos e geoquímicos através de suas publicações, grande alicerce deste trabalho. Aos amigos de PETROBRAS em especial aos geólogo(a)s: M.Sc. Elio Perez, Manuela Caldas, Anderson Damasceno, M.Sc.Daniela Blazutti, M.Sc. Fabrizio Dias Lima e Sabrina Diniz pelo incentivo, discussões e sugestões. Aos colegas da Gerência de Produção e Reservas Internacional (PETROBRAS) em especial ao gerente Dr. Roberto de Toledo e ao Dr. Airton Okada pela compreenssão e incentivo. Aos amigos da turma de mestrado em especial à: Juliana Vieira, M.Sc. Jorge Luiz Costa, M.Sc.Carlos Roriz, Gustavo Basta e M.Sc.Christian Niño pela amizade, companherismo e incentivo. À Platte River Associates Inc. e PGT- Petroleum Geoscience Technology pelo uso do software BasinMod. À Agência Nacional do Petróleo (ANP) e a Financiadora de Estudos e Projetos (FINEP) pelo apoio financeiro através do programa de Recursos Humanos da ANP para o setor de Petróleo e Gás PRH-ANP/MCT.

6 APOIO vi

7 vii Resumo da Dissertação aprensentada à COPPE/UFRJ como parte dos requisitos necessários para a obtenção do grau de Mestre em Ciências (M.Sc.) MODELAGEM DE GERAÇÃO E MIGRAÇÃO DO PETRÓLEO NA BACIA DO RECÔNCAVO, BA Thamy Cristine Sales Domingos da Silva Orientador: Luiz Landau Programa: Engenharia Civil Setembro/2006 A existência de um sistema petrolífero requer, além da presença dos elementos e processos essenciais (gerador, reservatório, trapa, geração, etc.), um timing adequado e um balanço positivo entre o volume de petróleo gerado e o volume perdido durante a migração, em exsudações, etc. Devido à complexa dinâmica dos processos físicos e químicos que envolvem um sistema petrolífero a modelagem de bacias constitui a única ferramenta que permite integrar dados geológicos, geofísicos e geoquímicos, permitindo visualizar os processos e elementos que constituem o sistema petrolífero. Esta dissertação de mestrado tem como principal objetivo desenvolver uma modelagem 1D e Pseudo-3D (multi-1d) que permita entender a dinâmica entre os processos e elementos atuantes da Bacia do Recôncavo, bem como reconstruir a história térmica, geração e migração dos hidrocarbonetos. O desenvolvimento de uma modelagem de bacias e sistemas petrolíferas requer uma grande quantidade e variedade de dados, o que só foi possível devido a gama de dados publicados sobre a Bacia do Recôncavo. Devido a seu avançado estágio exploratório, trabalhos como esses podem auxília na indicações de áreas ainda não prospectadas e na realização de um balanço de massa que sirva para estimar o potencial remanescente não só nesta bacia como para servirem de análogo em sistemas petrolíferos de outras bacias sedimentares.

8 viii Abstract of Thesis presented to COPPE/UFRJ as a partial fulfillment of the requirements for the degree of Master of Science (M.Sc.) PETROLEUM GENERATION AND MIGRATION MODELLING IN THE RECÔNCAVO BASIN, BAHIA Thamy Cristine Sales Domingos da Silva Advisor: Luiz Landau Department: Civil Engineering September/2006 The existence of a petroleum system requires a number of essential elements (traps and source, reservoir and seal rocks) and processes (HC generation and migration and trap formation) besides an adequate timing among the elements and processes and a positive balance between the HC generation and losses due to (re)migration. Due to the complexity of petroleum systems dynamics, the basin modeling technique is the only one that allows the integration of all geological, geophysical and geochemical data as well as the simulation of the involved phenomena in a physically-consistent way, providing an integrated view of the geologic history of the processes and elements of the petroleum system. The main objectives of this work are to show a reconstruction of the thermal and maturity evolution of the sedimentary section of the Recôncavo Basin using a multi-1d (pseudo 3D) approach, to model petroleum generation and expulsion, and the evolution of the pod(s) of source rock through time and space, simulate petroleum migration along the main carrier-beds, accumulation and remigration from the potential traps. The basin modeling and petroleum systems development requires a large amounts and diversity of public data, in this case just possible due the range of public data about Recôncavo Basin. Due the advanced exploratory stage of this basin, this kind of work will be able to help finding new potential areas to perform a study that can provide basis to an estimate of the remaining petroleum potential in analogous petroleum systems.

9 ix ÍNDICE 1. INTRODUÇÃO BACIA DO RECÔNCAVO Arcabouço Estrutural Evolução Tectono-Sedimentar Arcabouço Estratigráfico Litoestratigrafia Bioestratigrafia Cronoestratigrafia Tectonoseqüência Evolução Tectono-Termal Sistemas Petrolíferos Histórico de Exploração e Produção REVISÃO DOS TRABALHOS ANTERIORES DE MODELAGEM DA BACIA DO RECÔNCAVO BASE DE DADOS E METÓDOS Dados e Metodologia Geral Métodos da Modelagem Subsidência e Compactação História Térmica Maturação de petróleo Geração de petróleo Migração de Petróleo MODELAGEM 1D E PSEUDO-3D DA BACIA DO RECÔNCAVO Modelo Geométrico Modelo Estratigráfico Modelo de Compactação Modelo Térmico Modelo de Geração Modelo de Migração Considerações sobre um Balanço de Massas na Bacia CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS...140

10 x ÍNDICE DE FIGURAS Figura 1 - Mapa de Localização da Bacia do Recôncavo (Modificado de Rodrigues, 1990) 4 Figura 2 - Mapa geológico simplificado (modificado de Rodrigues, 1990)....5 Figura 3 - Arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo (modificado de CAIXETA, 1994).7 Figura 4 - Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo (modificada de CAIXETA et al., 1994)...15 Figura 5 - Carta Bio e Cronoestratigráfica da Bacia (modificada de SILVA, 1993) Figura 6 - Carta estratigráfica com tectonoseqüência (modificada de SILVA, 1993) Figura 7- Modelo de extensão empregado por KARNER et. al. (1992) Figura 8 - Modelo de extensão empregado por MAGNAVITA (1994)...29 Figura 9 - Modelos de migração e acumulação de petróleo da Bacia do Recôncavo (ROSTIROLLA, 1999)...31 Figura 10 Carta que sumariza o timing dos elementos e procesos do sistema Figura 11 - Principais campos de óleo e gás da Bacia do Recôncavo (FIGUEIREDO et al., 1994)...35 Figura 12 Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo do Sergi obtidos através de operações do Surfer (espessura em metros)...46 Figura 13 - Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo do NRT002 ( Itaparica) obtido através de operações do Surfer (espessura em metros)...47 Figura 14 Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo da TDI 1 obtido através de operações do Surfer (espessura em metros)...48 Figura 15 - Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo da TDI 2 obtido através de operações do Surfer (espessura em metros)...49 Figura 16 - Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo da TDI 3 obtido através de operações do Surfer (espessura em metros)...50 Figura 17 - Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo da TDI 4 obtido através de operações do Surfer (espessura em metros)...51 Figura 18 - Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo da TDI 5 obtido através de operações do Surfer (espessura em metros)...52 Figura 19 - Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo da TDI 6 obtido através de operações do Surfer (espessura em metros)...53 Figura 20 Mapa base mostrando a localização dos poços utilizados para calibrar o modelo geométrico desta dissertação Figura 21 Fluxograma de modelagem de bacias Figura 22 - Esquema de curva de Compactação vs. curva Não Compactada (modificado de Manual BasinMod -1D, 2003)...60 Figura 23 - Cenário de um rifteamento mostrando decaimentos exponencial e linear em diferentes fases do rifte...65 Figura 24 - Base do modelo Easy%Ro as quatro reações de energia de ativação...69 Figura 25 Visão geral dos dados de entrada e modelagem de processos de geração envolvidas no BasinMod (adaptado de CONFORD, 1990 in MANUAL BASINMOD, 2003)...72 Figura 26 Mapa de isópaca da Formação Sergi usada como dado de entrada para o modelo geométrico (adaptado de SILVA, 1993)...80 Figura 27 Mapa estrutural do topo do embasamento com localização das seções...82

11 Figura 28 Seção 2 mostrando os horizontes e cruzando o Baixo de Camaçari, principal depocentro da bacia mostrando a geometria atual da Bacia do Recôncavo (0M.a.) Figura 29 Seção geológica esquemática da Bacia do Recôncavo (modificado de PENTEADO, 1999)...83 Figura 30 - Seção 1 mostrando os horizontes e cruzando a borda do Baixo de Camaçari, principal depocentro da bacia mostrando a geometria atual da Bacia do Recôncavo (0M.a.) Figura 31 Mapa do estrutural do topo do embasamento com localização da seção logintudinal...84 Figura 32 - Seção 1 mostrando os horizontes e cruzando logitudinalmente a bacia mostrando a geometria atual da Bacia do Recôncavo (0M.a.) Figura 33 Diagrama tridimenssional mostrando geometria e regime geotermal atual da Bacia do Recôncavo Figura 34 Diagrama tridimenssional mostrando geometria atual e elevação (profundidade do depocentro) da Bacia do Recôncavo Figura 35 Mapa estrutural do Topo da Fm. Sergi atual (a). Note as similaridades com os mapas publicados por ROSTIROLLA (b) e ANTUNES (c) principalmente na região da Falha de MataCatu (área circulada em vermelho) (adaptado de ROSTIROLLA, 1999 e ANTUNES, 2003)...87 Figura 36 - Mapa do estrutural do topo do embasamento com localização das seções com variação faciológica...89 Figura 37 - Seção 1 mostrando a variação faciológica e modelo estratigráfico. Os horizontes cruzam o o Baixo de Camaçari, principal depocentro da bacia mostrando a geometria atual da Bacia do Recôncavo (0M.a.)...90 Figura 38 - Seção 2 mostrando outra visão próxima a borda do Baixo de Camaçari, principal depocentro da bacia. Geometria atual da Bacia do Recôncavo (0M.a.)...90 Figura 39 Mapa de fácies ao nível da TDI 2 (Membro Gomo), olhar tabela 6 que apresenta as proporções de cada litologia...91 Figura 40 - Mapa de fácies ao nível da Formação Sergi, olhar tabela 6 que apresenta as proporções de cada litologia...92 Figura 41 Mapa de fácies ao nível da TDI 6, olhar tabela 6 que apresenta as proporções de cada litologia...93 Figura 42 Correlação entre a curva de porosidade modelada e dados de porosidade calculados por PENTEADO (1999) baseados em perfís elétricos Figura 43 História de soterramento da Bacia do Recôncavo e isotermas mostrando a subsidência mecânica referente ao inicio da fase rifte e a ausência de subsidência térmica Figura 44 Resultado da calibração do regime térmico atual utilizando o módulo Tansiente-Heat-Flow e fluxo de calor constante de 46mW/m2 de CARVALHO & VACQUIER (1977)...99 Figura 45 Mapa de isotemperaturas no presente ao nível do Topo da Formação Sergi ( 0 M.a) Figura 46 - Mapa de isotemperaturas ao nível do Topo da Formação Sergi ( 114 M.a) Figura 47 - Mapa de isotemperaturas ao nível do Topo da Formação Sergi ( 132 M.a) Figura 48 - Mapa de isotemperaturas ao nível do Topo da Formação Sergi ( 140 M.a) Figura 49 Visão geral dos mapa de isotemperaturas ao nível do Topo da Formação Sergi de 0M.a. à 140M.a xi

12 Figura 50 - Mapa de isotemperaturas no presente ao nível da TDI 2 (Membro Gomo) ( 0 M.a) Figura 51 - Mapa de isotemperaturas ao nível da TDI 2 (Membro Gomo) ( 114 M.a) Figura 52 - Mapa de isotemperaturas ao nível da TDI 2 (Membro Gomo) ( 132 M.a) Figura 53 - Mapa de isotemperaturas ao nível da TDI 2 (Membro Gomo) ( 135 M.a) Figura 54 - Visão geral dos mapa de isotemperaturas ao nível do Topo da TDI 2 (Membro Gomo) de 0M.a. à 135M.a Figura 55 Mapa de maturidade termal (%RO) do topo das rochas geradoras da TDI 2/ Membro Gomo no tempo 0 M.a. No detalhe mapa de maturidade termal do topo do Membro Gomo extraído da tese de MAGNAVITA (1992) usado para calibrar o modelo Figura 56 Gráfico mostrando a correlação entre maturidade modelada e medida no pseudo-poço Figura 57 - Mapa de maturidade termal (%RO) para as rochas geradoras da TDI 2/ Membro Gomo (base da seqüência) no tempo 0 M.a Figura 58 - Mapa de maturidade termal (%RO) para as rochas geradoras da TDI 2/ Membro Gomo (base da seqüência) no tempo 117 M.a Figura 59 - Mapa de maturidade termal (%RO) para as rochas geradoras da TDI 2/ Membro Gomo (base da seqüência) no tempo 135 M.a Figura 60 - Mapa de maturidade termal (%RO) para as rochas geradoras da TDI 2/ Membro Gomo (topo da seqüência) no tempo 0 M.a Figura 61 - Mapa de maturidade termal (%RO) para as rochas geradoras da TDI 2/ Membro Gomo (topo da seqüência) no tempo 117 M.a Figura 62 - Mapa de maturidade termal (%RO) para as rochas geradoras da TDI 2/ Membro Gomo (topo da seqüência) no tempo 135 M.a Figura 63 Mapa mostrando a taxa de transformação do querogênio atual na base (figura da direita) e topo (esquerda) da TDI2/Membro Gomo (com curvas de profundidade) no tempo O M.a Figura 64 Mapa mostrando a taxa de transformação do querogênio atual na base (figura da direita) e topo (esquerda) d TDI2/Membro Gomo (com curvas de profundidade) no tempo 114 M.a Figura 65 Mapa mostrando a taxa de transformação do querogênio atual na base (figura da direita) e topo (esquerda) da TDI2/Membro Gomo (com curvas de profundidade) no tempo 129 M.a Figura 66 Diagram tridimensional mostrando a taxa de transformação atual do querogênio na base do Membro Gomo Figura 67 Diagrama tridimensional mostrando o volume de óleo expelido ao tempo de 0 M.a Figura 68 - Mapa mostrando o volume de óleo expelido (migração primária), curvas de contorno (linhas em preto), volume de óleo expelido ( gradiente de cores no mapa). Volume expelido ao tempo de 0 M.a Figura 69 - Mapa mostrando o volume de óleo expelido (migração primária), curvas de contorno (linhas em preto), volume de óleo expelido ( gradiente de cores no mapa). Volume expelido ao tempo de 114 M.a Figura 70 Mapa mostrando o volume de óleo expelido (migração primária), curvas de contorno (linhas em preto), volume de óleo expelido ( gradiente de cores no mapa). Volume expelido ao tempo de 129 M.a xii

13 Figura 71 Mapa integrado da Formação Sergi mostrando curvas de contorno (linhas em preto), volume de óleo expelido ( gradiente de cores no mapa, linhas de migração de óleo (linhas verdes) e blocos ou áreas de drenagem fetch areas (linhas mais grossas na cor cinza) Figura 72 - Mapa integrado da Formação Sergi mostrando curvas de contorno (linhas em preto), volume de gás expelido ( gradiente de cores no mapa e no detalhe a esquerda), linhas de migração de gás (linhas rosa) e blocos ou áreas de drenagem fetch areas (linhas mais grossas na cor cinza) Figura 73 Exemplo da técnica de favorabilidade utilizada para a Bacia do Recôncavo por ROSTIROLLA et. al. (1999). A figura a esqueda representa mapa de favoralibilidade para a Bacia do Recôncavo usando técnica bayesiana e a figura a esquerda usa a técnica multivariada. As áreas destacadas representam os campos conhecidos. Compare com o mapa de linhas de fluxo e expulsão de hidrocarboneto (acima) xiii

14 xiv ÍNDICE DE TABELAS Tabela 1 - Características dos intervalos tectono deposicionais que fazem parte da tectonosseqüência do Cretáceo Inferior na Bacia do Recôncavo (adaptado de SILVA, 1993)...21 Tabela 2 Sumário de base de dados da dissertação Tabela 3 Tabela com 21 poços de um total de 98 poços usados na calibração do modelo geométrico (as coordenadas dos poços estão disponíveis na homepage do BDEP) Tabela 4 - Dados de porosidade utilidados para cálculo de efeito de compactação (adaptado de PENTEADO, 1999)...60 Tabela 5 - Dados de porosidade utilidados para cálculo de efeito de compactação para litologias puras...61 Tabela 6 - Exemplo de litologias usadas na modelagem desta dissertação com suas respectivas porcentagens Tabela 7 Tabela mostrando volume de óleo expelido e volume in place para dois cenários com diferentes Saturation Thresholds (volumes calculados para óleos com grau API igual a 30)

15 1 1. INTRODUÇÃO A Bacia do Recôncavo está localizada no estado da Bahia, nordeste do Brasil, entre as latitudes e S (Figura 1). A bacia corresponde a um sistema rifte intracontinental, que se alonga na direção norte-sul por aproximadamente 450 km, desde a zona agreste pernambucana até o litoral baiano. Do ponto de vista estrutural e tectônico, a Bacia do Recôncavo constitui um gráben assimétrico, inclinado para leste com área de aproximadamente km 2. A história da evolução tectono-sedimentar da Bacia do Recôncavo está relacionada ao evento rifte Eo-Cretáceo que culminou com a separação das Placas Africana e Sul-Americana (FIGUEIREDO et al, 1994). Até o momento, todos os campos de óleo e gás descobertos na bacia (cerca de 6,290 milhões de barris) referem-se ao sistema petrolífero Candeias-Sergi(!), cujo gerador e reservatório correspondem respectivamente aos folhelhos lacustres do Membro Gomo (Fm. Candeias) e aos arenitos flúvio-eólicos da Formação Sergi (Mello et al., 1994). Em produção desde a década de 30, a Bacia do Recôncavo encontra-se em um estágio exploratório maduro. Embora hajam muitos trabalhos desenvolvidos na Bacia do Recôncavo, motivados principalmente pelo avançado estágio exploratório na qual a bacia se encontra e pela maior disponibilidade de dados, ainda são poucos os trabalhos de modelagem de bacias, trabalhos que reconstruam a história da bacia em caráter regional. Os poucos trabalhos que tratam de modelagem de bacias na Bacia do Recôncavo ou são trabalhos muito antigos ou tomam apenas um compartimento da bacia, como é o caso da tese de doutorado de PENTEADO (1999). A estimativa do potencial remanescente em bacias sedimentares é altamente complexa, tendo em vista a dificuldade para calcular o volume de hidrocarbonetos gerado, o volume perdido durante a migração e, finalmente, realizar o balanço de massas com volume de hidrocarbonetos descoberto. No caso da Bacia do Recôncavo, entretanto, a grande quantidade de dados publicados, a geometria da bacia (praticamente um sistema fechado) e o estágio exploratório maduro auxiliam o uso da modelageme e conseqüêntemente ao balanço de massas.

16 2 No presente estudo foram integrados todos os dados geológicos, geofísicos e geoquímicos publicados e fornecidos pela ANP (Agência Nacional de Petróleo). Esta interação objetiva compreendem a dinâmica entre alguns dos processos e elementos que constituem este sistema petrolífero, a reconstituição da história térmica, de geração e migração de hidrocarbonetos na bacia. Os resultados deste trabalho também poderão servir de análogos para o estudo de sistemas petrolíferos de bacias sedimentares similares. A luz dos dados analisados foi possível simular alguns dos processos inerentes ao sistema petrolífero, integrá-los a partir do uso das ferramentas de modelagem 1D e pseudo-3d (multi-1d) e então criar um modelo coerente e simular processos inerentes ao sistema petrolífero. Além disso, esta abordagem possibilitou a integração de muitos dados públicos da bacia.

17 3 2. BACIA DO RECÔNCAVO 2.1. Arcabouço Estrutural A Bacia do Recôncavo compõe a porção sul do rifte intracontinental Recôncavo- Tucano-Jatobá (Figura 1), que se desenvolveu sobre um complexo mosaico de terrenos de idade predominantemente Pré-Cambriana (Figura 2). De norte para sul, o Maciço Alagoas-Pernambuco (Bacia de Jatobá), o Sistema de Dobramentos Sergipano (Bacia do Tucano Norte), o Cráton de São Francisco (bacias de Tucano Central e Sul), além do Cinturão Granulítico Atlântico (Bacia do Recôncavo) servem de embasamento para o Rifte ( Figura 2). As estruturas de desse embasamento exerceram forte influência na geometria final do arcabouço da bacia (Figura 3), controlando a orientação das zonas de falha, dos altos do embasamento como também das zonas de acomodação (SZATMARI et al., 1984; MILANI, 1987 e MAGNAVITA & CUPERTINO, 1988 in RODRIGUES, 1990). Como resultado, a Bacia do Recôncavo herdou uma forma alongada segundo N30E, produto da ação tectônica formadora e deformadora da Bacia, bem como das heterogeneidades de seu substrato (Figura 3). A Bacia está limitada à leste pelo sistemas de falhas de Salvador, com direção N30ºE e seu rejeito total é de cerca de metros, e à oeste é limitada pelo sistema de falhas de Maragogipe, com mesma direção porém com rejeitos inferiores à 500 mestros. Ao norte é separada da Bacia de Tucano pelo Alto de Aporá e ao sul é separada da Bacia de Camamu pela Falha da Barra e os falhamentos que lhe dão continuidade para sudeste (Figura 3), (BRUHN, 1985).

18 Figura 1 - Mapa de Localização da Bacia do Recôncavo (Modificado de Rodrigues, 1990) 4

19 Figura 2 - Mapa geológico simplificado (modificado de Rodrigues, 1990). 5

20 6 Duas direções principais de fraturas ocorrem na estruturação da Bacia do Recôncavo: N20-30ºE e N30-40ºW (MILANI, 1984 in BRUHN, 1985). A primeira coincide com o sistema de grandes falhas das quais as falhas de Salvador, Maragogipe, Pedra do Salgado e Patioba são exemplos, enquanto a direção noroeste é representada essencialmente pelas falhas de Mata-Catu e Itanagra-Araçás, que possuem movimento direcional e segmentam a bacia nos seus compartimentos nordeste, central e sul. Segundo BRUHN (1985), no compartimento nordeste da Bacia do Recôncavo o sistema de falhamentos nordeste está representado especialmente pelas falhas antitéticas de Pedras e Patioba, as quais juntamente com o sistema de falhas de Salvador influenciaram fortemente a sedimentação dos turbiditos do Membro Gomo. As falhas de Pedras e Patioba definem três blocos principais no compartimento nordeste da bacia, com maior elongação NE-SW e mergulho regional para sudeste. NETTO et al. (1984) denominam Patamar de Capianga, o bloco compreendido entre a Falha de Pedras e o Alto de Aporá com suave mergulho pra sudeste; Baixo de Quiambina, o bloco com mergulhos acentuados pra sudeste, limitado pelas falhas de Pedras e Patioba; e, finalmente, Patamar de Patioba, a extensa faixa situada entre as falhas de Patioba e Salvador (Figura 3).O sistema de falhamentos com direção noroeste desempenhou uma função bastante secundária no controle da deposição dos arenitos do Membro Gomo. NETTO (op. cit.) modelou diversos grabens e horsts, com estes blocos elevados concentrando algumas das importantes jazidas petrolíferas do compartimento noroeste da bacia, como por exemplo o Campo de Riacho da Barra (BRUHN et al., 1984).

21 Figura 3 - Arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo (modificado de CAIXETA, 1994). 7

22 Evolução Tectono-Sedimentar A história da evolução tectono-sedimentar da Bacia do Recôncavo está relacionada ao evento rifte Eo-Cretáceo que culminou com a separação das Placas Africana e Sul- Americana (FIGUEIREDO et al, 1994). A margem leste brasileira evoluiu segundo um modelo de rifteamento passivo originado por esforços distensivos, vinculados à separação dos continentes Sul-Americano e Africano. Durante o Jurrásico, houve uma subsidência da bacia devido à flexura crustal, relacionada à fase de deformação elástica. Alcançado o limite de resistência elástica, a crosta rompeu-se originando o rifte ( MILANI, 1985). Antecedendo a ruptura do rifte, houve um prolongado estágio com pequena taxa de subsidência, o qual propiciou o desenvolvimento de uma bacia com características intracontinentais que foi denominada de Depressão Afro-Brasileira (ESTRELA, 1972 in PEREIRA, 2001). Nessa depressão fora depositados os sedimentos continentais (red-beds) do Andar Dom João (Grupo Brotas), provindos de sul e oeste. Estes sedimentos ocorrem sobrepostos à Formação Afligidos, a qual encontra-se associada ao desenvolvimento de mares epicontinentais no Paleozóico. Dentro desse contexto, o Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá constitui-se por uma ramificação de direção oeste do lineamento principal de riftes geradores do Oceano Atlântico Sul, o qual foi abandonado, dando origem a um braço abortado. Este fato impediu a formação de uma crosta oceânica e a conseqüente sedimentação marinha que ocorrem nas bacias marinhas marginais. No início do Andar Rio da Serra, ocorreu um período de afogamento com a formação do lago Itaparica, que foi seguido por um período de ressecamento da bacia com recorrência do sistema fluvial com retrabalhamento eólico (Formação Água Grande), em uma fase tectonicamente estável. A implantação deste sistema flúvio-eólico, que prograda de norte para sul, representou uma mudança nas áreas-fontes da bacia que, até então, se situavam a sul e a oeste. Devido ao aumento da taxa de subsidência e a uma brusca variação climática, foi implantado novamente um sistema lacustre, porém desta vez anóxico, que propiciou a

23 9 formação de folhelhos escuros (Membro Tauá da Formação Candeias). O término da deposição desses sedimentos marca o início do rompimento da crosta (início da fase rifte), cujos esforços distensivos geraram falhamentos normais de ângulos elevados e direção predominantemente N30E, dando origem a fossas tectônicas, onde se implantaram lagos profundos. Durante essa fase rifte, depositou-se o Membro Gomo que ocorre num lago restrito que posteriormente é ampliado e aprofundado durante o período de sedimentação da Formação Maracangalha (Membro Pitanga/Camadas Caruaçú). A intensa atividade tectônica neste período foi quem propiciou a formação de correntes de turbidez com fontes na borda oeste da bacia. Durante toda a fase rifte leques aluviais sintectônicos formaram-se junto ao sistema de falhas da borda leste, adentrando esporadicamente na bacia (Formação Salvador e Membro Sesmaria). No final do Andar Rio da Serra, a bacia já apresentava atividade tectônica e subsidências atenuadas, facilitando assim a progradação de sistemas deltaicos a partir de NW (Grupo Ilhas formações Pojuca e Marfim). Observou-se também que durante a fase rifte houve a formação de diápiros de folhelho ao longo dos depocentros da Bacia do Recôncavo, principalmente nas regiões central e sul da bacia. As camadas que deram origem a esses diápiros dizem respeito aos sedimentos argilosos depositados durante o Andar Rio da Serra (RT 004.1). Concomitantemente, espessos pacotes de sedimentos arenosos finos, induzidos gravitacionalmente, foram depositados ao longo dos depocentros (Pitanga e Camadas Caruaçú da Fm Maracangalha), causando instabilidade nos depósitos lamosos que se diapirizaram (PEREIRA, 2001). No Andar Aratu Médio, mesmo com um tectonismo de baixa intensidade ocorreu à reativação de falhas, propiciando o aparecimento de falhas de crescimento, e de rebaixamento de áreas próximas à Falha de Paranaguá no Compartimento Sul da bacia onde foi implantado o Canyon de Taquipe, que erodiu os sedimentos dos andares Aratu Inferior e Rio da Serra Superior. No final dessa idade, o Canyon é preenchido por folhelhos, margas, calcários e arenitos turbidíticos (Formaçã Taquipe), sendo posteriormente recoberto por sedimentos deltaicos (Formação Pojuca).

24 10 O início da Idade Buracica marca o começo do processo de assoreamento final da Bacia (Formação São Sebastião), que coincide com o início da atividade tectônica no sistema de falhas de transferência com direção predominante N40W. Essa situação perdurou até o final da Idade Jiquiá, gerando a atual configuração das falhas de Mata-Catu e Itanagra-Araças. Os deslocamentos horizontais resultaram na compartimentação da Bacia do Recôncavo em três porções: Nordeste, Central e Sul (PEREIRA, 2001) Com a separação dos continentes e o afastamento da bacia das fontes de calor, inicia-se a fase de subsidência térmica pós-rifte. De maior intensidade nas bacias marginais, esta se apresentou atenuada no continente, onde proporcionou a acumulação dos sedimentos fluviais da Formação Marizal, que recobrem de maneira ampla o nordeste brasileiro (PEREIRA, 2001). Finalizando o processo deposicional da bacia, houve durante o Mioceno a invasão da bacia por águas marinhas que depositaram a Formação Sabiá e no Plioceno depositaram-se os leques aluviais da Formação Barreiras (PEREIRA, 2001).

25 Arcabouço Estratigráfico Litoestratigrafia A Coluna Estratigráfica da Bacia do Recôncavo foi proposta formalmente por VIANA et al. (1971), sendo posteriormente modificadas por NETTO et al. (1984), NETTO & OLIVEIRA (1985), Aguiar & Mato (1990 in CAIXETA, 1994) e mais recentemente por CAIXETA et al. (1994). De acordo com a nova Coluna Estratigráfica proposta por CAIXETA et al. (1994), serão descritas aqui de maneira sumária as diferentes unidades litoestratigráficas presentes na Bacia do Recôncavo da base para o topo (Figura 4): O pacote sedimentar repousa discordantemente sobre um embasamento Pré- Cambriano, composto em sua maior parte, de granulitos e migmatitos de Idade Arqueana do Cinturão Granulítico Atlântico assim como de metassedimentos brasilianos da Formação Estância. Uma primeira seqüência relacionada a fase de sinéclise da bacia compreende compreendem as rochas permianas da Formação Afligidos, subdividida pelos membros Pedrão (inferior) e Cazumba (superior). O membro basal é constituído por arenitos intercalados a finas camadas de lamitos e ainda por pelitos e evaporitos na parte superior. Os arenitos correspondem a depósitos de barras de maré e plataforma representando um ciclo marinho regressivo. Já o Membro Cazumba, é composto por folhelhos vermelhos intercalados com níveis sílticos que conferem um ambiente lacustre. As poucas datações biestratigráficas com base em palinomorfos apontam para uma idade permiana (Kunguriano) para estes estratos presentes na Bacia do Recôncavo (CAIXETA, 1994). A seqüência pré-rifte (continental) é constituida pelas rochas jurássicas das Formações Aliança e Sergi e Cretáceas Itaparica e Água Grande. A Formação Aliança abrange os Membros Boipeba e Capianga. O Mb. Boipeba consiste de arenitos avermelhados, variando de finos a conglomeráticos que representam depósitos de um sistema fluvial entrelaçado com retrabalahamento eólico. Já o Mb. Capianga, formado por folhelhos vermelhos com raras intercalações de arenitos finos, constituem uma sedimentação lacustre rasa. Estas rochas contém ostracodes não marinhos de idade Dom

26 12 João (CAIXETA, 1994). A Formação Sergi caracteriza-se por arenitos desde finos a conglomeráticos também com intercalações de folhelhos vermelhos e cinza esverdeados, foram depositados por sistemas fluviais entrelaçados, com retrabalhamento eólico. Sua idade, presumida néojurássica, é indicada pela presença de ostracodes não marinhos de idade Dom João. A Formação Itaparica é composta por folhelhos e siltitos com raras intercalações de arenitos finos. É o registro de depósitos lacustres, com pequenas incursões fluviais. Segundo CAIXETA (1994), as determinações bioestratigráficas com base em ostracodes não-marinhos conferem à Formação Itaparica uma idade eoberriasiana. A Formação Água Grande é constituída por arenitos grossos a finos é interpretada como sistema fluvial entrelaçado e meandrante, com retrabalhamento eólico. A seqüência rifte é constiuída pelas rochas cretáceas que vão desde a Formação Candeias até a Formação São Sebastião (Lacustres, deltáicos, fluviais e eventualmente aluviais). A Formação Candeias abrange os membros Tauá e Gomo. O Membro Tauá, basal é constituído de folhelhos cinza escuros, físseis, de partição acicular, ricos em matéria orgânica. O Membro Gomo é constituído por folhelhos também cinza esverdeados, intercalados a biocalcarenitos, calcicutitos e arenitos turbidíticos inseridos nesse sistema lacustre de lago profundo. Sua idade eo-rio da Serra é atestada por datações bioestratigráficas com base em ostracodes não-marinhos. A Formação Maracangalha caracteriza-se por folhelhos cinza esverdeados e cinza escuros subdividida nos membros Caruaçú e Pitanga. O Membro Pitanga compõe-se de arenitos finos, maciços, siltícos, argilosos, ricos em fragmentos de matéria orgânica originados por fluxos gravitacionais. Já o Membro Caruaçú é representado por camadas lenticulares de arenitos finos a médios, as quais foram geradas por correntes de turbidez. A partir das análises bioestratigráficas com base em ostracodes não marinhos, deduz-se as idades neo-rio da Serra e Aratu para esta formação, depositada em ambiente lacustre com turbiditos intercalados. A Formação Salvador ocorre em toda coluna cretácea e caracteriza-se pelos conglomerados e arenitos que ocorrem na borda leste da Bacia do Recôncavo. Esses conglomerados são o resultado de leques aluviais sintectônicos que marcam a atividade tectônica das falhas de borda que representam a fase rifte dessa bacia entre Berriasiano e o

27 13 Eoaptiano. O atual Membro Sesmaria designa os arenitos que realmente correspondem as fácies distais da Formação Salvador e não aqueles pertencentes ao Membro Morro do Barro que não possuem nenhuma relação com os conglomerados da borda da bacia, como fora proposto anteriormente (Barroso, 1984 in CAIXETA, 1994). Contituida de arenitos, a Formação Marfim é representada por arenitos finos a médios bem selecionados, intercalados a camadas de folhelhos cinzas, siltitos e biocalcarentos ostracoidais. As análises bioestratigráficas com base em ostracodes não marinhos apontam a idade neo-rio da Serra para estes depósitos de origem flúvio-deltaica. A Formação Pojuca é constituída por arenitos muito finos a médios, ás vezes, calcíferos e folhelhos cinzas, siltitos e biocalcarentos ostracoidais. São também depósitos de origem flúvio-deltaica e as análises bioestratigráficas com base em ostracodes não marinhos, deduz-se as idades neo-rio da Serra a Jiquiá para estes depósitos. A Formação Taquipe caracteriza-se por folhelhos cinzas, arenitos muito fino a fino, siltitos, e ainda margas. Esta unidade ocupa uma feição erosiva em forma de canyon, alongada na direção norte-sul e constatada na porção centro-oeste do Recôncavo. São depósitos de fluxos gravitacionais cuja as análises bioestratigráficas apontam idade Aratu. Os depósitos da Formação São Sebastião são subdivididos em três membros: Mb. Paciência (inferior), Mb. Passagem dos Teixeiras (médio) e Mb. Rio Joanes (superior). Estes membros são caracterizados por intercalações de arenitos grossos, amareloavermelhados, friáveis, intercalados com siltitos e folhelhos. Correspondem a depósitos de sistema fluviais cujas análises bioestratigráficas apontam idades Buracica a Jequiá. A Formação Marizal caracteriza-se por arenitos e conglomerados e secundariamente, por siltitos, folhelhos e calcários. São depósitos de leques aluviais com pequenos lagos restritos associados de idade Alagoas Durante o Terciário foram depositados os pacotes das Formações Sabiá e Barreiras. A Formação Sabiá é composta por folhelhos cinza esverdeados com intercalações de arenitos finos e lentes de calcários. Correspondem a depósitos de ambiente marinho. A Formação Barreiras representada por arenitos grossos e conglomerados com intercalações de lamitos caracterizam depósitos de leques aluviais.

28 Bioestratigrafia Bacia do Recôncavo tem sua base bioestratigráfica fundamentada principalmente em ostracodes não-marinhos. Esta fauna de ostracodes é caracterizada na literatura como uma fauna bentônica (Phullanthroropoidea; Ellas Crustaceas Subellas Ostracoda) pertencente à Sub-ordem Podocopina-Sars, 1866 e a família Cyprididae-Baird, 1850 e Cytheridae-Baird, 1850 (KROMMELBEIN, 1966; VIANA et al., 1971; SANTOS e BRAGA, 1990 in SILVA, 1993). Adicionalmente são descritos gêneros locais, dos quais pode-se citar o gênero Petrobrasia, Reconcavona, Salvadorriella e Iilhasina. Bastante comuns na Bacia e com sua distribuição estratigráfica limitada, estes gêneros constituem uma importante ferramenta nos estudos bioestratigráficos da Bacia do Recôncavo. Em termos de paleo-ambiente, estas espécies de ostracodes viveram em lagos de água doce à salobra, sem influência marinha. Baseado na ocorrência de 19 gêneros e 142 espécies e sub-espécies de ostracodes nãomarinhos, VIANA et al. (1871) estabeleceram o zoneamento bioestratigráfico da Bacia do Recôncavo. Eles reconheceram 9 biozonas (NRT* 001 à 009) e 26 sub-zonas. Estas biozonas abrangem os estratos depositados na Bacia deste o Jurássico Inferior até o Cretáceo Superior. Este zoneamento bioestratigráfico permitiu o estabelecimento do conceito de Zona de Amplitude (corresponde a estratos que representam ocorrência vertical ou horizontal de uma espécie selecionada) e Zona de Intervalo (definida pela primeira e última ocorrência de uma determinada espécie diagnóstica de uma biozona). A partir do zoneamento e caracterização dessas espécies foi possível a correlação de espécies brasileiras com espécies encontradas em formações do oeste africano, como é o caso dos ostracodes encontrados no Grupo Cocoabeach do Gabão. Na Bacia do Recôncavo também foram identificadas 5 palinozonas, porém estes palinomorfos possuem uma resolução vertical inferior quando comparada aos ostracodes. Além disso a correlação entre as biozonas de ostracodes e palinozonas é bastante problemática (ARAI et al., 1989 in PENTEADO, 1999). * NRT é um acrônimo para Novo Recôncavo Tucano.

29 15 STRATIGRAPHIC CHART - RECÔNCAVO TIME MILLION YEARS GEOCHRONOLOGY PERIOD EPOCH AGE BIOSTRATIGRAPHIC UNITIES UNITS MAX. THICK. (m) LITHOSTRATIGRAPHY LITHOLOGY ELETRIC BOUNDARY DEPOSITIONAL SEQUENCES TECTONIC EVOLUTION ENVIRONMENT QUATER. PLEIST. CALABRIAN TERT. PLIOC. MIOC. ALLUVIAL FANS SIL. JURASSIC MALM TITHONIAN PERM. DEVON. CARBONIFEROUS BERRIASIAN NEOCOMIAN VALANGNIAN HAUTERMAN GALIC BARREMIAN FLUVIAL ALBIAN DELTAIC LACUSTRINE RIFT CREATACEOUS ALLUVIAL FANS EOLIAN LACUSTRINE PRE-RIFT EOLIAN LACUSTRINE EOLIAN SINECLIS LACUSTRINE RESTRICT MARINE PRE - CAMBRIAN Figura 4 - Carta estratigráfica da Bacia do Recôncavo (modificada de CAIXETA et al., 1994).

30 Figura 5 - Carta Bio e Cronoestratigráfica da Bacia (modificada de SILVA, 1993). 16

31 Cronoestratigrafia A correlação cronoestratigrafíca dos estratos não-marinhos do Cretáceo Inferior é um grande problema no que diz respeito à sua correspondência com a escala internacional de tempo geológico e com unidades em diferentes partes do mundo. Isso se deve a significativa ausência de bons fósseis índices. Devido a esta restrição adotou-se um esquema cronoestratigráfico local desenvolvido pela Petrobrás e baseado nos ostracodes de origem lacustres. As unidades cronoestratigráficas locais são adotadas em todas as bacias cretáceas da margem leste brasileira. Em termos de correlação mundial esta fauna de ostracodes correlaciona-se com os taxa encontrados na Europa e África e as mesmas ocorrem principalmente nas Séries puberkianas e neocomianas (GHIGNONE, 1979 in SILVA, 1993). Estas unidades cronoestratigráficas são baseadas em biozonas. Na Bacia do Recôncavo são reconhecidos 6 Andares locais da base para o topo: Dom João, Rio da Serra, Aratu, Buracica, Jiquiá e Alagoas. O Andar Alagoas, na Bacia do Recôncavo, tem sua sedimentação discordante com os estratos subjacentes (SILVA, 1993). A classificação cronoestratigrafica atual da Bacia do Recôncavo segue o zoneamento bioestratigráfico proposto por VIANA et. al. (1971) que é o ápice em termos de organização de distribuição temporal de inúmeras espécies que ocorreram na bacia durante o Mesozóico. Isto se deve também ao fato da fauna da Bacia do Recôncavo possuir uma das maiores coleções de fósseis não-marinhos do mundo. A despeito do uso da escala geológica, segundo SILVA (1993), a carta cronoestratigráfica adotada pela PETROBRAS ainda segue a correlação internacional de HARLAND et. al. (1982 in SILVA, 1993) e não a escala geológica mais recente também de HARLAND et. al. (1982 in SILVA, 1993) Em modelagem de bacias, até o momento, para caracterizar o modelo geométrico da bacia não é possível caracterizá-las segundo as suas formações, pois geralmente as mesmas cortam as linhas de tempo o que os programas de modelagem não conseguem caracterizar numericamente. Sendo assim, lança-se mão de outros métodos para caracterizar a

32 18 geometria da bacia sem comprometer a veracidade do modelo. Para isso é muito importante o conhecimento da correlação bio, lito e cronoestratigráfica da bacia, pois em muitos trabalhos, principalmente no caso de modelagem numérica, estas unidades cronoestratigráficas e zoneamentos bioestratigráficos serão utilizados. Neste trabalho, o entendimento desta correlação é muito importante, pois os mapas de isópacas utilizados, na modelagem tridimensional, para definir o modelo geométrico, foram individualizados em intervalos tectono-deposicionais (tdi s) que correspondem aos 6 Andares locais reconhecidos na bacia. Estes intervalos (tdi s) nada mais são que superfícies isócronas, definidas como um conjunto de estratos geneticamente relacionados e depositados durante um específico intervalo de atividade tectônica limitados por superfícies de inundação máxima, segundo o modelo de GALLOWAY (1989). Os limites destes intervalos tectono-deposicionais são caracterizados por marcos estratigráficos, que constituem um importante registro na história deposicional da bacia. Estes marcos compõem confiáveis elementos cronológicos porque foram produzidos durante uma fase de inundação da bacia e mínima entrada de siliciclásticos, significando mudanças na paleogeografia regional da bacia. A caracterização e significado destes intervalos tectono-deposicionais serão descritos com maior detalhe no próximo capítulo.

33 Tectonoseqüência O modelo de tectonoseqüências constitui o modelo desenvolvido por SILVA (1993) com base na estratigrafia genética de GALLOWAY (1989). Os mapas de isópacas das tecnotonoseqüências desenvolvidos por SILVA (op.cit) serviram de input para o modelo geométrico desta dissertação, tendo em vista a excasses de dados para suportar o modelo geométrico e também o fato desses intervalos tectono-deposicionais, como o autor denomina, não cortarem linhas de tempo, já que os programas de modelagem ainda não possuem algorítmos que possibilitem modelar tais situações. Sendo assim, optou-se por utilizar esta base de dados, levando em consideração as premissas de seu desenvolvimento e modelo estratigráfico utilizado. Este capítulo aborda o significado do modelo da Tectonoseqüência do Cretáceo Inferior da Bacia do Recôncavo e seus tectono-intervalos deposicionais associados, bem como os conceitos de Estratigrafia Genética desenvolvidos por GALLOWAY (1989) que é base deste modelo. O termo tectonosseqüência (tectonic sequence) foi criado por SLOSS(1963 in DELLA FÁVERA, 2001) para designar seqüências estratigráficas cujo controle principal, determinando as discordâncias, era de natureza tectônica. A tectonosseqüência pode ser identificada na escala de linhas sísmicas ou de perfís e uma bacia sedimentar pode conter mais de uma tectonosseqüência. O controle tectônico de nível d água de lagos tectônicos dá-se por rebaixamento existente durante cada evento de expansão da bacia. Como se trata de um contexto tectônico submetido à distensão, cada pulso distensivo acarreta novas falhas de bordas, ampliando assim a área e o volume do lago. Mantando-se fixo o nível, há um rebaixamento forçoso pelo aumento do volume. Estes rebaixamentos produzem discordâncias, que por sua vez limitarão seqüências (DELLA FÁVERA, 2001). Este conceito foi usado por SILVA (1999) para aplicar a estratigrafia de seqüências na Bacia do Recôncavo. SILVA (op. Cit.) criou uma tectonosseqüência que compreende o intervalo eo-rio da Serra-Jiquiá (base da Formação Água Grande topo do grupo Massaracá), coincidente como desenvolvimento do rifte Recôncavo. Esta tectonosseqüência

34 20 foi dividida em intervalos tectono-deposicionais de ordem menor, que permitiu o mapeamento detalhado da bacia (Figura 6). Segundo SILVA (1993) o termo intervalo tectono-deposicional designa um pacote estratigráfico que compreende depósitos geneticamente relacionados que caracterizam um distinto período tectônico dentro de uma fase tectônica da bacia. Estes intervalos caracterizam-se por ter suas bordas definidas por marcos estratigráficos que constituem o registro de máxima inundação na historia deposicional da bacia. Estes marcos constituem confiáveis elementos cronológicos porque foram criados durante fases de máxima inundação da bacia e mínimo input silissiclástico, assinalando mudanças na paleogeografia regional da bacia (SILVA, 1993). A tectonosseqüência do Cretáceo Inferior representa o maior intervalo cronoestratigráfico da Bacia do Recôncavo, formando um pacote sedimentar que nos depocentros da bacia excede a espessura de 5 kilometros. A partir de características tectônicas, sedimentológicas e paleo-ecológicas foram reconhecidos seis intervalos tectono-deposicionais dentro da tectonosseqüência. Estes tectono-intervalos combrem um espaço de tempo entre 2 Ma e 7.5 Ma (Tabela 1). Em termos de modelo estratigráfico estes tectono-intervalos são limitados por superfícies de máxima inundação, ou seja, tratam-se de limites de seqüências estratigráficas genéticas. Segundo DELLA FÁVERA (2001), uma seqüência estratigráfica genética é o produto sedimentar de um épisódio deposicional. Cada seqüência consiste em fácies progradacionais, agradacionais e retrogradacionais depositadas durante um período regional de estabilidade paleogeográfica. O limite para esta seqüência é uma superfície que registra um hiato deposicional que ocorre na maioria das plataformas que sofreram inudação durante o período de máxima inundação. Este limite de seqüência enfatiza a preservação da unidade estratigráfica dos sistemas deposicionais tridimensionais e não se baseia, para definir seus limites, no desenvolvimento de superfícies de erosão subáereas causadas por rebaixamento relativo do nível do mar como da seqüência deposicional definida por VAIL et. al. (1977 in DELLA FÁVERA, 2001).

35 21 Tabela 1 - Características dos intervalos tectono deposicionais que fazem parte da tectonosseqüência do Cretáceo Inferior na Bacia do Recôncavo (adaptado de SILVA, 1993) Intervalo Tempo Fase Tectônica Unidade lito- Unidade Bio- Marcadores Tectono- compreendido estratigráfica estratigráfica deposicional (Ma) (Formação) (Biozona) Buracica-Jiquiá (VI) 3.7 Rifte Superior renovado Tectonica ativa São Sebastião NRT 007 Marco 1 e b.u.¹ Aratu Superior (V) Aratu Inferior (IV) Rio da Serra Superior (III) Rio da Serra Médio (II) 2.5 Rifte Medio- Inferior - Tectonismo ainda ativo 5.5 Rifte Médio - Tectonismo menos ativo 7.5 Rifte Médio - Tectonismo diminuindo em direçao ao topo 3.0 Inicio da fase rifte forte atividade tectônica Candeias, Pojuca e Taquipe NRT 006 Marcos 7 e 1 Candeias, Pojuca e NRT 005 Marcos 15 e 7 Taquipe Candeias e Marfim NRT 004 Marcos 40 e 15 Candeias NRT 003 Marcos 60 e 40 Rio da Serra Inferior (I) 2.0 Fase Pré-Rift Água Grande e Candeias (Tauá) NRT 002 r.o.u.² e Marco 60 b.u.¹ = superfície de breakup r.o.u.²= começo da não-conformidade do rifte Ambos os registros, fornecem um meio de correlação regional, facilmente reconhecível e possível de serem datados. Uma das grandes diferenças entre estes modelos, além do limite das seqüências, estaria nos objetivos da interpretação. O grupo da Exxon faz uso essencialmente de dados sísmicos, enquanto que Galloway enfatiza a sedimentologia, interpretando ambientes pelas feições internas e geometria de fácies. Alguns autores como Van Wagoner et. al. (1990 in DELLA FÁVERA, 2001), cujos trabalhos remontam a estratigrafia de seqüências deposicionais de VAIL (op. Cit), fazem algumas críticas sobre a seqüência de Galloway desaconselhando o seu uso. De acordo com estes mesmos autores uma discordância trata-se de uma quebra real de uma seqüência diferentemente da superfície de inundação máxima. Sendo assim, nenhuma seqüência poderia conter dentro de si uma discordância. Entretanto, POSSAMENTIER & ALLEN

36 22 (1999) recomendam que a escolha do tipo de seqüência a ser usada a depender da bacia e de sua história deposicional a de mais fácil aplicação, ou seja, teorias mais simples devem ser escolhidas em detrimento das mais complexas. Seguindo esta máxima, DELLA FÁVERA (op. Cit.) sugere que seria preferível o uso de superfícies de máxima inundação em unidades de 3ª ou de menor ordem, em bacias intracratônicas, já que ela é de fácil reconhecimento, enquanto que discordâncias, neste contexto deposicional quase plano, só poderiam ser inferidas ou postuladas. Seguindo esta linha SILVA (1993) fez uso do conceito de seqüência genética e tectonosseqüência, muito bem aceitas para aplicar estratigrafia de seqüência em contextos não marinhos, como é o caso da Bacia do Recôncavo, obtendo sucesso.

37 Figura 6 - Carta estratigráfica com tectonoseqüência (modificada de SILVA, 1993). 23

38 Evolução Tectono-Termal O modelo evolutivo e mecanismos de formação da Bacia do Recôncavo, e do Rifte RTJ (Recôncavo-Tucano-Jatobá) da qual esta bacia faz parte, são bastante discutidos e existem algumas hipóteses para sua formação. A escasses de dados disponíveis para reforçar as hipóteses propostas é um outro fator que colabora para que permaneçam as incertezas. Seram abordadas neste capítulos quatro principais modelos conceituais dentre as muitas hipóteses publicadas. Uma primeira hipótese explica a formação do rift a partir de um descolamento sinistral N40ºE ao longo da costa brasileira entre as cidades de Salvador e Recife que cuminou com a formação de uma ruptura de tensão (tension gash) contendo as bacias interconectadas do rift (COHEN, 1985). Segundo o mesmo autor a direção de extensão da Bacia do Recôncavo seria E-W. Além disso, o sistema de falhas N30ºE foi interpretado como falhas de descolamento com fortes componentes de movimento vertical, reativadas no final da fase rift. Entretanto, esta interpretação não está de acordo como o caráter essencialmente extensivo das falhas durante a sedimentação das formações sin-rift (MAGNAVITA & CUPERTINO, 1987 e 1988; MILANI & DAVISON, 1988). Também são questionáveis, o sentido do movimento para o descolamento proposto e a ausência de explicação para a simultaneidade da formação das bacias do Rifte RTJ. Outro modelo trata da rotação anti-horária da Micro-placa do nordeste brasileiro em relação a placa sul-americana e africana, com uma extensão NW-SE na região do Rifte RTJ (SZATMARI et al., 1985; MILANI, 1985 e 1987; MILANI et al., 1987; MILANI & DAVISON, 1988). A micro-placa no nordeste brasileiro, de forma triangular, teria como limites o Rifte RTJ, as bacias de margem continental atual (entre elas a de Sergipe- Alagoas) e a zona de cisalhamento de Pernambuco. O conjunto de Bacias do Rifte RTJ constituiriam a borda extensiva a oeste da dita micro-placa e seria, durante um certo período de Eocretáceo, o sítio de separação entre os continentes africano e sul-americano. A micro-placa teria rotacionado entorno de 2º (dois graus) ao redor de um pólo situado ENE da extremidade NE da Bacia de Jatobá. O crescimento gradual da extensão NW-SE teria propiciado a formação de zonas de transferência entre os grabens isolados

39 25 originalmente. Um pouco mais tarde, a partir do mesocretaceo, a zona de extensão seria deslocada para o lugar onde se encontra a atual margem continental e a micro placa teria ficado anexada a placa sul-americana. CASTRO Jr (1988) fez duas criticas principais ao modelo de micro-placa. O primeiro diz respeito a incompatibilidade entre a rotação da micro-placa e a extensão contemporânea na Bacia do Gabon. A segunda se refere a precariedade das evidências de compressão no extremo nordeste da micro-placa. Para CHANG et al. (1992), não existe evidência clara de descolamento de direção NE-SW na bacia de Sergipe-Alagoas, tal como sugere o modelo. MAGNAVITA (1992) acrescentou a observação de incoerências do modelo de micro-placa sobre o comportamento de falhas no arco de Vaza-Barris e na Bacia de Sergipe-Alagoas. Também é proposto um modelo de extensão devido ao desenvolvimento de zonas de descolamento intracrustais de fraca declividade sobe o Rifte RTJ. Adotando o modelo de WERNICKE (1985) (Figura 7) e usando como dado um mapa de contorno gravimétrico de anomalia Bouguer das Bacias do Tucano, Recôncavo e Sergipe-Alagoas, USSAMI et al.(1986) propõem que a extensão da crosta superior nas bacias Tucano Central, Jacuípe e Gábon, provocada por uma zona de descolamento intracrustal, seria compensada pelo afinamento, induzido pelo prolongamento do mesmo descolamento, da crosta inferior nessas bacias marginais. Usando o dado de mapa de anomalia Bouguer USSAMI et. al. (1986) descobriu que que a anomalia Bouguer regional sobre a Bacia do Tucano pode ser adequadamente explicada pela expessura observada dos sedimentos (~10km). Contudo, como toda toda carga tem de ser compensada de alguma maneira, a bacia tem de ser regionalmente compensada por um grande comprimento de onda porém de pequena amplitude de topografia de Moho.Além disso, USSAMI (op. cit.) concluiu que, devido a esta extrema magnetude da anomalia de gravidade, o estiramento flexural da litosfera foi, e permaneceu, suficientemente alto para conservar a carga do preenchimento sedimentar. Entretanto, KARNER et. al. (1992) reconhecem a ausência de evidência direta da existência dessa zona de descolamento, porém citam três argumentos a seu favor: a forma assimétrica da bacia do Tucano; a simultaneidade do desenvolvimento das bacias de Tucano e Sergipe-Alagoas; e a ausência da fase de subsidência térmica nas bacias do Rifte RTJ.

40 26 Vários autores (MAGNAVITA & CUPERTINO, 1987 e 1988; MILANI & DAVISON, 1988; MAGNAVITA, 1992) acrescentam como crítica o fato do plano de descolamento N-S com mergulho em direção para leste postulado por USSAMI et al. (1986) não é compatível com a orientação de estruturas da zona orogênica sergipana. Além disso, o plano de descolamento estaria em conflito com a assimetria observada na bacia do Tucano Central. Essa última crítica, KARNER et al. (1992) replicam que a assimetria de uma bacia é dada em função da predominância do sistema de falhas sintéticas ou antitéticas no compartimento superior da zona de descolamento, independente da orientação dessa última. Ainda na mesma linha e baseado no modelo de LISTER et al. (1986), CASTRO Jr (1987 e 1988) explica a diferença de polaridade entre as bacias separadas pelo Arco de Vaza-Barris pela existência de duas regiões onde as zonas de deslocamento têm comportamentos distintos. A sul do arco, as duas zonas de descolamento que atravessam a crosta que mergulhara para NW. Entretanto, a norte do arco, as zonas de descolamento teriam um mergulho para SE, o que permitiria os depocentros situados a oeste da bacia do Tucano norte e em vários blocos da bacia marginal de Sergipe-Alagoas. A diferença entre as orientações das zonas de descolamento e das estruturas presentes no Cráton de São Francisco e na zona orogênica Sergipana foi invocada por DAVISON (1988) como argumento contrário ao modelo de duplo sistema de rifte avançado por CASTRO Jr. (op cit.). MAGNAVITA (1992) chamou atenção para o problema da inexistência de bacia sedimentar a oeste do Rifte RTJ que, segundo ele, seria uma conseqüência do modelo de duplo rifte (PENTEADO, 1999). Por fim é proposto um modelo de extensão ligada a associação de cisalhamento simples e puro na litosfera (Figura 8). Para MAGNAVITA (1992) a formação do rifte RTJ seria uma consequencia da extensão E-W obliqua aos grábens, os quais são limitados por zonas de acomodação de direção NW-SE. Entretanto, CHANG et al. (1992) sustenta que a direção principal da extensão foi NW-SE. Os estudos de KARNER et al. (1992) e MAGNAVITA et al. (1994) propõem modelos geodinâmicos para a formação do rifte do RTJ, e discutem a evolução tectônica posterior a fase rifte. Para simular a formação do rifte da Bacia de Tucano, KARNER et al. (1992) utilizou um modelo de extensão litosférica para o cisalhamento simples ao longo de

41 27 uma superfície de descolamento da crosta; abaixo dessa superfície, ou seja, na base da crosta e no manto litosférico, a extensão se daria por cisalhamento puro (Figura 7). A bacia do Tucano se encontraria no espaço criado por uma falha normal (a falha da borda oriental da bacia) com mergulho na direção contraria àquela da superfície de descolamento, no bloco crustal superior; essa superfície seria um efeito de uma zona de falha fortemente inclinada na borda oeste da bacia que vai se tornar cada vez mais horizontal a medida que ela se aprofunda na crosta, ou seja, a leste. Para respeitar o princípio da conservação da área da seção, esse modelo admite que a taxa de estiramento da crosta na Bacia do Tucano seja equilibrada por uma taxa equivalente no manto litosférico pela zona compreendida entre essa bacia e a de Sergipe-Alagoas. Como conseqüência do estiramento por cisalhamento simples e puro, o regime térmico original da litosfera foi perturbado no momento da formação do rifte. Considerando um corte geológico transversal a bacia do Tucano, KARNER et al. (1992) modelaram a resposta flexural da litosfera levando em consideração perturbações provocadas pela modificação do regime térmico, pela sedimentação da fase rift e pela erosão dos flancos da bacia. Com estes modelos e assumindo espessuras originais da crosta e litosfera (35km e 125 km respectivamente e uma espessura elástica efetiva da litosfera elevada de 42km, reduzida a 30km por efeito da extensão) dentre outras condições de contorno, KARNER et. al. (op.cit.) chegaram a resultados que sugerem que a forte rigidez flexural da litosfera não permite a ocorrência de uma fase de subsidência térmica pós-rift. Como resultado da forte rigidez flexural da litosfera e da erosão contínua dos flancos do rift se desenvolveu uma fase de inversão e erosão generalizada de cerca de 700 metros no final da fase rift até o presente dentro da Bacia do Tucano. MAGNAVITA et. al. (1994) também modelou o compostamento flexural da litosfera ao longo de três seções geológicas dentro da Bacia do Recôncavo e Tucano. Ele empregou um modelo geodinâmico (flexural cantilevre model) que se assemelha a célula utilizada por KARNER et. al. (1992). O modelo de MAGNAVITA (op. cit.) admite que a extensão se deu por cisalhamento simples dentro da crosta superior e por cisalhamento puro dentro da crosta inferior e manto litosférico (Figura 8).

42 28 A principal diferença dentre estes dois modelos é que no modelo de KARNER (op. cit.) a zona de maior estiramento da crosta superior não coincide horizontalmente com a zona de maior estiramento da crosta inferior e do manto (Figura 7), ou seja, um estiramento não-homogêneo que tem como conseqüência o deslocamento da anomalia térmica e uma fase de subsid6encia térmica pouco desenvolvida na Bacia do Recôncavo. No modelo desenvolvido por MAGNAVITA (op. cit.) o estiramento é homogênio, ou seja, a zona de maior estirmaneto da crosta superior coincide horizontalmente com a zona de maior estiramento a espessura original da crosta inferior e manto. Magnavita estimou uma espessura original da crota em cerca de 35km com efeito de espessura elástica efetiva otimizado em 5km. O principal impacto disso foi o resultado de um modelo com fase de subsidência pós-rift entre o Albiano e Oligoceno com consequente soerguimento e erosão durante o Oligoceno e principalmente uma subsidência térmica entre o Oligoceno e o Recente. Ele estima que a erosão resultante da fase de subsidência térmica tenha uma espessura máxima de 700 metros, somada a espessura de erosão ao fim da fase rift de cerca de 6,5km (de rochas cristalinas, ao Leste da Falha de borda de Salvador), 1,6km de rochas sedimentares nas proximidades da borda Leste do rift e finalmente 0,9km de sedimentos dentro da região do Horts de Dom João. Dentre os modelos propostos para Bacia do Recônavo, o modelo de KARNER et. al. (1992) parece aprensentar maior conexão com a evolução da bacia, sua história térmica, espessura pós-rifte e ausência de uma fase marinha, já que trata-se de um rifte abortado. Os dados de reflectância de vitrinita e dados de temperatura atual da bacia confirmam esta hipótese. É importante frisar que os os modelos de evolução geotectônica propostos por MAGNAVITA (1994) e KARNER et. al. (1992) são coerentes, tendo em vista que honram os volumes estimados de seções erodidas propostas por estes autores e os dados de calibração. Desses modelos modelos evolutivos as diferenças mais marcantes dizem respeito a considerar a existência ou não de uma fase de subsidência térmica pós-rift, os eventos erosivos e a profundidade máxima que estes sedimentos foram soterrados.

43 29 Figura 7- Modelo de extensão empregado por KARNER et. al. (1992). Figura 8 - Modelo de extensão empregado por MAGNAVITA (1994)

44 Sistemas Petrolíferos O Sistema petrolífero Candeias-Sergi (!) inclui rochas geradoras de origem lacustre de água doce à salobra neocomianas pertencentes aos Membros Gomo e Tauá (Fm. Candeias) e rochas reservatórios fluvio-eólicas neo-jurássicas da Formação Sergi. Outras rochas reservatórios de importância secundária também apresentam influência significativa em parte do volume de petróleo (óleo e gás). Estas rochas estão presentes em toda a coluna estratigráfica da bacia, dentre elas estão: areias do Membro Boipeba, Fm. Aliança e Água Grande; turbidíticas do Membro Pitanga (Fm. Maracangalha) e argilas fraturadas do Mb. Gomo; areias da Fm. Marfim, Pojuca e Taquipe. Os teores médios de carbono orgânico total no principal nível gerador da Bacia do Recôncavo giram em torno de 1% e o potencial gerador médio de 5 kg de HC/ton de rocha nas porções mais profundas da bacia, podendo localmente alcançar 10 kg de HC/ton de rocha. Credita-se estes baixos valores à alta convertibilidade da matéria orgânica em hidrocarbonetos.estes geradores são mais favoráveis a gênese do petróleo dentro da porção nordeste da bacia, onde as características da matéria orgânica (qualidade e quantidade) estão mais bem preservadas (dentro da biozona NRT ) (PENTEADO, 1999). A Formação Pojuca também apresenta alto potencial gerador, porém ocorre acima da janela de geração em quase toda a bacia. O topo da zona matura ocorre em níveis mais rasos nas margens da bacia, estando as rochas sedimentares da Formação Candeias em estágio senil nos baixos deposicionais (ROSTIROLLA, 1999). As análises de reflectância de vitrinita (%RO) indicam que os Membros Tauá e Gomo (Fm. Candeias) estão maturos para geração de petróleo dentro dos grabéns de Camaçari, Miranga e Quiambina (Figura 3) e juntamente com estudos de subsidência térmica situam a época de geração da bacia no Andar Jiquiá (Gaglianone et al., 1985 in SANTOS e BRAGA, 1990). Atualmente são aceitos três modelos de migração e acumulação (trapeamento) de petróleo na Bacia do Recôncavo (Figura 9a, b, c): (1) trapas estruturais formadas por horsts, basculados ou não, onde os reservatórios pré-rifte são alimentados lateralmente a partir de folhelhos geradores localizados nos baixos de falhas normais; (2) trapas

45 31 estratigráficas ou combinadas, principalmente em reservatórios turbidíticos das formações Candeias e Marfim, conectados diretamente aos folhelhos geradores, com migração por pequenas distâncias e (3) rollovers formados em baixos de falhas de crescimento da seção sin-rifte, ao nível dos reservatórios deltaicos das formações Pojuca e Marfim, com migração vertical ao longo de falhas regionais (ROSTIROLLA, 1999). Figura 9 - Modelos de migração e acumulação de petróleo da Bacia do Recôncavo (ROSTIROLLA, 1999). No que diz respeito aos selos, os mesmos provém de níveis argilosos que capeiam as rochas reservatórios. A reconstrução da história de soterramento junto à interação de outros fenômenos físico e químicos responsáveis pela geração, migração de petróleo revelam que o momento crítico da bacia, onde todos os elementos e processos inerentes ao sistema petrolífero estavam presentes e atuantes, ocorreu durante o Cretáceo Superior (Figura 10 Carta que sumariza o timing dos elementos e procesos do sistema.).

46 Figura 10 Carta que sumariza o timing dos elementos e procesos do sistema. 32

47 Histórico de Exploração e Produção A exploração da Bacia do Recôncavo teve início em 1937, sendo que apenas dois anos depois, em 1939, no município de Lobato era descoberto petróleo na bacia, coincidentemente a primeira descoberta de petróleo no Brasil. A partir daí intensificaram-se as investigações geológicas na bacia devido a grande expectativa de novas descobertas desencadeada pela perfuração do poço pioneiro em Lobato (SANTOS e BRAGA, 1990). A história de exploração e produção da Bacia do Recôncavo se confunde com a história da PETROBRAS que foi criada em 1953 e teve um papel fundamental na história de exploração e produção da bacia, sendo a principal fomentadora da sua atual base de dados e informações. De 1945 até o final da década de 60 foram realizados um grande número de trabalhos importantes para o conhecimento da bacia, dentre eles o mapeamento iniciado pelo Conselho Nacional de Petróleo e concluído pela PETROBRAS. Este trabalho visava evidenciar anomalias estruturais, principais alvos nas pesquisas de jazidas de petróleo na época. Até o final de 1988 foram perfurados cerca de cinco mil poços, dos quais 958 exploratórios e explotatórios. Os cerca de 80 campos de petróleo existentes na Bacia do Recôncavo foram descobertos neste período. Além disso, uma densa rede de estações gravimétricas recobriu a bacia e foram levantados mais de km de linhas sísmicas (SANTOS e BRAGA, 1990). Levando em consideração sua área de cerca de km 2 e o volume de óleo encontrado até o momento, a Bacia do Recôncavo pode ser considerada uma das bacias mais prolífera do Brasil. Nela foram gerados mais de milhões de m 3 de óleo, dos quais espera-se recuperar mais de 250 milhões de m 3 com os métodos atuais de recuperação. Mais de 230 milhões de m 3 de óleo equivalente foram produzidos nos últimos 60 anos nos seus 80 campos de óleo e gás (ROCHA et. al, 2002). Considerada como uma bacia madura, a Bacia do Recôncavo encontra-se em avançado estágio exploratório, com seus prospectos do tipo estruturais praticamente esgotados. Hoje, após 60 anos de produção, sua produção é de aproximadamente bbl/dia, o que corresponde à cerca de um terço de seu pico histórico nos anos 70 (ROCHA et. al, 2002). Isso se deve a um enorme esforço e utilização de tecnologia avançada tanto

48 34 em recuperação da curva de produção dos reservatórios como na definição de novos prospectos estratigráficos, já que os prospectos do tipo trapas estruturais encontram-se praticamente esgotados. Estes prospectos estratigráficos muitas vezes encontram-se em partes mais profundas da bacia onde durante muito tempo as atividades exploratórias eram escassas. A intensificação de atividades em áreas mais profundas da bacia resultou em descobertas de diversas acumulações. É importante ressaltar que, muitas vezes o risco de carga de hidrocarbonetos não é avaliado pelas companhias de petróleo devido à complexidade de interação dos fenômenos que envolvem a geração, migração e acumulação. Desta forma, as companhias de petróleo limitam-se às avaliações de risco de trapa, pois esta avaliação se dá por meio de interpretação direta dos dados geológicos e geofísicos. Sendo assim, na maioria das vezes, a avaliação de reservas e acumulações fica subestimada. No caso da Bacia do Recôncavo já foram feitos alguns trabalhos de modelagem no sentido de avaliar o risco de carga (ver PENTEADO, 1999), bem como integrar os dados de risco de trapa, e informações relevantes no que diz respeito à produção atual da bacia. As últimas descobertas na bacia (PETROBRAS em 2001 e pela Marítima em 2003) confirmam a idéia de que a Bacia do Recôncavo não foi avaliada por completo, principalmente porque não existirem muitos poços em profundidades maiores que metros. A luz de um trabalho minucioso de coleta de dados e informações e de uma modelagem do sistema petrolífero pode-se fazer um balanço de massa que realmente tenha um caráter significativo não apenas em termos de pioneirismo acadêmico, mas também no campo de novas descobertas e auxilio as explorações atuais na Bacia.

49 Figura 11 - Principais campos de óleo e gás da Bacia do Recôncavo (FIGUEIREDO et al., 1994). 35

50 36 3. REVISÃO DOS TRABALHOS ANTERIORES DE MODELAGEM DA BACIA DO RECÔNCAVO A modelagem de bacias e sistemas petrolíferos ainda é uma área de estudos relativamente noca, tendo em vista que seu uso se difundiu no inicio dos anos 90. Este é um dos motivos pelo qual ainda ainda são poucos os trabalhos de modelagem publicados sobre as bacias brasileiras, em especial na Bacia do Recôncavo. Já que os softwares e know-how destas técnicas inicialmente se limitavam as empresas de exploração. Na Bacia do Recôncavo os trabalhos de modelagem ainda são poucos. Será descrita aqui uma síntese de alguns trabalhos realizados na bacia, que foram base de dados desta dissertação. Até o presente momento um dos trabalhos mais importantes de modelagem no que tange a modelagem de bacias e sistemas petrolíferos é o trabalho de PENTEADO (1999), que trata-se de uma modelagem composicional 2-D da gênese, expulsão e migração de petróleo dentro do compartimento sul da Bacia do Recôncavo usando o software Temispack (da Beicip). Este trabalho foi uma das principais fonte de pesquisa desta dissertação, por este motivo será o trabalho aqui descrito com maior detalhe. O principal objetivo deste trabalho foi desenvolver um estudo composicional da geração do petróleo, expulsão e migração ao longo de uma seção cruzada no compartimento sudeste da Bacia do Recôncavo usando o software de modelagem de bacias Temispack, de modo a obter um melhor entendimento dos sistemas petrolíferos. Os processos de craqueamento primário e secundário, retensão na rocha fonte, expulsão e migração secundária foram estudados separadamente para avaliar seus respectivos impactos na evolução composicional do petróleo, antes de serem feitas a interação e modelagem de todos estes elementos em conjunto. Em qualquer modelo geológico, os horizontes não podem cortar as linhas de tempo, tendo de estar sub-paralelos as mesmas, porém sabe-se que na maioria das bacias raramente os níveis litoestratigráficos concidem com as linhas de tempo por serem baseados em zoneamentos bioestratigráficos. Sendo assim, nesta modelagem o autor considerou que, as

51 37 unidades litoestratigráficos que estivessem dentro de um intervalo de tempo, seriam consideradas unidades cronoestratigráficas. PENTEADO (op. cit.) atribuiu uma idade específica ao topo de cada Formação empregando a correlação bioestratigráfica e geocronológica de de CAIXETA (1994). Outra importante fonte foram os dados litoestratigráficos e bioestratigráficos provenientes de poços. Os horizontes estratigráficos da fase pós-rift foram baseados no modelo de evolução geodinâmica de MAGNAVITA et al. (1994) e de Misuzaki et al. (1995). Destes modelos evolutivos, especificamente, o autor utilizou os dados de espessura de sedimentação pós rite e espessura de erosão. Primeiramente uma erosão pré-aptina (de 123 Ma a 120Ma), com espessuras variáveis de sedimentação durante a seqüência pós-rifte entre o Aptiano e Oligoceno (120 a 30Ma) e um segundo evento erosivo durante o Oligoceno (30 à 22Ma) que afetou principalemente os sedimentos da seção pós-rift.. Os tipos de litologias associadas foram retiradas de descrições de rochas, análise de dados de poços, correlações e associações de fácies em sísmica. Por levar em consideração o modelo evolutivo de MAGNAVITA et. al. (op. cit), PENTEADO (op. cit.) fez a modelagem térmica da bacia para obter o fluxo de calor usando diferentes fatores de estiramento litosférico para uma bacia do tipo rift (Fator Beta de McKENZIE, 1978 in PENTEADO, 1999). Os diferentes fatores de estiramento calculados por MAGNAVITA, ( =1,25 para o Compartimento Sul (com 25% de estiramento)da bacia e =1.15 para a parte central da bacia e Falha de Salvador) foram aplicados levando em consideração uma fase rifte com duração de 22.5Ma. Neste contexto o autor considerou a existência de um período de subsidência térmica na bacia e erosão pós-rifte. Estas carateristicas da modelagem impactam desde a espessura da seção pós-rifte, ao período de geração, taxa de transformação e todos os processos inerentes a geração, expulsão. Após modelar cenários com espessuras variadas conclui que o cenário com uma espessura pós rifte variando de 1200 metros no Horts de Dom João e Plataforma de São Domingos e de até 100 metros no Grabén de Camaçari, tinha melhor correspondência com as medidas de reflectância de vitrinita no Horst de Dom João e Plataforma de São Domingos. As calibrações dos dados de taxa de transformação e de temperatura praticamente não sofreram alterações com esta configuração de espessura variável da seção pós-rifte. Neste modelo de espessura variável PENTEADO também variou o fluxo de calor

52 38 lateralmente. O modelo térmico consistiu na na diminuição do fluxo de calor do Horst de Dom João em direção ao flanco Leste. Esta diferença de fluxo foi atribuda muito provavelmente a dissipação de calor dentro do flaco ou às rochas metamórficas de origem cristalina aflorantes. Além disso, foram modeladas variações no fluxo de calor gerado por radioatividade dentro da crosta, e feitas análises de sensibilidades da calibração do modelo térmico sobre os parâmetros cinéticos de craqueamento primário. Uma das conclusões desta análise foi que a maturação da rocha geradora do Membro Gomo depende da profundidade de soterramento e do fluxo térmico a que foi submetida dentro do pacote sedimentar. A profundidade de soterramento está relacionada com a quantidade de eventos erosivos, ou seja, o modelo de evolução térmica impacta diretamente a maturação da materia orgânica dentro das rochas geradoras. No que diz respeito ao modelo de geração, expulsão e migração os modelos de PENTEADO (1999) têm um excelente controle, devido a quantidade de dados (geológicos, geoquímicos, térmicos etc). Em termos de dados geoquímicos relevantes, o autor cita que as cartas de isovalores de potencial petrolífero (S2) por unidade estratigráfica mostram as regiões na Bacia do Recôncavo onde a rocha geradora está imatura (Horst de Dom João) e que o potencial do Membro Tauá e Gomo equivalem respectivamente a 7 e 14kg/HC/tonelada de rocha. Estes valores foram extrapolados pelo autor ao longo dessas unidades estratigráficas. A matéria orgânica foi adotada como sendo tipo I e um volume de massa contante de 1030 kg/m3 para água e 837 kg/m3 para a fase óleo. Em termos de migração primária, a saturação mínima para expulsão (saturation threshold) de óleo utilizada foram de 3% e 10% para as rochas geradoras do Membro Gomo. Os cálculos para a obtenção da porosidade dos reservatórios foram obtidos a partir de uma curva exponencial calculando a porosidade como função da profundidade (Lei de ATHY). Assim, as funções que descrevem este decaimento da porosidade em função da profundidade usadas na Bacia do Recôncavo foram: Turbiditos do Membro Gomo (z) = 28, 3* exp -(0,003 z) r 2 = 0,64 Areias da Formação Água Grande (z) = 29, 5* exp -(0,003 z) r 2 = 0,73 Areias da Formação Sergi (z) = 33,0* exp -(0,003 z) r 2 = 0,77

53 39 Os valores usados para cálculo de permeabilidade a partir da função de Kozeny- Carman (PENTEADO, 1999) foram: Areias da Formação Água Grande S 0 = m-1 r 2 = 0,78 Areias da Formação Água Sergi S 0 = m-1 r 2 = 0,64 onde: S 0 corresponde ao valor de superfície específica de cada tipo litológico; r 2 é o coeficiente de determinação (Bruhn et. al., 1987) Com os valores de permeabilidade e valores de volume de massa de óleo ( ou grau API) e volume de massa de água, bem como coluna de óleo dos campos mais importantes (disponíveis na literatura, GHIGNONE & ANDRADE, 1970; FIGUEIREDO et al., 1994 in PENTEADO, 1999) o autor chegou a valores de pressão capilar óleo/água (Pc o/a ) para cada campo.os valores obtidos foram: Campo de Dom João Pc o/a = 0,19 Mpa Campo de Água Grande Pc o/a = 0,27 Mpa Campo de Buracica Pc o/a = 0,37 Mpa Para o modelo composicional da gênese, de expulsão e migração do petróleo, o autor lançou mão de todos os dados modelados anteriormente e traçou um paralelo dos resultados obtidos com resultados que ele obteve a partir de técnicas de geoquímica orgânica (análises laboratoriais a partir de amostras da rocha geradora e óleos de alguns campos) para averiguar o sucesso desta ferramenta para este tipo de estudo. Os modelos composicionais são suportados pelos dados de temperatura, ou seja, história térmica derivada do cenário de evolução tectono-termal, que por conseüência ajustam os dados de maturação, que levam em consideração o soerguimento e erosão e espesurra de sedimentação pós-rifte (no caso variável com máximo de 1200m dentro do Horts de Dom João diminuindo em direção a região Sudeste da bacia), fluxo térmicos variável lateralmente no decorrer do tempo. Para a migração foram consideradas as

54 40 condições de permeabilidade, porosidade e pressão capilar dos cenários mais favóraveis: falhas bastante permeáveis (1-100mD), valores máximos de pressão capilar em interface óleo/água de 1Mpa e anisotropia de permeabilidade ( razão Kh/Kv) de 100 para rochas argilosas, além de volumes de massa das fases óleo e gás (PENTEADO, 1999). Dentro das conclusões do autor destacam-se as seguintes ideias: - O Indíce de Hidrogênio nos querogênios imaturos ( mg/g TOC) apresentou-se mais alto que os valores encontrados na rocha bruta, que é visto como um efeito de retenção dos produtos da pirólise de Rock-Eval dentro da matriz mineral pelas rochas geradoras do tipo I. - Os saturados (30 a 50% dos extratos orgânicos dentro da zona imatura) aumentam em termos absolutos e relativos (60-80%) dentro da janela de óleo ( m) devido ao craqueamento secundário parcial de NSOs e aromáticos. - Após ter testados os diversos cenários evolutivos que serviram de input para a modelagem de maturação e migração, os resultados do modelo de migração foi útil para compreender os caminhos de migração tanto para as falhas quanto para as redes de drenagens (em carrier beds). Estes dois sistemas de migração de petróleo foram identificados para as acumulações dos Campos de Dom João e Cexis. - Os processos de retenção e craqueamento secundário foram bem compreendidos partir das modelagens composicionais. Uma boa calibração foi obtida com parâmetros de craqueamento secundário para NSOs e aromáticos que são próximos às reações principais de craqueamento primário dos querogênios tipo I, unido a retenção de 50% dos NSOs e aromáticos dentro da rocha geradora. Neste trabalho fica claro que os resultados foram bastante favoráveis quando comparados a outras técnicas. Isso também se deve ao fato do autor ter testado vários cenários, ou seja, quanto mais cenários testados, mais refinado fica o modelo e maior a sensibilidade em relação a cada uma das etapas realizadas e seus impactos. É notório que o autor não se comprometeu com valores absolutos e não desprezou os resultados de nenhum cenário, não tomando um cenário apenas como o correto, e sim analisado sua coerência com a geologia, honrado dados conhecidos e seus pontos fortes e francos para então assumir para a etapa posterior o melhor cenário.

55 41 Um outro trabalho bastante relevante para modelagem da Bacia do Recôncavo é a publicação de CARVALHO & VACQUIER (1977) que precedeu a tese de doutorado de CARVALHO (1981). Este artigo e a própria tese tratam de um método para determinação de fluxo de calor com aplicação na Bacia do Recôncavo. Os autores desenvolveram um método que usa temperatura do fundo do poço correlacionada com profundidade de perfís SP. Os perfís também foram usados para identificação litológica bem como determinação da condutividade térmica de cada lito-tipo determinando a condutividade térmica da coluna geológica. Hoje este método já é bastante empregado, e é conhecido como método BHT (Bottom-hole temperature) e bastante empregado na modelagem de bacias. Em situações em que o número limitado de dados de temperatura não permite a determinação do gradiente geotémico das camadas, é possível calcular o "gradiente aparente" (Ga), através deste método usando a relação a seguir: Ga = (T p - T 0 /Z p ) (1) onde Z p é a profundidade referente à temperatura T p e T 0 é a temperatura média anual da superfície da localidade considerada. Este é o valor armazenado na base de dados como gradiente geotérmico da localidade considerada O fluxo geotérmico é calculado pela relação: Q = T p - T 0 / n i-1 Z i /K i (2) onde o denominador representa a soma das resistências térmicas das n camadas litógicas atravessadas pelo poço. Na Bacia do Recôncavo os autores utilizaram 918 dados de temperatura de provenientes de seis campos de petróleo para determinação do fluxo de calor no presente. A condutividade térmica foi extraída de 81 tipos de rochas representativos da bacia e da análise de perfís de 81 poços. O fluxo de calor obtido para a Bacia do Recôncavo foi de

56 42 1,10 ± 0,17 microcalorias/cm2.seg ou 46mW/m2. Este é um trabalho clássico e seus resultados são empregados até hoje em modelagens térmicas. Outros trabalhos de grande relevancia para compreensão da Bacia do Recôncavo bem como suporte ao estudo e modelagem dos sistemas petrolíferos na Bacia do Recôncavo tem sido desenvolvidos. Dentre eles destaca-se um recente trabalho de modelagem desenvolvido na Bacia do Recôncavo por ANTUNES (2003) que trata de uma modelagem numérica tridimensional visando o estudo de campo de tensões na Bacia do Recôncavo através do método de elementos finitos. Trata-se da aplicação desta metodologia para fins de análises de geologia estrutural. O autor gerou um modelo geométrico/estrutural da bacia. Para tanto, como software foi usado o pacote de modelagem GOCAD. O programa de geração de malha geológica tridimensional MultiMesh foi utilizado para construir a malha de tetraedros. Dados petrofísicos para diversos intervalos de profundidade no modelo, foram gerados por inversão utilizando informações de vários perfis de poços. Para a realização da análise numérica foi utilizado um programa de análise mecânica pelo Método dos Elementos Finitos. Para desenvolvimento do modelo 3D utilizou-se mapas estruturais sísmicos a nível da Formação Sergi, Marco 1 e Marco 15, além do uso de perfis de 42 poços e o apoio de geólogos da PETROBRAS/CENPES e E&P-BA. Foram confeccionadas 5 seções geológicas regionais 2D paralelas, de direção NW-SE, cortando a área a ser modelada. Sobre cada uma destas seções foram digitalizados os objetos geológicos (falhas e superfícies estratigráficas). Sobre os mapas estruturais foram obtidos os traços em planta das falhas A distribuição no domínio 3D estudado das superfícies de falhas normais e lístricas e das superfícies estratigráficas de várias idades definem vários subdomínios estruturais-estratigráficos que puderam ser analisados do ponto de vista do comportamento geomecânico (ANTUNES, 2003). Os resultados de trabalhos como os de ANTUNES (op. cit.) podem servir como dados de entrada para modelos geométricos ou para fins de análise comparativa (mapas de topo estrutural por exemplo, como foi o casa desta dissertação) além dar suporte a modelagens sistemas de migração por falhas, estudra definição de falhas selo/duto, dentre outras aplicações.

57 43 4. BASE DE DADOS E METÓDOS 4.1. Dados e Metodologia Geral A metodologia utilizada no desenvolvimento deste trabalho envolveu: a) Pesquisa bibliográfica e compilação de dados (Tabela 2); b) Digitalização usando o programa Didger e geração de malha de isópacas, isólitas e mapas de razão areia-folhelho das Tectonoseqüências definidas por SILVA (1993) a partir do programa Surfer; c) Digitalização de mapas de campos de óleo e gás; d) Utilização de informações de poços descritos na literatura (topos de formações conhecidas) para calibração do modelo geométrico (coordenadas dos poços disponíveis na homepage do BDEP)(Tabela 3); e) Malha dos mapas com espaçamento 300, que melhor respondeu aos objetivos do trabalho e malha de modelagem com espaçamento de 1000 devido a limitação do simulador. A modelagem geometrica foi calibrada com cerca de 100 poços catalogados na literatura cujos topos de formações e/ou marcos conhecidos foram utilizados como pontos de controle para validar o modelo geométrico da bacia (Figura 20). f) Utilização de alguns parâmetros defaults da suíte Plate River (BasinMod 1-D; BasinView pseudo-3d; BasinFlow) que modelam numericamente os principais fenômenos físico e químicos controladores dos processos de geração e migração do petróleo tais como: condução de calor; correção da curva de compactação; cinética química; fluxo de fluído em meios porosos e todos os outros parâmetros pertinentes à modelagem de bacias. Os modelos de compactação, termal, maturação e

58 44 calibração foram realizados no BasinMod. Subsequentemente o modelo de geração e expulsão de petróleo foram modeladas e visualizados com BasinView e a migração e acumulação de petróleo com o BasinFlow. Os resultados das modelagens foram validados principalmente por calibração com dados medidos e publicados e correlacionados com a distribuição dos campos de hidrocarbonetos atuais e volumes. Tabela 2 Sumário de base de dados da dissertação. TABELA SUMÁRIO DE DADOS EXTRAÍDOS DE PUBLICAÇÕES Bruhn, 1985 Destro, 2002 Destro, 2002 Penteado,1999 Silva, 1993 Silva, 1993 Silva, 1993 Silva, 1993 Mapa de isópacas do Membro Gomo, Formação Candeias, no Compartimento nordeste da Bacia do Recôncavo. Mapa de anomalia gravimétrica residual do Rifte RTJ e mapa Bouguer da Bacia do Recôncavo. Mapa com a distribuição dos Campos de óleo e gás da bacia. Dados Geoquímicos (COT, IH,S2, Energia de Ativação etc), e petrofísicos. Mapas de Isópacas, isólitas e razão areia/folhelho das tdi s I à IV Mapas de Isópacas da Formação Sergi e NRT002_Itaparica Tabelas de valores de IH usadas na parte Central e Sul da bacia Tabelas de valores de COT usadas nas partes Central, Nordeste e Sudeste da bacia. Página 82. Páginas 52, 92. Página 142. Páginas 158 a 232. Páginas 69 e 72. Páginas 127, 128. Páginas 122 à 124.

59 45 Tabela 3 Tabela com 21 poços de um total de 98 poços usados na calibração do modelo geométrico (as coordenadas dos poços estão disponíveis na homepage do BDEP). TABELA COM DADOS DE ALGUNS POÇOS USADOS PARA CALIBRAÇÃO DO MODELO GEOMÉTRICO FONTE POÇO TOPO DO SERGI (cota) DANIEL et. al., SG-0007-BA m PASSOS, FBE-0006-BA -2560m PASSOS, FBE-0002-BA -2983m PASSOS, AR-0014-BA -2836,5m PASSOS, AR-0002-BA -3054m MATO & SOUZA, 1988 RUB-0014-BA -1851m MATO & SOUZA, 1988 RUB-0016-BA -1718m MATO & SOUZA, 1988 RUB-0022-BA -1390m MATO & SOUZA, 1988 RUB-0018-BA -1370m SALEM et. al., 2000 AG-0294-BA -1134m RAJA GABAGLIA, AST-0001-BA -450,5m RAJA GABAGLIA, SLO-0001-BA -987,8m RAJA GABAGLIA, MUI-0009-BA -2107m RAJA GABAGLIA, PB-0001-BA -1557m RAJA GABAGLIA, EP-0013-BA -581m RAJA GABAGLIA, MUI-0001-BA -2488m RAJA GABAGLIA, CM-0001-BA -1280m RAJA GABAGLIA, CX-0001-BA -3717m RAJA GABAGLIA, NRR-0001-BA -3926,5m RAJA GABAGLIA, CX-0003-BA -3182m RAJA GABAGLIA, CZ-0001-BA -4369,5m

60 46 Isópaca Sergi Topo Sergi Figura 12 Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo do Sergi obtidos através de operações do Surfer (espessura em metros) Figura 12 Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo do Sergi obtidos através de operações do Surfer (espessura em metros)

61 47 Isópaca NRT002 Itaparica Topo NRT002 Itaparica Figura 13 - Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo do NRT002 ( Itaparica) obtido através de operações do Surfer (espessura em metros) Figura 13 - Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo do NRT002 ( Itaparica) obtido através de operações do Surfer (espessura em metros)

62 48 Isópaca TDI 1 Topo TDI 1 Figura 14 - Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo da TDI 1 obtido através de operações do Surfer (espessura em metros) Figura 14 Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo da TDI 1 obtido através de operações do Surfer (espessura em metros)

63 49 Isópaca TDI 2 Topo TDI 2 Figura 15- Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo da TDI 2 obtido através de operações do Surfer (espessura em metros) Figura 15 - Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo da TDI 2 obtido através de operações do Surfer (espessura em metros)

64 50 Isópaca TDI 3 Topo TDI 3 Figura 16 - Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo da TDI 3 obtido através de operações do Surfer (espessura em metros) Figura 16 - Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo da TDI 3 obtido através de operações do Surfer (espessura em metros)

65 51 Isópaca TDI 4 Topo TDI 4 Figura 17- Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo da TDI 4 obtido através de operações do Surfer (espessura em metros) Figura 17 - Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo da TDI 4 obtido através de operações do Surfer (espessura em metros)

66 52 Isópaca TDI 5 Topo TDI 5 Figura 18 - Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo da TDI 5 obtido através de operações do Surfer (espessura em metros) Figura 18 - Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo da TDI 5 obtido através de operações do Surfer (espessura em metros)

67 53 Isópaca TDI 6 Topo TDI 6 Figura 19 - Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo da TDI 6 obtido através de operações do Surfer (espessura em metros) Figura 19 - Mapas digitalizados e gridados. Mapa de isópaca ( adaptado de Silva, 1993) e topo da TDI 6 obtido através de operações do Surfer (espessura em metros)

68 Métodos da Modelagem A reconstrução da história evolutiva das bacias sedimentares e dos sistemas petrolíferos nelas contidas requer o entendimento da interação entre uma série de fenômenos, geológicos, físicos e químicos que controlam a geração e migração do petróleo, tais como sedimentação, compactação, condução de calor, cinética química, fluxo de fluidos em meios porosos, etc. A técnica da modelagem é a única que permite simular esses fenômenos mencionados de forma fisicamente consistente, produzindo uma visão integrada e dinâmica da história geológica do sistema petrolífero e refinando a avaliação do risco de carga. Por essa razão, a modelagem de bacias e de sistemas petrolíferos tornou-se uma ferramenta estratégica em todas as grandes companhias de petróleo. Por meio da simulação de todos esse processos (geológicos e físico-químicos), a modelagem permite integrar informações de diversas áreas das geociências, extrapolar os dados de poços para regiões ainda não perfuradas, testar a consistência dos modelos exploratórios, e quantificar o potencial petrolífero de bacias sedimentares. Nesta dissertação, foram realizadas modelagens unidimensionais com o software BasinMod 1D em 118 poços, os quais compreendem poços perfurados (98 poços) e pseudo-poços construídos (20 poços), os quais compreendem poços perfurados e pseudopoços construídos. A modelagem 1D foi assumida como razoável devido as características geológicas da bacia (rifte abortado) que aprensenta-se como uma bacia quase fechada, dando a mesma características permo-porosas que permitem assumir a permeabilidade vertical como principal. O fluxograma simplificado da Figura 21 resume a metodologia de trabalho adotada na modelagem unidimensional dos poços selecionados na Bacia do Recôncavo. Os dados de entrada usados na modelagem incluíram: Arcabouço cronoestratigráfico. As idades dos eventos estratigráficos inseridos na modelagem foram definidas com base no modelo de tectonosseqüências definido por Silva (1999). Topos e espessuras das seqüências. Os dados de profundidade e espessura atuais que serviram de base para reconstituição da história de subsidência nos poços

69 55 perfurados foram levantados a patir dos mapas de isópacas de Silva (1999) e embasamento e topografia atual (Perez, 2004) do qual foram extraídos, através de ferramentas de cálculo, os mapas de topo de cada tectonosseqüência. Os poços foram usados para calibrar o modelo geométrico. Discordâncias e erosões. A estimativa das espessuras sedimentares removidas foi realizada com base nos poços disponíveis, porém foi estimada uma espessura constante devido a ausência de dados consistentes. Parâmetros litológicos. A composição litológica das seqüências foi definida com base nos mapas de isólitas de areia e razão areia/folhelho de Silva (1999). As litologias da biblioteca de parâmetros físicos default (porosidade inicial, condutividade térmica, calor espcífico, etc) disponíveis no programa BasinMod para litologias puras foram modificadas em seus parâmetros físicos pelas litologias puras definidas por Penteado (1999) e ponderados de acordo com a proporção de cada litologia nas seqüências, usando mesclas de litologias puras. Condições térmicas limite. Incluem a temperatura na superfície e o fluxo de calor basal. Para efeito da modelagem, adotou-se a média da temperatura anual (em torno de 25 C) constante no tempo como limite superior. Já a evolução do fluxo de calor basal (na base da coluna sedimentar) foi estimada com base no grau de extensão da litosfera na bacia a partir do modelo de Karner (1992). Parâmetros cinéticos da rocha geradora. Com base nos resultados de caracterização geoquímica das rochas geradoras de Penteado(1999) foram usados parâmetros cinéticos (energia de ativação e fator de frequência) de querogênio do tipos I disponível na biblioteca de parâmetros default do programa BasinMod. No que diz respeito aos dados estratigráficos de cada poço, os mesmo são inseridos em uma planilha mestra (Data/Stratigraphy) onde são individualizadas as unidades cronoestratigráficas denominadas como formação e eventos ou como hiato sedimentar e erosão. Estas unidades podem ser inseridas usando seus topos e/ou espessuras (dados estes extraídos normalmente de poços). É necessário como dado de entrada a idade inicial de cada evento. As propriedades das rochas são inseridas para as unidades presentes ou ausentes (erodidas ou não presentes no poço). Sendo assim, o efeito da rocha erodida ou

70 56 não depositada pode ser calculado pelo sistema. Os cálculos são realizados em unidades individuais antes de um balanceamento da seção geológica. Figura 20 Mapa base mostrando a localização dos poços utilizados para calibrar o modelo geométrico desta dissertação.

71 57 Figura 21 Fluxograma de modelagem de bacias. Em termos de variações faciológicas o programa possui uma biblioteca de dados litológicos. Esta biblioteca possui um conjunto default de oito litologias puras com as respectivas propriedades (condutividade térmica, porosidade inicial, tamanho de grão, capacidade calorífera etc). Como normalmente as formações ou até mesmo os intervalos de interesse são formadas por uma mistura de litologias, três variações podem ser definidas fazendo uso das misturas de litologias puras (lithology mixes) ou criando uma litologia nova em termos de composição mineralógica. Este último caso é mais usado quando há litologias mais complexas a partir da biblioteca de minerais usando o recurso mineral mixes. Os valores das propriedades das rochas são interpolados quando da misturas de litologias, o mesmo se dá no caso da criação de uma nova rocha a partir da mistura de minerais. Estas propriedades também podem ser alteradas caso elas não sejam

72 58 representativas das amostras da área. As litologias e suas respectivas propriedades são atribuídas a uma malha para que no cálculo da compactação sejam levadas em consideração às características litológicas de cada intervalo. Embora as litologias sejam representadas em unidades cronoestratigráficas, as variações verticais provenientes de falhas podem ser modeladas no programa. Porém nesta modelagem as falhas não foram consideradas, a migração foi considerada aqui de modo simplificado, através de carrier-beds, ou seja, através de camadas permo-porosas. Além disso o conglomerado de borda que cortam toda a bacia foi criado como uma nova litologia a partir da opção mineral mixes e inseridos na borda de cada tectono seqüência representada por horizontes para que o modelo fosse o mais representativo possivel e coerente com a estratigrafia da bacia. Como em qualquer modelagem, a metodologia consiste na simulação de diferentes possibilidades que retratam a evolução geológica da bacia ou intervalo em estudo em diferentes épocas. Estas simulações serão analisadas a luz do conhecimento prévio da área de modo que possam ser selecionados os modelos mais coerentes com os dados e que melhor se ajuste a bacia. Sendo assim a modelagem por si só já é um estudo de sensibilidade onde a todo tempo este tipo de analise é levada em consideração. O software de modelagem é descrito aqui como a principal ferramenta utilizada na modelagem de bacias que recebe como input toda a base de dados e informações geradas anteriormente a esta etapa metodológica. Sendo assim, será descrita uma síntese das principais funções e algoritmos do programa usados na modelagem. Alguns desses algoritmos foram escolhidos por se ajustarem melhor aos resultados esperados e ao contexto da bacia estudada.

73 Subsidência e Compactação A compactação é um parâmetro considerado essencial em modelagem de bacias. A compactação e suas correções produzem um significativo impacto na história termal, conseqüentemente afetando o timing de maturação da geradora, geração de petróleo e expulsão. Segundo Dykstra (1987) a correção da compactação não muda em absoluto o grau de maturidade no presente, mas como já foi dito, pode afetar significativamente a estimativa do timing de maturação, geração e expulsão. No gráfico de história de soterramento a curva de compactação corrigida é sempre mais profunda que a descompactada. Entretanto os pontos iniciais e finais de ambas as curvas são coincidentes, sendo assim, a grande variação ocorrerá em direção ao meio da história de soterramento (Figura 22). A descompactação consiste na retirada das camadas sedimentares uma a uma e na descompactação das camadas adjacentes, obtendo assim a porosidade da rocha e a reconstituição das geometrias da bacia em cada tempo. Esta reconstituição também é conhecida como backstripping e leva em consideração as leis de compactação deduzidas da análise de perfis elétricos e dados petrofísicos de poços. A compactação ocorre principalmente como um efeito da carga (compactação mecânica) diminuindo o volume da rocha devido à compressão da mesma. A compactação não altera o volume de sólidos da rocha apenas diminui sua espessura já que o volume de fluídos sofre crescente diminuição com o soterramento. Muitos fenômenos associados podem tornar ainda mais complexo o processo, como exemplo desses fenômenos podemos citar a cimentação, diagênese e overpressuring. O BasinMod oferece opções de compactação mecânica que calculam a porosidade como uma função da profundidade (ex.: exponecial, recíproca, Baldwin e Butler, tabela de porosidade), além de correções de compactação para fluxo de fluídos (acoplados) que calculam porosidade como uma função da pressão e profundidade, considerando assim o efeito da pressão sobre a porosidade.

74 60 Figura 22 - Esquema de curva de Compactação vs. curva Não Compactada (modificado de Manual BasinMod -1D, 2003). Nesta modelagem optou-se por usar a compactação exponencial (mecânica) já que os dados de porosidade usados aqui e extraídos da tese de PENTEADO (1999) mostraram uma diminuição da porosidade em função da profundidade, e a regressão exponencial foi usada pelo autor mostrando um bom ajuste aos valores de porosidade das unidades reservatório. A compactação foi simulada usando os dados de porosidade inicial e fator de compactação para folhelhos e arenitos puros da Bacia do Recôncavo extraídos de PENTEADO (1999). Tabela 4 - Dados de porosidade utilidados para cálculo de efeito de compactação (adaptado de PENTEADO, 1999) LITOLOGIAS 0 (%) FATOR EXPONENCIAL (K) Turbiditos do Mb. Gomo 28.3 e -0,0003 z Arenito da Fm. Sergi 33.0 e -0,0003 z Arenito da Fm. Água Grande 29.5 e -0,0003 z Fonte: Pentado (1999).

75 61 A compactação exponecial (SCLATER & CHRISTIE, 1980) é um método empírico derivado de um extensivo estudo de oito poços do Grabén Central do Mar do Norte. Sobre os estudos dos calcáreos cretáceos desse grabén, areias paleocenicas e folhelhos terciários, SCLATER & CHRISTIE (1980) concluíram que os sedimentos do Mar do Norte apresentam um exponencial aumento em espessura com diminuição da profundidade sobre a compactação. É importante ressaltar que este método tende calcular porosidades mais altas do que seriam esperadas. A relação que expressa a relação porosidade versus profundidade é: = 0 exp (-Kz) (3) Onde: = Porosidade; 0 = Porosidade inicial; K = Fator de compactação para ajustar a diferença de compressibilidade de litologias; z = Profundidade. diferentes Como parâmetro de relação exponencial SCLATER & CHRISTIE (1980) definiram valores para cada litologia do Mar do Norte submetida à pressão normal (tabela 1) Tabela 5 - Dados de porosidade utilidados para cálculo de efeito de compactação para litologias puras no default do programa BasinMod (2003). LITOLOGIAS 0 FATOR EXPONENCIAL (K) Folhelho x 10-5 /cm Arenito x 10-5 /cm Calcário x 10-5 /cm Arenito argilosa x 10-5 /cm Fonte: SCLATER & CHRISTIE (1980 in Manual BasinMod 1-D, 2003)

76 História Térmica A história termal é vital para a modelagem de maturação e geração. Mudanças na maturação e geração ocorrem exponencialmente com relação à temperatura enquanto ocorrem linearmente com relação ao tempo. No Basin Mod-1D existem diversas opções para a reconstrução da história termal, tais como: gradiente geotermal; fluxo de calor ou dados de BHT etc. A reconstrução de uma história termal em uma bacia tipo rifte por exemplo, causará grandes variações de calor que afetam a temperatura por milhões de anos posteriormente ao evento rifte. Em casos como a Bacia do Recôncavo, com sua história evolutiva particular, estas temperaturas não se elevaram bruscamente. Algumas teorias como as de KARNER (1987) e MAGNAVITA (1994) tentam explicar estas particularidades, embora existam divergências o que já foi detalhado no capítulo 2.5. Em termos de metodologia, foram testados cenários com as opções do programa. Inicialmente, optou-se por lançar mão dos dados de BHT (Bore Hole Temperature), pois foram os únicos dados reais avaliados. Estes dados foram utilizados para obtenção da temperatura e/ou fluxo de calor atual da bacia. Neste programa os dados de temperatura mensurados, como BHT por exemplo, sofrem correção da temperatura através do método Horner Plot para obter a verdadeira temperatura de formação a partir do dado bruto de perfil. Este método é baseado no modelo de incremento de temperatura em função do tempo e unindo com as temperaturas das provas de canhoneio (D.S.T) se pode estimar a temperatura real da formação, aplicando uma regressão linear (VERGARA, 1998). Uma vez medidas as temperaturas, as mesmas são corrigidas e o resultados é o fluxo de calor ou gradiente geotérmico atual. Na ausência de dados paleogeotermais o fluxo de calor obtido através deste método pode ser considerado constante no tempo e gerar um cenário da modelagem térmica e história termal. No caso desta dissertação foram usadas todas as alternativas possíveis de acordo com os dados disponíveis e a luz do conhecimento sobre a história evolutiva da bacia, de forma que fosse possível estudar múltiplos cenários. Foram simulados modelos térmicos a partir dos dados de BHT extraídos de bibliografia ou dos poços fornecidos pela ANP

77 63 (Agência Nacional de Petróleo) usando o método de Transient Heat Flow com o fluxo de calor constante no tempo, além de dados de fator de estiramento da crosta extraídos de PENTEADO (1999) no método Rifting Heat Flow. Os demais enfoques do programa usados para calcular fluxo de calor e refinar seus resultados tais como: steady-state(regime permanente); gradient (gradiente) e opções avançadas (condutividade do fluído); basement heat flow; Delta heat; basal boundary conditions; calor raiogênico etc não foram utilizadas por serem julgadas não adequadas aos modelos e objetivos a que o trabalho se propõem, além de indisponibilidade de dados. Sendo assim, serão detalhados aqui apenas os métodos utilizados nesta modelagem. 1. Transiente Heat Flow Na natureza não há equilíbrio térmico, há calor específico (capacidade de reter calor). O regime transiente é o que mais se assemelha ao que ocorre na natureza. Nas rochas a capacidade de retenção de calor varia de acordo com as suas características litológicas. Este regime usa uma equação diferencial que calcula a capacidade de reter calor de diferentes unidades de rocha. A equação usada pelo programa para calcular o fluxo de calor transiente é a equação de difusão transiente que resultou quando a Lei de Fourier de transmissão de calor foi combinada com a Lei de conservação de energia. Em 1-D a transferência de calor é assumida como sendo feita por transmissão vertical usando a equação: C v T/ t - / z ( T/ z) Q= 0 (4) onde: Cv = Capacidade calorífera por volume T = temperatura (K) = Condutividade termal t = tempo Q = Termo da fonte de calor z = profundidade 2. Rifting Heat Flow - O rifteamento causa significantes perturbações na história termal. As particularidades do fluxo de calor em um rifte estão longe de serem

78 64 bem entendidas e não existe um modelo de fluxo de calor no rifte que seja universalmente aceito. Diferentes enfoques tem sido dados, usando distintos modelos evolutivos, como por exemplo os modelos de McKENZIE (1978) de estiramento uniforme, modelo de intrusão de diques de ROYDEN et.al. (1980), modelo de expansão termal, modelo de metamorfismo crustal profundo de FALVEY & MIDDLETON (1981) e alguns outros nomes. O programa usado oferece uma opção chamada de rifting heat flow que é uma simplificação do modelo de rifteamento finito de JARVIS & McKENZIE (1980 in ALLEN & ALLEN, 1990) que é provavelmente uma das teorias mais aceitas, além de ser um modelo menos complexo para ser implementado.. Todos os modelos de fluxo de calor em rifte estão de acordo que o rifteamento envolve duas fases. A fase rifte que compreende estiramento, afinamento e falhamento da crosta acompanhada pelo aumento do fluxo de calor, devido ao afinamento da crosta e subida da astenosfera e a fase de subsidência que é o decaimento termal exponencial do pós-rifte devido ao restabelecimento do equilíbrio térmico no manto litosférico e astenosférico. Analisando um dos cenários de rifteamento (figura 23), os mesmos parecem alcançar o estágio de riteamento instantaneamente seguidos por um repentino aumento no fluxo de calor até um pico máximo, seguido por um decaimento exponencial da curva de fluxo de calor. Este decaimento está associado com o resfriamernto da litosfera (causa da subsidência termal) e termina tendendo mais para assintótica do que exponencial.

79 65 Tempo Anterior e Posterior ao Rifte (M.A.) Figura 23 - Cenário de um rifteamento mostrando decaimentos exponencial e linear em diferentes fases do rifte. A equação para decaimento termal usada para rifting heat flow pelo programa é: (5) onde: F (t) = Fluxo de calor na superfície no tempo t t = Tempo de rifteamento k = Condutividade termal kt 1 = Fluxo de calor anterior ao rifteamento, baseado no fluxo de calor atual z = Profundidade b n = Coeficiente a = Espessura da litosfera (125km é a espessura default) Uma das exigências para o cálculo de fluxo de calor rifte no BasinMod é o fator beta ( ) que é um fator de estiramento definido como:

80 66 = Espessura inicial da litosfera Espessura da litosfera imediatamente após o estiramento (6) O tempo de rifteamento, a extensão da fase rifte e o fluxo de calor atual são fatores com um impacto significativo no modelo de fluxo de calor rifte. A implementação deste modelo apareceu como solução para modelar um aumento no fluxo de calor que embora suponha-se não ser muito significativo nesta bacia, é comum a todas as bacias do tipo rifte. Porém, o uso desta opção foi descartado já que a alteração dos valores de fator beta não causaram nenhuma mudança representativa no modelo térmico, diferente dos dados diretos obtidos em poços (BHT) cujos resultados estavam coerentes com o esperado para a bacia.

81 Maturação de petróleo O módulo de maturação do BasinMod, que calcula a taxa de transformação do querogênio em petróleo, oferece muitas opções para cálculo deste módulo, dentre elas podemos destacar três principais opções: TTI (índice de tranformação tempo temperatura Lopatin, 1971); Easy %Ro (LNNL adaptado de Lawrence Livermore National Labs, 1988); Simple %Ro (Suzuki adaptado de Suzuki, Matsubayashi e Waples, 1993). O módulo Easy%Ro é uma simplificação do modelo cinético para reflectância de vitrinita e dentre os três módulos será descrito aqui mais detalhadamente por ter sido o módulo usado na modelagem de maturação, por possuir o modelo químico mais completo e melhores resultados dentre as duas opções de módulo cinético. 1. LLNL Easy %Ro Um dos mais usuais indicadores de maturação é a reflectância de vitrinita. A reflectância de vitrinita pode ser correlacionada com quase todos os outros índices de maturidade termal, tais como coloração de esporos, biomarcadores etc. O módulo Easy %Ro assume que o percentual de Reflectância de Vitrinita está relacionado com a composição química de um querogênio e utiliza um programa chamado VITRIMAT (desenvolvido pelo LLNL) para calcular a composição da vitrinita a partir de um modelo cinético que considera reações separadas para para a eliminação de H 2 O, CO 2, CH 4 e hidrocarbonetos de estruturas mais leves. O programa então faz seus cálculos a partir de correlações do o percentual de Reflectância de Vitrinita com o conteúdo de carbono e razões Hidrogênio/Carbono e Oxigênio/Carbono. Para utilizar estas relações o LLNL desenvolveu um modelo químico-cinético qua calcula as razões H/C e O/C e conteúdo de carbono como uma função do tempo. Também está incluída a geração de hidrocarbonetos de estrutura mais leve (CHn) que não são essenciais para o cálculo do percentual de Reflectância de Vitrinita, porém podem ser usados para calcular tendências composicionais de maturação.

82 68 Entretanto, para calcular estas reações é necessário uma equação quimica-cinética. Reações de maturação são assumidas por ser uma função do tempo, temperatura e pressão. A pressão não é calculada explicitamente neste modelo. Sendo assim, assume-se que a pressão é grande o suficente, tornando a temperatura e o tempo as únicas variáveis importantes. Neste caso, o programa assume que a função tempo-temperatura é adequadamente descrita pela equação de Arrhenius: K = Ae E/RT (7) onde: K = Índice constante A = Constante de Arrhenius ou Fator de Freqüência (s -1 ) E = Energia de Ativação (em Kcal/mol) R = Constante universal dos gases (O, kcal/mol K) T = Temperatura (em Kelvin) No VITRIMAT cada uma das quatro reações é tratada como um conjunto paralelo de reações de primeira ordem todas tendo um mesmo Fator de Freqüência (A), mas cada uma tendo sua própria distribuição de energia de ativação. No BasinMod a distribuição da energia de ativação para estas quatro reações é combinada para prover as bases para o modelo Easy%Ro. No programa existe um querogênio chamado RoMaturity que contém os parâmetros cinéticos usados para calcular a extensão das reações. A razão de transformação (TR) é então usada para calcular %Ro (Figura 24). A reação de Arrhenius, permite uma maior acurácia na modelagem sobre um extenso intervalo de valores de %Ro ( ) bem como uma variação de condições de aquecimento. Este modelo foi testado em diferentes cenários geotermais e tectônicos com resultados bastente realísticos.

83 69 %RO = exp( TR) Fonte: Sweeney, J.J. e A.K. Burnham, 1990, AAPG Figura 24 - Base do modelo Easy%Ro as quatro reações de energia de ativação.

84 Geração de petróleo O petróleo é o produto da degradação térmica do querogênio resultante do soterramento progressivo da máteria orgânica (TISSOT & WELTE, 1984). Nas últimas décadas muitas pesquisas sobre métodos cinéticos foram feitas buscando predizer a evolução dos hidrocarbonetos. O modelo cinético considera a diversidade composicional e distribuição do querogênio original. Através deste modelo multiplas reações paralelas são calculadas, reações estas que occorem quando a matéria orgânica sofre transformação para hidrocarboneto. Cada uma dessas reações possui seu próprio parâmetro cinético: fração de reação (percentagem de querogênio com uma específica energia de ativação), energia de ativação (quantidade de energia necessária para que determinada reação ocorra), constante de Arrhenius ou constante universal dos gases (0, kcal/mol K), temperatura (K) e fator de freqüência ( freqüência de choques entre as moléculas). O modelo cinético de geração também considera os vários potenciais de petróleo de diferentes tipos de querogênio de maneira a poder quantificar a geração de hidrocarbonetos. O modelo cinético de geração utilizado no BasinMod foi desenvolvido pelo Lawrence Livermore National Laboratory (LLNL). Trata-se de um modelo cinético simplificado para converter querogênio em óleo e gás (modelo de 4 componentes), onde o óleo pode ser degradado para gás por craqueamento secundário. Desenvolveu-se um modelo simples, para as complexas reações cinéticas que ocorrem na geração de hidrocarbonetos, porém razoável e de fácil execução. Como na maioria dos softwares desenvolvidos para modelar a geração de petróleo, o modelo desenvolvido para o BasiMod pelo LLNL utilizou os parâmetros cinéticos default para os tipos de querogênio básicos (tipo I, tipo II e tipo III, de TISSOT & WELTE, 1984). Porém, todos estes parâmetros cinéticos podem ser editados, o programa permite que o usuário construa uma biblioteca de tipos de querogênios misturados cujos parâmetros cinéticos são interpolados dos querogênios puros default. Além disso, o programa permite que o usuário edite a tabela de querogênio puros com parâmetros prórios, traídos de análises geoquímicas e perólises por exemplo. Devido aos experimentos do LLNL mostrarem que o óleo não é craqueado por uma única reação de primeira ordem e sim por múltiplas reações de craqueamento do

85 71 hidrocarboneto, o BasinMod utiliza um modelo cinético de n-componentes para modelar esta rede de reações paralelas que calcula múltiplos componentes de óleo e gás gerados de querogênio, preferivelmente, à somente uma fase de cada. O modelo cinético do BasinMod utiliza-se da equação de Arrhenius na qual os querogênios são transformados em hidrocarbonetos. Assim, também pode ser calculada a taxa de transformação, ou seja, a fração de querogênio que foi transformada em hidrocarboneto. Com o conhecimento da evolução térmica e e dos parâmetros cinéticos é possível estabelecer um modelo cinético de geração (Figura 25).

86 Figura 25 Visão geral dos dados de entrada e modelagem de processos de geração envolvidas no BasinMod (adaptado de CONFORD, 1990 in MANUAL BASINMOD, 2003). 72

87 Migração de Petróleo Chamamos de migração de petróleo o caminho que o hidrocarboneto faz do ponto onde foi gerado até onde será acumulado. Devido a alta pressão e temperatura, os hidrocarbonetos são expelidos das rochas geradoras, e migram para as rochas adjacentes. Apartir da migração é que o petróleo terá chances de se acumular em um reservatório e formar reservas de interesse econômico. A migração ocorre em dois estágios, que são os estágios de migração primária (movimentação dos hidrocarbonetos do interior das rochas fontes e para fora destas) e migração secundária (quando se desloca através do meio poroso até as trapas). O Basin Flow é o programa que atua como módulo de migração, ele faz o papel de unir o modelo de maturação como o modelo de compactação mecânica e todas as outras informações (tabela estratigráfica, escala de tempo etc), disponíveis no programa BasinMod (1-D) e opções de escolha de métodos de redução de porosidade (exponencial, recíproca), permeabilidade, história de soterramento (definir intervalos de tempo ou profundidade), opções de cálculo geotermal (fluxo de calor transiente, steady state, método usado no 1-D etc) calculando assim o volume e a direção de migração do hidrocarboneto. Um das entradas do BasinFlow é o Cálculo de Expulsão (migração primária), cuja única opção disponível é Saturation Method. Este método estima quanto de porosidade será saturada com hidrocarboneto antes da expulsão começar. O valor padrão do programa para limiar de saturação (saturation threshold) é 20% (default). Uma vez que a porosidade da rocha geradora tenha sido saturada até este limiar o hidrocarboneto gerado além deste valor começa a ser expelido, ou seja, é o valor a partir do qual a migração secundária (da rocha geradora para a rocha reservatório) inicia. Nesta modelagem das opções oferecidade para rodar o BasinFlow foram utilidadas as seguintes opções, que honraram a modelagem 1D: Redução de porosidade - exponencial;

88 74 Permeabilidade Power function (método usa a relação de porosidade para calcular permeabilidade levando em consideração os valores da tabela de valores de fluxo de fluídos de litologias 1D nos arquivos individuais do BasinMod 1D); História de soterramento para toda a bacia; Cálculo Geotermal Fluxo de calor transiente; Cálculo de expulsão Método de saturação com thresholds de 2% e 10%. A migração secundária é modelada no BasinFlow utilizando-se do conceito de superfície potencial de hidrocarbonetos. Os caminhos de migração de hidrocarbonetos (óleo e gás) ocorrem onde os contornos das superfícies potenciais de hidrocarbonetos são comuns e existe potencial do hidrocarboneto se acumular (trapear) dentro de contornos fechados proximo de onde a superfície potencial é baixa. O potencial de hidrocarboneto no BasinFlow é calculado em uma rede efetiva de três parâmetros físicos que afetam a migração de hidrocarboneto em subsuperfície: 1) Hidrocarboneto Buoyancy (flutuabilidade), 2) Fluxo de água em subsuperfície (hidrodinâmica), e 3) o efeito de tensões capilares na interface entre hidrocarboneto e água e grão de sedimentos (limiar de pressão capilar ou capillary threshold pressure). A flutuabilidade é inversamente proporcional a força da gravidade. Nos hidrocarbonetos (óleo e gás) a flutuabilidade está relacionada ao ambiente em subsuperfície devido a estes fluidos terem uma densidade menor que o meio (rochas e poros com água). A flutuabilidade de hidrocarboneto é calculada pelo BasinFlow para cada nó do grid usando a seguinte equação: Hbuoy = -[ ( w - hc)/ hc]zcarrier (8) onde está escrito buyo refere-se a flutuabilidade do hidrocarboneto (Buyoancy), w é a densidade da água (em kg/m 3 ), hc é a densidade do hidrocarboneto (em kg/m 3 ) e Zcarrier é a elevação (em metros) do carrier bed (camadas permo-porosas por onde os

89 75 hidrocarbonetos migram). O gradiente de flutuabilidade do hidrocarboneto é automaticamente calculado pelo software. O fluxo de água através do carrier bed irá afetar a migração de hidrocarbonetos e sua acumulação nas trapas. A energia potencial do fluxo de água é proporcional a carga hidráulica. A superfície de potenciais foi definida por Dahlberg (1995 in MANUAL BasinFlow, 2003) como sendo uma superfície imaginária calculada, ou seja, a topografia que reflete as variações geográficas no fluido potencial da água de formação dentro de um aquífero particular ou reservatório em subsuperfície. A superfície de potenciais é equivalente a carga hidráulica (Hydraulic head) (H w ): H w = Z r + P m / ( w G) (9) Onde Pm é a pressão medida no poço (em kg/ms 2 ), Zr é a profundidade de referência da medida (em metros) e G é a constante gravitacional (9.81 m/s 2 ). As unidades para Hw são em metros. No BasinFlow esta equação é escrita como: Hw = Zcarrier + Ppore/ ( wg) (10) Neste caso Ppore é a pressão de poro (em kg/ms 2 ). Sendo assim, a carga hidráulica (Hhydro) segue do seguinte modo: Hhydro = Hw( w/ hc) (11) Quando dois fluídos imiscíveis entram em contato a atração entre as moléculas do mesmo fluído são maiores que as atrações entre as moléculas de fluídos diferentes e existe uma clara interfácie entre estes fluídos. A força que age na interfácie é chamada tensão interfacial (ou tensão de superfície no caso de contao entre fase líquida e gasosa). Para calcular a superfície de tensão interfacial o BasinFlow usa uma equação empírica derivada de Davis (1987):

90 76 ho-w = ( w- hc) (12) Onde ho-w é a superfície de tensão interfacial entre hidrocarboneto e a água de formação. O limiar de pressão capilar (capillary threshold pressure) resulta da superfície de tensão interfacial entre hidrocarboneto e a água de formação e é espressa como um diferencial de pressão ao longo da interface. Variações no limiar de pressão capilar resultam em uma força de movimento para óleo e gás. BasinFlow utiliza de muitas equações para calcular a pressão capilar que envolvem porosidade e permeabilidade e para tanto também utiliza a Lei de Darcy para desenvolver os cálculos de permeabilidade. Estas equações não serão descritas aqui pelo volume de equações usadas, porém podem ser consultadas no MANUAL BasinFlow Parte2 (2003). Em suma, a carga de hidrocarboneto (hydrocarbon head) (Hhc) é a soma de todas as forças de direção descritas acima: Hhc = Hbuoy + Hhydro + Hcap press (13) O potencial de hidrocarboneto será igual a carga de hidrocarboneto (Hhc) multiplicada por g (gravidade).

91 77 5. MODELAGEM 1D E PSEUDO-3D DA BACIA DO RECÔNCAVO A modelagem de bacias é uma técnica bastante complexa, pois trata de uma integração de várias ciências contidas dentro da geologia de petróleo, desde a geologia básica de bacias sedimentares, a geologia estrutural, contexto tectono-termal (história de soterramento, soerguimento, erosão), estimativas de fluxo de calor, geofísica (perfís, sísmicas, mapas gravimétricos), geoquímica (cinética, dados laboratorias da rocha geradora), dentre outros dados que estiverem a disposição. Mesmo tendo a mão muitos dados o profissional especialista em modelagem necessita, ao longo do tempo, desenvolver e exercitar o raciocínio geológico e a visualização, necessita mais do que isso, ter sensibilidade e ter até mesmo idéia do que pode ser esperado em termos de resultado. Em modelagens onde teclas são facilmente apertadas sem compreensão da história geológica envolvida, grandes mentiras ou pobres modelos podem ser desenvolvidos sem que se dê conta. Além disso, há de se ter em mente que os modelos são simplificações da natureza (que por acaso não é nada simples). Por isso, há que se considerar que haverão erros, aproximações e ausências de informações, ainda mais quando se trabalha em grandes escalas. Isso sem contar com os erros embutidos nas aquisições de dados de entrada, redigitalizações etc. Aproximações e limitações do método sempre haverão, mas com sucesso em muitos casos. Um importante exercício é ter em mente as possíveis aplicações e limitações do modelo criado, para que não haja otimismo exacerbado ou discrédito total ao modelo proposto. Este trabalho é resultado de uma extensa pesquisa por dados públicos e informações relevantes e de qualidade suficiente para serem empregados em uma modelagem. O exercício de modelagem que será aqui descrito não tem a menor intenção de propor um modelo refinado e sim demostrar de maneira simples que uma modelagem pseudo-3d em escala de bacia pode ser feita, mesmo com uma quantidade razoável de dados, e obter

92 78 resultados coerentes com o esperado para a bacia. Tudo isso através do uso de uma suíte de modelagem de bacias em 1D e pseudo 3D. Esta técnica utiliza os dados de poços (multiwells) para modelar os parâmetros (ex. porosidade, permeabilidade, geração, expulsão etc) tridimenssionalmente. Este trabalho foi feito utilizando a Suíte de modelagem da Plate River (Basin-Mod 1D, BasinView e BasinFlow) cujo fluxograma já foi descrito resumidamente, no capítulo anterior. Outros softwares, Diger e Surfer, também foram utilizados para digitalização e gridagem dos mapas. Os resultados discutidos nos próximos capítulos não demonstrarão todas as simulações realizadas e sim os melhores resultados obtidos.

93 Modelo Geométrico Para desenvolver o modelo geológico-geométrico da Bacia do Recôncavo foram necessários como dados de entrada alguns poços e superfícies. A integração de dados publicados, isópacas e mapas estruturais permitiram a construção de um modelo geométrico tridimensional da Bacia do Recôncavo que foi usada para realizar as simulações mecânicatermal, cinética e de fluxo de fluído. Uma das grandes limitações a ser contornada nesta etapa da modelagem foi a definição das superfícies e como representá-las honrando a coluna estratigráfica. Como em todo software de modelagem, no BasinView e BasinMod as superfícies não podem cortar linhas de tempo, ou seja, as unidades lito-estratigráficas (que cortam linhas de tempo) devem ser representadas como superfícies isócronas. Sendo assim, estas unidades litológicas foram representadas nesta modelagem como superfícies crono-estratigráficas, seguindo o conceito de tectonosseqüência definido por (SILVA, 1993) e já descrito aqui no capítulo 2.4 (Figura 26). Neste trabalho as seis tectonosseqüências, bem como as isópacas da Formação Sergi e Itaparica, serviram de dados de entrada do modelo, juntamente com topografia. Os poços com marcadores foram utilizados para calibrar o modelo geométrico. Um conjunto de 98 poços e 20 pseudo-poços foram utilizados ( Figura 20). As Formações, litologias, profundidades, espessuras e idades foram definidas para cada poço e pseudo poço.

94 80 Figura 26 Mapa de isópaca da Formação Sergi usada como dado de entrada para o modelo geométrico (adaptado de SILVA, 1993) Embora as simplificações muitas vezes induzam a erros, a tentiva de honrar as grandes tendências regionais, ainda mais tratando-se de uma modelagem de bacia, foi o primeiro passo para validação do modelo, muito embora fossem considerados os erros provenientes da geração da malha e digitalizações e distorções provenientes das imagens scaneadas etc. Além da calibração dos poços, um modo simples de constatar se as tendências regionais foram respeitadas foi através de seções transversais a bacia que cruzassem os principais depocentros (ex.: Baixo de Camaçari) (Figura 27; Figura 28;Figura 30). Um outro método de calibração para ajustar e validar o modelo foi comparar os topos

95 81 gerados pelo programa (a partir de operações matemáticas entre as isópacas) com topos de formações que houvessem sido publicados. Devido a Formação Sergi, principal reservatório da bacia, ter seus mapas extensivamente publicados optou-se por utilizá-lo para fins de validação do modelo geométrico. Os mapas comparados são do topo da Formação Sergi provenientes de trabalhos publicados por ROSTIROLLA (1999) e ANTUNES (2003) e uma das seções foi comparada à seção esquemática clássica da bacia desenvolvida por PENTEADO (1999). Estes trabalhos foram descritos no Capítulo 3. A partir desses mapas e seções pode-se concluir que em um primeiro momento as principais feições da bacia foram preservadas, isso pode ser notado quando comparamos a Seção 1 (Figura 28) com a seção feita por PENTEADO (1999), onde pode-se notar claramente uma configuração bastante similar no Baixo de Camaçari. Também ao comparar a configuração da bacia em mapa com os mapas de topo da Formação Sergi de ROSTIROLLA e ANTUNES (op. cit) podemos notar similaridades. A validação do modelo geométrico colaborou para o desenvolvimento da modelagem termo-mecânica (modelo térmico e de compactação), que posteriormente serviram de parâmetro calibrador para o modelo de maturação. Já desta etapa pode-se concluir portanto, que em uma modelagem de bacias e sistemas petrolíferos as etapas de trabalho são pré-requisitos umas das outras, este encadeamento é imprescindível para que o modelo fique coerente, mais que isso, em muitos momentos se faz necessário retroceder a passos iniciais da modelagem para recalibração, ora por resultados não satisfatório, ora por obtenção de novos dados relevantes a modelagem.

96 82 Figura 27 Mapa estrutural do topo do embasamento com localização das seções. Figura 28 Seção 2 mostrando os horizontes e cruzando o Baixo de Camaçari, principal depocentro da bacia mostrando a geometria atual da Bacia do Recôncavo (0M.a.).

97 83 Figura 29 Seção geológica esquemática da Bacia do Recôncavo (modificado de PENTEADO, 1999) Figura 30 - Seção 1 mostrando os horizontes e cruzando a borda do Baixo de Camaçari, principal depocentro da bacia mostrando a geometria atual da Bacia do Recôncavo (0M.a.).

98 84 Figura 31 Mapa do estrutural do topo do embasamento com localização da seção logintudinal Figura 32 - Seção 1 mostrando os horizontes e cruzando logitudinalmente a bacia mostrando a geometria atual da Bacia do Recôncavo (0M.a.).

99 85 Estas idas e vindas dentro do fluxograma (worflow) da modelagem são bastante saudáveis no que diz respeito a consistência do modelo, porém não devem paralizar seu desenvolvimento. Os resultados apresentados em 3D deveriam ter tido um melhor tratamento no que diz respeito a sua visualização, ou seja, a confecção de um poligono envoltório para que as bordas das superfícies extrapoladas pelo software não fossem visualizadas. Porém, as extrapolações feitas não comprometem de maneira nenhuma a qualidade do dado e principalmente não oferecem discrepâncias estéticas que comprometam a visualização do mesmo. Tanto nos resultados em poços, seções, mapas e 3D o modelo geométrico e seus resultados aqui apresentados foram bastante satisfatórios. Vale ressaltar que estes resultados aqui apresentados não correspondem a primeira tentativa. Problemas como ajustes com poços e até mesmo truncamento de seções foram contornados usando os recursos que o programa dispunha. Figura 33 Diagrama tridimenssional mostrando geometria e regime geotermal atual da Bacia do Recôncavo.

100 Figura 34 Diagrama tridimenssional mostrando geometria atual e elevação (profundidade do depocentro) da Bacia do Recôncavo. 86

101 87 a b c Figura 35 Mapa estrutural do Topo da Fm. Sergi atual (a). Note as similaridades com os mapas publicados por ROSTIROLLA (b) e ANTUNES (c) principalmente na região da Falha de MataCatu (área circulada em vermelho) (adaptado de ROSTIROLLA, 1999 e ANTUNES, 2003)

102 Modelo Estratigráfico Para que a modelagem represente as caracteríscas geológicas da bacia um modelo estratigráfico é proposto. Este modelo também tem grande impacto sobre o fluxo de calor e modelo de maturação, pois nele serão caracterizadas as variações faciológicas de cada seqüência e consequetemente as características de condutividade térmica de cada uma delas, características permo-porosas e concentração de cada tipo litológico. Este capítulo será abordado de forma sucinta, pois o modelo estratigráfico aqui apresentado é bastante simples não tendo sido necesserário estudos complexos para o desenvolvimento desta etapa. Os mapas de isólitas de áreia e isópacas de SILVA (1993) foram usados (em operações matemáticas dos grids) de modo a obter mapas de espessura de folhelho e consequentemente mapas de razão areia/folhelhos para as tectonosseqüências de SILVA (op.cit). A partir desses mapas, foram gerados mapas com variadas porcentagens areia/folhelho e também para conglomerado (para o conglomerado de borda da Formação Salvador). A Tabela 6 apresenta um sumário das litologias usadas nos mapas faciológicos, estas proporções foram extraídas dos mapas de razão areia/folhelho. O conglomerado foi retirado da biblioteca default de litologias puras do programa e foi alterado para as características mineralógicas do conglomerado de borda da Formação Salvador descrito na literatura. Desta forma estabeleceu-se um modelo faciológico para cada tectonoseqüência e demais formações, honrando as principais características litológicas da bacia e de cada tectonoseqüência, tanto no tempo quanto em sua distribuição espacial. As Figura 39, 40 e 41 motram alguns dos mapas de fácies resultantes das operações de grids.

103 89 Tabela 6 - Exemplo de litologias usadas na modelagem desta dissertação com suas respectivas porcentagens. Sandstone Dolomite Shale Carbonate Name color lithology (%) (%) (%) (%) A10F90 Verde Escuro Folhelho A20F80 Verde Grama Folhelho A30F70 Verde Maçã Folhelho A40F60 Verde Primavera Folhelho A50F50 Verde autêntico Folhelho A60F40 Amarelo Ocre Arenito A70F30 Amarelo Canário Arenito A80F20 Amarelo Canário Arenito A90F10 Amarelo Luz Arenito Sergi Amarelo Luz Arenito Itaparica Marrom Folhelho Figura 36 - Mapa do estrutural do topo do embasamento com localização das seções com variação faciológica.

104 90 Figura 37 - Seção 1 mostrando a variação faciológica e modelo estratigráfico. Os horizontes cruzam o o Baixo de Camaçari, principal depocentro da bacia mostrando a geometria atual da Bacia do Recôncavo (0M.a.). Figura 38 - Seção 2 mostrando outra visão próxima a borda do Baixo de Camaçari, principal depocentro da bacia. Geometria atual da Bacia do Recôncavo (0M.a.).

105 91 shale A10F90 Conglomerado Figura 39 Mapa de fácies ao nível da TDI 2 (Membro Gomo), olhar tabela 6 que apresenta as proporções de cada litologia.

106 92 Sandstone Figura 40 - Mapa de fácies ao nível da Formação Sergi, olhar tabela 6 que apresenta as proporções de cada litologia.

107 93 A70F30 Conglomerado A60F40 Figura 41 Mapa de fácies ao nível da TDI 6, olhar tabela 6 que apresenta as proporções de cada litologia.

108 Modelo de Compactação Para desenvolver um modelo de compactação o soterramento das rochas foi simulado, usando um modelo (mecânico) exponencial de decaimento da porosidade como uma função da profundidade, segundo a Lei de ATHY (ATHY, 1930) usada no programa BasinMod 1D. A porosidade inicial (na superfície) e o coeficiente de decaimento para cada litologia (folhelhos e arenitos puros) foram baseados nos dados de PENTEADO (1999), que desenvolveu uma análise de regressão exponencial baseada em dados de perfís elétricos (Tabela 4 e Figura 42). 0 Fm Jiquia (tdi6) e Recente Buracica (tdi 6) 1000 Aratu (top tdi5) 2000 Depth Subsurface (m) 3000 Rio da Serra (top tdi3) 4000 Dom Joao (Top Sergi) 5000 Modeled Porosity Porosity Data (Sands) Porosity Data (Shales) Porosity (fraction) t = 0 Figura 42 Correlação entre a curva de porosidade modelada e dados de porosidade calculados por PENTEADO (1999) baseados em perfís elétricos.

109 95 Um grande problema confrontado foi estimar a espessura de erosão pós-rift, pois os dados de poços encontrados em publicações apenas permitiam a identificação de marcos conhecidos, topos de formações para calibração do modelo geométrico e dados de temperatura. Os poços que possuiam dados de Reflectância de Vitrinita ou perfís sônicos, que auxiliam na extimativa de erosão (valores de 0.2 para vitrinita e 180μsec/ft para a superfície), não tinham distribuição espacial suficiente para a geração de uma superfície erosiva baseada puramente em poços. Além disso, mesmos as teorias que advogam a ausência de subsidência térmica no Rift RTJ (KARNER et. al., 1992), indicam uma espessura constante na Bacia do Tucano, por exemplo, de 700 metros afetando de modo constante todas as áreas da bacia. Aliada a essas teorias e ao fato dos dados de mapas gravimétricos apresentarem uma anomalia de baixo gravimétrico na área bacia, estão os dados obtidos através de modelagens de temperatura de CARVALHO & VACQUIER (1977) que confirmarem estas questões apresentando um baixo fluxo de calor atual para a bacia (de cerca de 46mW/m2). Os dados publicados e informações publicados sobre o regime térmico atual da bacia junto com o dados de vitrinita e informações obtidas sobre a paleo-temperatura da bacia apontaram um modelo de evolução térmica muito similar ao proposto por KARNER (op. cit) que pareceu, dentre os modelos conhecidos, o mais consistente com os dados disponíveis. Entretanto, o problema da erosão ainda não estava totalmente esclarecido, era necessário apresentar soluções convincentes e embasadas para este problema. Uma das soluções possíveis foi, a partir de uma análise de sensibilidade, avaliar os poucos poços com dados de reflectância de vitrinita, ou seja, os poucos dados, e também as informações que são resultados de dados aliados a interpretações de pesquisadores e, a partir de algumas simulações chegar a um modelo razoável de erosão. Os dados de Reflectância de Vitrinita não demostravam uma erosão muito grande. De modo que foram feitas diversas tentativas de modelagem considerando uma superfície de erosão constante em toda a bacia no final do Aptiano. A espessura erosiva pós-rifte usada como constante para toda a Bacia foi de 750 metros, que está próxima ao valor usado por KARNER (1992) na Bacia do Tucano, é um valor médio encontrado a partir dos dados de Reflectância de Vitrinita e honra os dados de temperatura e fluxo de calor calibrado para a bacia. Um outro problema a ser contornado, ao assumir este modelo, foi a ausência

110 96 de superfícies que representassem as Formações Marizal, Sabiá e Barreiras. Se não houve uma fase de subsidência térmica na Bacia do Recôncavo, logo estas formações não tiveram grandes espessuras (significantes) erodidas. Deste modo as mesmas foram representadas (como em uma tectonossequencia) como um pacote único que vai até o Recente, com espessura constante de 30 metros e que cobre toda a bacia. Pôde-se também constatar que, ao utilizar-se deste modelo da qual a fase de subsidência térmica não foi significativa, a presença deste pacote não teve muito impacto na história de soterramento da bacia. Talvez estas soluções e até mesmos seus resultados em primeiro momento não pareçam satisfatórios, porém em uma modelagem diversas vezes estes problemas (a falta de dados ou informações) ocorrem, e neste caso, a diferença estará nas soluções do especialista e em sua experiência, além do conhecimento geológico sobre a bacia. Saber o que se deseja obter é bastante importante, pois a partir desse pre-suposto pode-se ter uma idéia do impacto que a falta de acurácia em uma etapa da modelagem pode trazer. Uma simplificação não implica necessariamente em um modelo errado, é apenas a verdade daquele momento, diante dos dados e informações que se tem a mão. A história de soterramento resultante desses ajustes apresenta uma grande subsidência no Cretáceo que representa o começo da fase rifte e após esta fase as isotermas se estabilizam representando um quietude tectônica que foi até o Recente, e cujo uma das conseqüências bem claras nas curvas é a ausência de subsidência pós-rifte, ou seja, não há mais soterramento na bacia (Figura 43). A implicação deste modelo indica assumir que após a fase rifte o fluxo de calor na bacia se manteve estável, sem nenhum pico de fluxo de calor. Neste caso supõem-se que a anomalia de Moho resultante do rifteamento foi deslocada devido a rigidez flexural da crosta, modelo de WERNICKE (1981 in EGAN, 1991) defendido por KARNER et. al. (1992) como o modelo para o Rifte RTJ.

111 Figura 43 História de soterramento da Bacia do Recôncavo e isotermas mostrando a subsidência mecânica referente ao inicio da fase rifte e a ausência de subsidência térmica. 97

112 Modelo Térmico Esta etapa de calibração envolve não apenas os dados disponíveis como a adoção de um modelo de evolução-tectono termal, ao menos em um primeiro momento. Os programas de modelagem 1D usados nesta etapa, bem como o programa BasinMod 1D, utilizam-se de modelos teóricos (vide capitulo 4.2) para a formação das bacias de modo a simular o comportamento termal da litosfera durante e após a fase rifte o que irá impactar sobre maneira o fluxo de calor e consequentemente o modelo de maturação. Sabe-se que na Bacia do Recôncavo o modelo tectono-termal ainda não está definido, muito disso se deve a escassez de dados diretos. De modo sintético pode-se dizer que existem duas linhas de pensamento, uma delas trata a Bacia do Recôncavo como uma bacia cuja fase de subsidência térmica não se desenvolveu devido a grande rigidez flexural (KARNER et al., 1992), o outro conceito defende a idéia de uma fase de subsidência entre o Albiano e o Oligoceno e principalmente entre o Oligoceno até o Recente (MAGNAVITA, 1994). Como já foi dito anteriormente uma grande base de consulta e dados desta dissertação provêm da tese de doutorado de PENTEADO (1999). Este mesmo autor adotou o modelo de MAGNAVITA (1994) para a Bacia do Recôncavo. Em suas simulações ele chegou ao valor de fator de estiramento crustal ( ) que varia de 1,25 a 1,15. Inicialmente optou-se por simular o fluxo de calor utilizando destes dados juntos com as espessuras crustais de 35km utilizadas pelo autor. Porém, o uso desta opção foi descartado já que a alteração dos valores de fator beta ( ), não causou nenhuma mudança representativa no modelo térmico. Na tentativa de melhores resultados optou-se primeiramente pelo modelo de fluxo de calor usando o módulo transiente heat flow do BasinMod (já descrito na metodologia). Para fazer uso desta opção de programa adotou-se o valor de fluxo de calor médio no Presente de 46 mw/m2. Este valor é baseado com estudos anteriores (CARVALHO & VACQUIER, 1977; CARVALHO, 1981). Outros dados usados para comparar e validar a curva de fluxo de calor modelada para o Presente, fram os dados de temperatura de fundo de poço extrapoladas (BHT), que são dados diretos (Figura 44). Para o modelo de Paleotemperatura e fluxo de calor adotou-se um valor de estiramento de = 1.1, após tentativas

113 99 com valores publicado, e usou-se como base o modelo evolutivo adotado por KARNER (1992). Estes dados permitiram a reconstrução do regime geotérmico atual da bacia e em conjunto com os dados de reflectância de vitrinita (%RO) foram usados para construir o modelo termal no tempo. Os dados de BHT foram extraídos dos dados de poços cedidos pela ANP (Agência Nacional do Petróleo) e no caso dos dados de reflecância de vitrinita a dissertação de PENTEADO (1999) foi a fonte desses dados. 0 Fm Jiquia (tdi6) e Recente Buracica (tdi 6) 1000 Depth Subsurface (m) Aratu (top tdi5) Rio da Serra (top tdi3) 4000 Dom Joao (Top Sergi) Temperature (C) t = 0 Temperature BHT Figura 44 Resultado da calibração do regime térmico atual utilizando o módulo Tansiente-Heat-Flow e fluxo de calor constante de 46mW/m2 de CARVALHO & VACQUIER (1977).

114 100 Uma outra forma de visualizar estes dados é através dos mapas de isotemperaturas gerados como resultado desta modelagem. Estes mapas, gerados para cada tectonoseqüência, permite visualizar a distribuição do fluxo de calor ao londo de toda bacia, tanto no tempo quanto espacialmente (Figura 49 Figura 54). Figura 45 Mapa de isotemperaturas no presente ao nível do Topo da Formação Sergi ( 0 M.a).

115 Figura 46 - Mapa de isotemperaturas ao nível do Topo da Formação Sergi ( 114 M.a). 101

116 Figura 47 - Mapa de isotemperaturas ao nível do Topo da Formação Sergi ( 132 M.a). 102

117 Figura 48 - Mapa de isotemperaturas ao nível do Topo da Formação Sergi ( 140 M.a). 103

118 104 Figura 49 Visão geral dos mapa de isotemperaturas ao nível do Topo da Formação Sergi de 0M.a. à 140M.a. Figura 49 Visão geral dos mapa de isotemperaturas ao nível do Topo da Formação Sergi de 0M.a. à 140M.a.

119 Figura 50 - Mapa de isotemperaturas no presente ao nível da TDI 2 (Membro Gomo) ( 0 M.a). 105

120 Figura 51 - Mapa de isotemperaturas ao nível da TDI 2 (Membro Gomo) ( 114 M.a). 106

121 Figura 52 - Mapa de isotemperaturas ao nível da TDI 2 (Membro Gomo) ( 132 M.a). 107

122 Figura 53 - Mapa de isotemperaturas ao nível da TDI 2 (Membro Gomo) ( 135 M.a). 108

123 109 Figura 54- Visão geral dos mapa de isotemperaturas ao nível do Topo da TDI 2 (Membro Gomo) de 0M.a. à 135M.a. Figura 54 - Visão geral dos mapa de isotemperaturas ao nível do Topo da TDI 2 (Membro Gomo) de 0M.a. à 135M.a.

124 Modelo de Geração A história de geração na Bacia do Recôncavo foi construída a partir do modelo 1D do BasinMod usando a história de compactação e história térmica modeladas anteriormente neste mesmo programa. O módulo de maturação do BasinMod, que calculou a taxa de transformação do querogênio em petróleo a partir da opção Easy %Ro (LNNL adaptado de Lawrence Livermore National Labs, 1988), opção esta que foi estabelecida por possuir o modelo químico mais completo e melhores resultados dentre as duas opções de módulo cinético. Este módulo é uma simplificação do modelo cinético para reflectância de vitrinita. A equação quimica-cinética usada assumiu que a função tempo-temperatura é adequadamente descrita pela equação de Arrhenius (ver Capítulo 4.3). O mapa para de reflectância de vitrinita de MAGNAVITA (1992, Figura 55) foi usado para calibração e demostrou um ajustes adequado com os resultados do modelo de temperatura apresentados para a bacia. Como resultado, na Figura 56 está o gráfico com o resultado entre a maturidade modelada e medida no pseudo-poço usando o módulo Easy %Ro (LLNL). Pode-se constatar que o ínicio da geração, entrada na janela de óleo, está em 2.500m (Figura 56) no principal baixo estrutural da bacia (Figura 55). O pico de geração o topo da zona matura estão localizados em profundidades maiores que e metros respectivamente. Em algumas áreas, provavelmente devido ao soerguimento e erosão da seção sedimentar o topo da zona matura está localizado em profundidades mais rasas entre 800 e 1000m.

125 111 Figura 55 Mapa de maturidade termal (%RO) do topo das rochas geradoras da TDI 2/ Membro Gomo no tempo 0 M.a. No detalhe mapa de maturidade termal do topo do Membro Gomo extraído da tese de MAGNAVITA (1992) usado para calibrar o modelo. 0 Fm Jiquia (tdi6) e Recente Buracica (tdi 6) 1000 Depth Subsurface (m) Aratu (top tdi5) Rio da Serra (top tdi3) Maturity VR LLNL (%Ro) 1 Dom Joao (Top Sergi) t = 0 Maturity VR LLNL Early Mature (oil) 0.5 to 0.7 (%Ro) Mid Mature (oil) 0.7 to 1 (%Ro) Late Mature (oil) 1 to 1.3 (%Ro) Main Gas Generation 1.3 to 2.6 (%Ro) %Ro Figura 56 Gráfico mostrando a correlação entre maturidade modelada e medida no pseudo-poço.

126 112 Sabe-se que na Bacia do Recôncavo as rochas consideradas geradoras correspondem aos folhelhos do Membro Gomo e Membro Tauá ambos contidos na Formação Candeias de idade Berriasiana (Cretáceo Inferior). Optou-se inicialmente por detalhar a modelagem apenas do gerador do Membro Gomo devido a sua maior quantidade de dados disponíveis. O Membro Gomo é constituído por folhelhos calcíferos de coloração castanha, depositados em ambiente lacustre profundo (materia orgânica tipo I). A sua espessura varia desde algumas centenas de metros atingindo mais de metros no depocentro da bacia (FIGUEIREDO, et al., 1989 in CHANG, et al., 1989). Segundo CHANG et al. (1989), o potencial gerador residual de hidrocarbonetos nestas rochas atinge valores superiores a 5kg de HC por tonelada de rocha e o potencial gerador original foi estimado em 27kg/ton contra 14kg/ton estimados a partir de poços e extrapolados por toda a bacia por PENTEADO (1999). Os teores de carbono orgânico (aproximadamente 1% de TOC) para o Gomo e índice de hidrogênio (IH) e potencial gerador (S2) são relativamente baixos principalmente nos depocentros e segundo PENTEADO & BEHAR (2000) esse fato é atríbuído ao alto grau de maturação desse gerador em toda a bacia (Figura 55). Já em áreas onde o gerador é considerado imaturo o TOC é relatado como sendo superior a 10% e HI superior a 700mg HC/g TOC.

127 Figura 57 - Mapa de maturidade termal (%RO) para as rochas geradoras da TDI 2/ Membro Gomo (base da seqüência) no tempo 0 M.a. 113

128 Figura 58 - Mapa de maturidade termal (%RO) para as rochas geradoras da TDI 2/ Membro Gomo (base da seqüência) no tempo 117 M.a. 114

129 Figura 59 - Mapa de maturidade termal (%RO) para as rochas geradoras da TDI 2/ Membro Gomo (base da seqüência) no tempo 135 M.a. 115

130 Figura 60 - Mapa de maturidade termal (%RO) para as rochas geradoras da TDI 2/ Membro Gomo (topo da seqüência) no tempo 0 M.a. 116

131 Figura 61 - Mapa de maturidade termal (%RO) para as rochas geradoras da TDI 2/ Membro Gomo (topo da seqüência) no tempo 117 M.a. 117

132 Figura 62 - Mapa de maturidade termal (%RO) para as rochas geradoras da TDI 2/ Membro Gomo (topo da seqüência) no tempo 135 M.a. 118

133 119 CHANG et. al (op.cit) ainda citam que, partindo do princípio que um folhelho gerador deve ter no mínimo um potencial gerador original de 20kg/ton, Soldan et. al. (1985 in CHANG et al. 1989) estimaram uma espessura geradora média de 263 metros para a seção geradora do Membro Gomo. Porém estes valores quando comparados a isópaca do Membro Gomo mostram um comportamento bastante heterogênio, daí a escolha dos autores por modelarem a geração do Membro Tauá. Sendo assim, os problemas desta etapa basearam-se em estabelecer uma espessura geradora para o Membro Gomo, decidir quais dados de pirólises (valores para potencial gerador (S2), teor de carbono orgânico (TOC) e índice de hidrogênio (IH)) seriam usados e estabelecer os paramêtros cinéticos (energia de ativação e fator de freqüência) a serem modelados. Inicialmente foi necessário estabelecer o tipo de matéria orgânica no programa BasinMod-1D. Foi definido matéria orgânica tipo I para o gerador Gomo devido a maior predominância deste tipo de matéria orgânica para este gerador. O programa oferece a opção de criar organofácies, ou simplesmente escolher o tipo de matéria orgânica. Para tipo de matéria orgânica o programa possui um parâmetro cinético default (energia de ativação e fator de freqüência). Os dados geoquímicos apresentados por PENTEADO & BEHAR (2000) foram usados como dados de entrada devido a sua boa distribuição geográfica, que possibilita gerar pseudo-poços e um modelo simplificado, extrapolado estes dados para o resto da bacia. Estes dados foram baseados em análises estatísticas de Rock-Eval e de TOC a partir de amostras imaturas do Membro Gomo. No caso dos dados cinéticos foram utilizados os dados de PENTEADO (1999). Um passo bastante difícil foi estabelecer uma espessura geradora dentro do Gomo, e sua localização dentro do pacote gerador, principalmente tendo em vista que a espessura do Gomo é muito variável e a espessura encontrada por Soldan et. al. (1985 in CHANG et al. 1989), espessura geradora média de 263 metros, parece muito grande considerando esta heterogeneidade do pacote gerador e sua variação de espessura ao longo da bacia. Além disso, quando modeladas espessuras grandes como essas, como uma espessura constante para toda a bacia, os volumes gerados calculados podem ser extremamente superestimados. Tendo em vista que a base de um pacote gerador de maneira geral possui a maior

134 120 concentração de materia orgânica optou-se por modelar a base do Membro Gomo. Mas quanto de espessura de gerador seria o ideal para modelar a geração no Membro Gomo? Sem essa resposta, a alternativa foi, baseando-se em espessuras usadas em outras modelagens, em outras bacias e até mesmo a do Membro Tauá (60 metros) usada por Soldan et. al. (1985 in CHANG et al. 1989) optou-se por usar uma espessura pequena de 30 metros, porém constante em toda a bacia. O modelo cinético foi usado para o cálculo da curva e dos mapas de taxa de transformação. A taxa de transformação também pode em muitos casos ser usada como um importante indicador de maturidade onde há correlação direta com os dados de reflectância de vitrinita(%ro). No program BasinMod-1D o cálculo da taxa de transformação é feito usando como entrada a história térmica calculada. Dentro do Grabén de Camaçari, Baixo de Miranga e Quiambina na base do Membro Gomo a taxa de transformação mostra que 100% do querogênio já foi transformado até o presente. No Grabén de Camaçari esta transformação do querogênio com taxas superiores a 10% começou em 129 M.a. Essa taxa de 100% corresponde a uma profundidade de cerca de 4.500m. No Horst de Dom João e Alto de São Domingos as rochas permaneceram imaturas (com valores em torno de 10%). Esta taxa de transformação aumenta em direção aos depocentros, onde também aumentam as espessuras geradoras (Figura 66). Estes resultados estão consistentes com os encontrados por PENTEADO (1999).

135 121 Figura 63 Mapa mostrando a taxa de transformação do querogênio atual na base (figura da direita) e topo (esquerda) da TDI2/Membro Gomo (com curvas de profundidade) no tempo O M.a. Figura 63 Mapa mostrando a taxa de transformação do querogênio atual na base (figura da direita) e topo (esquerda) da TDI2/Membro Gomo (com curvas de profundidade) no tempo O M.a.

136 122 Figura 64 Mapa mostrando a taxa de transformação do querogênio atual na base (figura da direita) e topo (esquerda) da TDI2/Membro Gomo (com curvas de profundidade) no tempo 114 M.a. Figura 64 Mapa mostrando a taxa de transformação do querogênio atual na base (figura da direita) e topo (esquerda) d TDI2/Membro Gomo (com curvas de profundidade) no tempo 114 M.a.

137 123 Figura 65 Mapa mostrando a taxa de transformação do querogênio atual na base (figura da direita) e topo (esquerda) da TDI2/Membro Gomo (com curvas de profundidade) no tempo 129 M.a Figura 65 Mapa mostrando a taxa de transformação do querogênio atual na base (figura da direita) e topo (esquerda) da TDI2/Membro Gomo (com curvas de profundidade) no tempo 129 M.a

138 Figura 66 Diagram tridimensional mostrando a taxa de transformação atual do querogênio na base do Membro Gomo. 124

139 Modelo de Migração A simulação da migração permite uma melhor compreensão dos processos inerentes ao sistema petrólifero de uma bacia, neste caso, Sistema petrolífero Candeias- Sergi (!). A migração primária ou expulsão, é o processo de movimento do hidrocarboneto para fora da rocha geradora em direção a um meio mais permeável. Várias hipóteses tentam explicar os mecanismos responsáveis pela migração primária. Atualmente a hipótese mais aceita é de que a migração primária é controlada pelo aumento de pressão nas rochas geradoras em resposta à progressiva compactação e expansão volumétrica causada pela geração do petróleo. Estes fenômenos geram um gradiente de pressão entre a rocha geradora e as rochas adjacentes favorecendo a formação de microfraturas e o deslocamento de fases discretas de hidrocarbonetos. O encadeamento desses processos de forma cíclica alternando aumento e alívio de pressão (devido a expulsão do hidrocarboneto) permite a expulsão de quantidades significativas de petróleo. Balanços de massas baseados em dados geoquimicos de poços e experimentos de laboratório demonstram que a eficiência desses processos pode alcançar valores bastante elevados (de 50 a 90%). O deslocamento do petróleo a partir da rocha geradora até a rocha reservatório e/ou trapa é denominada migração secundária. A migração secundária nada mais é que um fluído em fase contínua impulsionado pelo gradiente de potencial de fluido. Este potencial (já descrito anteriormente na metodologia de modelagem) é subdividido em três componentes: (1) desiquilíbrio de pressão devido a compactação; (2) flutuabilidade, que diz respeito a força vertical resultante da diferença de densidade entre os fluidos do meio (hidrocarboneto e água de formação) e (3) pressão capilar, resultante da tensão interfacial entre as fases petróleo e água e rocha. Em rochas pelíticas, quando submetidas a grandes profundidades (superior a 3.000metros), o excesso de pressão de água donima o potencial de fluido do petróleo, já em rochas de granulometria grossa a flutuabilidade tem maior atuação. Quando a profundidades mais rasas (inferiores a metros ) a pressão de água já não tem grande impacto e a flutuabilidade é o processo mais atuante. Sendo assim, onde a

140 126 flutuabilidade supera a pressão capilar o processo de migração ocorre, do contrário, quando a pressão capilar supera a flutuabilidade e o excesso de pressão de água domina o potencial de fluido do petróleo, o mesmo se acumula. O programa BasinFlow usado nesta etapa da modelagem incorpora como dados de entrada os módulos do BasinMod-1D para simulação numérica dos fenômenos de expulsão do petróleo e fluxo de hidrocarbonetos. Na natureza a eficiência de expulsão será mais alta quanto maior for a riqueza orgânica da rocha geradora e ela também afeta o caminho de migração do hidrocarboneto até os carrier beds, ou seja, rochas geradoras finas, intercaladas ou rochas com desenvolvimento de fraturas irão desenvolver maior eficiência de expulsão do que rochas geradoras expessas.. O cálculo do volume de hidrocarboneto expelido da rocha geradora feito pelo BasinFlow mostra modelo simplificado onde a importante condição de contorno a ser ajustada e a saturação da porosidade na geradora conhecida como saturation threshould (limiar de saturação) que diz quanto porosidade o gerador ficará saturado em óleo antes da expulsão comerçar. Uma vez que este limiar tenha sido atingido os hidrocarbonetos gerados além deste limite serão expelidos.o programa usa um saturation threshould de 20% como padrão, porém este valor pode ser ajustado de modo a modelar diferentes cenários. Optouse por utilizar os valores de 10% e 2% que são mais comumente empregados em modelagens. Os dados de entrada para modelagem incluem espessura dos estratos, suas respectivas idades, fluxo de calor do modelo termo-mecânico, dados petrofísicos (porosidade, permeabilidade e pressão capilar) extraídos de PENTEADO (1999), propriedades térmicas das rochas (condutividade e calor específico), dados geqouímicos (potencial gerador e parâmetros cinéticos), reflectância de vitrinita e dados de temperatura usados (BHT), ou seja, toda a gama de dados que foi usada nas etapas anteriores de modelagem para calibrar o modelo de fluxo de fluídos. Conhecidas acumulações serviram de calibrador do modelo. O modelo Pseudo-3D (multi-1d) de expulsão e migração secundária através da Formação Sergi mostrou que a configuração estrutural do carrier bed controla fortemente a definição da maioria dos caminhos de migração, acumulações potenciais e fetch areas

141 127 (blocos de drenagem isolados) devido a boa continuidade lateral e porosidade e permeabilidade (Figura 71 e Figura 72). Figura 67 Diagrama tridimensional mostrando o volume de óleo expelido ao tempo de 0 M.a.

142 Figura 68 - Mapa mostrando o volume de óleo expelido (migração primária), curvas de contorno (linhas em preto), volume de óleo expelido ( gradiente de cores no mapa). Volume expelido ao tempo de 0 M.a. 128

143 Figura 69 - Mapa mostrando o volume de óleo expelido (migração primária), curvas de contorno (linhas em preto), volume de óleo expelido ( gradiente de cores no mapa). Volume expelido ao tempo de 114 M.a. 129

144 Figura 70 Mapa mostrando o volume de óleo expelido (migração primária), curvas de contorno (linhas em preto), volume de óleo expelido ( gradiente de cores no mapa). Volume expelido ao tempo de 129 M.a. 130

145 Figura 71 Mapa integrado da Formação Sergi mostrando curvas de contorno (linhas em preto), volume de óleo expelido ( gradiente de cores no mapa, linhas de migração de óleo (linhas verdes) e blocos ou áreas de drenagem fetch areas (linhas mais grossas na cor cinza). 131

146 132 Uma das conclusões para o modelo de migração através de carrier beds é de que a correlação entre os resultados de hidrocarbonetos acumulados e acumulações conhecidas é prejudicada pela baixa resolução dos mapas regionais usados no modelo de entrada. Outro fator a ser levado em conta é que, as acumulações conhecidas dizem respeito a outras rochas reservatório conhecidas na bacia e não apenas as rochas da Formação Sergi que foi modelada nesta dissertação. A individualização apenas dos campos cujo o reservatório é o Sergi não foi possível, devido a ausência de dados e informações, já que muitas das acumulações possuem mais de uma rocha reservatório. Entretanto, embora não seja possível identificar campos conhecidos, pode-se identificar áreas potenciais de acumulação usando os mapas com fetch areas e linhas de fluxo resultantes da modelagem de migração, ou seja, identificar possibilidade de novos plays. Isso pode ser feito aliado a técnica de favorabilidade desenvolvida por ROSTIROLLA (1999) (Figura 73), comparando os mapas de favorabilidades de ocorrência de petróleo de ROSTIROLLA (op. cit) aos mapas resultantes da modelagem de migracão, tudo isso visando a identificação de áreas apontadas pelo autor como mais favoráveis a ocorrência de petróleo e cujos modelos de migração indiquem uma possível rota de migração nesta direção. Quanto aos campos que possuem rotas de migração com proveniência de diferentes fetch areas, os mesmos podem possuir hidrocarbonetos com assinaturas geoquimicas diferentes cujas caracteristicas podem vir a ser mapeadas, identificando areas fontes e cozinha geradora. Além disso, modelos mais refinados e de detalhe, com espaçamentos menores dos grids, permitiriam a visualização de campos. Porém em uma escala de bacia esta simulação em malhas finas fica limitada pela capacidade do simulador de rodar um certo volume de dados.

147 Figura 72 - Mapa integrado da Formação Sergi mostrando curvas de contorno (linhas em preto), volume de gás expelido ( gradiente de cores no mapa e no detalhe a esquerda), linhas de migração de gás (linhas rosa) e blocos ou áreas de drenagem fetch areas (linhas mais grossas na cor cinza). 133