CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA DA PROVÍNCIA PETROLÍFERA DE CAMPOS. Manoela Ferreira Braga Vergara Lopes

Transcrição

1 CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA DA PROVÍNCIA PETROLÍFERA DE CAMPOS Manoela Ferreira Braga Vergara Lopes TESE 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 ENGENHARIA CIVIL. Aprovada por: Dr. Luiz Landau, Ph.D Dr. Antonio Manuel Ferreira de Figueiredo, Ph.D. Dr. Milton Romeu Franke, Ph.D. Dr. José Luis Drummond Alves, Ph.D.. RIO DE JANEIRO, RJ - BRASIL MARÇO DE 2004

2 LOPES, MANOELA VERGARA Caracterização Geológica da Província Petrolífera de Campos [Rio de Janeiro] 2004 CXCVI, 196 p. 29,7 cm (COPPE/UFRJ, M.Sc., Engenharia Interdisciplinar, 2004) Tese - Universidade Federal do Rio de Janeiro, COPPE 1. Sumário da Bacia de Campos I. COPPE/UFRJ II. Título ( série )

3 Ao Rico, pelo tempo em que estamos juntos e, principalmente, pelo tempo que deixamos de estar juntos - durante a confecção deste relatório. AGRADECIMENTOS

4 Agradeço, sinceramente, a todos aqueles que colaboraram, direta ou indiretamente, nos trabalhos de levantamento bibliográfico e na composição deste relatório, principalmente à Denise Gouveia e aos amigos do LAMCE - em especial Magda Almada e Monica Estoque. À COPPE\UFRJ, pela oportunidade de realizar o curso de mestrado e proporcionar ambiente propício para tal desenvolvimento acadêmico, ressaltando, Luiz Landau, pelas iniciativas na área de petróleo, as quais garantem à universidade, lugar de destaque em projetos e pesquisas científicas e tecnológicas. Aos geólogos e engenheiros Ricardo Bedregal, Dayse Daltro, Eliane Guedes, Gabriele Silva e Guilherme Camozzato pelas discussões, apoio e companheirismo. Aos amigos geólogos da UERJ, engenheiros de petróleo da PUC-RJ e de meio ambiente da COPPE/UFRJ, pela cumplicidade nos trabalhos de campo, nas equações matemáticas e na conscientização energética e ambiental, durante estes anos de estudo. Aos amigos do CENPES/PETROBRAS, Odebrecht Oil&Gas, Esso e ChevronTexaco, pelas excelentes oportunidades e apoio durante minha vida profissional. Ficam aqui expressos os meus agradecimentos à todos que auxiliaram em minha formação, pessoalmente e profissionalmente ao meu orientador, Giuseppe Bacoccoli, pelo apoio, ensinamentos indispensáveis, pelas discussões e questionamentos, pelo seu profundo conhecimento geológico e, acima de tudo, por ter norteado meu início de eterno aprendizado na geologia de petróleo - até então, desconhecido, e por me ensinar não somente como achar respostas como, provavelmente, formular cada vez mais questões. Por último, porém não menos importante, agradeço, na primeira das três esferas, ao meu pai - a pessoa mais importante da minha vida, meus avós, meus amigos, minha família e, finalmente, ao Ricardo, amor da minha vida. Resumo da Tese apresentada à COPPE/UFRJ como parte dos requisitos necessários para a obtenção do grau de Mestre em Ciências (M.Sc.)

5 CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA DA PROVÍNCIA PETROLÍFERA DE CAMPOS Manoela Ferreira Braga Vergara Lopes Março/2004 Orientador: Luiz Landau Programa: Engenharia Civil Este trabalho desenvolve uma descrição da Bacia de Campos, estabelecendo os fatores críticos que controlaram a formação desta província petrolífera tão expressiva, caracterizando o sistema petrolífero e a formação dos principais campos da bacia, através da análise do contexto geotectônico, estratigráfico e estrutural, com referência ao breve histórico de exploração e aos resultados obtidos.

6 Abstract of Thesis presented to COPPE/UFRJ as a partial fulfillment of the requirements for the degree of Master of Science (M.Sc.) GEOLOGICAL CHARACTERIZATION OF THE CAMPOS PETROLEUM PROVINCE Manoela Ferreira Braga Vergara Lopes March/2004 Advisor: Luiz Landau Department: Civil Engineering This work presents a theoretical description of Campos Basin and establishes the key factors controlling the formation of this world class petroleum province, characterizing the petroleum system and the formation of the most productive fields of the basin through the geotectonic, stratigraphic, and structural analysis of the context, with reference to a brief history of the exploration performed and the results obtained.

7 ÍNDICE DEDICATÓRIA AGRADECIMENTOS RESUMO ABSTRACT ÍNDICE ii iii iv v vi CAPÍTULO I INTRODUÇÃO, METODOLOGIA E ESCOPO DA TESE INTRODUÇÃO E OBJETIVO MÉTODOLOGIA E DADOS EMPREGADOS ESCOPO GERAL 04 CAPÍTULO II DADOS GERAIS DA BACIA DE CAMPOS LOCALIZAÇÃO E FISIOGRAFIA DADOS ESTATÍSTICOS HISTÓRICO DE EXPLORAÇÃO BREVE HISTÓRICO DE DESENVOLVIMENTO E PRODUÇÃO 20 CAPÍTULO III CONTEXTO REGIONAL DA MARGEM SUDESTE BRASILEIRA ORIGEM E EVOLUÇÃO DAS BACIAS DA MARGEM SUDESTE Evolução Tectono-Sedimentar Principais Teorias sobre a Formação das Bacias do Leste Brasileiro PRINCIPAIS EVENTOS DA TECTÔNICA DE PLACA Província Encaixante dos Riftes do Mesozóico Rifteamento e Abertura do Atlântico Sul Magmatismo Reativação durante o Cretáceo Superior / Terciário ARQUITETURA RIFTE Principais Anomalias Zonas de Transferência Crosta Oceânica e Falhas Transformantes TECTÔNICA DE SAL E ARQUITETURA PÓS-RIFTE Conceitos Gerais Principais Domínios Estruturais da Tectônica de Sal Estruturas Sub-Sal e a Halocinese PRINCIPAIS FEIÇOES FISIOGRÁFICAS E MORFOLÓGICAS Offshore 51

8 Onshore 55 CAPÍTULO IV SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR Estágio Continental Estágio Transicional Estágio Marinho ARCABOUÇO ESTRATIGRÁFICO Embasamento Fm. Cabiúnas Fm. Lagoa Feia Fm. Macaé Grupo Campos Fm. Ubatuba Fm. Carapebus Fm. Emborê ARCABOUÇO ESTRUTURAL Estruturas da Seção Rifte Estruturas da Seção Pós-Rifte 103 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS ELEMENTOS Rocha Geradora e Caracterização do óleo Reservatórios Reservatórios Pré-Sal Reservatórios Pós-Sal Outros Reservatórios Selos Trapas MODELO DE GERAÇÃO, MIGRAÇÃO, ACUMULAÇÃO E PRESERVAÇÃO 136 CAPÍTULO VI PRINCIPAIS CAMPOS DA BACIA CAMPO DE BADEJO Aspectos Gerais e História da Descoberta Geologia e Características e Propriedades dos Reservatórios Desenvolvimento e Produção CAMPO DE LINGUADO Aspectos Gerais e História da Descoberta 144

9 Geologia e Características e Propriedades dos Reservatórios Desenvolvimento e Produção CAMPO DE PAMPO Informações Gerais e História da Descoberta Geologia, Características e Propriedades dos Reservatórios CAMPO DE NAMORADO Aspectos Gerais e História da Descoberta Geologia e Características e Propriedades dos Reservatórios e Fluidos Desenvolvimento e Produção CAMPO DE RONCADOR Informações Gerais e História da descoberta Aspectos Geológicos e Características dos Reservatórios Desenvolvimento e Produção CAMPOS DE BARRACUDA E CARATINGA História Geologia e Características dos Reservatórios Desenvolvimento CAMPO DE MARLIM Informações Gerais e História da Descoberta Aspectos Geológicos Características dos Reservatórios e Propriedades dos Fluidos Desenvolvimento e Produção COMPLEXO DE ALBACORA Aspectos Geológicos Características dos Reservatórios e Propriedades dos Fluidos Desenvolvimento e Produção 182 CONSIDERAÇÕES FINAIS 184 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 191

10 After multiple exploration failures in the conventional attribute-driven play, we adopted a back to basics exploration philosophy, focused on the geologic elements of the basin, while ignoring seismic attributes. We also focused on exploring from the source rock up... These concepts changed the way we viewed prospectivity and steered us towards targeting older, untested, deeper structures Cindy Yeilding, BP, Global Geoscience Technology Manager, on the history of Thunder Horse Discovery, largest discovery in the Gulf of Mexico, new play discovery

11 CAPÍTULO I INTRODUÇÃO, METODOLOGIA E ESCOPO CAPÍTULO I INTRODUÇÃO, METODOLOGIA E ESCOPO DA TESE 1.1- INTRODUÇÃO E OBJETIVO A Bacia de Campos, situada na Margem Continental do Sudeste/Leste Brasileiro, é a principal província petrolífera do país há praticamente 3 décadas. O sucesso exploratório na região, associado ao desenvolvimento e a produção das diversas acumulações, são considerados fundamentais sob os aspectos econômicos e estratégicos para a obtenção da tão esperada auto-suficiência energética. No âmbito exploratório, fundamentalmente, o conhecimento e o aprendizado propiciados a partir das análises geológicas, geofísicas e geoquímicas e seus resultados permitiram, não apenas a melhor caracterização do potencial petrolífero da bacia, como também alguns conceitos desenvolvidos serviram de base para a ampliação das atividades exploratórias às regiões adjacentes e até mesmo para fronteiras distantes, onde tais atividades encontram-se ainda em seus estágios iniciais, apesar das peculiaridades da bacia em questão. Enquanto parte da indústria petrolífera demonstrava redução no interesse em relação às atividades exploratórias nos últimos rounds (leilões) da ANP (Agência Nacional do Petróleo) - em comparação ao período logo após a quebra do monopólio (primeiros rounds) - não apenas na Bacia de Campos, mas no país como um todo, as recentes descobertas offshore da Petrobras na margem sudeste, reavivaram em parte as discussões quanto ao potencial existente no litoral brasileiro e suas incertezas. No caso específico da Bacia de Campos, apesar da quantidade de dados e informações técnicas públicas e privadas disponibilizadas através dos anos a seu respeito, a compreensão detalhada de seus aspectos geológicos e de seu potencial petrolífero ainda hoje não é uma tarefa simples para grande parte dos interessados. Este fato se deve em parte à especificidade de grande parte do material disponível. Apesar da riqueza, do detalhamento e da excelente qualidade das pesquisas e levantamentos de dados no que diz respeito à descrição dos campos e reservatórios, estratigrafia e geologia estrutural da província, a maior parte dos trabalhos existentes não relaciona estes fatores de forma integrada, o que é de grande importância para a análise da prospectividade da bacia. Este trabalho, portanto, tem como principal objetivo descrever, de forma integrada, as principais teorias acerca dos fatores críticos que controlam a formação desta província petrolífera tão expressiva, caracterizando o seu sistema petrolífero, os principais objetivos exploratórios e a formação dos principais campos da bacia, através 1

12 CAPÍTULO I INTRODUÇÃO, METODOLOGIA E ESCOPO da análise do contexto geotectônico, estratigráfico e estrutural, com referência ao breve histórico de exploração e aos resultados obtidos. Não obstante, este sucesso deve ser endereçado, não somente aos esforços exploratórios, como também às técnicas de explotação desenvolvidas. Em suma, espera-se que este trabalho possa ser utilizado como um prático sumário da Bacia de Campos para os mais diferentes interessados no tema METODOLOGIA E DADOS EMPREGADOS Em função da grande dificuldade de obtenção de dados - confidencialidade e/ou propriedade (custo e/ou estratégia) e pela satisfatória quantidade das informações existentes em domínio público referentes à bacia, optou-se por realizar a pesquisa e a elaboração deste trabalho a partir da utilização somente deste tipo de informação. As fontes de informação disponíveis para este trabalho foram portanto completamente limitadas a dados públicos, baseado em trabalhos práticos e teóricos, de cunho profissional e acadêmico. A grande maioria destes arquivos foram escritos e publicados pela Petrobras principalmente nas décadas de 80 e 90, durante o período do monopólio. Existe um número considerável de excelentes publicações nas línguas portuguesa e inglesa, em jornais, revistas e congressos, assim como trabalhos acadêmicos (teses de doutorado e mestrado) em universidades nacionais e internacionais. Porém, cabe salientar que dados proprietários e confidenciais (perfis e linhas sísmicas) foram retirados ou o nome e a localização de tais dados não foram revelados. Algumas companhias operadoras internacionais publicaram outros pouquíssimos artigos. Cabe salientar que apesar da quantidade de informações disponíveis, por vezes seu conteúdo e qualidade limitam descrições e análises posteriores mais detalhadas ou acuradas, uma vez que dados já interpretados podem mascarar importantes evidências ou informações, dado o tipo de processamento, realce ou análise efetuada anteriormente. Em certas ocasiões, a falta de trabalhos publicados e disponíveis em determinadas áreas está diretamente relacionada à falta do dado por si só, em regiões ou objetivos da bacia praticamente desconhecidos ou ainda inexplorados poucos poços perfurados, sem levantamentos geofísicos, nenhuma análise química efetuada, etc. Como base neste material disponível, foi estabelecido um plano de pesquisa para o desenvolvimento dos seguintes temas principais: 2

13 CAPÍTULO I INTRODUÇÃO, METODOLOGIA E ESCOPO A. origem e evolução da margem continental do sudeste brasileiro (rifteamento, magmatismo, ruptura continental, abertura do Oceano Atlântico, reativações eocretácicas/neocenozóicas); B. geologia regional das bacias eocretácicas do sudeste brasileiro (tectonismo, arquitetura das fases rifte e pós-rifte e os principais conceitos envolvidos); C. descrição das províncias fisiográficas do sudeste brasileiro (principais feições onshore e offshore); D. geologia da Bacia de Campos (arcabouço tectônico, estratigrafia e geologia estrutural); E. geologia de petróleo da Bacia de Campos; F. histórico de exploração e desenvolvimento dos principais campos produtores da Bacia de Campos. Uma vez determinadas estas etapas, as informações foram agrupadas em 6 capítulos, descritos a seguir ESCOPO GERAL DA TESE O Capítulo I consiste basicamente na descrição do objetivo da pesquisa, método e dados empregados neste estudo. O Capítulo II, intitulado Contexto Regional da Margem Sudeste Brasileira, descreve a origem, evolução e arquitetura da margem continental. O Capítulo III, intitulado Dados Gerais da Bacia de Campos, descreve brevemente a localização e a fisiografia da Bacia de Campos, seus principais limites e domínios tectônicos, além de divisões informais de caráter operacional. Dados estatísticos comparam a Bacia de Campos às demais bacias sedimentares brasileiras, destacando sua importância exploratória e econômica. Descreve também o histórico dos esforços físicos realizados durante e após o monopólio de exploração e produção de petróleo no Brasil. O Capítulo IV, intitulado Sumário Geológico da Bacia de Campos, faz um apanhado da geologia da bacia. É descrita a evolução do seu preenchimento sedimentar e o padrão geral das estruturas envolvidas, considerando o intervalo de tempo analisado. São apresentados mapas e seções esquemáticas à titulo de exemplificação. 3

14 CAPÍTULO I INTRODUÇÃO, METODOLOGIA E ESCOPO O Capítulo V, intitulado Sistema Petrolífero da Bacia de Campos, descreve, de forma sucinta, os principais elementos e processos envolvidos, assumindo certas premissas quanto a prospectividade da bacia. O Capítulo VI, intitulado Habitat do Petróleo descreve os principais campos de petróleo que tipificam cada objetivo exploratório da bacia, pré-sal e pós-sal, envolvendo as principais características dos variados reservatórios, conceitos e tecnologias de exploração e desenvolvimento destas acumulações comerciais. 4

15 MANOELA LOPES CAPÍTULO II - INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA CAPÍTULO II DADOS E INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA DE CAMPOS 2.1- LOCALIZAÇÃO E FISIOGRAFIA A Bacia de Campos encontra-se na Margem Continental do Leste Brasileiro no Oceano Atlântico Sul, no litoral norte do Estado do Rio de Janeiro e sul do Estado do Espírito Santo, entre as latitudes aproximadas de 21º e 23º S e entre as longitudes de 39º e 42º W. A bacia ocupa uma área total de km 2 até a cota batimétrica de m, podendo-se afirmar que praticamente toda a bacia está localizada offshore (no mar). Deste total, cerca de 37.2% da área ( km 2 ) está localizada em água rasa (até 400 m de profundidade) e cerca de 57.8% ( km 2 ) está localizada em água profunda (400 a m) à ultraprofunda (acima de m). Apenas uma pequena parcela de aproximadamente 5% encontra-se emersa (5.800 km 2 ). A pequena porção onshore (em terra) está representada pela área costeira do recente Rio Paraíba do Sul. A configuração fisiográfica da bacia é representada pela linha de costa (acima de 300 km de comprimento), orientada nas direções nordeste-sudoeste e leste-oeste (do Rio de Janeiro à Cabo Frio), e pela geomorfologia do fundo do mar, caracterizada por 3 províncias distintas: plataforma; talude; e sopé continental incluindo feições oceânicas (Platô de São Paulo, montes submarinos, etc.). Estas províncias são interrompidas a sul pelo Alto de Cabo Frio e a norte pelo Alto de Vitória (vide item.4.3), os quais separam a Bacia de Campos das bacias de Santos e do Espírito Santo, respectivamente. A bacia compreende uma faixa acima de 150 km de largura, englobando a plataforma continental, se estendendo pelo talude e pela escarpa de sal em águas profundas e ultraprofundas. Seu limite leste aproximado é a cota batimétrica de m (limiar de interesse econômico até o momento) e o seu limite oeste é dado em terra, cerca de 15 Km medidos da linha de costa até o embasamento Pré-Cambriano onshore (nesta porção sudeste, grande parte dos afloramentos do embasamento estão localizados na cadeia de montanhas conhecida como Serra do Mar - cujos blocos estão altamente falhados e rotacionados). Entretanto, a Falha de Campos, localizada a cerca de 50 km de distância da costa em direção ao mar, representa o limite operacional oeste de exploração de petróleo - Figura

16 MANOELA LOPES CAPÍTULO II - INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA Figura 2.1-1: Mapa de localização da Bacia de Campos mostrando o prolífico trend produtor (destacando os principais campos de petróleo descobertos até 1998) e os seus limites norte (Alto de Vitória) e sul (Alto de Cabo Frio). O limite operacional oeste é dado a partir da Falha de Campos até a cota batimétrica de m - limite leste (Fonte: RANGEL E MARTINS, 1998) DADOS ESTATÍSTICOS No intuito de apresentar a magnitude e a importância da Bacia de Campos no contexto exploratório brasileiro, faz-se relevante a inclusão de dados comparativos em escala nacional. O Brasil é o quinto maior país do mundo em área total, representado por km 2 (DUARTE, 2000) na sua totalidade, dos quais km 2 (ou 43%) são considerados áreas sedimentares prospectáveis (assumindo a isóbata de m como limite externo). As bacias onshore ocupam cerca de 76% da área sedimentar total ( km 2 ), enquanto as bacias offshore ocupam os 24% restantes ( km 2 ). Em relação à distribuição areal das bacias offshore, vale ressaltar que 50,5% encontra-se até a isóbata de 400 m ( km 2 ), enquanto 49.5% encontra-se entre as cotas batimétricas de 400 m e m ( km 2 ). A região brasileira em água profunda considerada tão importante para exploração de petróleo não excede 12% da área sedimentar total do território nacional e a Bacia de Campos 6

17 MANOELA LOPES CAPÍTULO II - INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA representa apenas menos de 1% da área prospectável (BACOCCOLI & BEDREGAL, 2002). O Brasil compreende no total 29 bacias sedimentares, das quais 13 são onshore, 9 estendem-se por terra e mar, e 7 estão totalmente localizadas na região offshore da Margem Atlântica brasileira. Até o momento, deste total de 29 bacias, 8 (27,5%) foram convertidas em províncias petrolíferas, outras 8 tiveram descobertas não-comerciais de óleo e/ou gás e 13 (45%) ainda são consideradas secas, embora praticamente inexploradas (BACOCCOLI & BEDREGAL, 2002). A grande quantidade de informações geológicas e geofísicas nestas bacias brasileiras foi adquirida pela Petrobras, a qual exerceu monopólio de atividade de exploração e produção de óleo e gás no Brasil por quase meio século. Durante este período, mais de poços exploratórios offshore foram perfurados, dos quais cerca de 45% estão localizados na Bacia de Campos. Desde a quebra do monopólio até a presente data, cerca de 100 novos poços exploratórios foram perfurados pela Petrobras e empresas operadoras nacionais e internacionais, especialmente nas bacias salíferas da margem sudeste (Santos, Campos Espírito Santo). A produção nacional diária de petróleo (incluindo óleo cru, condensado, óleo de xisto e líquidos de gás natural) no ano de 2002 foi de aproximadamente 1,5 MMbbl/d ou 531 MMbbl/a. Nos últimos 10 anos a produção de petróleo no país vem crescendo a uma taxa média anual de 9,5%. Com isso, o Brasil atingiu recentemente a posição de 16º maior produtor mundial de petróleo. A maior parte da produção nacional de petróleo é extraída de campos offshore, os quais foram responsáveis por 85,1% do total produzido em A bacia de Campos respondeu por mais de 96% da produção marítima nacional ou mais de 82% da produção total, mantendo desta forma, sua trajetória de elevado crescimento no volume produzido (ANP, 2003). Neste mesmo período, a produção nacional anual de gás natural atingiu 15,525 Bm³, ocupando a 37ª posição no mercado mundial de produtores de gás natural. Do gás natural produzido, cerca de 18% foi queimado e perdido e cerca de 22% foi reinjetado. Os campos marítimos foram responsáveis por cerca de 60% do gás natural produzido. A Bacia de Campos foi a maior produtora de gás natural, concentrando mais de 40% do volume total nacional produzido, responsável por mais de 70% da produção marítima deste energético (ANP, 2003). De acordo com o anuário estatístico da ANP (2003), a produção nacional de petróleo, gás e dos produtos derivados atende em média 91% do consumo interno, sendo o restante importado (em 2002, a dependência externa de petróleo e seus derivados foi de 9%). Entretanto, ressalta-se que, apesar da demanda nacional superar a produção, o país também exporta parte do óleo que produz. Este movimento 7

18 MANOELA LOPES CAPÍTULO II - INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA ocorre, dentre outros fatores, dada à incapacidade atual do parque de refino nacional em processar parte do óleo pesado produzido offshore. As reservas totais de petróleo atingiram o volume de 13 Bbbl no final do ano 2002, mantendo uma taxa de crescimento médio nos últimos 10 anos de 7%. As reservas provadas neste período corresponderam a 9,8 Bbbl, representando 75% das reservas totais. Com isso, o Brasil manteve-se na 15ª posição mundial (reservas provadas). Das reservas provadas nacionais, cerca de 91% localizam-se no mar, com destaque para a Bacia de Campos (detentora de cerca de 92% das reservas provadas localizadas no mar), enquanto 9% são jazidas terrestres (ANP, 2003; BRUHN, 2003). No tocante ao gás natural, as reservas provadas alcançaram MMm³ em 2002, representando 71% das reservas totais de gás natural no território brasileiro e, desta forma, continuando a ocupar a 41ª colocação no ranking mundial. Similarmente ao petróleo, a maior parte das reservas provadas nacionais de gás natural localizam-se no mar, onde se concentram 67,8% do total nacional, destacandose a Bacia de Campos, que concentra atualmente mais de 75% das reservas marítimas e 48% das reservas provadas nacionais. Estes números entretanto, estão sujeitos à grandes mudanças num futuro próximo, tendo em vista as recentes descobertas na Bacia de Santos. Em suma, pode-se dizer que atualmente a Bacia de Campos é a maior província petrolífera do Brasil, responsável por cerca de 82% da reserva provada de petróleo e 48% da reserva provada de gás natural, além de mais de 80% da produção total de petróleo do país. Em 2002, a produção de óleo na bacia foi de aproximadamente MMbbl/d, enquanto a produção acumulada atingia de cerca de 4.0 Bbbl. Neste mesmo ano, reserva total de petróleo estimada foi de aproximadamente 11 Bbbl, a reserva provada de petróleo foi estimada em cerca de 8,1 Bbbl (BRUHN et al, 2003; ANP, 2003) e a reserva provada de gás natural foi estimada em cerca de 113 Bm 3 distribuídos em mais de 40 acumulações de hidrocarbonetos em diferentes reservatórios. Segundo Bruhn et al. (2003), o volume de óleo originalmente in place na bacia em condições padrões (STOIIP Stock Tank Oil Initially in Place) é de aproximadamente 50.9 BSTB e a reserva inicialmente recuperável é estimada em 12.4 BSTB. De acordo com Katz & Mello (2000), a distribuição modal do tamanho dos campos varia entre 128 e 256 MMboe. Entretanto, é interessante salientar que os 7 campos gigantes da bacia (Marlim, Marlim Sul, Roncador, Albacora, Albacora Leste, Barracuda e Caratinga), contêm mais de 50% do STOIIP. Dados de volumes e reservas originais serão discutidos nos capítulos V e VI. 8

19 MANOELA LOPES CAPÍTULO II - INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA Figura 2.2-1: Distribuição das reservas provadas de hidrocarbonetos na Bacia de Campos, de acordo com o tamanho e número de campos descobertos (Fonte: KATZ & MELLO, 2000) HISTÓRICO DE EXPLORAÇÃO Esforços Exploratórios Anteriores a Abertura do Setor no Brasil A Petrobras deteve o monopólio durante quase meio século (1953 até 1997), sendo a única empresa a explorar petróleo e levantar dados na Bacia de Campos durante este período - não houve participação de empresas estrangeiras como contrato de risco na década de 70 nesta bacia. A atividade exploratória na bacia iniciou-se na década de 50, com reconhecimento gravimétrico onshore e poucas linhas sísmicas analógicas levantadas pela Petrobras na região costeira. Em 1959 foi perfurado o primeiro poço terrestre, no Cabo de São Tomé, Foz do Rio Paraíba do Sul. A bacia não se mostrou atrativa na sua parte terrestre e, desta forma, os esforços exploratórios foram direcionados para as atividades offshore. Os primeiros levantamentos sísmicos marinhos digitais (em águas 9

20 MANOELA LOPES CAPÍTULO II - INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA rasas entre 10 e 50 m de profundidade) foram feitos no final da década de 60 e o primeiro poço em mar foi perfurado em 1971, cujo resultado foi "seco". Entretanto, este poço, denominado 1-RJS-1 1 demonstrou a presença de uma atrativa seqüência estratigráfica (BACOCCOLI, com. pessoal). Os primeiros modelos testados na bacia na década de 70 seguiram as tendências daquela época - de avaliação de sistemas deltáicos. Desta forma, por analogia a outras regiões prolíficas no mundo, foram testados alguns dos "prospectos" de águas rasas no sistema deltáico do Rio Paraíba do Sul. Estes primeiros poços exploratórios perfurados, cujos resultados foram a priori negativos, direcionaram os esforços exploratórios para regiões de quebra da plataforma, apesar dos limites técnicos da capacidade dos equipamentos de perfuração naquela época. Devido ao aumento do preço do barril de petróleo (meados de 70) e com as melhorias na aquisição sísmica e processamento, as interpretações geológicas e geofísicas foram efetivamente direcionadas para "águas profundas" (lâmina d'água acima de 100 m). Novos dados sísmicos foram levantados nesta região demonstrando anomalias estruturais onde, em alguns casos, as anomalias de amplitude ("bright spots") estavam "coincidentemente" no topo de altos estruturais. Finalmente em 1974 houve a primeira descoberta comercial de óleo no Campo de Garoupa 1, quando o nono poço perfurado na bacia atravessou a seção carbonática do Albiano (BACOCCOLI, com. pessoal). Após Garoupa, vários outros alvos semelhantes foram perfurados e, apesar dos resultados "não satisfatórios" dos carbonatos e dos objetivos pré-sal, os arenitos começaram e ser associados à turbiditos fortemente influenciados pela tectônica salífera. Vários campos foram descobertos nesta mesma área em geral, comprovando o prolífico trend produtor em torno dos 100 m de profundidade, destacando-se: basaltos fraturados no Campo de Badejo; coquinas nos campos de Badejo, Trilha e Linguado; calcarenitos nos campos de Garoupa e Pampo; "arenito namorado" nos campos de Cherne e Namorado; e turbiditos da Formação Carapebus em Garoupinha, Pargo, Enchova e Carapeba. A partir destas descobertas foi reconhecida a relação dos reservatórios turbidíticos e desenvolvido o modelo de geração e migração do óleo, identificando os folhelhos negros pré-sal da Formação Lagoa Feia como a principal rocha geradora. O modelo de migração do óleo através de falhas e janelas de sal na camada evaporítica foi aplicado com sucesso na bacia, levando a excelentes resultados na avaliação em águas cada vez mais profundas. 1 De acordo com as regras da Petrobras o número "1" significa wildcat ou pioneiro, "RJ" refere-se ao estado do Rio de Janeiro, "S" significa submarino e o último número "1" refere-se à ordem cronológica 10

21 MANOELA LOPES CAPÍTULO II - INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA O contínuo sucesso exploratório na bacia foi possível devido aos investimentos em avanços tecnológicos (geologia e geofísica de exploração e engenharia offshore) para águas profundas (acima de 400 m) e ultraprofundas (acima de m) nas décadas de 80 e 90. No início da década de 80, uma grande quantidade de levantamentos sísmicos 3D foi efetuada. A interpretação e mapeamento deste grande volume de dados, guiados principalmente pelas anomalias de amplitude sísmica, resultaram em vários prospectos, em lâminas d'água entre 400 m e m. Como conseqüência, foram descobertos os campos gigantes de Albacora (1984) e Marlim (1985). Outros campos menores foram encontrados neste trend produtor em águas profundas porém, após a descoberta do gigante Roncador (1996), nenhuma outra descoberta oficial significante havia sido feita. Após a quebra do monopólio, apenas os campos de óleo pesado de Jubarte e Cachalote podem ser considerados comerciais até o momento na província de Campos. Em suma, pode-se dizer que os primeiros alvos exploratórios concentraram-se nos objetivos associados aos carbonatos albianos e aos objetivos do pré-sal coquinas barremianas e basaltos neocomianos (BACCOCOLI, 1982; GUARDADO et al. 1989; MOHRIAK et al. 1990; GUARDADO et al., 1997; CAINELLI & MOHRIAK, 1998). A partir da década de 80, os turbiditos Cretácicos e Eocênicos tornaram-se um importante alvo e, até 1985, turbiditos Eocênicos e Oligocênicos já representavam 50% dos alvos (MOHRIAK et al. 1990; CAINELLI & MOHRIAK, 1998). Em meados dos anos 80, as atividades exploratórias foram direcionadas para depósitos de águas cada vez mais profundas e, até 1990, turbiditos Eocênicos, Oligocênicos e Miocênicos representavam 90% dos alvos com um índice de sucesso de 50%. Em meados da década de 90, turbiditos Terciários totalizavam 60% dos alvos exploratórios, turbiditos Cretácicos 35% e Carbonatos albianos 5%, com um índice de sucesso de 60% (CAINELLI & MOHRIAK, 1998) - Figura A e 2.3-2A. A distribuição do volume original de óleo na bacia será discutida nos Capítulos V e VI. A Bacia de Campos é a principal bacia no que diz respeito ao histórico de desenvolvimento de tecnologia de prospecção de petróleo em águas profundas pela Petrobras. Consequentemente, este grande interesse econômico justificou a geração de uma enorme quantidade de dados (sísmica, perfis elétricos, testemunhos, etc.), sendo esta a seção mais estudada em todo Brasil. Até o final de 1997 foram perfurados pela Petrobras mais de 600 poços exploratórios (somente 1 poço terrestre), mais de 500 poços explotatórios, adquiridas acima de Km de linhas sísmicas 1 De acordo com a Petrobras, descobertas comerciais no mar recebem nomes de peixes típicos da região. Atualmente cetáceos também estão sendo contemplados. 11

22 MANOELA LOPES CAPÍTULO II - INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA e km de dados magnetométricos, além dos levantamentos gravimétricos efetuados (CAINELLI & MOHRIAK, 1998) - Figura 2.3-2A e 2B. Figura 2.3-1: Evolução dos objetivos primários de perfuração em Campos (Fonte: KATZ & MELLO, 2000). Atividades exploratórias após abertura do setor no Brasil Durante cerca de 15 anos, desde a década de 80 até meados da década de 90, o sucesso exploratório da Petrobras em águas profundas da Bacia de Campos (culminando com a grande descoberta de óleo leve do Campo de Roncador), não teve precedentes no país e atraiu a atenção da indústria petrolífera no mundo todo. Durante aquele período, a exploração da Bacia de Campos pela Petrobras excedeu o índice de sucesso comercial de 25%, revelando 3 campos gigantes, com volumes superiores a 1 bilhão de barris cada (THURSTON & BARD, 2003). Quando o Brasil decidiu abrir o segmento de Exploração e Produção de Petróleo e Gás (E&P) a investimentos estrangeiros em 1997, não foi surpreendente que, nos anos seguintes, as bacias salíferas da margem continental sudeste brasileira (compreendidas pelas bacias de Campos, Santos e Espirito Santo) tenham se tornado uma das áreas de maior foco de crescimento exploratório futuro para a maioria das principais empresas petrolíferas internacionais, bem como para empresas independentes e menores (THURSTON & BARD, 2003). A abertura do setor de E&P 12

23 MANOELA LOPES CAPÍTULO II - INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA no Brasil ao investimento estrangeiro aconteceu em boa hora e tem sido, sem dúvida, tremendamente bem sucedida sob aspectos regulatórios aos olhos da ANP e da indústria como um todo, à exceção dos aspectos fiscais e suas grandes incertezas geradas ao longo dos anos. O processo de abertura do setor de E&P no Brasil deu-se através da publicação da Lei n.º (06/Ago/1997), que flexibilizou o monopólio da União e estabeleceu bases para a abertura do mercado, onde as empresas de petróleo de capital nacional e internacional iniciaram seus projetos, adquirindo significativa quantidade de áreas através de rodadas de licitações (Rounds 1 a 5) efetuadas pela ANP e operações de farm-in e farm-out reguladas pela própria Agência, incluindo as rodadas iniciais de farm-outs "patrocinadas" pela Petrobras (Blocos Azuis e Vermelhos do Round Zero) durante estes últimos 5 anos. Em 1998 a ANP concedeu à Petrobras 115 blocos exploratórios e 282 projetos de produção e desenvolvimento (Round Zero) nas bacias brasileiras onshore e offshore. Deste total do portfólio inicial da Petrobras, cerca de 26 blocos encontravam-se na Bacia de Campos, apresentando aproximadamente km 2 de área originalmente concedida (correspondendo a 12% da área total concedida em todas as bacias brasileiras). A "retomada" da atividade de companhias internacionais e nacionais de capital privado no Brasil (considerando a pequena participação na época dos contratos de risco) e pela primeira vez na Bacia de Campos, se iniciou a partir da racionalização do portfólio da Petrobras referente aos blocos da Rodada Zero. A Petrobras implementou um programa de farmouts, oferecendo parte dos blocos sob sua concessão à indústria, sob a forma de contratos de parceria (Join Venture Agreements). Estes contratos ofereciam às empresas participação na fase de exploração ou desenvolvimento em alguns blocos iniciais da Petrobras (blocos concedidos no Round Zero). Os blocos do Round Zero que foram adquiridos pelas Join Ventures são conhecidos como Blocos "Vermelhos" e "Azuis". Este programa inicial de farm-out resultou em cerca de 25 novas empresas no Brasil (com cerca de 10 novos operadores), formando parcerias em 28 blocos exploratórios e alguns projetos de desenvolvimento. Deste total de 28 blocos adquiridos por parceria (8 blocos operados pela Petrobras e 20 por outras operadoras), apenas 7 blocos e 3 campos em desenvolvimentos estavam localizados na Bacia de Campos, perfazendo um total de km 2, representando 9% da área total adquirida pelas Join Ventures. Se, por um lado, o programa de farm-out da Petrobras forneceu a várias empresas o seu desejado acesso às águas profundas brasileiras, para as que ainda estavam tentando entrar, assim como para aquelas que queriam mais, as rodadas de 13

24 MANOELA LOPES CAPÍTULO II - INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA licenciamento da ANP representavam talvez a melhor oportunidade (THURSTON & BARD, 2003).. No total, 5 rodadas de licenciamento da ANP vieram depois do programa de farm-out da Rodada Zero - uma por ano desde Os resultados do Round 5 não foram incluídos neste trabalho, uma vez que os formato deste leilão foi significantemente diferente, quando comparado com os resultados e formatos dos anteriores. Acredita-se que partir do próximo Round (6) a Agência mantenha o formato deste último leilão, sendo possível portanto, nova análise comparativa adequada. Apesar do mesmo não ter sido comparado, foi notória a diminuição do interesse por parte da indústria nas áreas oferecidas. Acredita-se que este interesse seja revigorado futuramente com as possíveis áreas dos antigos blocos azuis (totalmente ou parcialmente devolvidos) a serem oferecidas novamente. Nas 4 primeiras rodadas, a ANP ofereceu 157 blocos exploratórios, perfazendo um total aproximado de Km 2. Desses 157 blocos oferecidos, 88 blocos foram efetivamente concedidos à indústria, perfazendo um total de Km 2 adquiridos Além do montante arrecadado nas rodadas, estas 4 licitações públicas de áreas de exploração concluídas até o momento resultaram em um potencial investimento por parte da indústria de alguns bilhões de Reais em exploração na Bacia de Campos até 2011 (assumindo o comprometimento no programa exploratório mínimo nos 3 períodos). Do total de blocos exploratórios oferecidos no Brasil (mencionado acima), 25 foram oferecidos na Bacia de Campos (16% do total oferecido no Brasil), dos quais 13 foram concedidos (representando aquisição de 52% dos blocos oferecidos na bacia, e correspondendo a 15% dos blocos adquiridos Brasil), perfazendo uma área de Km 2 (representando 49% da área total oferecida na bacia, correspondendo a 10% da área total adquirida no Brasil) - Figura Desde 1998 (fim do monopólio) até 2003, foram perfurados na bacia de Campos, pela Petrobras e pelas companhias estrangeiras e nacionais, mais de 100 poços exploratórios (exploração e avaliação), mais de 200 poços explotatórios (ou desenvolvimento), adquiridas mais de Km de linhas sísmicas 2D e Km 2 de sísmica 3D (especulativa e proprietária). - Figura A e B. Apesar da incerteza quanto ao potencial comercial, algumas descobertas na Bacia de Campos foram anunciadas pela ANP. Independente dos recentes resultados exploratórios, a quebra do monopólio causou uma grande e extraordinária transformação na indústria de exploração e produção de petróleo no Brasil, refletindo a intenção de atingir a auto-suficiência, elevando a produção do país para cerca de 2 MMbopd até 2005, em função da entrada de campos estratégicos da Petrobras em produção na Bacia de Campos, além dos campos em parceria com empresas nacionais e estrangeiras. 14

25 MANOELA LOPES CAPÍTULO II - INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA 15

26 MANOELA LOPES CAPÍTULO II - INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA 16

27 MANOELA LOPES CAPÍTULO II - INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA 17

28 MANOELA LOPES CAPÍTULO II - INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA 18

29 MANOELA LOPES CAPÍTULO II - INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA Figura 2.3-2: Comparação dos esforços físicos exploratórios e explotatórios na Bacia de Campos em relação à todas as Bacias Sedimentares Brasileiras. Em A, Estimativa do número de poços perfurados (histograma) por ano na Bacia de Campos vs. Reserva Total e Produção Acumulada de Óleo Equivalente (curvas) no mesmo período, com a indicação dos principais campos descobertos em determinados anos. Histograma em azul indica o numero estimado de poços exploratórios pioneiros perfurados por ano entre 1959 e 2002 enquanto o Histograma em amarelo indica o numero de poços exploratórios de avaliação perfurados desde 1975 até 2001; Histograma em vinho representa a estimativa de todos os poços explotatórios (desenvolvimento) perfurados na bacia durante o período de 1977 a Curva em amarelo representa Reserva Total de Óleo Equivalente (expressa em Bboe) por ano ( ), incluindo óleo, LGN e condensado, além do gás natural; Curva em azul representa a Produção de Óleo Equivalente anual (expressa em MMboe), incluindo a produção de óleo, LGN, condensado e gás natural; Curva em verde representa o preço médio do barril de óleo equivalente (Brent US$/boe) por ano, desde 1983 até (Fonte dos dados: ANP, 2003). Em B, Estimativa do número de poços perfurados (histograma) por ano nas bacias sedimentares brasileiras vs. Reserva Total e Produção Acumulada de Óleo Equivalente (curvas) no mesmo período. Histograma em laranja indica o numero estimado de poços exploratórios terrestres perfurados por ano entre 1954 e 2001 enquanto o Histograma em azul indica o numero de poços exploratórios marítimos perfurados desde 1968 até 2001; Histograma em vinho representa a estimativa de todos os poços de desenvolvimento perfurados nas bacias brasileiras durante o período de 1954 a Curva em amarelo representa Reserva Total de Óleo Equivalente (expressa em Bboe) por ano ( ), incluindo óleo, LGN e condensado, além do gás natural; Curva em azul representa a Produção de Óleo Equivalente anual (expressa em MMboe), incluindo a produção de óleo, LGN, condensado e gás natural; Curva em verde representa o preço médio do barril de óleo equivalente (Brent US$/boe) por ano, desde 1983 até 2002 (Fonte dos dados: ANP, 2002). Em C, estimativa do número de poços exploratórios perfurados Vs. produção total de óleo equivalente por ano perfurado no Brasil. Em D, estimativa do número de poços exploratórios perfurados vs. produção total de óleo equivalente por ano perfurado no Brasil. 19

30 MANOELA LOPES CAPÍTULO II - INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA Análise dos Rounds 0,1,2,3 e 4 na Bacia de Campos Nº Blocos Concedidos ,0 Round 0 Round 1 Nº Blocos Oferecidos Round 2 Round 3 Nº de Bids Área Média dos Blocos Concedidos (M Km2) 2 1,9 1,8 1,9 1,7 1, ,1 22 Round 4 Somatório (Rounds 1 a 4) Somatório Total (Rounds 0 a 4) Área Média dos Blocos Oferecidos (M Km2) 1,2 2,2 1,8 1,8 1,8 Maior Bid/Km2 18,4 27,6 37,0 22,4 Maior Bônus de Assinatura (R$MM) 13,5 51,0 65,2 74,0 Bônus de Assinatura Total (R$ MM) 23,1 68,2 81,9 10 5,2 278,3 Área Total Concedida (M Km2) 1,6 7,3 5,8 6,7 13,2 34,6 34,6 Área Total Oferecida (M Km2) 7,0 6,9 13,0 15,9 56, Figura 2.3-3: Análise dos Rounds Zero, 1, 2, 3 e 4 na Bacia de Campos (Fonte dos dados: ANP, 2002) BREVE HISTÓRICO DE DESENVOLVIMENTO E PRODUÇÃO O Sistema de Produção Antecipada (EPS Early Production System) foi bastante utilizado (e com sucesso) em águas rasas e profundas pela Petrobras, como forma de antecipar a retirada do óleo e melhorar a performance de produtividade. Este sistema começou a ser utilizado desde o first oil (primeiro óleo) do primeiro campo a entrar em produção na bacia - Campo de Enchova em 1977 (produção através de um único poço 1-EN-01-RJS, com bopd conectado a uma plataforma semisubmersível, em uma lâmina d água de 120 m.) Após o primeiro EPS em Enchova, 20

31 MANOELA LOPES CAPÍTULO II - INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA vários outros foram instalados, realocados e desmobilizados. Melhorias foram introduzidas ao longo dos anos, tais como conversão completa das unidades de perfuração para unidades de produção. A maioria dos sistemas de produção em uso (ou planejados) na bacia são basicamente extensões do conceito original de EPS. O cenário típico mudou em relação àquela época devido principalmente às últimas significativas descobertas, pois além de serem muito maiores em tamanho e volume dos que as consideradas no começo de desenvolvimento e exploração da bacia, todas elas estão localizadas na região de águas profundas. Esses fatores demandaram sistemas muito mais complexos em termos de número de poços, capacidade de processamento, layout submarino e equipamentos e facilidades de produção. Em adição, cita-se a melhoria na tecnologia da sísmica 3D, a qual diminuiu a importância de se obter informações de reservatório dadas pelo antigo EPS. A principal conseqüência nesta mudança de cenário foi em caminhar na direção de sistemas pilotos e permanentes (desenvolvimento em módulos), apesar de algumas características de EPS terem sido mantidas (FRAGA et al, 2003). Como citado anteriormente, a partir da década de 80 90, a Petrobras redirecionou as atividades de exploração para águas profundas (acima de 400m), resultando principalmente na descoberta de campos gigantes, onde grandes investimentos e avanços tecnológicos foram necessários para poder desenvolvê-los. Como forma de explotação, foi adotado o "conceito de desenvolvimento modular", onde em um mesmo campo, projetos de produção são ativados em diferentes etapas. O resultado obtido em uma determinada fase de produção (módulo) é suposto prover informação, testar novos conceitos e permitir fluxo de caixa para financiar os estágios seguintes. A exploração em águas cada vez mais profundas teve um rápido índice de sucesso, e as operações efetuadas estabeleceram sucessivos recordes mundiais, onde várias tecnologias novas foram desenvolvidas e implementadas nas áreas de: perfuração e completação, perfilagem e controles de areia, sistemas de elevação artificial, árvores-de-natal, manifolds submarinos, ancoragem de unidades flutuantes, linhas flexíveis, recuperação secundária e terciária, workovers, etc. De acordo com Bruhn et al. (2003), dos 41 campos são encontrados na bacia entre 50 e 140 km da costa (lâminas d água variando de 80 a m), cerca de 37 estão sendo / foram desenvolvidos única e exclusivamente pela Petrobrás, e cerca de 4 campos estão sendo desenvolvidos em parceria com empresas estrangeiras e nacionais (Albacora Leste, Frade, Bijupirá & Salema). 21

32 MANOELA LOPES CAPÍTULO II - INFORMAÇÕES GERAIS DA BACIA Após mais de 2 décadas de operações contínuas, o sistema atual de produção compreende 13 plataformas fixas e 24 unidades flutuantes distribuídas entre estes campos, os quais atualmente respondem por mais de 80% da produção nacional de óleo e acima de 40% de gás. Tal evolução foi suportada por investimentos em exploração e produção, em tecnologia de água profunda e contínuo gerenciamento, utilizando a Bacia de Campos como um laboratório real, onde o risco foi alto - assim como o prêmio (FRAGA et al, 2003). 22

33 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO CAPÍTULO III CONTEXTO REGIONAL DA MARGEM SUDESTE BRASILEIRA No intuito de avaliar a prospectividade da Bacia de Campos e atribuir fatores de riscos exploratórios, é necessário entender primeiramente o arcabouço tectônico regional pré e pós-sal e a evolução das demais bacias salíferas da margem sudeste brasileira (Santos, Campos e Espírito Santo). Neste capítulo são revistas a história geológica e arquitetura regional destas bacias, as quais fazem parte da Margem Continental do Atlântico Sul do Leste Brasileiro. Cabe salientar que, assim como as similaridades, estas bacias apresentam diferenças, principalmente quando elementos geológicos mais detalhados são analisados. Será tratado aqui apenas o contexto geotectônico regional ORIGEM E EVOLUÇÃO DAS BACIAS DA MARGEM SUDESTE Evolução Tectono-Sedimentar Existe uma grande quantidade de publicações de autores brasileiros e estrangeiros sobre a origem e evolução da Margem Continental do Sudeste/Leste Brasileiro. De acordo com estes autores, a origem das bacias sedimentares localizadas nesta margem está estritamente relacionada à ruptura do Supercontinente Gondwana, com a separação e movimentação divergente entre as Placas Sulamericana e Africana e a subseqüente formação do Oceano Atlântico. A evolução das seções tectono-sedimentares típicas das bacias da margem sudeste consiste em várias fases de sedimentação associadas a diferentes períodos tectônicos, envolvendo três estágios distintos: rifte, transicional e drift (deriva). As seqüências sedimentares depositadas durante cada ciclo evolutivo são caracterizadas por fácies litológicas e estilos estruturais contrastantes. (i) O primeiro estágio, conhecido como rifte" ou "continental", corresponde aos primeiros falhamentos do Gondwana associados à extensão crustal e à evolução do complexo sistema rifte, sendo caracterizado pela significante atividade vulcânica procedidas pela deposição de seqüências continentais clásticas, fortemente influenciadas pelos próprios falhamentos normais de alto ângulo e rotação dos blocos do embasamento; 23

34 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO (ii) O segundo estágio intermediário conhecido como "transicional", sag, "golfo", "protoceânico", "evaporítico" ou "drift inicial", corresponde à relativa quiescência nas atividades tectônicas extensionais e vulcânicas, com deposição de clásticos e evaporitos, em lagos e mares restritos intercontinentais; (iii) O terceiro e último estágio conhecido como "drift", "marinho" ou "oceânico" corresponde ao afastamento contínuo da Margem Atlântica em relação à Cadeia Meso-Oceânica, caracterizada por sedimentos carbonáticos de águas rasas e uma espessa seção clástica de ambiente marinho franco depositados durante uma grande fase de subsidência termal, com importantes eventos de tectônica de sal e mudanças no nível do mar, além de eventos vulcânicos localizados, provavelmente controlados por reativação tectônica do embasamento Principais Teorias sobre a Formação das Bacias do Leste Brasileiro As margens continentais do tipo Atlântico são formadas, segundo o modelo da tectônica de placas, por distensão e rifteamento de uma porção da crosta continental, seguida de abertura oceânica. São classificadas como construtivas ou passivas (CASTRO, 1992) onde, com a evolução da separação continental, material crustal é adicionado (Mid Ocean Ridge Basalts MORB). Chang et al. (1990) descreveram, sucintamente, os principais conceitos adotados para explicar, no geral, a origem e os mecanismos de formação do rifteamento 1 destas bacias. Os trabalhos realizados e publicados na década de 70 e inicio dos anos 80, foram guiados pelo conceito de serem as plumas mantélicas os principais agentes de rifteamento. Estrella (1972) e Asmus & Porto (1972) foram os primeiros a apresentar a classificação das bacias marginais brasileiras no contexto da tectônica de placas e os trabalhos posteriores de Asmus & Pontes (1973) e Ponte & Asmus (1978) subdividiram a evolução das bacias em estágios tectônicos distintos - pré-rifte 2, rifte, proto-oceano e margem continental (CHANG et al., 1990). As interpretações genéticas dos primeiros estágios de desenvolvimento propostas por Asmus & Porto em 1980 (apud CHANG et al., 1990) foram baseadas nos modelos de Sleep (1971) e Milanovsky (1972), onde a margem brasileira havia sido dividida em 2 1 traduzida informalmente da palavra rifting 2 traduzida informalmente da palavra pre-rift 24

35 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO estilos de rifteamento: dômico e interdômico, de acordo com a presença de vulcanismo e ausência de sedimentos pré-rift (estes estilos podem ser traduzidos para rifteamento ativo ou passivo). Nas bacias de Santos e Campos, estes autores aventaram para existência de uma fase intumescente, antecendente aos rifteamentos propriamente ditos, denominada região dômica (CASTRO, 1992). Nos trabalhos publicados na década de 80 e inicio dos anos 90, observa-se o domínio dos conceitos estabelecidos por White & Mackenzie (1978), no qual prevalece uma gênese passiva para os riftes, considerando-se um estiramento de âmbito litosférico, promovido pelas forças de limites de placas e variações na forma do estiramento, uniforme ou não uniforme, poderiam determinar as principais diferenças estruturais dos riftes (SILVA, 1995). Moriak & Dewey (1987) aplicaram o conceito do modelo de Mckenzie na Bacia de Campos, associando o estiramento litosférico à subida passiva de uma astenosfera anomalamente quente, para explicar o intenso vulcanismo da margem sudeste brasileira. De acordo com Mohriak et al. (1994), os primeiros modelos geodinâmicos invocados para descrever a formação das bacias, baseados na atividade precursora de hot spot causando soerguimento dômico e erosão, deveriam produzir significante quantidade de detritos erosionais, os quais não são observados nas regiões periféricas das bacias, além do fato de que na maioria das bacias do Brasil e África os sedimentos pré-rifte foram preservados durante o rifteamento neocomiano. Segundo estes autores, os dados geológicos não suportam domeamento e erosão como mecanismos de rifteamento. O modelo geodinâmico das bacias proposto pelos mesmos envolveria: uma primeira fase (rifte), de subsidência acelerada, caracterizada por falhamentos normais e tectônica de blocos, formando horsts e grábens 3, como conseqüência da resposta isostática do estiramento; e uma segunda fase (pós-rifte 4 ou drift) subsidente, conseqüência da contração térmica da litosfera. O basculamento da margem e a conseqüente tectônica de sal foram ativados por este mecanismo (FIGUEIREDO et al., 1983 apud CASTRO, 1992). Este modelo foi o mais utilizado para explicar o desenvolvimento das bacias marginais brasileiras. Sua aplicação para margem continental sudeste confirmou que o estiramento uniforme e não-uniforme da litosfera, associado à 2 estágios de subsidência (abatimento isostático seguido por contração termal), amplificados pela sobrecarga dos sedimentos, explicariam o padrão evolutivo das bacias (MOHRIAK et al., 1990; CHANG et al., 1990; CASTRO, 1992; SILVA, 1995; CHANG et al., 1988). 3 traduzida informalmente da palavra graben 4 traduzida informalmente da palavra post-rift 25

36 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO Apesar da existência de grande número de dados e dos diferentes modelos propostos sobre as bacias da margem sudeste, a origem das mesmas ainda não é completamente compreendida. Entretanto, é de comum acordo que a estrutura do embasamento Pré-Cambriano exerceu um forte controle nestas bacias (CHANG et al, 1990). A ruptura foi facilitada pelo rifteamento do terreno Pré-Cambriano e, em particular, pela reativação das linhas de fraqueza, tais como zonas de cisalhamento e empurrões (MOHRIAK et al., 1990). A distribuição espacial das províncias précambrianas com diferentes comportamentos reológicos (áreas cratônicas, cinturões móveis adjacentes e zonas de suturas) determinou as zonas limítrofes das bacias, assim como altos estruturais entre elas (BRUHN, 1993).. Estas províncias exerceram também controle sobre os compartimentos sujeitos à um estiramento diferencial e também determinaram a orientação das estruturas dentro das bacias (CHANG et al, 1990), conforme será visto adiante PRINCIPAIS EVENTOS DA TECTÔNICA DE PLACA Província Encaixante dos Riftes do Mesozóico O território brasileiro apresenta uma longa e intensa história geológica (ALMEIDA, 1981 apud MEISLING et al., 2001), consistindo em áreas cratônicas précambrianas cercadas por cinturões móveis, os quais foram soldados durante a Orogênese Brasiliana (Pan-Africano). A maioria dos cinturões foi vitima de múltiplos episódios de deformação. O cinturão móvel no sudeste do Brasil foi formado em transpressão dextral onde, no centro, estão as zonas de cisalhamento de direção nordeste. Durante o Paleozóico Inferior - Mesozóico Médio, uma sucessão de amplas bacias intracratônicas se desenvolveu ao longo destes cinturões peneplanizados do Gondwana (MESLING et al, 2001). Durante o Mesozóico, o amplo rifteamento sofrido pelo Gondwana aconteceu predominantemente sobre os domínios deste antigo Cinturão Orogênico do Brasiliano e atuou na sua porção sudeste, conhecida como Faixa Ribeira (Província Tectônica da Mantiqueira), para dar origem às bacias da margem continental sudeste (CORDANI et al., 1979 apud SILVA, 1995). Estruturas do Cretáceo Inferior e mais antigas da Faixa Ribeira e das bacias da margem continental sudeste foram reativadas, durante o Cretáceo Superior e Terciário. 26

37 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO Rifteamento e Abertura do Atlântico Sul O sistema rifte foi formado no Jurássico - Cretáceo Inferior e levou à abertura do Atlântico Sul. A cronologia entre os estágios evolutivos da margem continental e o inicio do espalhamento do fundo oceânico ainda não está bem estabelecida devido principalmente, à ausência de anomalias magnéticas entre o Aptiano e Campaniano à norte da Cadeia de Walvis - São Paulo. É reconhecido que a crosta oceânica estava definitivamente desenvolvida no Albiano mas a sua existência antes deste período é questionável. A controvertida natureza da mesma abaixo do Platô de São Paulo (PSP), feição assimétrica marcante da margem continental, ainda é tema de debate (CASTRO, 1992). Apesar da idade precisa do início e seqüência do rifteamento, assim como da abertura e espalhamento do oceano serem assuntos de debates e controvérsias, é de comum acordo que a fase principal do rifteamento foi iniciada no sul e se propagou para norte (MEISLING et al, 2001). O rifteamento começou na porção mais ao sul da África do Sul no Triássico Superior - Jurássico Inferior ( Ma), propagou-se ao longo na margem norte da Argentina no Jurássico Médio (170 Ma) e expandiu-se para margem brasileira na altura de Florianópolis durante o Hauteroviano. A principal fase de rifteamento nas Bacias de Santos e Campos foi iniciada no Hauteroviano Barremiano ( Ma), possivelmente seguindo uma precoce fase vulcânica (MEISLING et al., 2001). De acordo com Mesling et al. (2001), o início do espalhamento do fundo oceânico do Atlântico Sul também foi progressivo, de sul para norte. Do lado africano, o espalhamento começou na Bacia do Cabo durante o Hauteroviano Inferior (130 Ma), na Bacia Walvis (conjugada da Bacia de Pelotas) durante Aptiano Inferior (120 Ma) e na Bacia da Namíbia (conjugada ao Sul da Bacia de Santos) durante o Aptiano Superior (113 Ma). Similarmente, de acordo com os dados da margem continental brasileira apresentados por Chang et al. (1992), a evolução da Placa Sul-Americana não foi síncrona em toda sua extensão. De acordo com Chang et al. (1992), enquanto a área do PSP se estirava, em frente à Bacia de Santos, mais a sul já se tinha crosta oceânica formada. Separando estas 2 regiões (crosta continental a norte e oceânica a sul) foi formada uma expressiva zona de fratura Zona de Fratura de Florianópolis (ZFF). Estes autores acreditam que a crosta oceânica, acima da ZFF, foi instalada durante o Aptiano Superior/Albiano. O eixo de espalhamento, que estava a meio caminho entre um continente e o outro ao sul do PSP, (entre as bacias de Pelotas e Namíbia), não continuou neste alinhamento (Cadeia Vulcânica Avedis). Ao invés, em frente à Bacia de Santos, ele passou a se formar no extremo leste do rifte, junto ao continente 27

38 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO africano - e neste local promoveu o espalhamento oceânico (DEMERCIAN, 1996). Uma das conseqüências disso foi que o Platô ficou anexado no continente sulamericano, não encontrando similar do lado africano - reforçando a sugestão deste pacote ter sido arrancado daquela costa. À norte do Espírito Santo, a bacia evaporítica foi separada em 2 porções conjugadas. Cabe salientar que, a transição rifte deriva (rift-drift) parece não ter sido simultânea ao emplacement (instalação) da primeira crosta oceânica nesta região (CHANG et al., 1990; DIAS, 1992). Chang et al. (1990) identificaram uma defasagem de 5 Ma entre o final do rifteamento (Eo-Alagoas) e à implantação da primeira crosta oceânica (Aptiano Superior / Albiano Inferior) nas bacias da margem leste/sudeste brasileira. Uma possível explicação para este descompasso seria que, os esforços distensivos, antes espalhados por toda a largura do rifte, passaram a focalizar, gradativamente, no eixo onde, mais tarde, se daria a ruptura do continente (CHANG et al., 1992; apud DEMERCIAN, 1996) Magmatismo De acordo com vários autores, o início do rifteamento da margem sudeste na porção ao sul da ZFF foi contemporâneo à imensa quantidade de basalto extravasado ( Ma) na Bacia do Paraná e na Província de Entendeka, na Namíbia. De acordo com Mizusaki et al. (1988), os grábens 5 offshore de Campos e Santos foram preenchidos com basaltos sin-rifte 6 do Paraná. No trabalho de 1992 (apud SILVA, 1995), Mizusaki et al. passaram a admitir uma contribuição de pluma mantélica do tipo Tristão da Cunha, para a origem dos basaltos do Cretáceo Inferior nas respectivas bacias mencionadas. Vários autores (apud SILVA, 1995), dentre eles White & Mackenzie (1989) e Wilson (1993), consideram que o magmatismo do Paraná e a abertura do Atlântico Sul estão relacionados a uma interação plumática, a qual é considerada como conseqüente, e não como causadora do grande rifte. Segundo Wilson (1993), as principais forças motrizes do rifteamento deveriam ser atribuídas às forças de limites de placas, enquanto as plumas de Santa Helena / Tristão da Cunha teriam influenciado no enfraquecimento da litosfera continental, ao longo da linha de desenvolvimento do rifte. De acordo com o trabalho apresentado (apud SILVA, 1995) por White e Mackenzie (1989), ambos os derrames basálticos, do Paraná e Entendeka, são provenientes da ação de um hot spot sob uma litosfera continental 5 traduzida informalmente da palavra graben 28

39 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO muito estirada. Estes autores acrescentam ainda que a história evolutiva da Cadeia de Walvis é resultante da interação entre os movimentos das placas litosféricas e da Pluma Tristão da Cunha. Mesling et al, (2001) também atribuem este magmatismo do Paraná ao hot spot (ou pluma mantélica) de Tristão da Cunha, onde o derrame de basalto progrediu para margem, construindo uma emergente cadeia vulcânica (Arco de Torres) ao longo da ZFF e também cobriu parte das Bacias de Santos e Campos na época do inicio do rifte. Segundo estes autores, o hot spot migrou do sul da Bacia de Santos ao longo da crosta oceânica do Atlântico Sul, até sua atual localização, a Ilha de Tristão da Cunha, deixando no caminho um rastro de platôs basálticos, incluindo a Elevação de Rio Grande e a Cadeia de Walvis. Sleep (1998) sugeriu que vulcanismo extrusivo pode ocorrer a distâncias acima de km de hot spot ativo devido à fusão litosférica e migração de longa distância do magma para superfície através de zonas de fraqueza crustal. Durante o Cretáceo Superior e Terciário, a região costeira e as bacias offshore da margem leste foram profundamente afetadas por eventos magmáticos alcalinos e toleíticos, formando diferentes feições fisiográficas (item 3.5), onde várias interpretações foram propostas por diversos autores. Anomalias térmicas induzidas por hotspots e zonas de fraturas foram invocadas para explicar esses eventos magmáticos tardios (CHANG et al., 1990). De acordo com Mesling et al. (2001), a Margem Atlântica Brasileira foi afetada por segunda pluma mantélica, conhecida como hot spot de Trindade. Interpretaram que este pulso foi originado abaixo do interior do continente sul-americano, gerando magmatismo alcalino no sudeste do Brasil o qual, geoquimicamente falando, é indistinguível do magmatismo basáltico de ilhas oceânicas e que a progressão para leste das feições mais novas originadas pelo hot spot é provavelmente resultante do movimento da placa sul-americana para oeste. Segundo estes autores, o hot spot cruzou a margem passiva brasileira ao longo da margem rifteada 7. Desde então, o mesmo vem construindo uma cadeia vulcânica de montes submarinos até sua presente localização na ilha vulcânica ativa de Trindade e Martin Vaz Figura Cobbold et al. (2001), interpretam as intrusões ígneas como atividade de hot spot e reativação de falhas. Estes autores acreditam que estas intrusões foram introduzidas em jogs dilatacionais durante pulsos de reativação nas zonas de transferências em uma crosta termicamente enfraquecida. Estes mesmos autores também descrevem a região sudeste de Cabo Frio (CF), onde as rochas vulcânicas 6 traduzida informalmente da palavra syn-rift 7 traduzida informalmente da palavra rifted 29

40 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO eocênicas são intercaladas com rochas sedimentares pós-rifte, como montes vulcânicos bastante similares em forma, tamanho e composição com as rochas intrusivas alcalinas onshore. Acreditam também que estas rochas vulcânicas estejam situadas entre 2 zonas de transferência principais, sugerindo que a atividade vulcânica offshore é uma manifestação de reativação terciária, associada à atenuação termal do hot spot Trindade. Figura : Mapa do Atlântico Sul e continentes adjacentes mostrando as principais feições baseadas nas anomalias gravimétricas de altimetria de satélite (Fonte: SANDWELL & SMITH, 1995, apud MESLING et al., 2001). Cobbold et al. (2001) atribuíram estes eventos aos pulsos reativadores das estruturas do Cretáceo Inferior e mais antigas, devido à atuação do hot spot em conjunção com os eventos de reflexo trans-placa (dos Andes), gerando também na margem passiva elevação costeira, aumento no suprimento de sedimentos, mudança no padrão de drenagem, aumento na tectônica de sal, criação de novos caminhos de migração e vulcanismo offshore. Dada a sua importância, a reativação da margem rifteada será detalhada no item a seguir. Thompson et al. (1998) correlacionaram o trend das rochas alcalinas de Poços de Calda-Cabo Frio (PC CF) ao hot spot de Trindade, devido à sua proximidade geográfica. Estes autores, entretanto, interpretam que o rastro do hot spot teve uma 30

41 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO influência termal neste magmatismo, porém reforçam que o próprio hot spot não contribuiu diretamente para formação de tal magmatismo. Thomaz Filho & Rodrigues (1999), ao analisarem o alinhamento de rochas de PC CF, concordaram com alguns pesquisadores, quanto à sua origem estar relacionada ao deslocamento da placa sul-americana sobre um hot spot - cujo importante argumento para tal proposição seria o decréscimo das idades radiométricas K/Ar de oeste para leste. Paralelamente, estes autores também admitiram a hipótese de que o referido alinhamento teria sua continuidade na Cadeia Vitória-Trindade (CVT). Para que este deslocamento tenha ocorrido, Thomaz Filho et al. (2002) propuseram uma rotação de cerca de 15º, no sentido horário, da Placa Sul-Americana. O hot spot teria atingido o limite leste do continente sul-americano na região de CF no Eoceno (40-50 M.a.) e, concomitantemente com o seu deslocamento para o limite oeste da CVT, teriam ocorrido importantes eventos tectônicos e magmáticos (ex. Alto de Cabo Frio e o Arquipélago de Abrolhos). Estes autores ressaltam também que a provável trajetória do hot spot, em seu deslocamento de CF para a CVT, coincide com o alinhamento, na direção nordeste, do prolífico trend dos campos produtores de petróleo da Bacia de Campos sugerindo a influência desses vulcanismos nos processos de geração e acumulação de petróleo na bacia Figura Figura : Alinhamento de rochas alcalinas Poços de Caldas Cabo-Frio (RJ) e a sua possível continuidade na Cadeia Vitória - Trindade (Fonte: THOMAZ FILHO & RODRIGUES, 1999). 31

42 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO Ressalta-se apenas que as datações têm uma margem de erro incluída e que ainda não são claras a origem e a correlação dos eventos magmáticos ocorridos no tempo e espaço. É importante destacar que estes eventos associados - direta ou indiretamente a este hot spot e/ou as zonas de transferência e/ou fratura, tiveram um impacto na evolução das Bacias de Campos, Santos e Espírito Santo no Cretáceo Superior e Terciário Reativação durante o Cretáceo Superior / Terciário Embora sejam conhecidas nas placas sul-americana e africana, várias manifestações vulcânicas e tectônicas decorrentes de reativação em tempos pósgondwanicos, as mesmas são ainda, relativamente, pouco estudadas - principalmente na costa leste brasileira. Um fator que dificulta o estudo da reativação ocorrida após a ruptura continental, é a superposição do evento reativador com o evento modelador halocinético. A halocinese, iniciada na fase de contração termal e subsidência das bacias e com ação prolongada até o recente, promove grandes modificações estruturais e condiciona relações estratigráficas nos sedimentos mais novos, dificultando sua separação da de outros eventos, tais como possíveis reativações tectônicas, contemporâneas ou não à sedimentação (SILVA, 1995). Apesar da difícil caracterização do(s) pulso(s) reativador(es) e do seu respectivo tempo de atuação (ex. ausência de dados e datações acuradas), foram reunidas evidências que mostrassem, direta ou indiretamente, atividades tectônicas nas bacias da margem sudeste durante o Cretáceo Superior e Terciário dado o amplo contexto geotectônico que estas fazem parte (SILVA, 1995). Apesar de não haver produção de hidrocarbonetos onshore, as evidências são fundamentais para demonstrar o estilo e timing (sincronismo) das reativações pós-rifte. Dentre as principais evidências, de caráter direto e indireto, citam-se: Sismicidade Onshore: de acordo com catálogos de terremotos, a sismicidade profunda está concentrada na margem andina ativa. Entretanto, eventos crustais de menor magnitude são espalhados pelas áreas cratônicas, especialmente nas áreas mais altas entre os Andes e o sudeste do Brasil (COBBOLD et al., 2001). O estudo de mecanismos focais de terremotos indica que o bloco continental do Leste Brasileiro se encontra, no momento, em compressão (ASSUMPÇÃO et al., 1985, apud CHANG et al.,1990). 32

43 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO Magmatismo: Atividades ígneas toleíticas e alcalinas foram constatadas na margem continental do Espírito Santo e no centro-leste do Brasil, entre Campaniano Eoceno (PORTO & ASMUS 1972 apud SILVA, 1995). Nas bacias de Campos e Santos, vulcanismos básicos também foram datados entre Campaniano Eoceno (MISUZAKI et al., 1992).Vulcanismo alcalino, de idade 53Ma (Eo/Meso-eoceno) foi constatado em Cabo Frio (SILVA, 1995). Vulcanismo básico, de idade 50Ma (Eo/Meso-eoceno) foi constatado na plataforma continental de Cabo Frio (Mohriak et al, 1990). Lavas ankaramiticas foram datadas em 43 Ma (Meso/Neo-eoceno) na Bacia de Volta Redonda (SILVA, 1995; COBBOLD et al., 2001). Topografia, Drenagem e Falhas Ativas Onshore: O padrão da topografia e drenagem no sudeste do Brasil apresentam evidências de soerguimento recente de montanhas, falhamento de blocos e captura de rios (COBBOLD et al., 2001), todos os quais são sintomático de atividades tectônicas (vide item 3.5.2). Padrões e Taxas de Sedimentação Offshore: O rejuvenescimento topográfico das cabeceiras (Faixa Ribeira) durante o Terciário redirecionou o sistema de drenagens para o norte da Bacia de Campos (ver item 3.4.2), enquanto que no sul de Campos e norte de Santos (região da Plataforma de Cabo Frio), a sedimentação era bem menos expressiva (SILVA, 1995). Carminatti (1988) descreve que, na Bacia de Campos, a transição entre o estilo retrogradante no Cretáceo Superior e progradante no Terciário ocorreu, provavelmente, com as reativações tectônicas sofridas pela Placa Sul-americana (alterações nas áreas-fontes) durante o Eoceno/Paleoceno (vide item 4.2). Bacias Terciárias Onshore: uma série de bacias continentais tafrogênicas foi desenvolvida na porção onshore, nos estados de Rio de Janeiro e São Paulo (vide item 3.5.2). Linha de Costa: região sudeste brasileira é a única porção leste da América do Sul que possui linha de costa na direção leste/nordeste-oeste, entre as latitudes 25º e 23º S (SZATMARI & MOHRIAK, 1995). Morfologia Offshore: na região de Campos, a plataforma continental forma uma saliência em forma de V, onde a maioria dos campos produtores está localizada na borda desta saliência. Alinhamentos: lineamentos onshore de orientação nordeste (N20º/30ºE) são os mais visíveis e predominantes (imagens de satélite e magnetometria) os quais, aparentemente, são pré-cambrianos e representam a textura do arcabouço básico e subjacente a tudo. Lineamentos de orientação nordeste, mais 33

44 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO deitados (N50º/70ºE), também estão presentes, destacando-se o Vale do Rio Paraíba do Sul e as bacias terciárias. Ainda são visíveis os famosos lineamentos de orientação noroeste (cerca de N50º/60ºW), já identificados na Bacia do Paraná e na Bacia de Santos, principalmente. Além de cortar várias estruturas pré-cambrianas de orientação nordeste, estes lineamentos foram utilizados para encaixar os diques de Ponta Grossa (cerca de 130 Ma) e foram considerados como zonas de transferência neocomiana por alguns autores. Lineamentos oeste/noroeste-leste/sudeste de rochas ígneas do Cretáceo Superior e Terciário também estão presentes on e offshore. Segundo Carminatti, praticamente todos os elementos estruturais (calhas e cânions) responsáveis pelo transporte dos sedimentos da plataforma rasa para o talude e planície abissal na Bacia de Campos, independente da época em que atuaram, obedeceram a direção preferencial dos lineamentos noroeste e dirigiram-se para sudeste. Lineamentos leste-oeste, que também cortam estruturas mais antigas, são os menos visíveis e mencionados até o momento, porém, até certo ponto, são os mais óbvios, como a linha de costa em frente da Serra do Mar já mencionada. Falhamento Offshore: falha normal terciária cortando o embasamento, seção rifte e pós-rifte até o Oligoceno na região de águas rasas de Campos foi reportada por Guardado et al., (1990). Uma série de falhas de alto ângulo (com componente strike-slip?) que cortam as seções pré e pós-rifte, foram reportadas por Mohriak, et al. (1990a) na mesma região. Tectônica Salífera: em vários locais, feições supra-sal ocorreram preferencialmente ou coincidentemente acima de grandes falhas do embasamento (COBBOLD et al., 2001) ex. kinks na base da camada evaporítica (vide item 3.4). Uma outra questão a ser mencionada também é a possível ligação que possa existir entre a ocorrência dos turbiditos depositados durante o evento regressivo (até então relacionados às mudanças do nível do mar e halocinese) com a reativação do embasamento e das feições supra-sal da porção offshore (vide item 4.2). Carminatti (1988) sugere que reativações tectônicas do embasamento tenham sido importantes no sentido de detonar a halocinese. Cobbold et al. (2001) acreditam que o evento detonador esteja relacionado à reativação e conseqüente elevação de feições ou antigos altos estruturais do embasamento (ex. saliência de Campos). De acordo com Chang et al. (1990), o bloco continental do Leste brasileiro encontra-se em compressão, sendo compatível com a noção de que o bloco 34

45 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO continental esteja sofrendo um empurrão vindo de leste, provocado pela cadeia Meso- Atlântica, e um bloqueio por um ambiente de subducção do lado oeste. Esse campo de esforços devem ter competido com o basculamento da margem na direção do mar. Estes autores sugerem que talvez esse estado de tensão venha ocorrendo desde o inicio do espalhamento do fundo oceânico do Atlântico Sul. Szatmari & Mohriak (1995) interpretaram que o padrão tectônico pós-rifte observado no sudeste do Brasil pode ser considerado como um modelo simples de placa, baseado também no empurrão da Cordilheira Meso-Atlântica equiparado pela subducção e compressão ao longo da margem andina. O modelo apresentado por estes autores sugere reativação do trend leste/nordeste da zona de cisalhamento da região sudeste brasileira (Proterozóico Superior) pelo empurrão da cordilheira, ocasionando uma leve rotação da margem continental entre a zona de cisalhamento e a própria cordilheira, conforme a mesma foi sendo empurrada contra o continente. Desta forma, o deslocamento da margem continental teria resultado em: extensão horizontal longo da Cadeia Vitória - Trindade, facilitando o vulcanismo; compressão ao longo da Elevação de Rio Grande; e um complexo interplay de transpressão e transtensão ao longo da zona de cisalhamento reativada. Cobbold et al. (2001) interpretam que as estruturas do Cretáceo Inferior e mais antigas foram reativadas durante o Cretáceo Superior e Cenozóico, como resultado do esforço nos Andes e a atividade de hot spot, conforme mencionado anteriormente. Estes autores pregam que os dados disponíveis da região sudeste do Brasil apontam para um modelo de reativação transpressional ou transtensional em uma área que foi suavizada pelo magmatismo de hot spot. Baseados em algumas das evidências onshore e offshore descritas acima, estes autores sugeriram que a margem sudeste tenha sido reativada em 3 fases ou pulsos principais (Cretáceo Superior, Paleogeno e Neogeno), os quais coincidem com as fases da Orogênese Andina Peruviano (90 75 Ma), Incaico (50 40 Ma) e Quenchuan (25 0 Ma) cuja direção de convergência foi obliqua no Paleogeno e ortogonal no Neogeno. De acordo com estes autores, a primeira fase, no Cretáceo Superior ( Ma), é caracterizada principalmente pelo soerguimento da Serra do Mar, pela acelerada subsidência na Bacia de Campos, pelo inicio da tectônica de sal ( Ma) e pelo início do magmatismo alcalino (90 Ma). A segunda fase, no Paleogeno (70 25), é caracterizada pelo soerguimento da Serra do Mar (70 50 Ma), pela sedimentação continental depositada nas bacias terciárias onshore (70 30 Ma) e pelo decréscimo no suprimento de sedimentos na Bacia de Santos (55 Ma), pelo magmatismo contínuo (70 50 Ma) e pelo vulcanismo na região do Alto de Cabo Frio e Platô Abrolhos no Eoceno. A terceira fase, no Neogeno (25 0 Ma) é caracterizada pelo soerguimento e falhamento das montanhas 35

46 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO costeiras, pela inversão das bacias onshore e pela redistribuição dos sedimentos na Bacia de Campos. O elegante modelo de reativação da margem sudeste proposto por Cobbold et al. (2001) sugere que o sentido geral do movimento como um todo tenha sido lateraldextral, onde as falhas extensionais neocomianas foram reativadas no modo lateraldextral, enquanto as falhas de transferência foram reativadas no modo lateral-sinistral - cujas falhas e blocos entre elas teriam sido rotacionados no sentido horário em eixos verticais (efeito dominó). De acordo com estes autores, a reativação proposta pode ser considerada como uma das possíveis explicações na mudança de orientação das zonas de transferência de direção noroeste-sudeste na crosta continental estirada em relação às falhas transformantes leste-oeste na crosta oceânica (vide itens e 3.3.3). Apesar da existência de um grande número de teorias e dados sobre as bacias da margem sudeste, além de algumas publicações sobre reativações nesta margem, estes não são suficientes para confirmar, com precisão, qualquer um dos modelos e mecanismos apresentados até o momento para explicar o soerguimento costeiro, magmatismo onshore e offshore, algumas feições fisiográficas, dentre outros eventos - e se os mesmos estão (ou não) inter-relacionados. A análise dos dados contidos na literatura mostra que a região sudeste do Brasil (onshore e offshore), principalmente envolvendo a Faixa Ribeira e as bacias sedimentares eocretácicas do sudeste, apresenta-se instável tectonicamente desde o Cretáceo Superior. Este presente trabalho compartilha da teoria de que as evidências acima listadas estão relacionadas, diretamente ou indiretamente, à reativação da margem durante a fase pós-rifte, conforme descrita anteriormente por outros autores. Na verdade, acredita-se que o embasamento pré-cambriano (empurrões do Brasiliano) tenha sido reativado 2 vezes: no Cretáceo Inferior (Neocomiano), durante a fase extensional; e no Cretáceo Superior e Terciário, sendo reativada em pulsos. Entretanto, ressalta-se que os diferentes mecanismos, modelos e direções da reativação das estruturas do Cretáceo Inferior (e mais antigas) durante o Cretáceo Superior e Terciário vêm sendo propostos somente de maneira qualitativa, carecendo de uma análise mais rigorosa de sua viabilidade, de forma a estabelecer os campos de esforços atuantes e sua interação no tempo e no espaço (e definir principalmente as relações causa efeito ). Seja qual for a abrangência real dos eventos descritos acima (mesmo que alguns deles possam ser considerados como episódios separados), fica manifesta a atuação dos pulsos de reativação durante o Cretáceo Superior e Terciário. 36

47 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO 3.3- ARQUITETURA RIFTE Principais Anomalias A observação dos mapas estrutural (Capítulo IV) e gravimétrico permite uma análise das principais feições estruturais da fase rifte. No mapa gravimétrico regional offshore das bacias salíferas apresentado por Mesling et al. (2001) Figura , pode-se observar próximo da costa (a aproximadamente 70 km) uma faixa de anomalias positivas fortes, com cerca de 50 km de largura e de direção predominantemente nordeste-sudoeste. Esta faixa, em geral, apresenta-se contínua porém significante deslocamento (offset) pode ser observado. Na região de Cabo Frio esta faixa comporta-se obliquamente em relação à costa e, na região sul da Bacia de Santos, tanto a faixa quanto a costa possuem direção norte-sul. Mohriak et al. (1990), Mohriak & Dewey (1987) e Cobbold et al. (2001) interpretam esta anomalia na Bacia de Campos como elevação de Moho. Mesling et al. (2001) compartilham da mesma interpretação, porém inferem a continuação do soerguimento de Moho na Bacia de Santos, através da analogia com a Bacia de Campos Figura Com base no mesmo mapa Figura , pode-se observar a 300 km da costa uma segunda faixa de anomalias positivas (não tão bem definida quanto a primeira), de direção norte/nordeste-sul/sudoeste, entre 80 e 150 km de largura. Segundo Meisling et al. (2001), esta faixa nas linhas sísmicas regionais coincide com áreas interpretadas como rochas vulcânicas do embasamento cobertas por fina camada de evaporitos. Um bom exemplo destas anticlinais seria a Cadeia Vulcânica Avedis mapeada por Demercian (1996) no sul da Bacia de Santos como um alto présal. De acordo com este autor, a cadeia estava eqüidistante da costa brasileira e africana e que o rifteamento continental se concentrava nela, porém o oceano não chegou a se formar nesse ponto, mas deixou uma cicatriz, uma apófise no Platô de São Paulo a própria Cadeia vulcânica Avedis. Mesling et al. (2001) sugerem que esta segunda faixa inteira de anomalias positivas represente este centro de espalhamento mal sucedido ( abortado ), e não somente a faixa na porção sul de Santos. Entre estas 2 faixas de anomalias positivas descritas acima, existe um domínio de anomalias negativas (de aproximadamente 300 km de largura), o qual coincide com o eixo principal do sistema rifte em Campos e Santos. Este domínio é formado por várias faixas de direção nordeste-sudoeste, as quais são correlacionadas aos 37

48 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO meio-grábens 8 (visíveis nas linhas sísmicas em Campos) preenchidos pela seqüência sedimentar depositada na fase rifte. Na Bacia de Santos, a maioria das falhas que bordejam os meio-grábens mergulha em direção à costa. Em contraste, na região central de Campos, a maioria das falhas extensionais mergulha em direção à bacia (MEISLING et al, 2001) Figuras e A orientação principal destas falhas é nordeste-sudoeste (vide item 4.3), coincidente com os lineamentos evidentes no embasamento Pré-Cambriano adjacente (vide item Figura ), sugerindo que o falhamento extensional reativou zonas de fraqueza crustal preexistentes. Figura : Mapa de anomalias gravimétricas das bacias de Santos, Campos e Espírito Santo. Principais faixas de anomalias foram interpretadas como Soerguimento de Moho (MU) e Cadeia de Espalhamento Abortada (FS). Linhas tracejadas em preto identificam algumas das principais zonas de transferência e linhas tracejadas em azul representam as falhas transformantes da cadeia oceânica. Barra de cores mostra valores de anomalias residuais em mgal (Fonte: MESLING et al., 2001). 8 traduzida de half-gráben 38

49 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO Figura : Mapa das principais províncias estruturais relacionadas à arquitetura rifte nas bacias de Campos e Santos. Direção de extensão leste-oeste (setas vermelhas grandes) é derivada da reconstrução da tectônica de placas no início do estágio da abertura do Oceano Atlântico. Principais feições estão representadas pelo Arco de Torres (TA), Alto de Badejo (BH) e Platô de Abrolhos (AP). Linhas 39

50 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO tracejadas indicam as zonas de transferência inferidas da seção rifte (Fonte: MESLING et al., 2001). De acordo com Dias (1992), assumindo-se as linhas de charneiras como limite oeste e o extremo leste do PSP como limite leste do rifte (ver item 3.3.3), pode-se inferir uma largura para o rifte atlântico de 700 km na porção sul, estreitando-se para o norte até atingir cerca de 250 km. São larguras consideráveis mesmo se fossem levados em conta os km de extensão total do rifte na margem leste brasileira Zonas de Transferência De acordo com McClay et al. (2002), vários riftes apresentam mudanças na polaridade das falhas extensionais ao longo do strike e deslocamentos dos grábens e depocentros ao longo do eixo do rifte. As bacias produzidas por rifteamento oblíquo e ortogonal são definidas por sistemas de falha de borda paralelas ao eixo do rifte e por sistema de falhas intra-rifte, as quais são sub-perpendiculares à direção de extensão. A segmentação da margem do rifte aumenta com o aumento na obliqüidade do eixo do próprio rifte, resultando no conseqüente aumento de deslocamento nos sistemas de falhas intra-rifte. Segundo estes autores, modelos de riftes são caracterizados por falhas de borda altamente segmentadas e por deslocamento de sub-bacias na zona do rifte. Entretanto, cabe salientar que a estrutura detalhada e a evolução cinemática destas mudanças de polaridade do rifte e desenvolvimento de zonas de transferência ou acomodação são pobremente entendidas Figura

51 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO A B C Figura : Modelo teórico (análogo) de rifteamento obliquo (60º) apresentado por McClay (2002), utilizado neste trabalho para explicar a origem de algumas das feições observadas na arquitetura rifte da margem sudeste brasileira, principalmente na mudança de vergência de falhas e as respectivas zonas de transferência formadas. Em A, diagrama mostrando o padrão das falhas em planta, após 8,5 cm de extensão. Em B, seções em serie através do modelo de rifteamento obliquo localização das seções está indicado em A. Em C, detalhe do modelo análogo. 41

52 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO Modelagens gravimétricas e de subsidência tectônica realizadas ao longo da margem sudeste brasileira sugerem que cada bacia foi sujeita, individualmente, a graus de estiramento distintos. As diferenças entre as várias bacias foram compensadas por zonas de transferência (CHANG et al., 1990), que podem ser expressas por deslocamentos observáveis no traçado das feições offshore. De acordo com Mesling et al. (2001), zonas de transferência (transfer zones) podem ser inferidas a partir de mapas do embasamento, principalmente em Campos. Entre estas zonas, falhas extensionais possuem traços sigmoidais. Mais genericamente, as falhas extensionais tendem a mudar sua vergência ao longo das zonas de transferência, compartimentalizando a margem em sub-bacias. Comumente, a expressão destas zonas em subsuperfície são falhas de alto ângulo ou estruturas em flor (MESLING et al, 2001). Na margem sudeste, tratada aqui neste capítulo, todas as 3 faixas principais de anomalias (negativa e positivas) apresentam deslocamento lateral ao longo de zonas lineares, de direção oeste/noroeste-leste/sudeste (O/NO-E/SE), interpretadas como típicas de zonas de transferência, desenvolvidas durante o rifteamento no Neocomiano (MESLING et al, 2001). Estas zonas podem ser traçadas continuamente nas bacias porém a quantidade de deslocamento aparente não é constante ao longo de cada zona. Próxima do limite leste da crosta continental, as zonas de transferência tornam-se alinhadas com as falhas transformantes da cadeia oceânica, as quais possuem direção leste-oeste ao longo do Atlântico Sul. Figuras e Mesling et al (2001) atribuem a origem das zonas de transferência à uma direção paralela ou quase paralela à direção horizontal principal da extensão. Neste caso, segundo estes autores, a direção da extensão em Campos, Santos e Espírito Santo teria sido perpendicular ao eixo principal de rifteamento em Campos e sul de Santos e obliqua ao eixo do rifte na porção norte de Santos e na área de Cabo Frio - atestando desta forma, que o rifteamento foi obliquo neste trecho, assumindo-se uma extensão leste-oeste. Entretanto, as possíveis razões pelas quais as falhas de transferência não estão paralelas à direção de extensão (Figura ) e as possíveis explicações da mudança abrupta no trend entre as falhas de transferência e as falhas transformantes estão discutidas no item abaixo Crosta Oceânica e Falhas Transformantes O limite entre as crostas continental e oceânica ainda é desconhecido em detalhe. O tipo de crosta abaixo da seqüência sedimentar no talude e sopé ainda é assunto de discussão entre diversos autores. A natureza da crosta debaixo do PSP 42

53 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO sempre foi polêmica, de difícil caracterização, onde diversos estudos utilizando diferentes métodos foram realizados, obtendo-se inferências diversas sobre tal estrutura crustal. De acordo com Castro (1992), os primeiros trabalhos realizados por Leynen et al. (1971) - e mais tarde admitidos por Ponte & Asmus (1976), Kosmann et al. (1977) e Cande & Rabinowitz (1978) - propuseram a existência de crosta oceânica sob o PSP, baseados nas anomalias magnéticas na porção central do Platô. Em contrapartida (apud CASTRO, 1992), Leynen (1976) estabeleceu mais tarde uma natureza transicional para crosta nesta porção, baseada nas inferências de que as anomalias mapeadas eram resultado de intrusões de diques de basalto na crosta continental. Paralelamente (apud CASTRO, 1992), Beck & Lener (1974) pesquisando a margem africana, inferiram a presença de crosta continental rifteada sob os depósitos de sal, cuja hipótese também foi sugerida por Asmus & Porto (1980) através da comparação da estratigrafia e estruturação do Platô com outras regiões da margem leste brasileira. Em seqüência (apud CASTRO et al., 1992), Kosmann et al. (1982) baseados nas direções estruturais obtidas na gravimetria e magnetometria, semelhantes às observadas na região costeira e plataforma, também propuseram natureza continental para esta porção abaixo do sal. Para estes autores, o limite da crosta situa-se ao longo da escarpa que delimita a borda dos depósitos evaporíticos. Castro (1992) menciona também em seu trabalho que Bacoccoli & Aranha (1984) e Macedo (1987) referiram-se à crosta sob o Platô como sendo continental estirada e estabeleceram uma linha de ruptura, determinando o limite oriental da placa continental sul-americana. De acordo com Chang et al. (1992), baseados em dados de refração sísmica, o limite oceano-continente ao norte da Dorsal de São Paulo deve estar sob o talude continental, a cerca de 700 km da dorsal para o continente limite da crosta ao sul da dorsal não está tão bem estabelecido como no lado africano adjacente (anomalia M4). Ao norte da dorsal, evidências geofísicas indicariam que o limite da crosta se situa ao longo da escarpa de sal (a qual delimita a borda marinha dos evaporitos), de direção aproximada norte-sul, paralela à primeira anomalia magnética oceânica identificável na região (anomalia 34,84 Ma). Guardado et al. (1989) e Guardado et al. (2000) também compartilham da teoria que o limite da crosta estirada a leste é dado na borda dos depósitos evaporíticos e sugerem também que a Linha de Charneira em Campos seja considerada como o limite oeste entre a crosta continental e a crosta atenuada. Karner (2000), adota o limite oceano-continente como sendo o ponto onde as zonas de fraturas oceânicas (de direção leste-oeste) são interrompidas, próximas do limite leste da província de sal, na parte mais profunda das bacias. 43

54 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO De acordo com Meisling et al. (2001), a leste do centro de espalhamento abortado (ex. Avedis), as anomalias gravimétricas mudam de característica, tornando-se típicas de crosta oceânica. Estas anomalias coincidem com anomalias magnéticas por grandes áreas e apresentam deslocamento aparente ao longo das falhas transformantes ou zonas de fraturas. Segundo Mesling et al. (2001), as principais falhas transformantes do Atlântico Sul são extensões offshore das principais zonas de transferência, principalmente na área de Cabo Frio, onde a abertura do Atlântico seguiu a zona de fraqueza do Cinturão Dobrado de Ribeira. Próximo da margem brasileira, as falhas transformantes apresentam trend leste-oeste, enquanto as zonas de transferência (na crosta continental afinada adjacente), em contraste, apresentam trend oeste/noroeste-leste/sudeste (O/NO-E/SE) Figura Entretanto, conforme destacado por estes autores, cada falha transformante pode ser traçada em uma discreta falha de transferência, sugerindo que a primeira é inerente à segunda. Segundo Mesling et al. (2001), uma mudança abrupta no trend de ambas as falhas poderia ser explicada em termos de (i) mudança no mecanismo de falhamento; (ii) uma mudança na direção da movimentação entre as placas logo após a abertura do Atlântico; ou (iii) uma rotação no sentido horário de todas as falhas de transferência durante o tectonismo pós-rifte (vide item 3.2.4). Thomaz Filho et al. (2002) também compararam as pronunciadas e nítidas inflexões para sudoeste das falhas transformantes do assoalho oceânico (na medida em que se aproximam da plataforma continental do sudeste brasileiro) com as falhas de transferência identificadas nas bacias de Campos e Santos. Estes autores interpretam que as falhas de transferência desenvolvidas durante os estágios iniciais do rifteamento da América do Sul e África, no sentido de acomodar áreas de diferentes resistências à quebra da crosta continental, representam o início do desenvolvimento das falhas transformantes da crosta oceânica. Segundo Thomaz Filho et al. (2002), o que se observa na Figura é um pronunciado ângulo entre esses dois conjuntos de falhas, difícil de explicar num desenvolvimento normal de separação entre os dois continentes. Conforme mencionado anteriormente, a solução proposta por estes autores foi uma rotação horária da Placa Sul-Americana (15º), durante o Eoceno, para acomodar tais observações. 44

55 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO 3.4- TECTÔNICA DE SAL E ARQUITETURA PÓS-RIFTE Conceitos Gerais O grande modelador da seção pós-rifte das bacias da margem sudeste é o sal através dos processos halocinéticos, os quais muitas vezes apresentam-se somados ou modificados e mascaram por si só os eventos tectônicos de origem mais profunda que atuaram na área (DEMERCIAN, 1996). A tectônica de sal vem sendo intensamente estudada em vários locais do mundo devido, principalmente, pelo fato das maiores províncias de hidrocarbonetos estarem associadas aos evaporitos (sal, resumidamente). O sal é conhecido principalmente pelo seu potencial estruturador e trapeador, por guiar a migração de hidrocarbonetos e formar bons selos para os reservatórios. Nas bacias de Campos, Santos e Espírito Santo, o sal aptiano atuou como um horizonte de descolamento (detachment) de tectônica rasa (thin-skinned), através do Cretáceo Superior e Cenozóico, promovendo uma série de estruturas, além de prover caminhos de migração (DEMERCIAN et al., 1993). De acordo com vários autores, as evidências apontam para deslizamento gravitacional como o principal mecanismo responsável pelo inicio e formação das estruturas de sal (DEMERCIAN,et al., 1993; DEMERCIAN, 1996; COBBOLD & SZATMARI, 1991 apud COBBOLD et al., 2001). Segundo Dermercian (1996), as bacias que passaram por uma fase evaporítica pretérita, têm no deslizamento e no espalhamento gravitacional dos sedimentos (sobre o sal) o mais poderoso mecanismo deformador. Ge et al. (1997) ressaltam que a sedimentação diferencial (sedimentary differential loading) costumava ser invocada mais freqüentemente como um dos mecanismos, porém atualmente tem recebido menos atenção. O deslizamento pode ser atribuído às inclinações (dos taludes), as quais aparecem no fundo do mar como resultado da progradação da cunha de sedimentos e/ou basculamento da margem rifteada e da crosta oceânica durante a subsidência termal. Cobbold et al. (2001) suspeitam que o basculamento da bacia, induzido tectonicamente (por reativação), pode também ter contribuído para o deslizamento. O talude geralmente resulta em 3 domínios estruturais distintos: domínio superior, de extensão horizontal; domínio intermediário; e domínio inferior, com contração horizontal. Porém, ressalta-se que complicações aparecem quando a linha de costa não é retilínea (COBBOLD & SZATMARI, 1991 apud COBBOLD et al., 2001). O deslizamento gravitacional, atuando em diferentes configurações de bacia ou subbacia, tende a gerar deformações variadas (falhas normais sintéticas e antitéticas, 45

56 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO diápiros, almofadas, dobras, falhas reversas), onde a extensão regional e o encurtamento são muito importantes na definição do estilo destas estruturas halocinéticas. O estilo de uma estrutura halocinética (definido pela forma do corpo, pelos falhamentos associados e a geometria do estrato adjacente), quando analisado individualmente, pode esconder sutilezas sobre sua gênese. Desta forma, o padrão de distribuição das estruturas em área, o qual está relacionado diretamente à orientação e distribuição regional e local dos esforços desenvolvidos, torna-se um excelente mecanismo de interpretação (DEMERCIAN, 1996). Os principais domínios estruturais da seção pós-rifte, em escala regional, serão tratados logo abaixo. Os variados exemplos do padrão de distribuição e do estilo das estruturas halocinéticas na Bacia de Campos, em escala local, serão detalhados no Capitulo IV. Para maiores detalhes sobre as teorias dos processos envolvidos na criação e dos padrões de distribuição de estruturas halocinéticas vide Jackson & Talbot (1986), Cobbold et al. (1989), Vendeville & Cobbold (1988), Vendeville & Jackson (1992), Schultz-Ela et al. (1993), Jackson & Vandeville (1994), Demercian (1996), Ge & Vandeville (1997) Principais Domínios Estruturais da Tectônica de Sal Mesling et al. (2001) publicaram um mapa regional da seção pós-rifte das bacias salíferas brasileiras, onde foram definidos domínios estruturais principais de acordo com o estilo das estruturas formadas pela tectônica de sal ao longo do mergulho da bacia (dip direction) Figura De acordo com este mapa, o limite oeste de ocorrência do sal é dado a partir da Linha de Charneira, enquanto o limite leste considerado é dado entre as cotas batimétricas de m (próximo do inferido contato entre as crostas continental estirada e oceânica). O limite sul é dado na porção sul da Bacia de Santos, por uma zona de transferência na altura do Alto de Florianópolis, enquanto o limite norte não está bem definido no mapa. 46

57 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO Figura : Mapa da seção pós-sal com os principais domínios estruturais nas bacias de Campos e Santos (Fonte: MESLING et al., 2001). Na região mais proximal da costa, tem-se o primeiro domínio (extensional superior), caracterizado por salt welds (traduzidos informalmente neste trabalho com o cicatrizes de sal) e janelas na camada contínua de sal - onde o próprio sal foi parcial ou totalmente retirado. Este domínio estende-se até a borda da saliência de Campos, caracterizado por falhas normais, salt welds e rollovers. Imediatamente à leste, no limite contínuo da camada de sal, tem-se o segundo domínio (extensional intermediário), caracterizado por almofadas (pillows) e falhas normais. Localmente, a seção clástica suprasal está em contato com a base do sal (falhas de crescimento e estruturas de rollovers associadas) e, em algumas áreas, janelas falhadas podem ser observadas. O terceiro domínio (extensional inferior) é caracterizado por diápiros e mini-bacias (salt mini basins) isoladas, as quais provêm o único meio de migração de hidrocarbonetos através de sinclinais encostados na base da camada de sal. Ainda em direção à bacia, na sua porção mais externa, tem-se o quarto e quinto domínio (compressional superior e inferior), onde os evaporitos apresentam dobras e imbricações internas (MESLING et al., 2001) Figura

58 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO Com base no mesmo mapa, pode-se observar zonas de transferência pós-rifte ou falhas de rasgamento (tears faults), de direção noroeste-sudeste, as quais separam e acomodam áreas com diferentes quantidades de deslocamento talude abaixo (DEMERCIAN et al., 1993). Segundo Mesling et al. (2001), algumas zonas de transferência pós-rifte parecem ter sido formadas acima de zonas de transferência da fase rifte, enquanto outras parecem resultar do buttressing da frente de deformação do sal. Demercian (1996) também mapeou zonas de transferência de tectônica rasa (pósrifte) de direção noroeste-sudeste na Bacia de Santos, invocando estas zonas para acomodar regiões de deformação tão diferentes ao longo do strike Estruturas sub-sal e a halocinese Feições supra-sal mostram, tipicamente, muito pouca correlação direta com as feições sub-sal (VENDEVILLE et al., 1995). Dados sísmicos sin e pré-rifte geralmente indicam que a localização das estruturas de sal ou falhamentos da cobertura está deslocada das feições sub-sal. Entretanto, existem alguns poucos exemplos mostrando que estas estruturas podem estar localizadas imediatamente acima ou próxima das feições sub-sal, sendo comuns em certos locais. Em resposta ao falhamento normal sub-sal, a cobertura poderia ser deformada por diapirismo (diápiros e grábens de cristas), dobramento forçado (salt-cores) ou por extensão completamente separada das feições do embasamento, formando diversas outras estruturas (GE & VENDEVILLE, 1997). As alterações no relevo pré-sal modificam, em maior ou menor escala, o padrão normal de fluxo de sal. As feições que normalmente modificam o relevo da base do sal são os falhamentos normais do embasamento anteriores ou posteriores (reativação) à deposição do sal e as construções vulcânicas (DEMERCIAN, 1996). A alteração do fluxo e das estruturas de sal vai depender principalmente da espessura do pacote do sal, do relevo, da orientação das feições sub-sal (DEMERCIAN, 1996) e da presença ou ausência de sedimentação sin-tectônica (GE & VENDEVILLE, 1997). Muitas vezes existe um fator complicador principal, que se resume no imageamento e identificação da feição (ex. falhamento) do embasamento. De fato, na Bacia de Campos principalmente, pode-se observar em alguns locais a ocorrência de feições supra-sal sobre feições sub-sal. Pode-se observar e mapear a ocorrência de kinks ou degraus (sin ou pós-deposicional/reativação?) na base dos evaporitos aptianos, geralmente sobrepostos por almofadas ou diápiros de sal, com estruturas adjacentes de roll overs e falhas lístricas na seção pós-sal. Esta 48

59 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO interessante feição ocorre em alguns dos campos gigantes, principalmente na borda da saliência da Bacia de Campos. Entretanto, ressalta-se neste trabalho que esta coincidência ou influência (direta/indireta) não é totalmente entendida - relação de causa e efeito entre as falhas de ambas as seções Figura e (vide figura , Capítulo V). Figura : Seção sísmica regional (NW - SE) interpretada, na Bacia de Santos (Central), mostrando feições pré e pós-sal janelas de sal, mini-bacias, etc. (Fonte: COBBOLD et al., 2001). Rizzo (1988) verificou a possibilidade de existir algum relacionamento entre as falhas da seção rifte com aquelas da seção pós-rifte na Bacia de Campos onde, talvez pela quantidade de dados disponíveis, este problema tenha sido levantado mais freqüentemente. Segundo este autor, como a superfície sobre a qual depositaram-se os evaporitos é resultado de processos erosivos e de preenchimento, pode-se esperar que o deslizamento do sal tenha ocorrido ou sobre uma superfície aplainada ou sobre uma superfície que ainda refletisse, através de um relevo, as estruturas subjacentes. Movimentos tectônicos envolvendo o embasamento também se constituem em um mecanismo capaz de iniciar o falhamento. Em resumo, o falhamento pós-rifte poderia ser iniciado em decorrência de: deslizamento gravitacional do sal sobre uma superfície aplainada; deslizamento gravitacional do sal sobre uma superfície estruturada; e reativação, pós-sal, de falhas do embasamento. O primeiro mecanismo não pressupõe nenhum tipo de relacionamento entre as falhas de ambas as seções. Já o segundo e o terceiro mecanismos implicam na existência de um relacionamento, respectivamente, indireto e direto - por reativação entre as falhas de uma e outra seção. De acordo com este autor, a aplicação dos resultados obtidos com os modelos físicos em escala na Bacia de Campos, sugere que nas porções sul e central da bacia existe um relacionamento direto entre as falhas rifte e pós-rifte. Segundo este autor, mapas estruturais da seção rifte e pós rifte mostram a existência de alinhamentos nordeste, além de desníveis na base dos evaporitos. Algumas linhas sísmicas confirmam que, nos locais onde estão estes desníveis, existem falhas na seção rifte, o que sugere que pequenas reativações nas falhas do embasamento seriam 49

60 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO responsáveis pela sua formação. Em adição, este autor menciona que, nesta porção central encontra-se a maioria dos campos de petróleo já descobertos, aventando-se então, a possibilidade de que a migração de óleo da seção rifte para os reservatórios acima do sal tenha sido favorecida ou, até mesmo induzida, pela reativação pós-sal, das falhas da fase rifte, como pressupõe a alternativa de relacionamento direto. Alguns outros autores também já observaram e relataram uma coincidência nas orientações de falhas pré e pós-sal em determinadas porções da Bacia de Campos e Santos (GUARDADO et al., 1990; DEMERCIAN, 1996; MESLING et al, 2001; COBBOLD et al., 2001). Guardado et al. (1990) descreveram que os principais falhamentos lístricos da seção supra-sal apresentam direção nordeste/norte-sudoestesul, geralmente coincidente com o falhamento da seção rifte (vide item 4.3). Demercian et al. (1993) e Demercian (1996) também acreditam em uma boa possibilidade de os limites entre as diferentes províncias halocinéticas, nas bacias de Santos e Campos, terem sido zonas de transferência do embasamento durante o rifteamento. Estes autores descrevem que no limite da província norte de Campos estruturada pelo deslizamento e espalhamento dos sedimentos - há uma topografia residual no embasamento relacionada. Carminatti (1988) descreveu que deslocamentos de blocos na área nordeste da Bacia de Campos ocorrem em quantidades diferentes provocando falhas de transferência e movimentos laterais dos blocos. Segundo este autor, a estrutura criada pela tectônica profunda, durante o rifteamento no Cretáceo Inferior e suas modificações, por reativação no Cretáceo Superior, orientaram a tectônica de sal. Fases discretas de tectônica de sal ocorreram no Albiano, Campaniano, Terciário e Neogeno (DEMERCIAN et al., 1993). De acordo dom Cobbold et al. (2001), em várias localizações, o deslizamento gravitacional da camada de sal e dos sedimentos pós-sal ocorreu sobre grandes falhas do embasamento, as quais aparentam terem sido reativadas em períodos pós-rifte. Mesling et al. (2001) mapearam zonas de transferência de tectônica rasa entre diferentes províncias estruturais e, em adição, estes autores mencionam que, abaixo de algumas destas zonas, foram identificadas zonas de transferência sub-sal, de tectônica profunda (thick skinned zones). De acordo com Cobbold et al. (2001), existem duas razões possíveis para tal coincidência: (i) zonas de transferência de tectônica rasa foram criadas por reativação das zonas de transferência do embasamento subjacente; ou (ii) as zonas de transferência da tectônica rasa nuclearam em descontinuidades estruturais ou estratigráficas pré-existentes. 50

61 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO 3.5- PRINCIPAIS FEIÇOES FISIOGRÁFICAS E MORFOLÓGICAS Offshore A Margem do Atlântico Sul pode ser dividida em 3 domínios, considerando seus aspectos morfológicos: margem continental, bacia oceânica e dorsal mesooceânica. Dentre estes domínios, a margem continental é a região de transição entre a parte emersa do continente e a bacia oceânica, a qual pode ser dividida em 3 províncias: plataforma, talude e sopé continental. A definição e mapeamento destas províncias fisiográficas foram efetuadas primeiramente na década de 70, no projeto REMAC (Reconhecimento Global da Margem Continental Brasileira) e pela Petrobrás (ZEMBRUSCKI, 1979 apud CASTRO, 1992) - Figura Apesar da intensa progradação sedimentar que recobriu a margem continental ao longo do seu desenvolvimento, a sua fisiografia, no que se refere à morfologia das províncias, apresenta uma forte relação com a tectônica profunda. A linha de costa é paralela à batimetria e à quebra da plataforma. Observando-se a linha de costa e as cotas batimétricas, notam-se mudanças de inflexão nas isóbatas: à norte do Cabo de São Tomé, de orientação é norte-sul; entre São Tomé e Cabo Frio, esta passa a ser nordeste-sudoeste; e à sul da região de Cabo Frio, os contornos têm orientação lesteoeste. Estas variações de orientação refletem a estruturação do Pré-Cambriano onshore adjacente (Faixa de Dobramento Ribeira), condicionada pela direção de fraqueza herdada por esta estruturação (CASTRO, 1992). - Figuras e A Plataforma Continental (apud CASTRO, 1992), de acordo com Zembruscki (1979), é a província mais próxima do continente e considerada como sendo sua porção submersa, onde é observada a progradação sedimentar intensa desde o Terciário. Seu limite externo geralmente é estabelecido, aproximadamente, pela isóbata de 100 m, que marca a mudança de gradiente do fundo marinho e continental. Na porção norte do Espírito Santo, o Platô de Abrolhos alargou a plataforma em quase 100 km (ASMUS, 1970 apud SILVA, 1995). Na altura da cidade de Macaé, sua largura é de 120 km, estando a quebra da plataforma a 150 m de profundidade. Na área de Cabo Frio observa-se redução da largura para 50 km, com a quebra da plataforma a 90 m. Na Bacia de Santos observa-se um embaiamento, onde a largura da plataforma atinge seu máximo, em torno de 200 km (CASTRO, 1992) - Figura

62 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO Figura : Principais feições fisiográficas da margem continental sudeste brasileira (Fonte: CAINELLI & MOHRIAK, 1998). Figura : Principais feições fisiográficas da margem sudeste onshore e offshore (Fonte: CAINELLI & MOHRIAK, 1998). 52

63 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO Na região da cidade de Campos, a plataforma continental forma uma saliência em forma de V, onde a maioria dos campos produtores estão localizados na sua borda (principalmente os campos gigantes). Esta saliência apresenta uma história de soerguimento do embasamento durante o rifteamento, porém alguns autores atestam que parte deste soerguimento pode ser atribuído à reativação pós-rifte. (COBBOLD et al., 2001). A linha de costa nesta região também apresenta uma saliência em V, para a qual o delta do Rio Paraíba do Sul migrou durante o Neogeno. O talude continental é estreito e alongado (largura entre km), apresentando variações na morfologia, estando geralmente limitado pelas isóbatas aproximadas de 100 e m condicionado pela presença do PSP. Seu gradiente médio não é elevado, oscilando entre 1º e 2º. Na Bacia de Campos principalmente, seu relevo é dissecado por vales e cânion, dentre eles os Cânions de Almirante Câmara, Itapemirim, Macaé e Cabo Frio, São Tomé e Grupo Sudeste de Cânions - Figura O Platô de São Paulo apresenta-se como uma feição elevada anômala, marcado por uma acentuada diminuição no gradiente batimétrico e é tratado aqui como uma feição fisiográfica situada entre o talude e o sopé continental. Castro (1992) considera o limite oeste interno do PSP como a base do talude continental (2.000 m) e o limite leste externo geralmente representado por uma escarpa bem delineada ( m), os quais estão interrompidos a norte pela Cadeia Vitória-Trindade na Bacia do Espírito Santo e a sul pela Dorsal de São Paulo, na porção sul da Bacia de Santos. Nos seus km de comprimento, o PSP é dividido em 2 porções norte e sul, passando de uma largura de 150 km, do extremo norte até a altura de Cabo Frio, para cerca de 500 km de largura em frente a Bacia de Santos (DEMERCIAN, 1996). O Platô é constituído por espesso pacote de sedimentos, predominantemente evaporíticos, sob a forma de grandes domos e maciços de sal (CASTRO, 1992). O embasamento nesta área é constituído por crosta continental estirada e bastante intrudida por material vulcânico (DEMERCIAN, 1996). Figura O sopé continental é a província mais extensa com gradiente médio de 0,11º e largura media de 400 km, onde seu limite superior é a base do PSP e o limite inferior geralmente é considerado como a isóbata de m. Sua morfologia é geralmente suave, exceto onde se apresenta cortada pela presença de montes submarinos, dentre eles Jean Charcot I e II, Almirante Saldanha e São Tomé. A morfologia é também influenciada por processos erosionais e deposicionais, recortada por canais de grande porte (cerca de 20 km de largura e 200 m de profundidade em média, estendendo-se acima de 500 km para leste), típicos de águas profundas, podendo-se destacar o Canal Columbia e o Canal Carioca Figura

64 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO A bacia oceânica é o domínio que sucede a província do sopé e se estende até o flanco da dorsal ou cordilheira meso-oceânica. Dentre as feições principais presentes, citam-se as passagens abissais de São Paulo e Rio Grande, o Canal Vema e Elevação do Rio Grande. As zonas de fraturas oceânicas são definidas morfologicamente por extensas e estreitas faixas constituídas por cadeias e depressões, recobertas ou não por sedimentos Figuras e Na margem sudeste são identificadas 2 zonas de fratura principais, já mencionadas: Rio de Janeiro e Florianópolis. Estas zonas foram mapeadas no domínio da bacia oceânica porém, sua continuidade para oeste é sugerida por alguns autores. De acordo com Castro (1992), a ZFF é bem caracterizada para oeste no segmento da Dorsal de São Paulo na região do sopé e que, o Alto de Florianópolis, no mesmo paralelo à oeste, representaria o seu prolongamento em direção à plataforma continental. Demercian (1996) menciona em seu trabalho que outros autores também fazem uma projeção desta zona de fratura continente adentro, onde Gamboa & Rabinowitz (1981) sugerem sua continuidade em uma direção leste-oeste, passando pela região onde os rios Uruguai e Paraná têm seus cursos abruptamente desviados, enquanto Conceição et al. (1998) entendem que a referida zona de fratura continuaria numa direção noroeste, materializada na Falha Curitiba-Maringá. O Alto de Florianópolis, que separa a Bacia de Santos da de Pelotas, é uma região de embasamento raso, junto à borda do rifte. A Dorsal de São Paulo é uma construção vulcânica formada por basaltos alcalinos, com cerca de 300 km de comprimento e m de relevo na sua extremidade oriental. A Dorsal, cuja crista estaria no nível do mar, ou muito próximo a ele, durante o Cretáceo Inferior (KUMAR & GAMBOA, 1979, apud DEMERCIAN, 1996), teria construído, em conjunto como Alto de Florianópolis, uma barreira para circulação de águas do oceano aberto a sul (GAMBOA & RABINOWITZ, 1981 apud DEMERCIAN, 1996), formando assim, um mar hipersalino deste ponto até o litoral norte do Espírito Santo - propiciando a deposição de espesso pacote evaporítico sobre todo o Platô de São Paulo. Conforme mencionado, as bacias de Santos e Campos estão separadas pela plataforma rasa conhecida como Alto de Cabo Frio, enquanto as bacias de Campos e Espírito Santo estão separadas pelo Alto de Vitória. Na realidade, a expressão estrutural destes Altos específicos restringe-se, pelos dados atuais, à área de plataforma continental, não havendo registro de continuidade no talude e no sopé continental, correspondendo apenas às áreas de embasamento mais raso próximo da costa, onde as três bacias mostram uma certa continuidade das suas unidades estratigráficas na região de águas mais profundas. 54

65 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO Onshore A notável diversificação do cenário geomorfológico da porção onshore do sudeste brasileiro, adjacente às bacias de Santos e Campos, principalmente na região do estado do Rio de Janeiro, deve ser compreendida através de uma interação entre aspectos tectônicos e climáticos recentes, que delinearam sua atual morfologia. O registro de imponentes escarpamentos com desnivelamentos (por vezes superiores a m), alternados com depressões e bacias sedimentares tafrogênicas, reflete uma marcante influência da tectônica na compartimentação do relevo e superfícies de erosão (CPRM, 2003). A porção onshore, adjacente principalmente à Bacia de Campos, pode ser compartimentada basicamente em 2 unidades morfoestruturais: o Cinturão Orogênico e as Bacias Sedimentares Cenozóicas. O Cinturão pode ser subdividido em: Maciços Costeiros e Interiores; Maciços Alcalinos Intrusivos; Baixadas Litorâneas; Escarpas Serranas; Planaltos Residuais e Depressões Interplanálticas com Alinhamentos Serranos Escalonados. Essa unidade morfoestrutural compreende um conjunto diversificado de rochas metamórficas e ígneas de idade Pré-Cambriana a Eo-paleozóica. Essas rochas, incluídas na Faixa de Dobramentos Ribeira, foram submetidas a diferentes ciclos orogênicos, culminando, com o Evento Brasiliano (Heilbron et al., 1995 apud CPRM, 2003). Faixa Ribeira apresenta-se alongada na borda sudeste do continente, estendendo-se desde o Uruguai, bordejando o Cráton de São Francisco nas suas margens leste e sudeste. As estruturas do cinturão se aproximam da costa na região de Cabo Frio onde, em seguida há uma abrupta mudança na margem, de nordestesudeste para leste-oeste (inflexão também é observada offshore). Após um longo período de estabilidade tectônica no Paleozóico e início do Mesozóico, esses terrenos sofreram uma tectônica extensional a partir do Jurássico (Almeida, 1967 apud CPRM, 2003). A tectônica (prolongada? reativada?) durante o Cretáceo Superior e Terciário, gerou uma série de falhamentos normais, que produziram os maciços costeiros e as escarpas serranas (Almeida, 1976; Asmus & Ferrari, 1978; apud CPRM, 2003), dentre elas: (i) Serra da Mantiqueira, a qual provê o sistema de drenagem que separa as bacias do Paraná e de Santos, composta por escarpa altamente assimétrica, além do Pico das Agulhas Negras (2.800 m) indicando morfologia juvenil, característica de falhamento de blocos; (ii) Serra do Mar, composta por escarpa assimétrica, a qual acompanha a Baia de Santos, desde Florianópolis até o Rio de Janeiro ;e (iii) Serra dos Órgãos, composta por escarpa 55

66 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO íngreme (pico acima de m), a qual acompanha a Baía de Guanabara (COBBOLD et al., 2001). A região mais a sul é, em geral, dominada por planaltos, acima de m de altura, destacando-se o Arco de Ponta Grossa e Poços de Caldas O soerguimento de blocos decorrentes dessa tectônica sustentou algumas zonas planálticas, remanescentes de antigas superfícies. Em contrapartida, destacamse depressões interplanálticas, tal como o médio Vale do Rio Paraíba do Sul. Freqüentemente, essas áreas deprimidas apresentam uma série de alinhamentos serranos que se comportam como degraus escalonados por condicionantes litológicos e estruturais (Coelho Neto et al.,1997 apud CPRM, 2003), influenciando diretamente no sistema de drenagem e captura de rio. O próprio padrão da drenagem observado no sudeste reflete o recente soerguimento da Serra do Mar (BACOCCOLI & ARANHA, 1984, relatório não publicado, apud COBBOLD et al., 2001). Os principais rios na região são o Rio Tiête, o qual nasce na Serra do Mar (à 10 km do mar) e corre para oeste-noroeste até desaguar no Oceano Atlântico próximo de Buenos Aires, e o Rio Paraíba do Sul, bastante peculiar, o qual percorre cerca 600 km sempre próximo do mar. Sua cabeceira também é na Serra do Mar, na altura de Taubaté, correndo para direção oeste. Próximo a São Paulo, o rio vira 180º e passa a correr para leste, ao longo de um vale pouco inclinado (cerca de 600 m de altura) entre as Serras da Mantiqueira e do Mar. Na altura de Volta Redonda, o rio dobra para sudeste e encaixado em um vale profundo (300 m de altura). Apesar do curso da água neste vale estar a 10 km do mar (altura de Ilha Grande), o rio corre leste-nordeste através de um vale inciso, até desaguar na área de Campos, formando um delta (COBBOLD et al, 2001), na porção da costa em forma de V. O soerguimento de blocos e captura de rios influenciaram diretamente na deposição de sedimentos nas bacias offshore. Na Bacia de Campos, os sedimentos finos foram acumulados durante o Cretáceo Superior (quando a bacia entrou na rápida fase de subsidência), enquanto os sedimentos siliciclásticos progradaram para formar deltas durante o Neogeno. Na Bacia de Santos, a espessa seqüência de siliciclásticos grossos progradaram durante o Cretáceo Superior, enquanto sedimentos mais finos foram acumularados no Terciário. Sem dúvida, este padrão contrastante foi atribuído ao soerguimento da Serra do Mar, responsável por redirecionar o suprimento dos sedimentos de Santos para Campos, através do Rio Paraíba do Sul (BACOCCOLI & ARANHA, 1984, dado não publicado, apud COBBOLD et al, 2001). Ainda nesta unidade morfológica do Cinturão, destaca-se a presença de maciços intrusivos de sienitos, nefelina-sienitos e fonolitos, com estruturas dômicas, os quais ocorrem ao longo do estado do Rio de Janeiro e Minas Gerais, em um 56

67 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO alinhamento noroeste/oeste-sudeste/leste que se estende de Cabo Frio a Poços de Caldas, gerado pelo evento de magmatismo alcalino durante o Cretáceo Superior e o Terciário Inferior. Poços de Caldas é a intrusão de maior tamanho (35 km 2 ) e a mais antiga, onde o tamanho e a idade das demais intrusões decrescem para leste Figura As Bacias Sedimentares Cenozóicas, por sua vez, podem ser subdivididas nas seguintes unidades morfoesculturais: Bacias Sedimentares Tafrogênicas do Terciário; Planícies Fluvio-marinhas (Baixadas); e Planícies Costeiras. Os sedimentos inconsolidados das baixadas e planícies costeiras foram gerados ao longo dos ciclos transgressivos e regressivos da linha de costa durante o Quaternário (Martin & Suguio, 1989 apud CPRM, 2003) e, junto à zona das baixadas litorâneas, sobressaem-se terrenos colinosos de baixa amplitude topográfica do Cinturão, que foram modelados até o Terciário Superior e, posteriormente, dissecados ao longo do Quaternário. Figura As pequenas bacias tafrogênicas do sudeste brasileiro (conhecidas também como bacias terciárias), resultantes da tectônica gerada no início do Cenozóico (MELO et al., 1985 apud CPRM, 2003), contêm rochas sedimentares de origem continental, estão à 50 km da costa e se alinham e se encaixam em depressões alongadas no próprio Cinturão Orogênico Ribeira (ALMEIDA, 1986; RICOMMINI et al., 1989 apud THOMAZ FILHO et al., 2002). Destas bacias, 3 ocorrem ao longo do Vale do Paraíba do Sul (Bacias de Taubaté, Resende e Volta Redonda), orientadas para nordeste, e 2 ocorrem ao longo das principais zonas de transferência do rifte, entre Rio de Janeiro e Cabo Frio (Bacias de São José de Itaboraí e Barra de São João). Cobbold et al. (2001), sugerem 2 fases tectônicas durante o Terciário: uma fase de deformação transtensional (Paleogeno), a qual deu origem às bacias; e uma fase de deformação transpressional (Neogeno), a qual inverteu parcialmente estas bacias. De acordo com os dados apresentados por estes autores, em uma escala regional, as várias bacias terciárias aparentam estar separadas por zonas de transferência principais. Por fim, todas essas unidades morfoesculturais, delineadas a partir da abertura do Atlântico e consolidadas ao longo do Terciário, continuaram a ser modeladas principalmente por eventos de erosão e sedimentação não-uniformes, no tempo e no espaço, ao longo do Cenozóico Superior (CPRM, 2003). 57

68 MANOELA LOPES CAPÍTULO III CONTEXTO GEOTECTÔNICO Figura : Mapa geológico simplificado da região sudeste do Brasil, adjacente às bacias de Campos e Santos, mostrando as principais feições onshore. Dentre as principais feições citam-se as bacias terciárias, as rochas alcalinas e os falhamentos do embasamento, de direção principal NE-SW (Fonte: de MOHRIAK et al., 1990). 58

69 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Evolução Tectono-Sedimentar CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS 4.1- EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR O preenchimento sedimentar da Bacia de Campos teve suas características balizadas pela evolução da margem sudeste, onde todos os processos envolvidos na criação e evolução da margem passiva (estiramento e rompimento da crosta continental, implantação e espalhamento de crosta oceânica, subsidência termal, tectonismo raso e profundo) deixaram seus registros na sedimentação e estruturação. Outras variáveis importantes (mudanças no nível do mar, clima, etc.) também foram combinadas para formar o arcabouço tectônico-sedimentar hoje conhecido. A Bacia de Campos é considerada como um exemplo clássico de bacia salífera da Margem Sudeste Atlântica Brasileira, onde os três ciclos evolutivos mencionados anteriormente (Capítulo III) foram reconhecidos e encontram-se descritos a seguir. A bacia, apresenta, no entanto, características na sua evolução que a tornam singular em termos de potencial petrolífero (ex. reativação das fontes de sedimento e antigas feições). As seqüências depositadas durante cada ciclo evolutivo são caracterizadas por fácies litológicas e estilos estruturais distintos, e são limitadas entre si por discordâncias principais, de expressão regional Figuras a O sumário dos principais eventos da evolução tectono-sedimentar é mostrado na tabela Figura 4.1-4: Mapa da bacia mostrando a localização das linhas sísmicas regionais incluídas neste capítulo. 59

70 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Evolução Tectono-Sedimentar Figura 4.1-1: Seção sísmica regional (203-76) na Bacia de Campos, mostrando a arquitetura da fase rifte (ex. falhas de alto ângulo), arquitetura da fase pós-rifte (ex. falhas lístricas) e a expressão sísmica dos pacotes sedimentares depositados durante os 3 estágios evolutivos da bacia. Localização dada na figura (Fonte: DIAS et al., 1990). 60

71 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Evolução Tectono-Sedimentar Figura 4.1-2: Seção geológica regional (orientada no sentido do mergulho da bacia), mostrando as principais feições tectono-sedimentares da Bacia de Campos (Fonte: DIAS et al., 1990). 61

72 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Evolução Tectono-Sedimentar Figura 4.1-3: Seção sísmica regional (38-250), mostrando os padrões estruturais e deposicionais na Bacia de Campos. Localização dada na figura (Fonte: GUARDADO et al., 1989). 62

73 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Evolução Tectono-Sedimentar Tabela 4.1-1: Geohistória da Bacia de Campos Cretáceo Inferior Aptiano Estiramento litosférico e afinamento crustal Anomalia termal no manto Extravasamento de rochas basálticas Falhamentos sintético e antitético na crosta superior Meio-grábens preenchidos por rochas flúvio-lacustres Discordância regional (Pré-alagoas) após deposição das coquinas Atividades tectônicas resultando em conglomerados Incursões marinhas vindas do sul Deposição de rochas evaporíticas Albiano Deposição de carbonatos de plataforma de água rasa Altas taxas de subsidência e sedimentação Acumulação de espessa seção carbonática Seção regionalmente afetada por falhas normais lístricas Descolamento de falhas lístricas na base dos evaporitos aptianos Deposição de arenitos turbidíticos Cretáceo Superior ao Terciário Inferior Terciário Médio ao Recente Rápida subsidência com pouco influxo clástico Aprofundamento do ambiente deposicional Bacia faminta, zonas de by-passing e eventos erosivos Correntes submarinas e discordâncias regionais Mobilização do sal Falhas de crescimento e estruturas associadas Deposição de arenitos turbidíticos Deposição de arenitos turbidíticos bastante espalhados Atividade halocinética em água profunda Canyons submarinos Offlap regional e progradação deltáica Fácies marinhas mais rasas em depósitos de água profunda Onlap dos sedimentos na margem oeste Tectonismo localizado Estágio Continental Este primeiro estágio evolutivo representa a fase rifte formada durante o estiramento e falhamento da crosta continental, a qual acompanhou o movimento divergente entre a África e América do Sul no Cretáceo Inferior (CAINELLI & MOHRIAK, 1998). O arcabouço composicional e estrutural do embasamento pré-cambriano exerceu uma grande influência na posição e evolução do rifte. No seu início, o rifteamento esteve associado à intensa atividade vulcânica, resultando no extravasamento de grande volume de lava basáltica e deposição de clásticos vulcânicos neocomianos ( Ma) da Fm. Cabiúnas (conhecidos como "substrato econômico da bacia"), sobre as rochas cristalinas do Pré-Cambriano. O sistema de rifte intracontinental implantado, direção sudoeste-nordeste, deu origem aos horsts, 63

74 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Evolução Tectono-Sedimentar grábens e meio-grábens, limitados por falhas sintéticas e antitéticas, onde foram também depositados, durante o Cretáceo Inferior (Barremiano ao Aptiano Inferior), quantidades expressivas de sedimentos siliciclásticos e carbonáticos (sedimentos présal da Fm. Lagoa Feia Inferior) em ambientes fluvio-lacustre-deltáicos, tectonicamente controlados Figuras a Este pacote de sedimentos de origem continental foi depositado durante a rápida subsidência, nos meio-grábens assimétricos. As falhas extensionais de direção nordeste-sudoeste envolvendo os grábens mostram elevados rejeitos. Estes meiográbens de orientação nordeste tipicamente apresentam poucas dezenas de km de comprimento e de largura, separados por altos do embasamento, de direção noroeste - falhas de transferência (BRUHN, 1993). A topografia do embasamento controlou a sedimentação durante a fase inicial de desenvolvimento da bacia e teve influência direta na subseqüente localização do petróleo. Nos Baixos sindeposicionais acumularam-se espessas seções de sedimentos, onde os folhelhos negros lacustres da Fm. Lagoa Feia constituem as rochas geradoras da grande maioria do petróleo descoberto na bacia até o momento. Nos Altos Estruturais contemporâneos à deposição da Fm. Lagoa Feia foram depositados os melhores reservatórios da seção rifte, representados pelas coquinas. Além destes, a única outra rocha reservatória identificada até o momento nesta seção pré-sal são os basaltos fraturados. A atividade dos falhamentos foi intermitente durante o Cretáceo Inferior, observando-se que sua atuação principal está balizada pela Discordância Pré- Alagoas. Esta discordância é marcada por importante evento erosivo de caráter regional, o qual nivelou o relevo (blocos soerguidos e rotacionados) formado durante o rifteamento, onde as falhas normais (bastante comuns abaixo desta superfície) geralmente são truncadas. Por este motivo, assume-se a Discordância Pré-Alagoas como limite superior ou final da fase rifte. Alguns autores, consideram a mesma como limite entre 2 estilos estruturais distintos (estruturas do embasamento e da seção rifte e estruturas halocinéticas pós-rifte). Outros atribuem este limite à camada evaporítica Estágio Transicional A fase transicional é marcada pelo término do estiramento e rifteamento da crosta continental, onde grande parte dos falhamentos associados ao embasamento desapareceu, gradando para uma fase de subsidência termal a partir da linha de charneira (CAINELLI, 1992 apud CAINELLI & MOHRIAK, 1998). O estilo estrutural, 64

75 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Evolução Tectono-Sedimentar associa-se, a partir daí, aos falhamentos lístricos que terminam na camada evaporítica (CASTRO, 1992) Figuras a Este estágio representou a transição entre a fase rifte subjacente e a fase drift marinha sobrejacente. Durante o Aptiano ocorreram as primeiras incursões marinhas do oceano em formação. Sob estas condições, depositou-se uma sucessão litológica sobre a discordância regional, caracterizada por uma mistura de clásticos (Aptiano) recobertos por um espesso pacote de evaporitos (Aptiano / Albiano Inferior) do Mb. Retiro da Fm. Lagoa Feia Superior, marcando a passagem dos sedimentos de origem continental para os de origem marinha. A camada de sal foi depositada como parte de uma imensa bacia evaporítica do Atlântico Sul, em ambiente do tipo golfo, com restrições fisiográficas de circulação de água, associadas ao progressivo aumento da salinidade da água e o clima quente e árido. A água do mar foi derivada do oceano a sul, onde as Cadeias (Ridges) de Walvis e São Paulo atuaram como barreiras à inundação/invasão oceânica (GUARDADO et al, 1989). Apesar de existem alguns modelos principais na literatura para explicar a deposição desta imensa camada evaporítica (gradual ou catastrófica), o processo físico é praticamente o mesmo, variando apenas o intervalo de tempo de deposição (velocidade). As diferenças na espessura e na morfologia atual da superfície dos evaporitos ao longo da bacia, refletem a intensa atividade halocinética desde o Albiano até os dias de hoje (vide item 4.3). Da Falha de Campos à quebra da plataforma atual, os evaporitos apresentam poucos metros de espessura e, localmente encontram-se e pequenas almofadas de sal. Grandes almofadas e diápiros de sal, predominam entre a quebra da plataforma continental e a isóbata de m. Grandes diápiros e muralhas de sal ocorrem na bacia em águas profundas acima de m de profundidade (GUARDADO et al., 1989). A importância exploratória dos evaporitos reside na contribuição que empresta para o dinamismo estrutural da seção sobreposta, tanto no controle da migração de HCs através de janelas de sal e falhas lístricas, quanto na formação de estruturas e trapeamento, influênciando na distribuição faciológica dos carbonatos sobre as almofadas de sal (DIAS et al., 1990) e na distribuição dos turbiditos, através de depressões e calhas (criadas pelo escape e colapso de sal) que atuam na captação de areias. A tectônica salifera vem sendo utilizada por alguns autores para explicar a distribuição dos sedimentos turbiditicos na bacia em uma escala mais ampla, reforçando a hipótese que coloca a movimentação do sal (controlada ou não pela tectônica de embasamento) como mecanismo gerador tanto de vales e caniôns 65

76 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Evolução Tectono-Sedimentar submarinos, que propiciam primeiramente dutos importantes para o transporte de areias, como responsáveis por desencadear eventos catastróficos, gerando a instabilidade necessária para remobilizar as areias depositadas na plataforma (GUARDADO & ROSA, 1989) vide item Estágio Marinho A passagem do estágio transicional para o estágio marinho foi, em geral, gradacional. Parte da seção sedimentar do estágio drift marinho (do Albiano ao Turoniano Inferior) foi depositada em ambiente restrito, estruturalmente associada à intensa atividade halocinética, e parte foi depositada em condição marinha aberta (do Turoniano Superior ao Terciário), com remanescente movimento da camada de sal (CAINELLI & MOHRIAK, 1998). Estas mudanças em ambientes tectônicos e deposicionais são utilizadas como referência para subdividir o estágio marinho em restrito e aberto. (A) Estágio Marinho Restrito No final do Aptiano/Albiano Inferior, uma gradual abertura do Golfo Atlântico Sul possibilitou uma maior circulação de água do mar devido à quebra de restritivas barreiras topográficas, ao emplacement e aumento percentual de crosta oceânica, e aos movimentos de basculamento e subsidência progressiva da bacia (Asmus & Porto, 1980 apud Silva, 1995), interrompendo a deposição do sal e estabelecendo um ambiente deposicional marinho raso. Em função da elevação do nível do mar, imediatamente sobrepondo a seção transicional, foi depositada a Fm. Macaé (Albiano ao Turoniano Inferior), fortemente influenciada pela tectônica de sal, compreendendo uma seção basal de sedimentos clástico-carbonáticos de plataforma rasa (Mb. Quissamã Fm. Macaé Inferior), gradando para margas e folhelhos de água mais profunda, com expressivos corpos turbidíticos subordinados (Mb. Outeiro Fm. Macaé Superior), indicando períodos curtos de mar baixo (lowstands). Esta Formação difere lateralmente e verticalmente em toda a bacia, refletindo variações nos ambientes deposicionais. Após o período de relativa quiescência tectônica da fase transicional, o basculamento da bacia em direção offshore, juntamente com a sobrecarga dos sedimentos depositados sobre a camada evaporítica, levaram à movimentação do sal durante o Albiano, resultando na formação de almofadas e diápiros de sal sendo este o primeiro registro de desenvolvimento da atividade halocinética na bacia. Tais 66

77 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Evolução Tectono-Sedimentar movimentos halocinéticos iniciais controlaram a estruturação e distribuição dos carbonatos albianos de águas rasas (DIAS et al. 1990), os quais distribuem-se, de preferência, sobre a projeção vertical das feições positivas originais da fase rifte e almofadas de sal (ESTEVES et al., 1987; BRUHN, 1993). A partir do Neoalbiano ocorreu uma nova fase de movimentação halocinética, através do progressivo basculamento da bacia e sobrecarga, com a acomodação dos blocos carbonáticos sobre a camada de sal subjacente, resultando em falhas lístricas sin-deposicionais, com rotação de blocos, dando origem às falhas de crescimento. Este tipo de falhamento está associado à formação de estruturas dômicas tipo rollovers e anticlinais falhadas, em cujos baixos se encaixam os primeiros corpos turbidíticos da seção pós-sal da bacia turbiditos albo-turonianos do Macaé Superior (DIAS et al., 1990; GUARDADO et al., 1989; SOUZA CRUZ, 1995) Figuras a (B) Estágio Marinho Aberto Em resposta ao contínuo espalhamento do assoalho oceânico, o Oceano Atlântico Sul foi conectado aos Oceanos Atlântico Norte e Índico no final do Turoniano. A interrelação entre vários fatores (subsidência, basculamento, variações globais do nível do mar, aporte de sedimentos e tectônica salífera), provavelmente controlada pela reativação tectônica, produziu diferentes histórias de preenchimento e uma grande variedade de estilos estruturais durante este estágio na bacia, a qual é caracterizada por um ambiente amplamente marinho retrogradante durante o Cretáceo Superior e progradante do Terciário ao Recente. De acordo com Carminatti (1988), a transição entre ambos os estilos está relacionada à reativação tectônica sofrida pela Placa Sulamericana (áreas fontes) no Paleoceno / Eoceno Inferior. Os sedimentos depositados durante o Cretáceo Superior e Terciário são compostos basicamente por folhelhos e margas da Formação Ubatuba e, subordinadamente, por expressivos corpos turbidíticos arenosos da Formação Carapebus, além dos leques costeiros da Fm. Emborê. Esta sucessão de rochas apresenta uma espessura máxima acima de m, onde a maior parte foi depositada no Mioceno (BRUHN, 1993). Durante o Cretáceo Superior (do Turoniano Superior ao Maastrichiano), a movimentação halocinética diminuiu em intensidade quando comparada com o periodo anterior porém, ainda atuante, continuou a produzir calhas deposicionais confinadas (DIAS et al., 1990). Neste período, a bacia estava faminta, como conseqüência da subsidência tectônica, elevação eustática do nível do mar e o fluxo relativamente pequeno de sedimentos terrígenos. Estes sedimentos foram depositados em um 67

78 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Evolução Tectono-Sedimentar longo período de subida do nível do mar no talude e assoalho da bacia, alcançando espessura máxima de 500 m. Os turbiditos do Cretáceo Superior (Formação Carapebus) foram depositados em baixos locais na bacia durante quedas esporádicas do nível do mar (short terms sea-level falls) dentro deste grande evento transgressivo (GUARDADO et al., 1989). O relacionamento tectônico entre a bacia e o embasamento adjacente tornou-se mais forte no Cretáceo Superior/Terciário, quando a atividade tectônica concomitante no cráton e na bacia apresentou significativas mudanças estruturais conjuntas (DIAS et al., 1990; CARMINATTI, 1988). No embasamento onshore foi formado o sistema de bacias pull-apart do sudeste do Brasil (que se associaram a soergüimentos de blocos e magmatismo), além do soerguimento da Serra do Mar na borda leste da costa brasileira (MARTINS et al., 1990) e a captura do Rio Paraíba do Sul, além da intensa atividade magmática. Enquanto isso, na Bacia de Campos ocorreu intenso magmatismo básico no Cretáceo Superior (Coniaciano: 83 Ma) e Eoceno (53 Ma), alcançando áreas de até km 2 de vulcanoclásticas no sul da bacia (DIAS et al., 1990). Ao mesmo tempo, a porção noroeste da bacia sofria expressiva subsidência localizada na região da plataforma rasa, dando origem ao Baixo de São Tomé (CARMINATTI & SCARTON, 1991). Durante o Terciário (a partir do Paleoceno Superior), a combinação da queda eustática do nível do mar, novas áreas-fonte de sedimentos providas pela Serra do Mar e pelo sistema fluvio-deltáico do Paraíba do Sul (função da reativação tectônica), possível soerguimento de altos estruturais do embasamento offshore (reativação tectônica) e movimentos halocinéticos ( detonados pelo basculamento da bacia e sobrecarga sedimentar e/ou reativação tectônica do embasamento) resultou em uma mudança geral no padrão deposicional da bacia, que passou a ser afetado por uma maior taxa de fluxo clástico, caracteristicamente progradante. Durante este grande evento regressivo, diferentes ambientes deposicionais foram identificados. À oeste, as plataformas rasas, passaram a armazenar enormes volumes de areia, constituindo-se nas principais áreas-fonte para formação dos turbiditos. De acordo com Dias et al. (1990), existem evidências de retirada deste material por fluxos gravitacionais originados a partir de reativações tectônicas do embasamento e halocinéticas, ou ainda relacionados aos períodos de rebaixamento do nível do mar. Turbiditos terciários (eocênicos, oligocênicos e miocênicos), de variada extensão areal, associados aos episódios de mar baixo, foram depositados principalmente na base do talude (GUARDADO et al., 1990). Durante as exposições destas plataformas, formaram-se superfícies denudadas e caniôns os quais, além de servirem de zonas de passagem de sedimentos até a 68

79 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Evolução Tectono-Sedimentar planície abissal, tornaram-se locais de deposição quando o nível do mar voltava a subir. Associados às partes externas destas plataformas, durante os períodos relativos de mar crescente (highstands), desenvolveram-se bancos carbonáticos, os quais, nos períodos em que o sistema transgressivo atingiu o nível máximo, se relacionaram a zonas condensadas, que se desenvolveram até as regiões da planície abissal (DIAS et al., 1990). Tais zonas são marcos sismoestratigráficos (ex. Marco Azul 1 ) de ampla distribuição lateral e precedem rebaixamentos subseqüentes do nível do mar, com a subseqüente formação de sistemas turbidíticos de mar baixo. À leste, em águas mais profundas, folhelhos foram depositados em ambientes de baixa energia. A acumulação de sedimentos continuou até o Holoceno, como resultado do alto influxo de sedimentos na bacia. O desenvolvimento das cunhas sedimentares em águas profundas teve sua importância para a geologia do petróleo. Atuaram, juntamente como outros fatores, como carga para subsidência (e conseqüente maturação da matéria orgânica) e para movimentação do sal (SOUZA CRUZ, 1995). 1 Marco Azul denominação informal para o equivalente distal de calcáreos de borda de plataforma, datados como parte inferior do Oligoceno Superior, depositados em nível de mar relativamente alto. É um refletor de amplitude forte, bem caracterizado, podendo ser rastreado ao longo de toda a bacia 69

80 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico 4.2- ARCABOUÇO ESTRATIGRÁFICO A Bacia de Campos é geologicamente a mais conhecida dentre as bacias brasileiras que não possuem afloramentos a serem examinados, devido ao número de poços perfurados, pela extensa malha sísmica e pelos levantamentos gravimétricos e magnetométricos efetuados nos últimos anos. A primeira carta estratigráfica da bacia foi estabelecida na década de 70, por Schaller (1973), baseada em poucos poços exploratórios (RANGEL et al., 1994). Naquela época, independente de evidências de continuação de unidades estratigráficas entre as bacias adjacentes, nomes locais foram estabelecidos. Posteriormente, Beltrami et al. (1982) atualizaram o diagrama estratigráfico. Na década de 90, Rangel et al. (1994) descreveram e publicaram no Boletim de Geociências da Petrobrás a estratigrafia da Bacia de Campos, amplamente aceita pela indústria Figuras 4.2-1ª e B e Desde então, outras cartas estratigráficas simplificadas vêm sendo publicadas. De acordo com dados sísmicos de literatura, o pacote sedimentar da Bacia apresenta uma espessura média de 1 a 2 km próximo da costa e chega a alcançar acima de 10 km de espessura nas porções central e leste. Devido a esta grande espessura, os sedimentos pré-sal, evaporíticos e pós-sal mais antigos foram somente perfurados por poucos poços exploratórios nas regiões oeste e sudoeste. Por esta mesma razão, pouquíssimos poços exploratórios atingiram o Embasamento Pré- Cambriano, os quais por sua vez, permitiram inferir sua natureza gnáissica comparável aos afloramentos no Estado do Rio de Janeiro (RANGEL et al., 1994). Neste capítulo, será descrita a litoestratigrafia da bacia e seu respectivo ambiente deposicional, composta pelas seguintes unidades: Fm. Cabiúnas, Fm. Lagoa Feia, Fm. Macaé e Grupo Campos. Entretanto, cabe mencionar que, se forem considerados os estágios tectônicos evolucionários e genéticos, as unidades estratigráficas podem ser também divididas em seqüências básicas. Vários autores dividem ou agrupam o preenchimento sedimentar da bacia em 3 megasseqüências sedimentares (Continental, Transicional e Marinha), as quais correspondem à distintas fases ou estágios de evolução da bacia e, conseqüentemente, à distintos conjuntos de ambientes deposicionais. A Megasseqüência Não-Marinha ou Continental, depositada durante o estágio rifte, compreende os basaltos neocomianos da Fm. Cabiúnas e os sedimentos da porção inferior da Fm. Lagoa Feia (Barremiano ao Aptiano Inferior). A Megasseqüência Transicional, depositada durante o estágio transicional ou drift inicial, compreende os clásticos e evaporitos aptianos do Mb. Retiro (parte superior da Fm. Lagoa Feia). A 70

81 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico Megasseqüência Marinha, depositada durante a fase drift - marinho restrito e aberto, compreende os sedimentos clástico-carbonáticos da Fm. Macaé (Albiano ao Turoniano) e os clásticos do Grupo Campos (Turoniano Superior ao Terciário). Figura 3.2-1: Em A, seção geológica esquemática simplificada da Bacia de Campos vide figura (Fonte:CAINELLI & MOHRIAK, 1998). Em B, seção proximal da bacia, na região do Alto de Badejo e Baixo de São Tomé (GUARDADO eyt al., 1989). 71

82 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico Figura 3.2-2: Coluna Estratigráfica simplificada da Bacia de Campos. Fonte: Modificada de Rangel & Martins, 1 72

83 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico EMBASAMENTO Entende-se como embasamento da bacia, o complexo não diferenciado de rochas metamórficas e/ou ígneas que forma a parte mais externa da crosta terrestre ou a base das bacias sedimentares. Conforme mencionado anteriormente, apesar da incerteza relacionada aos limites das crostas continental, continental estirada e oceânica, dada a indefinição do limite leste exato da bacia (e não apenas o operacional), dado aos problemas de imageamento de subsuperfície e, dado o irrisório número de poços que atingiram a porção pré-rifte na bacia, assume-se que, independente do estagio de alteração ou modificação sofrida, grande parte do embasamento da bacia seja comparável aos afloramentos onshore adjacentes do Estado do Rio de Janeiro província encaixante do rifte. O embasamento Pré-Cambriano adjacente à bacia, consiste em rochas metamórficas de alto grau, anteriores a abertura do oceano. Predominam rochas migmatíticas de afinidade granulítica e gnáisses kinzigiticos e facoidais. Estas rochas arqueanas e proterozóicas retrabalhadas constituem a infra-estrutura arqueada e erodida do segmento setentrional da Faixa Móvel Ribeira, onde varias intrusões graníticas também pré-cambrianas (Brasiliana) cortam as rochas mais antigas e regeneradas. Na bacia, em termos de mapeamento na porção offshore, os basaltos da Fm. Cabiúnas do Cretáceo Inferior ( ma) que se superpõem às rochas mais antigas, chegam a atingir centenas de metros, sendo difícil a caracterização de sua interface com as rochas metamórficas do embasamento continental pré-cambriano (CASTRO, 1992). O embasamento foi perfurado na bacia por apenas três poços exploratórios, onde um dos poços alcançou as rochas Pré-Cambrianas após perfurar 600 m deste basalto (espessura máxima de basalto perfurada até os dias de hoje). Em adição, em relação à litologia da crosta oceânica, dados fornecidos pelos testemunhos de sondagem realizados pelo Deep Sea Drilling Project (DSDP) no Atlântico Sul indicam a presença de basaltos, metabasaltos e diabásios. Os basaltos toleiticos são comuns na região da Cordilheira Meso Atlântica e onde as zonas de fraturas cortam sua crista. Os basaltos alcalinos são observados particularmente nas ilhas oceânicas. 73

84 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico Formação Cabiúnas O assoalho de todo o preenchimento sedimentar da bacia, depositado sobre o embasamento continental, é caracterizado pela seqüência vulcano-sedimentar, composta por derrames de basalto do Cretáceo Inferior (informalmente considerados como "embasamento econômico ), clásticos vulcânicos e rochas sedimentares (MIZUSAKI, 1986; CHANG et al., 1990), depositados durante a fase inicial de rifteamento continental, estando agrupados sob a denominação de Fm. Cabiúnas. Estes basaltos, considerados como o primeiro episódio vulcânico na bacia, datados em Ma (DIAS et al., 1987 apud SOUZA CRUZ, 1995), são equivalente em idade aos basaltos da Fm. Serra Geral (sudeste do Brasil) e foram classificados como basaltos sub-alcalinos, enriquecidos em sódio e potássio (MIZUSAKI, 1986). A Fm. Cabiúnas é composta basicamente por basalto amigdaloidal, organizado em derrames e níveis de piroclásticos interestratificados com conglomerado polimítico (MIZUSAKI et al apud RANGEL et al., 1994). Estas rochas vulcânicas, quando fraturadas, apresentam características reservatórias. Figura : Perfil-tipo da Fm. Cabiúnas (Fonte: RANGEL et al., 1994). 74

85 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico Formação Lagoa Feia O contato inferior da Formação Lagoa Feia com a Formação Cabiúnas é discordante e, seu contato superior com a Formação Macaé é em geral, concordante. Esta Formação tornou-se particularmente significante quando o folhelho lacustre rico em matéria orgânica foi identificado como a mais importante rocha geradora da bacia - até o momento. A Formação Lagoa Feia (Barremiano ao Aptiano) contém sedimentos formados durante as fases rifte (parte inferior da Fm. Lagoa Feia) e transicional (parte superior da Fm. Lagoa feia Aptiano). É caracterizada por rochas de origem continental lacustre e flúvio-deltáica depositadas nos rift-valleys, recobertas por evaporitos depositados em ambiente do tipo golfo. Consiste basicamente de conglomerados aluviais e arenitos líticos, folhelhos e margas lacustres, siltitos e carbonatos recobertos por camadas de anidrita e halita, além das rochas vulcanoclásticas comumente intercaladas - Figuras a Informalmente, seria mais indicado utilizar o nome Fm. Lagoa Feia somente para indicar os sedimentos da parte inferior da seção pré-sal. Designações informais como "Camada Evaporítica" ou "Sal Retiro" poderiam ser utilizadas como referência aos evaporitos. (A) Lagoa Feia Inferior De acordo com Abrahão & Warme (1990), a Fm. Lagoa Feia Inferior pode ser divida em 3 ambientes deposicionais, representados por litofácies distintas: (a) leques aluviais; (b) margens de lagos expostas mud flats; e (c) depósitos sub-lacustres, incluindo depósitos de águas profundas à margem dos lagos. Dentro destes 3 ambientes, vários sub-ambientes podem ser reconhecidos. Leques Aluviais: São compostos por conglomerados e arenitos formados em áreas proximais à distais de complexos leques aluviais ao longo de escarpas basálticas. Estes conglomerados são basálticos, geralmente com matriz-suportada, com cascalhos avermelhados e esverdeados acima de 5 cm de diâmetro e o arcabouço dos grãos geralmente é constituído por fragmentos de basalto. Clastos graníticos e gnáissicos aparecem na porção norte da bacia. Cimentação por zeolitas é freqüente. Apesar de dolomita e calcita serem menos comuns, quando presentes, a dolomita substitui cimentação zeolítica e por vezes substitui o arcabouço dos grãos (BERTANI, 1984). Fragmentos de basaltos foram alterados para clorita e zeólitas e a matriz alterada para minerais de argila. 75

86 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico Volumetricamente, conglomerados são mais importantes nesta seqüência do que os arenitos, os quais geralmente estão oxidados. Mineralogia dos arenitos é constituída principalmente de microclina, plagioclásio, quartzo, biotita e hornblenda. Geralmente é pobremente selecionada, porém quando está bem selecionada, encontra-se cimentada. Na porção norte da bacia, conglomerados ricos em vulcânicas, apesar de volumetricamente significantes, começam a decrescer. Provavelmente a atividade vulcânica nesta porção foi menos significante e fontes do embasamento mais ricas em sílica foram expostas durante este período de rifteamento. Esta mudança na área-fonte para siliciclásticos talvez tenha gerado reservatórios de melhor qualidade do que na seqüência de coquinas, apesar de até o momento a produção comercial não ter sido reconhecida neste objetivo (ABRAHÃO & WARME). Arenitos e conglomerados perfurados até o momento mostraram baixas permoporosidades, devido principalmente ao predomínio de fragmentos de basaltos na sua composição e à intensa cimentação (DIAS et al., 1990). Margens de Lagos: São representadas por todos os sedimentos de fácies finas depositados entre as margens dos lagos e os leques aluviais (porções distais), incluindo arenitos e lamitos. São conhecidos como depósitos de mud flats devido à predominância de siliciciclásticos finos depositados, apesar de algumas fácies carbonáticas estarem incluídas nesta ampla caracterização. Períodos mais áridos induziram a deposição de minerais evaporíticos nestas áreas, os quais foram posteriormente substituídos por calcita (ABRAHÃO & WARME). Depósitos Lacustres: Estes depósitos foram subdivididos em 2 grupos: siliciclásticos finos, incluindo folhelhos verde-escuros de origem anóxida; e camadas ricas em coquinas, representando bancos, barras, praias ou depósitos de tempestades. Os siliciclásticos finos são compostos por folhelhos, margas, silltitos e calcilutitos argilosos depositados sob condições anóxidas, nas áreas mais profundas dos lagos. Os folhelhos são verde-escuros na base da unidade e tornam-se mais escuros, laminados e mais ricos em conteúdo orgânico em direção ao topo, principalmente na porção central da bacia. Estes folhelhos negros ricos em matéria orgânica são considerados a rocha geradora da bacia (ABRAHÃO & WARME, 1990). As coquinas, o segundo grupo principal dos depósitos sublacustres, são compostas principalmente por calcarenitos paleocípedes e calcirruditos. Estes carbonatos geralmente são massivos, grainstones e packstones horizontalmente laminados, e localmente também consistem em 76

87 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico wackstones (GUARDADO et al., 1989). A cor é controlada pela matriz e os cimentos são de calcita, dolomita ou chert. Foram depositadas em ambiente lacustre, podendo em alguns casos representar depósitos de margem de lagos, provavelmente praias ou barras próximas das margens ou podem ter sido acumuladas em águas mais profundas como resultado de retrabalhamento por ondas de tempestade. Devido à geometria dos lagos - alongados e bordejados por escarpas - estes depósitos geralmente ocorrem como corpos lineares paralelos às bordas falhadas dos lagos. A freqüência de conchas varia em grande escala ao longo da bacia, refletindo as mudanças nas condições ambientais (ABRAHÃO & WARME, 1990). Estas coquinas são conhecidas por prover o único reservatório conhecido da Fm. Lagoa Feia até o momento. Figura : Modelo paleogeomorfológico da Formação Lagoa Feia. Notar bancos de coquinas associados aos altos do embasamento. (Fonte: GUARDADO et al., 1989). 77

88 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico Figura : Seções esquemáticas (NW-SE e SW-NE) ao longo da bacia, mostrando a distribuição da seção pré-sal nos blocos estruturais e os poços produtores na região do Alto de Badejo (Fonte: ABRAHAO & WARME, 1990). Figura : Perfil-tipo do Mb. Coqueiros (Fonte: RANGEL et al., 1994). 78

89 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico (B) Fm. Lagoa Feia Superior A Discordância Pré-Alagoas separa a porção inferior da Fm. Lagoa Feia (Megasseqüência Continental) da porção superior (Megasseqüência Transicional). A parte superior da Formação Lagoa Feia pode ser dividida em duas seqüências: Seqüência de terrígenos na base, com uma espessura máxima de 600 m, variando de conglomerados a folhelhos, depositados em ambientes aluviais / leques deltáicos e sabkas; e Seqüência evaporítica (Mb. Retiro) no topo, composta essencialmente por halita hialina e anidrita branca (SCHAELLER, 1973 apud RANGEL et al., 1994). Localmente, esta discordância, responsável pela peneplanização da topografia rifte, foi coberta por uma cunha relativamente delgada de clásticos grosseiros derivados das terras altas adjacentes, a qual foi inundada gradualmente por água salgada proveniente do oceano bem estabelecido ao sul, limitada por barreiras. Conglomerados e arenitos pobremente selecionados foram depositados e gradualmente recobertos por clásticos finos e folhelhos ricos em matéria orgânica de natureza euxínica e salina. A passagem para um ambiente restrito de circulação de água e árido foi formada ao longo de toda a margem sudeste, resultando na deposição de uma suíte completa de evaporitos. A espessura original do sal é estimada em m nestes depocentros do golfo salino (CHANG et al, 1990). O controle e distribuição da composição desta seqüência evaporítica não é completamente conhecida na bacia, onde alguns autores atribuem sua composição principal como halita e anidrita. As diferenças atuais na morfologia dos evaporitos podem ser observadas ao longo do strike e mergulho (dip) da bacia, tanto em perfil quanto em planta, refletindo as estruturas formadas pela atividade halocinética desde o Cretáceo Superior (vide item 4.3). Baseado em dados sísmicos, a porção não-marinha do Lagoa Feia em alguns locais atinge cerca de m de espessura (dos quais, apenas cerca de m foram perfurados até o momento), a seqüência terrígena da parte superior não ultrapassa 600 m de espessura, enquanto a espessura da camada evaporítica varia enormemente, considerando principalmente o contraste na espessura entre a região de água rasa e profunda das estruturas formadas. 79

90 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico Figura : Perfil-tipo da Formação Lagoa Feia (Fonte: ABRAHAO & WARME, 1990). 80

91 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico Formação Macaé A Formação Macaé, com uma espessura máxima de 1.500m (Rangel et al., 1994), recobre concordantemente a Formação Lagoa Feia e é sobreposta discordantemente pela seção clástico-carbonática de ambiente marinho mais profundo do Grupo Campos. Esta Formação compreende as rochas de idade cretácica (Albiano ao Turoniano Inferior), depositadas em ambiente de oceano restrito (abertura do Atlântico Sul), podendo ser individualizada em três membros litologicamente e ambientalmente distintos, descritos a seguir Figura Figura : Perfil-tipo da Fm. Macaé (RANGEL et al., 1994) 81

92 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico (a) Mb. Goitacás Usualmente referido como "Macaé Proximal", representa os depósitos clásticos de leques deltáicos nas áreas proximais, caracterizado por conglomerado polimítico e arenito mal selecionado e, subordinadamente, por calcilutito branco e marga acinzentada (RANGEL et al., 1994). Os clastos conglomeráticos são derivados de gnáisses Pré-Cambrianos e de basaltos e sedimentos Mesozóicos embebidos em uma matriz arenosa-argilácea dolomitizada, enquanto os arenitos estratificados são compostos de quartzo, feldspato e grãos litificados cimentados por dolomita (GUARDADO et al. 1989) Figura Figura : Perfil-tipo do Mb. Goitacás (RANGEL et al., 1994) 82

93 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico (b) Mb. Quissamã Informalmente chamado de "Macaé Inferior" ou "Água Rasa", é representado por carbonatos de plataforma rasa e bancos de carbonato, com espessos leitos de calcarenito e calcirrudito oolitico e detrital, cuja deposição foi influenciada pelo movimento da camada de sal. A sedimentação segue um padrão com diversas fácies arranjadas em ciclos (Shoaling Upward Cycles), onde cada ciclo é composto por packstones oncoolíticos na base, gradando para packstones peloidais e grainstones oolíticos no topo. Localmente, a porção basal pode estar dolomitizada. Em depressões entre os bancos carbonáticos de alta energia, formadas em resposta a atividade halocinética, depositaram-se calcissiltitos. O sistema bacial também é caracterizado por fácies de granulação fina, depositadas em ambiente neritico médio a profundo, porém observa-se uma gradação de calcissiltitos para calcilutitos, com aparecimento de margas e folhelhos nas porções mais distais (DIAS et al., 1990) - Figuras Este pacote carbonático alcança menos de m de espessura e freqüentemente apresenta rafts (balsas) formados durante o deslizamento gravitacional (atividade halocinética). Os grainstones oolíticos caracterizam o melhor reservatório desta unidade. Figura : Modelo faciológico e paleogeomórfico da seção carbonática albiana da Fm. Macaé (Fonte: GUARDADO et al., 1989). 83

94 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico (c) Mb. Outeiro Informalmente conhecido como "Macaé Superior" ou "Seção Bota" (devido à forma de bota nos perfis elétricos), é composto por calcilutito creme, marga acizentada e folhelho cinza, interdigitados com camadas isoladas de turbiditos areníticos Albo- Turonianos (informalmente conhecidos como arenito namorado"), alcançando espessura máxima de 400 m no centro da bacia. Este pacote afogou os carbonatos do Macaé Inferior, em função da elevação do nível do mar. Condições anóxidas durante o Turoniano/Cenomaniano levaram à deposição de folhelhos negros - devido principalmente à mudanças climáticas e oceanográficas ao longo da Margem Brasileira. - Figuras a Figura : Perfil-tipo da seção Bota Mb. Outeiro (RANGEL et al., 1994) Corpos turbidíticos arenosos do Albiano Superior são caracterizados por depósitos em forma de lençol (blanket), enquanto arenitos turbidíticos do Cenomaniano/Turoniano, em contraste, foram confinados em estreitas calhas deposicionais controladas por falhas (devido à halocinese), e podem mostrar variações laterais abruptas de espessura (GUARDADO et al., 1989). Ambos os sistemas (não- 84

95 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico confinado e confinado) são dominantemente formados por arenitos médios à finos, ricos em quartzo, dispostos em camadas amalgamadas (GUARDADO et al., 1989; DIAS et al., 1990; CAINELLI & MOHRIAK, 1998), indicando episódios de curta duração de mar baixo dentro do período de elevação do nível do mar durante o Albiano. O depocentro dos turbiditos Cenomaniano/Turoniano está deslocado para oeste em relação ao depocentro dos turbiditos Albianos, provavelmente devido ao onlap costeiro e foram desenvolvidos nas zonas de passagem (bypass zones) dos turbiditos Albianos (GUARDADO et al., 1989). O mapa de isópacas - Figura publicado por Martins et al. (1991) engloba as areias albo-turonianas, onde pode-se observar 2 grandes baixos deposicionais (noroeste-sudeste e norte-sul), além de calhas bem definidas, fortemente influenciadas pela halocinese, nas porções central e sul. Provavelmente as areias alcançaram a bacia a partir de várias fontes, preferencialmente noroeste (DIAS et al., 1990) e, secundariamente, sudoeste (MARTINS et al., 1991). Figura : Mapa de isópacas dos turbiditos albo-turonianos (MARTINS et al., 1991). 85

96 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico De acordo com Rangel et al. (1994), os Membros da Fm. Macaé estão interdigitados entre si e, a interpretação paleoambiental indica que estas rochas foram depositadas por leques aluviais (Membro Goitacás) em áreas proximais, junto à linha de charneira, gradando para depósitos de plataforma carbonática (Membro Quissamã) em ambiente marinho nerítico raso, com fundo oxigenado e água hipersalinas, com condições climáticas quentes e secas, sobrepostos por sedimentos clásticos e carbonáticos (Membro Outeiro), de ambiente mais profundo, no talude e com correntes de turbidez Grupo Campos O Grupo Campos (antiga Fm. Campos e Fm. Emborê), do Cretáceo Superior ao Recente, compreende as Formações: (a) Carapebus, (b) Ubatuba e (c) Emborê (SOUZA CRUZ, 1995), as quais formam uma cunha clástica de mais de m de espessura. Os sedimentos depositados durante o Cretáceo Superior apresentam estilo retrogradacional, seguida de estilo progradacional no Terciário, conforme mencionado anteriormente. Cabe salientar que, dentro do Grupo Campos, pode-se observar períodos de erosão ou não deposição: o Campaniano; na transição Paleoceno - Eoceno; no Oligoceno; e no Mioceno. Alguns destes gaps podem ser relacionados à eventos tectônicos locais ou regionais, à mudanças no suprimento de sedimentos, à mudanças no nível do mar global, dentre outros fatores - Figura

97 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico Figura : Perfil-tipo das Fm. Carapebus e Ubatuba (Fonte: RANGEL et al.,1994) Fm. Ubatuba Fm. Ubatuba, do Cretáceo Superior ao Holoceno, é composta por pelitos, especialmente folhelho cinza-escuro e esverdeado, argila e marga cinza-clara, calcilutito cinza e creme e diamictito cinzento, depositados em ambiente marinho aberto batial e abissal (RANGEL et al., 1994). Os arenitos turbidíticos da Formação Carapebus encontram-se "embebidos" nestes sedimentos de baixa energia. A Formação Ubatuba sobrepõe discordantemente a Formação Macaé e, em regiões mais proximais da bacia, encontra-se interdigitada lateralmente com os sedimentos clásticos e carbonáticos da Formação Emborê (RANGEL et al., 1994) Figura A parte inferior da Formação Ubatuba (informalmente conhecida como "Ubatuba Cretáceo"), depositada durante o Turoniano Superior / Maastrichtiano, foi individualizada como Membro Tamoios Fm. Carapebus Formação Carapebus é composta por arenitos finos a conglomeráticos, cujas camadas encontram-se intercaladas, interdigitadas ou inseridas nos pelitos da Formação Ubatuba (RANGEL et al., 1994). Os arenitos Carapebus foram depositados por correntes de turbidez em ambiente de talude e bacia, do Turoniano Superior ao Holoceno. Diversos arenitos recebem denominações informais em função da sua idade ("Carapebus Cretáceo", "Carapebus Eoceno", Carapebus Oligoceno, "Carapebus Mioceno") ou da presença de hidrocarbonetos ( Arenito Espadarte, Arenito Roncador, Arenito Carapeba, Arenito Enchova, "Arenito Marlim", Arenito Albacora", etc.) - Figura A Formação Carapebus compreende 4 sistemas turbidíticos principais - Cretáceo Superior, Eoceno, Oligoceno e Mioceno (GUARDADO et al., 1990; BRUHN, 1993), cujas origens são complexas e não totalmente compreendidas. Alguns autores atribuem rebaixamento do nível do mar, tectonismo e (re)deposição de sedimentos de plataforma para o sistema turbidítico do Oligoceno e Eoceno e uma combinação de variações eustáticas e halocinese e para o sistema turbidítico do Cretáceo Superior. Os turbiditos do Cretáceo Superior estão associados aos baixos locais causados pela atividade halocinética (como por exemplo, nos blocos baixos das falhas 87

98 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico de crescimento), durante rebaixamentos do nível do mar dentro do evento transgressivo do Cretáceo Superior ao Terciário Inferior. O modelo de deposição é similar aos turbiditos do Macaé Superior (Cenomaniano/Turoniano), porém as areias (e conglomerados) foram depositadas em calhas mais amplas e contínuas por grandes áreas, onde em alguns locais foram alcançadas espessuras acima de 250 m. Depósitos equivalentes (em tempo) de águas rasas não foram preservados devido, provavelmente, à erosão durante o subseqüente rebaixamento do nível do mar no Terciário (GUARDADO et al., 1989). O mapa de isópacas - Figura publicado por Martins et al. (1991), mostra que as maiores espessuras do Carapebus Cretáceo situam-se a norte, apresentando 2 áreas fontes - noroeste (preferencial) e sudoeste (secundária). Comparando este mapa com o do Arenito Namorado, observa-se uma distribuição areal mais ampla e de maiores espessuras, alem da migração dos eixos deposicionais para nordeste, refletindo inversões de relevo provocadas pela halocinese. O mapa ainda sugere uma possível continuidade dos corpos arenosos do Cretáceo Superior em direção à bacia, enquanto o pacote do Namorado desaparece nesta direção (MARTINS et al., 1991). Figura : Mapa de isópacas do Carapebus Cretáceo, com eixos deposicionais (Fonte: MARTINS et al., 1991). 88

99 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico Os turbiditos do Eoceno, Oligoceno e Mioceno fazem parte da sucessão regressiva do Eoceno Médio ao Recente, a qual tipicamente mostra um padrão progradacional ao longo da bacia. Turbiditos do Eoceno foram depositados de acordo com dois sistemas deposicionais: o primeiro confinado, com corpos de areias espessos e lateralmente restritos, depositados em calhas pré e sindeposicionais, relacionadas a fatores halocinéticos; e o segundo, em forma de corpos tabulares, depositados após o preenchimento das calhas que permitiram o extravasamento e espalhamento lateral. Ambos os estilos consistem predominantemente em arenitos de grão médio a grosso, os quais ocorrem em corpos maciços amalgamados. (GUARDADO et al., 1989). O grande volume de sedimentos que serviu de fonte (Fm. Emborê) para estes tubiditos situava-se na plataforma, relacionando-se estes turbiditos à rebaixamentos relativos do nível do mar, desencadeados a partir de processos tectônicos ou eustáticos (MARTINS et al., 1990). O mapa de isópacas dos turbiditos do Eoceno publicado por Martins et al. (1991), mostra uma ocorrência areal grande destas areias, semelhantes às do Cretáceo, porém com padrão de distribuição mais tabular, caracterizando baixos mais amplos e com espessuras significantemente maiores, reflexo de um aumento no suprimento sedimentar, devido ao soerguimento da Serra do Mar - mudança no comportamento da área fonte, que passa a distribuir-se ao longo de toda costa. Os grandes eixos deposicionais apresentam suaves deslocamentos para norte e nordeste. Comparando-se este mapa com os dos turbiditos do Cretáceo, verifica-se um avanço da quebra da plataforma em direção à bacia durante o Eoceno, caracterizando o desenvolvimento de um sistema progradante. Nas porções sul e nordeste, o mapa está em aberto, com possibilidade de continuidade das areias bacia adentro - Figura O padrão fortemente progradante no Eoceno se mantém durante a deposição dos sedimentos oligocênicos e miocênicos. Este período caracteriza-se por ter herdado plataformas rasas completamente entulhadas de sedimentos siliciclásticos, além de um contínuo influxo sedimentar para a bacia através do sistema fluvio-deltáico do Paraíba do Sul (MARTINS et al., 1990). 89

100 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico Figura : Mapa de isópacas do Carapebus Eoceno, com eixos deposicionais (Fonte: MARTINS et al., 1991). Um grande número de modelos na literatura foi proposto para explicar as características e evolução dos corpos turbiditos depositados durante o Oligoceno em águas profundas A grande maioria dos modelos invocados está estritamente relacionado às variações globais do nível do mar BACOCCOLI & TOFFOLI (1988), DIAS et al. (1989), GUARDADO et al. (1990), AZAMBUJA FILHO (1990), MARTINS et al. (1991), CARMINATTI & SCARTON (1991), BRUHN (1993) e SOUZA CRUZ (1995). Carminatti & Scarton (1991), utilizando correlações sismoestratigraficas, estabeleceram uma relação genética entre a remoção de grande volume de sedimentos na região do Baixo de São Tomé para as partes baciais e a construção do 90

101 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico complexo turbidítico oligocênico. Segundo estes autores, este complexo na bacia consiste em 3 sistemas principais de leques turbiditos de mar baixo, estabelecidos por limites de seqüência do tipo I, formadas em resposta às variações globais do nível do mar, em intervalos de 5 Ma. Cada sistema é composto principalmente por arenitos massivos, muito finos e bem-selecionados. Todos os 3 limites de seqüência são caracterizados por falhas lístricas, extensiva erosão na plataforma, formação de canyons submarinos e pela formação de depósitos turbidíticos no sopé e planície abissal. O volume de sedimentos em cada um dos sistemas é aproximadamente igual a quantidade de sedimentos removidos dos vales e canyons na plataforma marinha rasa. Peres (1991) também interpretou os extensos (6.000 km 2 ) e espessos (acima de 150 m) turbiditos oligo-miocênicos depositados na Bacia de Campos como sendo um grande sistema turbidíco alimentado pela plataforma (shelf-fed turbidite system model), porém os mecanismos relacionados diferem, em parte, dos modelos anteriormente propostos. Este sistema consiste predominantemente de sedimentos clásticos que foram previamente depositados na plataforma continental e então retrabalhados por processos sub-aquosos antes de serem re-transportados para o sopé da bacia. De acordo com Peres (1993), o desenvolvimento deste sistema é dependente de: (i) presença de um delta ou outro sistema (ex. Paraíba do Sul) que deposite grande volume de clásticos na plataforma, a qual mais tarde constituirá a principal fonte do sistema; (ii) pulsos tectônicos localizados (ex. halocinese) para modificar a declividade da porção externa da plataforma e iniciar movimentos de fluxos de massa; e (iii) queda relativa no nível do mar, causando exposição sub-aquosa e retrabalhamento dos sedimentos da plataforma em ambiente marinho raso de alta energia. Segundo este autor, estes 3 elementos básicos são igualmente importantes para o desenvolvimento do modelo, diferenciando desta forma, seu modelo dos demais apresentados anteriormente. Entretanto, posições do nível do mar controlariam o desenvolvimento de fases progradacionais, agradacionais e retrogradacionais do sistema. Em adição, o autor destaca que o entendimento da evolução destes arenitos de águas profundas é dependente do conhecimento dos processos de formação dos cânions. Praticamente 2 famílias de cânions submarinos são excavados durante o desenvolvimento deste sistema, os quais estão separados por uma zona de sedimentos não-confinados (bypass zones). A primeira família, a qual é composta por cânions relativamente curtos, rasos e amplos são escavados por slumping na porção mais externa da plataforma; a outra família, a qual consiste de cânions estreitos e rasos são escavados por correntes de turbidez na planície continental. Figuras a

102 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico Figura : Mapa de isópacas das areias oligo-miocênicas na Bacia de Campos (Fonte: BRUHN et al.,1998). 92

103 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico Figura : Seção esquemática na Bacia de Campos mostrando a evolução das fases deposicionais do sistema turbidítico oligocênico alimentado pela plataforma (Fonte: PERES,1993). 93

104 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico Figura : Bloco esquemático mostrando a paleogeografia da bacia durante os estágios iniciais (A) e finais (B) do desenvolvimento do sistema de turbiditos oligocênicos alimentados pela plataforma (shelf-fed turbidite system). Os sedimentos previamente armazenados na plataforma foram retrabalhados e transportados por cânions na porção externa da plataforma (formando calhas preenchidas no bloco baixo das falhas de crescimento), pelo talude e por cânions na base do talude - formando os depósitos espalhados, no assoalho da bacia (Fonte: PERES,1993). 94

105 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico Peres (1991), ressalta que o sistema é composto por uma série de corpos de areia espessos e amalgamados, os quais são geralmente coalescentes lateralmente, formando uma unidade sedimentar do tipo blanket, a qual pode cobrir grandes áreas do assoalho da bacia. Localmente existem partes mais espessas do sistema, localizadas entre falhas de crescimento principais, sugerindo áreas de escape dos evaporitos em função da deposição das areias, desenvolvendo depressões no fundo da bacia, onde fluxos subseqüentes de turbiditos focalizaram sua deposição para formar uma unidade de areia relativamente espessa. Segundo Guardado et al. (1989), a morfologia do fundo marinho no Oligoceno e no Mioceno Inferior foi um importante fator no controle de distribuição destas areias. Cobbold et al. (2001) suportam em grande parte o modelo proposto por Peres (1991), porém, estes autores não compartilham da opinião de que este processo seja atribuído à queda no nível do mar. Cobbold et al. (2001) sugerem que a redeposicão dos turbiditos alimentados pela plataforma, dada através de cânions escavados na borda da saliência em forma de V, seja função direta do soerguimento tectônico local da própria saliência uma vez que os cânions e o retrabalhamento sejam restritos somente à saliência de Campos, além da formação de bancos carbonáticos no Oligoceno (indicativo de área emergente). Estes autores acreditam que a saliência tenha uma história de soerguimento de embasamento, onde parte ocorreu durante o rifteamento neocomiano e parte resultou da reativação pós-rifte em pulsos (Cretáceo Superior/Terciário), relacionada à esforços trans-placa. Em adição, cogita-se a hipótese do movimento halocinético proposto por Peres (1991) ter sido detonado, não somente pela sobrecarga sedimentar e basculamento da bacia, mas também pela própria movimentação e elevação da saliência de Campos (reativacao do embasamento). Os arenitos do Mioceno são similares em espessura aos do Oligoceno, porém sua distribuição areal é reduzida. Os processos envolvendo sua deposição foram também aparentemente semelhantes aos processos ativos durante à deposição dos turbiditos do Oligoceno (MARTINS et al., 1991; PERES, 1991; PERES, 1993). BRUHN (2001) e BRUHN et al. (2003) ressaltam que, atualmente, os reservatórios turbiditos oligocênicos e miocênicos dos campos descobertos não são mais considerados simplesmente como leques turbidíticos espalhados e homogêneos. Segundo estes autores, estudos mais recentes indicam que estes reservatórios podem ser muito complexos e heterogêneos, apresentando tipos contrastantes - até mesmo em um único campo. Os estilos contrastantes dos principais tipos de reservatórios turbidíticos do Oligoceno e Mioceno, assim como dos demais sistemas turbidíticos, serão tratados no Capítulo V. 95

106 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estratigráfico Fm. Emborê A Formação Emborê compreende os arenitos derivados da erosão da região onshore e carbonatos impuros, depositados em ambiente proximal - leques costeiros e plataformas carbonáticas, desde o Maastrichtiano até o Holoceno, os quais estão sobrepostos e/ou interdigitados lateralmente com os pelitos da Formação Ubatuba, nos quais foram introduzidos os turbiditos da Fm. Carapebus. Alguns Membros da Formação Emborê foram definidos para identificar fácies particulares, compreendendo: o Membro São Tomé, caracterizado por clásticos grosseiros avermelhados que ocorrem ao longo da borda oeste da bacia; o Membro Siri (Oligoceno), formado por calcarenitos bioclásticos de plataforma rasa, os quais passam transicionalmente para margas e lamas carbonáticas nas porções mais profundas (AZAMBUJA FILHO, 1990); e o Membro Grussaí (Mioceno ao Recente), composto de calcarenito bioclástico de plataforma (RANGEL et al., 1994). Figura : Perfil-tipo das Fm. Carapebus e Ubatuba (Fonte: RANGEL et al.,1994). 96

107 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estrutural 4.3- ARCABOUÇO ESTRUTURAL A evolução geológica da bacia faz parte de um contexto geotectônico amplo que, em estágios, envolveu o rifteamento de um supercontinente, criou crosta oceânica, desenvolveu um oceano e, posteriormente, foi submetida a novo evento tectônico, o qual reativou seu embasamento, criou algumas novas falhas, rejuvenesceu outras mais antigas e introduziu fluidos magmáticos (SILVA, 1995). Esta mudança de regime tectônico levou à uma marcante compartimentação vertical no arcabouço estrutural da bacia, o qual é dominado por dois principais estilos distintos, típicos de margem passiva divergente: (a) estruturas do embasamento e seção rifte; e (b) estruturas da seção pós-rifte. Utilizando a camada de sal Aptiana como datum e um dos turning points destes estágios evolucionários, pode-se assumir que o vulcanismo do Cretáceo Inferior, as falhas normais e os blocos rotacionados são distintivos de estilo extensivo da seção pré-sal, enquanto o deslizamento gravitacional e o espalhamento da tectônica salífera são uma assinatura marcante da seção pós-sal. Aparentemente, somente poucas feições tectônicas (ex. falhas normais relevantes) deformaram as seções pré e póssal. Entretanto, em alguns locais parece haver um relacionamento (direto e indireto) entre feições sub e supra-sal. Ressalta-se que ambos os padrões de estruturas podem ter sido influenciados pelos pulsos de reativação no Cretáceo Superior e Terciário conforme descrito no Capítulo III. De acordo com Meisling et al. (2001) e Cobbold et al. (2001), reativações das estruturas do Cretáceo Inferior e outras mais antigas resultaram principalmente em soergüimento onshore; aumento no suporte de sedimentos na bacia, aumento na tectônica halocinética e criação de novos caminhos de migração Estruturas da Seção Rifte A bacia evoluiu sobre os domínios do antigo Cinturão Orogênico Brasiliano (Faixa Móvel Ribeira), controlada pelos Altos de Vitória e Cabo Frio. Estes altos são expressões de arcos do embasamento relativamente menos subsidentes, transversais à costa (BACOCCOLI & MORALES, 1973 apud SILVA, 1995). O limite oeste de exploração de hidrocarbonetos na bacia é dado pela Linha de Charneira e o limite leste considerado é dado como o limite extremo leste do Platô de São Paulo. Diversos 97

108 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estrutural 4.3- ARCABOUÇO ESTRUTURAL A evolução geológica da bacia faz parte de um contexto geotectônico amplo que, em estágios, envolveu o rifteamento de um supercontinente, criou crosta oceânica, desenvolveu um oceano e, posteriormente, foi submetida a novo evento tectônico, o qual reativou seu embasamento, criou algumas novas falhas, rejuvenesceu outras mais antigas e introduziu fluidos magmáticos (SILVA, 1995). Esta mudança de regime tectônico levou à uma marcante compartimentação vertical no arcabouço estrutural da bacia, o qual é dominado por dois principais estilos distintos, típicos de margem passiva divergente: (a) estruturas do embasamento e seção rifte; e (b) estruturas da seção pós-rifte. Utilizando a camada de sal Aptiana como datum e um dos turning points destes estágios evolucionários, pode-se assumir que o vulcanismo do Cretáceo Inferior, as falhas normais e os blocos rotacionados são distintivos de estilo extensivo da seção pré-sal, enquanto o deslizamento gravitacional e o espalhamento da tectônica salífera são uma assinatura marcante da seção pós-sal. Aparentemente, somente poucas feições tectônicas (ex. falhas normais relevantes) deformaram as seções pré e póssal. Entretanto, em alguns locais parece haver um relacionamento (direto e indireto) entre feições sub e supra-sal. Ressalta-se que ambos os padrões de estruturas podem ter sido influenciados pelos pulsos de reativação no Cretáceo Superior e Terciário conforme descrito no Capítulo III. De acordo com Meisling et al. (2001) e Cobbold et al. (2001), reativações das estruturas do Cretáceo Inferior e outras mais antigas resultaram principalmente em soergüimento onshore; aumento no suporte de sedimentos na bacia, aumento na tectônica halocinética e criação de novos caminhos de migração Estruturas da Seção Rifte A bacia evoluiu sobre os domínios do antigo Cinturão Orogênico Brasiliano (Faixa Móvel Ribeira), controlada pelos Altos de Vitória e Cabo Frio. Estes altos são expressões de arcos do embasamento relativamente menos subsidentes, transversais à costa (BACOCCOLI & MORALES, 1973 apud SILVA, 1995). O limite oeste de exploração de hidrocarbonetos na bacia é dado pela Linha de Charneira e o limite leste considerado é dado como o limite extremo leste do Platô de São Paulo. Diversos 97

109 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estrutural autores assumem que, nesta região, o contato entre as crostas continental estirada e oceânica coincide com o limite leste dos evaporitos aptianos (vide Capítulo III) Figuras Figura : Interpretação sísmica profunda regional ilustrando a arquitetura das fases rifte e pós-rifte, e o limite inferido das crostas oceânica e continental vide item (Fonte: CAINELLI & MOHRIAK, 1998). Durante o Cretáceo Inferior, em resposta à extensão crustal, formou-se na bacia um sistema de rift-valley alongado, de direção sudoeste - nordeste, caracterizado por uma série de horsts, grábens e meio-grábens, envolvendo embasamento, vulcânicas e sedimentos pré-sal. Estes Altos e Baixos Estruturais correspondem às anomalias gravimétricas (GUARDADO et al., 1989), conforme mencionado no Capítulo III. Dentre as feições mais famosas, cita-se o Alto de Badejo, o horst mais proeminente da região, de direção nordeste-sudoeste, o qual influenciou na sedimentação da plataforma média e externa, da porção meridional da bacia - Figura Dispostos paralelamente ao Alto de Badejo, desenvolvem-se outros horsts. Flanqueando estes altos estruturais, desenvolveram-se expressivos baixos sindeposicionais adjacentes, de direção preferencial nordeste, os quais foram preenchidos por sedimentação predominantemente argilosa e foram protegidos pela configuração estrutural da época, propiciando o desenvolvimento de ambiente anóxido e, conseqüentemente, de rochas com potencial para geração de hidrocarbonetos (CARMINATTI, 1988). O comportamento estrutural em direção a águas profundas é genericamente similar, com horsts e grábens se desenvolvendo também com direção 98

110 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estrutural preferencial nordeste. Outro importante alinhamento nordeste-sudoeste é a Linha de Charneira, delineada pela Falha de Campos, orientada paralelamente à margem da bacia. Esta feição separa a porção oriental principal da bacia, que contém sedimentos desde o Cretáceo Inferior até o presente, de uma pequena porção ocidental, onde sedimentos Terciários estão depositados sobre o embasamento raso (GUARDADO et al., 1989). Figura : Linha sísmica (NW-SE) mostrando o relacionamento entre o Alto de Badejo e os baixos adjacentes, caracterizando a arquitetura rifte e pós-rifte (Fonte: KARNER et al., 2000). Os horsts e grábens são limitados por falhas normais sintéticas e antitéticas de direção preferencial sudoeste - nordeste, as quais apresentam continuidade lateral por longas distâncias e rejeitos de até m (GUARDADO et al., 1989; DIAS et al., 1990) Figura e Esta orientação principal das falhas da fase rift é coincidente com os principais lineamentos estruturais do embasamento pré-cambriano subjacente e adjacente (porção emersa), sugerindo que este falhamento extensional do Cretáceo Inferior aproveitou as descontinuidades Pré-Mesozóicas, reativando as zonas de fraqueza crustal preexistentes (PONTE & ASMUS, 1978, apud GUARDADO et al., 1989). Figuras a Secundariamente, ocorre um trend de falhas menos expressivas de direção leste/sudeste-oeste/noroeste (E/SE-O/NO) Figura

111 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estrutural O refletor mapeado pela Petrobrás a principio parece corresponder ao topo dos basaltos, porem o mesmo refletor pode representar, em algumas áreas, o próprio embasamento cristalino (Fonte: GUARDADO et al., 1989). Figura : mapa estrutural em profundidade do topo dos basaltos/embasamento. O refletor mapeado pela Petrobrás, a principio, parece corresponder ao topo dos basaltos, porem o mesmo refletor pode representar, em algumas áreas, o próprio embasamento cristalino (Fonte: GUARDADO et al., 1990). 100

112 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estrutural Figura : Linha sísmica ( ) na Bacia de Campos mostrando falhas do embasamento ativas no Terciário. Localização dada na figura (GUARDADO et al., 1989). 101

113 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estrutural A maioria das falhas extensionais do embasamento tornou-se inativa após o desenvolvimento da Discordância Pré-Alagoas. Entretanto, em algumas localidades, certas falhas foram reativadas e cortaram sedimentos da fase drift da seqüência transicional e, mais raramente, da seqüência marinha (GUARDADO et al., 1989) Figura Zonas de transferência também parecem ter sido reativadas durante o Cretáceo Superior e Terciário. Conforme mencionado anteriormente, zonas de transferência noroeste-sudeste podem ser inferidas na Bacia de Campos, as quais segmentam e deslocam lateralmente feições positivas e negativas da margem rifteada (vide item 3.3.2). Entre estas zonas, falhas extensionais possuem traços sigmoidais em planta. Em seção transversal, estas zonas apresentam falhas de alto ângulo ou estruturas em flor. De acordo com os dados publicados até o momento, ressalta-se que a zona de transferência mais pronunciada é a de Cabo Frio - ilustrada Moriak et al. (1995), e que um dos maiores campos produtores do Brasil, Marlim, é bordejado por uma zona de transferência - conforme ilustrado por Carminatti (1988). As falhas extensionais nordeste-sudoeste e estas zonas de transferência noroeste-sudeste tiveram forte influência na deposição da seqüência rifte em Campos, tanto no preenchimento quanto na distribuição de fácies sedimentares. A vergência dos meio-grábens tende a mudar ao longo das zonas de transferência, compartimentando a margem rifteada em sub-bacias, controlando a seqüência neocomiana. Desta forma, a bacia pode ser subdividida em sub-domínios, os quais possuem riscos diferenciados na presença de gerador lacustre. Além de influenciar na distribuição do gerador, estas zonas podem prover mecanismos adicionais de migração de hidrocarbonetos da seção pré-sal para as janelas na base da camada evaporítica (MEISLING et al, 2001). Falhas extensionais do embasamento são os caminhos conhecidos mais famosos no processo de migração do óleo da seção sub-sal para a base da camada evaporitica ou carrier beds (camadas carreadoras), principalmente quando associadas aos altos locais do embasamento atraindo e focalizando a migração. Entretanto, as zonas de transferência, as quais se comportam como altos intra-rifte estruturalmente complexos, podem atuar como uma segunda opção de foco na migração de hidrocarbonetos dos baixos intra-rifte para a base do sal. A migração pode ser realçada ao longo destas zonas, onde o fraturamento e a complexidade estrutural estão associados à distribuição do cisalhamento e a reativação das mesmas pode ter sido um importante fator facilitador da migração (vide item 3.4). Evidências de dilatações passadas incluem bacias de pull-apart (onshore) e o alinhamento de rochas magmáticas ao longo de trends reativados on e offshore (COBBOLD et al., 2001). 102

114 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estrutural Todas as acumulações comerciais significantes estão no limite do sal continuo ou na região das janelas de sal. A maioria das acumulações ocorre onde as principais zonas de transferência são pouco espaçadas (COBBOLD et al., 2001). A maioria das publicações antigas prega que a migração ao longo do sal é primeiramente vertical e que o sal contínuo apresenta uma barreira à migração. Mello et al. (1994) acreditam que a migração lateral à longa distância pode ocorrer mergulho acima (updip), ao longo da base do sal (através das carrier beds), até encontrar a primeira janela. Em ambos os casos, a zona de transferência merece um crédito como conduto potencialmente realçador para migração de hidrocarbonetos, tanto abaixo das janelas quanto abaixo da camada contínua de sal (COBBOLD et al., 2001) Estruturas da seção pós-rifte Resumidamente, o padrão estrutural pós-rifte é caracterizado principalmente por feições halocinéticas, as quais estão presentes desde a Linha de Charneira até a Crosta Oceânica. O estilo estrutural da tectônica salífera indica o basculamento da bacia para leste, associado à uma compactação diferencial dos sedimentos, com movimentos de deslizamento gravitacional da camada de sal e sedimentos sobrejacentes da costa em direção à bacia. Em geral, as estruturas aumentam gradativamente em área e relevo de água rasa para profunda e estão representadas principalmente por falhas de geometria lístrica, com estruturas de crescimento associadas a rollovers, anticlinais, anticlinais falhadas e calhas deposicionais, além de almofadas, domos e diápiros de sal. Figuras a Esta grande variedade de estilos estruturais pode ser distribuída em dois domínios principais, na direção do mergulho da bacia (downdip): domínio extensional e domínio contracional. A região mais proximal da costa é representada pelo domínio extensional (variando de 100 a 200 km de largura), caracterizado pela seguinte suíte estrutural: almofadas de sal; falhas de crescimento com estruturas rollovers associadas nas lapas (footwalls); paredes de sal triangulares em seções transversais; estruturas "casco de tartaruga"; e salt welds. Estas estruturas são atribuídas, principalmente, à extensão horizontal em direção a bacia, causada pelo deslizamento gravitacional e espalhamento da seqüência sedimentar pós-sal. Esta extensão originou-se no Albiano e continua até os dias de hoje (DEMERCIAN et al., 1993) - Figuras a A parte progressivamente mais afastada da costa e profunda da bacia é caracterizada pelo domínio contracional (acima de 100 km de largura), com numerosas feições de grandes dimensões interpretadas como: dobras de crescimento de comprimentos de onda variados, em seqüências de várias espessuras; paredes de sal assimétricas, 103

115 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estrutural posicionadas acima de falhas reversas; bacias profundas; e línguas de sal (salt tongues) acima de empurrões (DEMERCIAN et al., 1993) Figuras a O mapa de contorno estrutural do topo da camada de sal publicado por Demercian et al. (2003) Figura mostra uma variação do estilo dos diápiros, organizados em domínios (downdip) e províncias (ao longo do strike da bacia), as quais são separadas por trends noroeste-sudeste. Cabe salientar que este é o melhor mapa publicado até o momento. Este mapa é razoavelmente representativo da área da bacia como um todo, devido à questões proprietárias (confidencialidade de dados) e dada a velocidade de mudança nas interpretações com a aquisição de novos dados e ferramentas, além da implementação de novos conceitos (teorias, modelagens, restaurações, etc.) durante estes anos. Ressalta-se que o padrão de falhamentos na seção supra-sal (falhas lístricas normais) em planta não foi abordado neste trabalho. Na direção do mergulho da bacia, o domínio extensional é representado por uma faixa próxima à costa relativamente homogênea, de 100 a 200 km de largura, onde grande parte da camada de sal (topo e a base) mergulha suavemente para a bacia. A camada evaporítica geralmente apresenta espessura mais fina do que algumas centenas de metros, exceto onde existem almofadas, rollers ou diápiros. A camada de sal apresenta mergulho mais acentuado entre as profundidades de m (em vermelho) e m (verde), e torna-se mais plana (ou menos íngreme) a partir dos m (azul). Na porção leste deste domínio, os diápiros alcançam amplitudes de até 1km e cerca de 10km de largura (DEMERCIAN et al., 1993). O domínio contracional aparece como uma faixa de 50 a 150 km de largura (e por vezes mais larga), onde o topo do sal forma uma superfície irregular, com grandes domos e bacias (salt mini-basins). Batimetricamente, este dominio é um platô, com lâmina d água variando de a m de profundidade. Os topos dos diápiros estão, freqüentemente, logo abaixo do fundo do mar (amarelos e vermelhos) enquanto que o sal abaixo das minibasins (verdes e azuis), quando presentes, estão entre m e m de profundidade (DEMERCIAN et al., 1993) Ao longo do strike da bacia, também existem mudanças na profundidade do topo da camada evaporítica, assim como no estilo e distribuição dos diápiros de sal. Estas mudanças ocorrem ao longo de 3 províncias (Norte de Campos, Campos Central, e Cabo Frio). 104

116 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estrutural Figura : 1A - Seção sísmica migrada, na altura do Cabo de São Tomé, de direção sudeste, em L.A variando de 2600 a 2750m. No centro, a seqüência cretácica apresenta uma grande estrutura anticlinal - casco de tartaruga - entre duas falhas normais lístricas, uma mergulhando para bacia (esquerda) e a outra para costa (direita). Rollers foram formados nas lapas das falhas. O downlap aparente dos sedimentos cretácicos (C) no evaporito (E) é interpretado como uma fault weld horizontal. Rafting (balsa) da camada de sal resultou em 10km de separação nos carbonatos albianos (A). A seqüência terciária (T) é menos falhada. Estas feicões são interpretadas como dominio extensional. Escala vertical em tempo. 1B - Interpretação da linha 1A. (Fonte: DEMERCIAN et al., 1993). 105

117 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estrutural Figura : 1A - Seção sísmica migrada, na altura do Cabo de São Tomé, em L.A variando de 2550 a 2750m. Principais falhas normais de crescimento bordejam a parede de sal, triangular em seção (no centro). Falhas normais secundárias com pequeno deslocamento, em ambos os flancos da parede de sal, podem ser observadas. Depocentros do cretáceo superior (à direita do flanco) foram invertidos. Estas feições são interpretadas como domínio extensional.escala vertical em tempo. 1B - Interpretação da linha 1A(Fonte: DEMERCIAN et al., 1993). 106

118 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estrutural Figura : 1A - Seção sísmica migrada, na altura do Cabo de São Tomé, de direção sudeste, em L.A variando de a 2.950m. Principais falhas normais de crescimento bordejam a parede de sal, triangular em seção (no centro). A parede de sal (centro) foi formada abaixo das falhas de crescimento (de mergulhos opostos). A falha de crescimento em direção à costa tornou-se dominante no Cretáceo Superior. Dobramentos e inversões de prévios depocentros ocorreram durante o Terciário. Estas feições são interpretadas como domínio contracional. Escala vertical em tempo. 1B - Interpretação da linha 1A (Fonte: DEMERCIAN et al., 1993). 107

119 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estrutural Figura : 1a - Seção sísmica migrada, na altura do Cabo de São Tomé, de direção sudeste, em L.A abaixo de m. Dobras de crescimento de pequeno comprimento de onda são devidas ao dobramento da fina seqüência durante o albiano, enquanto a ampla anticlinal de crescimento concordante com o núcleo de sal (salt core) é devido ao dobramento da espessa seqüência durante o Cretáceo Superior e Terciário. Estas feições são interpretadas como domínio contracional. Escala vertical em tempo. 1B - Interpretação da linha 1A. (Fonte: DEMERCIAN et al., 1993). 108

120 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estrutural Figura : 1A - Seção sísmica migrada, na altura do Cabo de São Tomé, de direção sudeste, em L.A variando abaixo de m. anticlinais e paredes de sal são associados a dobras de crescimento, com bacias simétricas e assimétricas. Pull-ups artificiais podem ser observados abaixo das paredes de sal. Porção inferior das seções esta em aberto. Estas feições são interpretadas como domínio contracional. Escala vertical em tempo. 1B - Interpretação da linha 1A (Fonte: DEMERCIAN et al., 1993). 109

121 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estrutural De acordo com Demercian et al. (1993), na província Norte de Campos, o domínio extensional apresenta cerca de 100 km de largura e contém poucos grandes diápiros. No domínio contracional os diápiros de sal alcançam alturas de a m (vermelhos e amarelos) e apresentam forma e distribuição irregulares. Na província Central de Campos, o domínio extensional apresenta largura de 150 km e o domínio contracional apresenta 90 km de largura e cerca de 200 km de comprimento, com diápiros alcançando alturas de até m. Em planta, os mesmos tendem a apresentar paredes elípticas de direção nordeste-sudoeste. Na província de Cabo Frio, de acordo com Demercian et al. (1993), o domínio extensional é similar ao da província Central de Campos, porém a seqüência cretácica é mais fina e a camada de sal mais espessa. O domínio contracional também é similar, porém os diápiros de sal são menos regulares e alcançam profundidades mais rasas, próximas de m (vermelhos). Demercian et al. (1993) suspeitam que os limites entre as províncias possam ter sido originados como zonas de transferência do embasamento, durante o rifteamento. Estes limites talvez tenham separado a bacia em sub-bacias ou compartimentos, com diferentes espessuras da camada de sal, onde alguns limites podem estar ativos atualmente. Porém, qualquer que tenha sido a origem, os limites parecem ter atuado como zonas de transferência durante o desenvolvimento de estruturas de sal, tanto no Cretáceo Superior quanto no Cenozóico. Mesling et al (2001) e Cobbold et al (2001) também assumem uma direção noroeste para as falhas de transferência da seção pós-rifte. De acordo com Guardado et al. (1989), as principais falhas lístricas da seção supra-sal apresentam direção nordeste/norte-sudoeste-sul, geralmente coincidente com o falhamento da seção rifte. Intensos falhamentos de escorregamento gravitacional, crescimento de almofadas e escape de sal devem ter atingido sua atividade máxima durante o Cretáceo Superior na maior parte da bacia - Figura e Entretanto, falhas induzidas e grandes domos de sal ainda estão ativos, principalmente na parte leste da bacia. 111

122 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estrutural Figura : Linha sísmica regional na região norte de Campos, ilustrando os clásticos e as estruturas formadas em águas profundas (Fonte: FAINSTEIN, 2000). Em relação à migração, caminhos favoráveis existem onde o falhamento do embasamento é transmitido diretamente até a base do sal ou até os carrier beds. Uma vez alcançada a base, outro mecanismo deve ser encontrado para poder atravessar o pacote de sal. A migração no estrato supra-sal até o reservatório é dada geralmente através de janelas na base da camada de sal e falhas lístricas. 112

123 CAPÍTULO IV - SUMÁRIO GEOLÓGICO DA BACIA DE CAMPOS Arcabouço Estrutural Figura : Linha sísmica (53-436) na Bacia de Campos mostrando o padrão estrutural devido ao escape de sal. Localização dada na figura (GUARDADO et al., 1989) 113

124 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS CAPÍTULO V - SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS A prospectividade da bacia decorre da presença dos elementos básicos e dos processos necessários, envolvendo geração de HCs, dutos para migração, reservatórios de boa qualidade, estruturas com selamentos, penetração - acumulação - preservação dos HCs nas estruturas e timing (sincronismo) destes eventos. A Bacia de Campos contém somente um único sistema petrolífero ativo, o qual inclui a rocha geradora pré-sal da Fm. Lagoa Feia e os reservatórios carbonáticos e siliciclásticos, de idades que variam do Barremiano ao Mioceno. O pico de geração de óleo ocorreu no Mioceno e os caminhos conhecidos mais importantes de migração são as janelas ao longo da camada de sal e as falhas lístricas (GUARDADO et al., 2000). A descoberta de numerosas acumulações de HCs na bacia indica um prolífico e eficiente sistema petrolífero. A interação ideal entre cada elemento do sistema resultou no grande volume de óleo e gás encontrados até o momento. Estes elementos e processos estão descritos a seguir ELEMENTOS Rocha Geradora e Caracterização do óleo Avaliação das Possíveis/Potenciais Rochas Geradoras Análises de dados geoquímicos em amostras da bacia indicam que, praticamente a totalidade das acumulações de óleo descobertas até o momento é gerada pelos folhelhos negros lacustres da Fm. Lagoa Feia, de idade Barremiana (MOHRIAK et al., 1990). As sucessões sedimentares mais novas possuem alguns horizontes orgânicos ricos, porém estão imaturos e não são considerados como rochas geradoras significantes (até o momento). Estes horizontes estão descritos abaixo, de acordo com importantes intervalos estratigráficos pré-definidos: (i) Seção de folhelhos do estágio Aptiano Consiste principalmente de finas e descontínuas camadas de folhelhos negros marinhos (Fm. Lagoa Feia Superior), com baixo teor de carbono (< 1%). Esta seção apresenta potencial gerador local e, apesar de estar geralmente matura, a pouca espessura associada ao baixo potencial de HCs (5kg de HC por tonelada de rocha), torna sua contribuição de geração de óleo na bacia subordinada à seção de 114

125 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS folhelhos não-marinhos Barremianos da Fm. Lagoa Feia Inferior (GUARDADO et al. 1989). (ii) Seção de margas do intervalo Albiano consiste nas margas depositadas em ambiente marinho de plataforma rasa e oxigenada, caracterizada por um baixo conteúdo orgânico não sendo considerados rochas geradoras (GUARDADO et al. 1989). (iii) Seção de folhelhos do estágio Cenomaniano Superior/Turoniano Inferior Consiste nas margas e folhelhos negros da Fm. Macaé, depositados em ambiente anóxido. Este intervalo é considerado um potencial gerador de HCs devido ao alto conteúdo de carbono orgânico (> 3%) e a presença de querogênio do Tipo I e II. Entretanto, este intervalo não atingiu a janela de geração de óleo (imaturo), não contribuindo para a acumulação deste na parte central da bacia (GUARDADO et al. 1989). Apesar de até o momento não ter sido (oficialmente) comprovado e achado óleo gerado neste intervalo, deve-se considerar a possibilidade de geração efetiva deste folhelho nas regiões de águas profundas, devido à sua história de soterramento mais favorável do que as áreas perfuradas até o momento - não descartando a possibilidade de estarem maturos e mais espessos. (iv) Seção de folhelhos do estágio Turoniano Superior / Paleoceno Inferior - consiste em folhelhos marinhos da parte basal do Grupo Campos, não sendo considerados como rochas geradoras devido ao baixo valor de carbono total e pela presença de querogênio Tipo III, além de estarem imaturos (GUARDADO et al. 1989). (v) Seção de folhelhos do estágio Paleoceno Superior / Holoceno - os folhelhos marinhos da parte superior do Grupo Campos estão imaturos ao longo da bacia e contém, predominantemente, querogênio do Tipo III. Conseqüentemente, não há gerador neste intervalo (GUARDADO et al. 1989). Rocha geradora: Origem, Qualidade, Maturidade e Distribuição Conforme mencionado anteriormente, a Bacia de Campos contém somente um único intervalo gerador ativo. Apesar de outros potenciais intervalos geradores estarem presentes na bacia, todo óleo conhecido atualmente é derivado da seção de folhelhos negros não-marinhos de idade Barremiana da Fm. Lagoa Feia (KATZ & MELLO, 2000). 115

126 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS Esta seção geradora é composta por folhelhos bem laminados intercalados com carbonatos da Fm. Lagoa Feia, depositados durante a fase rift, em um paleo-ambiente lacustre salobro à salino. A espessura desta seção varia de 100 a 300 m, com índice médio de carbono orgânico total (TOC) entre 2% e 6%, e localmente acima de 9%. O índice de hidrogênio é acima de 900 mg HC/mg TOC. O querogênio é do Tipo I, onde a petrologia orgânica indica que a rocha geradora tem predominância de material rico em lipídios, principalmente algas e bactérias (GUARDADO et al., 2000) - Figura Figura : Perfil geoquímico da rocha geradora da Bacia de Campos (Fonte: GUARDADO et al., 2000) Conforme mencionado anteriormente, feições do embasamento influenciaram a arquitetura do rifte. Falhas de transferência do Cretáceo Inferior compartimentalizam o rifte em sub-bacias, exercendo controles na distribuição de fácies e espessuras da seção pré-sal. Sub-bacias e fácies pré-sal podem ser observadas ao longo do sistema central do rifte. A seção geradora pode ser reconhecida em dados de reflexão sísmica, onde as fácies lacustres podem ser destacadas pelas suas características de 116

127 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS refletores brilhantes (bright), paralelos e contínuos, os quais, apesar da grande incerteza, podem ser inferidos e extrapolados para a (ainda) inexplorada região de águas profundas, aquém dos limites das atuais descobertas de HC. Descobertas de volumes adicionais nesta região são esperadas, porém variações regionais e locais na estratigrafia e estrutura rifte podem impactar diretamente os fatores de risco deste trend gerador pré-sal (presença de rocha geradora, espessura, distribuição de fácies, preservação e caminhos de migração). A espessura e a distribuição da rocha geradora, principalmente na parte norte e de águas profundas, não são tão simples de se prever, permanecendo incertas devido à falta de informação de poços (uma vez que seqüência pré-sal foi perfurada apenas na porção central e sudeste da bacia) e à falta de mapas sísmicos acurados da seção pré-sal (imageamento sísmico pobre). Dados estes fatores, associados às questões de confidencialidade e estratégia, até hoje não há um mapa (de domínio público) representando com precisão, os limites e a distribuição qualitativa e quantitativa dos principais pods de rocha geradora da Fm. Lagoa Feia. O potencial e o risco da rocha geradora pré-sal dos mapas publicados são restritos aos argumentos regionais. Modelagens indicam que a geração de petróleo se iniciou no Santoniano- Coniciniano, alcançando o pico de geração no Mioceno Superior, persistindo até hoje, na maior parte da bacia (DIAS et al., 1990, MELLO et al., 1994; GUARDADO et al., 2000). Determinações na reflectância da vitrinita e o índice de alterações termais indicam que os sedimentos Barremianos estão na janela de geração do óleo na região da atual plataforma e talude. Extrapolações na região de águas mais profundas da bacia sugerem que o pico de geração pode ter iniciado durante o Cretáceo Superior (devido a grande espessura de sedimentos no próprio Cretáceo e uma menor espessura no Terciário), indicando que este intervalo gerador, hoje em dia, está excessivamente maturo (overmature) nesta região da bacia (GUARDADO et al., 1989). 117

128 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS Figura : Mapa estrutural representando feições da fase rifte. Em verde, baixos locais indicando possível geração de óleo. Falhas de transferência não foram representadas neste mapa. Estas falhas compartimentam a seção rifte, deslocando baixos deposicionais, controlando, possivelmente, a distribuição da rocha geradora (Fontes: RANGEL et al., 1998). Caracterização do óleo Amostras de óleo da bacia foram analisadas através de vários métodos, sugerindo que todo petróleo recuperado é derivado da mesma rocha geradora. Dados geoquímicos indicam que o óleo é derivado de lipídios algais (Tipo I), sem influência de matéria orgânica continental, depositados em lagos fechados, anóxidos. Apesar de uma origem única, heterogeneidades geoquímicas são observadas nos óleos, podendo refletir efeitos da maturidade (imaturos, resultantes de uma 118

129 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS geração precoce) ou alteracões por biodegradação 1 e/ou water washing 2 ( lixiviação ). Evidências geoquímicas do grande volume de óleo pesado encontrado depõe contra a hipótese de se tratar de óleo imaturo (FERREIRA, 1993). Grande parte do óleo descoberto na seção pós-sal da bacia experimentou algum tipo de alteração, tornando-se gradualmente mais pesado, viscoso e rico em enxofre (PEREIRA et al., 1984). Dentre os principais processos de alteração do óleo, a biodegradação merece destaque dada sua importância econômica. Trata-se de um fenômeno relativamente conhecido porém, estas variações não seguem um padrão exato, sugerindo que um simples controle geográfico ou geológico não justifica o trend composicional, não existindo um modelo preditivo acurado de sua ocorrência. Bruscas variações na qualidade do óleo podem ocorrer em curtas distâncias, ou até mesmo dentro do próprio campo (ex. Roncador). A intensidade da alteração do óleo (biodegradação e/ou water washing) é de difícil predição em área, em função dos vários fatores envolvidos, atuantes com graus variáveis, a depender do contexto geológico de migração e acumulação. Até o momento, dentre os mais importantes fatores, reconhecem-se: a química favorável da água de formação e das infiltrações de águas meteóricas 3 nos reservatórios mais proximais de paleo-costas da bacia, as quais provavelmente se deram em épocas de grandes quebras do nível do mar (percoladas diretamente ou infiltradas e migradas por longa distância); temperatura do reservatório durante e após a migração-acumulação (zona de soterramento com temperatura de 65-70º, reconhecida como limite máximo de atividade de bactérias, situa-se hoje em torno de m, propiciando efeitos severos de sobre óleos acumulados em menores profundidades); facilidade de movimentação da água na trapa (onde nota-se o efeito da permeabilidade e da intensidade de falhamentos, facilitando a circulação de águas de infiltração e/ou compactação); posição do óleo em relação ao contato óleo-água (a posição e o volume do óleo, e a espessura da coluna de HC na trapa, têm efeito de preservação ou deteorização do mesmo, uma vez que 1 Consiste na ação destrutiva de bactérias (aeróbicas ou anaeróbicas) sobre óleos já acumulados ou durante a migração secundária. O processo é seletivo, iniciando-se pelo ataque às parafinas mais leves, atingindo também os demais HC. Os Não-HC (resinas + asfaltenos) não são metabolizados, havendo enriquecimento no petróleo degradado. 2 Consiste na remoção preferencial dos componentes mais solúveis em água, seja pela passagem deste fluido por uma acumulação de óleo, seja pelo transito do óleo por sistemas com água (migração secundária). Em geral, os HC mais leves são removidos, diminuindo o API do óleo. Normalmente acompanha, com efeitos menos severos, a biodegradação nos reservatórios mais rasos. 3 Pode penetrar nos reservatórios por percolação direta ou através de planos de acamamento, superfícies de discordâncias, falhas ou fraturas. Podem penetrar a grandes profundidades nas bacias e se estender a grandes distâncias da costa. Este modelo de circulação de águas é função das variações do nível do mar e localmente sua eficiência pode ser influenciada pela capacidade dos dutos de migração. Carrega consigo as bactérias responsáveis pela alteração do petróleo nos reservatórios e propicia também o oxigênio e nutrientes necessários para o metabolismo desses organismos. 119

130 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS as bactérias tendem a sobreviver apenas no meio aquoso); e distância da migração secundária para reservatórios mais rasos (PEREIRA et al., 1984). Uma importante regra na qualidade do óleo é a quantidade da mistura de óleos (alterado e não alterado) dos diferentes pulsos de migração secundária já identificados em alguns campos da bacia (ex. Marlim) o óleo acumulado no primeiro evento de migração sofreu processo de biodegradação e, posteriormente, o mesmo reservatório foi preenchido por outro evento de migração, cujo óleo ainda não havia sido alterado, destacando que ambos estavam num mesmo estágio de maturação (TRINDADE et al., 1987). Provavelmente, durante o primeiro pulso de migração secundária (através de falhamentos mais antigos) o reservatório estava em profundidades rasas, onde o soterramento (cobertura e sobrecarga sedimentar) e temperatura do próprio reservatório não foram altos o suficiente, podendo a acumulação também ter estado (ou não) associada ao influxo/infiltração de água meteórica, causando biodegradação. (TRINDADE et. al, 1998). Os pulsos posteriores de migração, mais tardios, provavelmente atuaram em um contexto diferente de profundidade do reservatório e falhamento (novo ou antigo reativado). Significante volume de óleo cada vez mais pesado e viscoso vem sendo descoberto na bacia, principalmente na região do Alto de Cabo Frio Sul da Bacia de Campos e norte da Bacia de Santos - cuja produção econômica é um desafio para indústria. A viabilidade econômica é controlada por fatores tais como: características do reservatório, lâmina d água, possibilidade de diluição com óleo leve, acidez do óleo e seus contaminantes, cenário de preço, regime fiscal, disponibilidade de novas tecnologias de produção, transporte e refino, além de mercado para o óleo pesado. Nas Bacias de Campos e Santos, óleo pesado vem sendo definido como óleo que é mais pesado e viscoso que o do Campo de Marlim, localizado em uma lâmina d água de 650m a 1000m de profundidade, o qual produz atualmente barris por dia de óleo cru de 19º 22º API. A viscosidade do óleo vivo é entre 4 e 8 cp e a viscosidade do óleo morto é entre 200 e 500 cp a 20º C. Em termos mundiais, a referência da indústria para óleo pesado é a do Capitain Field, localizado no Mar do Norte, cuja viscosidade do óleo em condições de reservatório é de cerca de 90cp, muito mais pesado que o óleo de Marlim. Entretanto, em condições de superfície, ambas as viscosidades são similares. Como as recentes descobertas na bacia em geral são mais pesadas e viscosas do que o óleo cru de ambos os campos em condições de superfície, o processo de produção está sendo muito mais desafiador (PINTO et. al, 2003). 120

131 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS Os óleos da bacia, considerados pesados, mostram um variado intervalo de densidade e viscosidade. Os óleos inalterados encontrados apresentam 25ºAPI em média e, óleos extremamente biodegradados podem apresentar valores abaixo de 10ºAPI. Teores médios de enxofre variam de 0.22% a 1.73%. O índice de acidez é baixo nos óleos inalterados (entre 0.1 e 0.3 mg KOH/g), mas chega a atingir mais de 1.5 mg KOH/g na maioria dos óleos biodegradados (GUARDADO et al., 1989). Em relação ao gás natural da bacia, pode-se dizer que, embora represente mais de 50% da reserva brasileira de gás, constitui menos de 10% da reserva total de óleo equivalente, além de quase todo gás estar associado ao óleo Reservatórios Os turbiditos da seção pós-sal são considerados os principais reservatórios da bacia. Estes reservatórios foram desenvolvidos em resposta às mudanças eustáticas do nível do mar associadas à subsidência termal, aporte sedimentar e tectonismo. As áreas de captação destas areias, geralmente representadas por vales e calhas, foram basicamente criadas em decorrência de processos halocinéticos, com falhamentos e escape e colapso de sal. A interação destes eventos resultou na (re)deposição de grande volume de areia inconsolidada na plataforma, talude e sopé continental. Secundariamente, destacam-se os reservatórios calcareníticos albianos. Reservas menores são encontradas nos reservatórios pré-sal das coquinas lacustres e dos exóticos reservatórios de basaltos fraturados. Os reservatórios, conforme descrito abaixo, além de boas características permoporosas, estão bem distribuídos no tempo e no espaço, ocorrendo em alguns campos empilhamento de reservatórios de diferentes tipos e idades - Figuras e e Tabela

132 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS Figura : Mapa de localização dos campos de petróleo da Bacia de Campos, indicados pelo seu reservatório mais importante (de acordo com a reserva recuperável). A grande maioria dos campos contém mais de um tipo de reservatório. Legenda dos campos (nome, ano da descoberta/ano do first oil): GP (Garoupa, 1974/1979), PG (Pargo, 1975/1988), GPN (Garoupinha, 1975/1980), BG (Bagre, 1975/1984), NA (Namorado, 1975/1979), BD (Badejo, 1975/1981), CH (Cherne, 1976/1983), EN (Enchova, 1976/1977), BI (Bicudo, 1976/1982), PM (Pampo, 1977/1980), BO (Bonito, 1977/1982), LI (Linguado, 1978/1981), CO (Corvina, 1978/1983), VL (Viola, 1979/1985), PA (Parati, 1980/1982), CG (Congro, 1980/1982), PU (Piraúna, 1981/1983), ENO (Enchova Oeste, 1981/1984), ANQ (Anequim, 1991/1985), CRP (Carapeba, 1982/1989), TR (Trilha, 1982/1984), VM (Vermelho, 1982/1989), MO (Moréia, 1983/1986), MA (Marimbá, 1984/1985), AB (Albacora, 1984/1987), MRL (Marlim, 1985/1991), MLH (Malhado, 1986/1990), ABL (Albacora Leste, 1986/1998), FR (Frade, 1986/No Oil Production), MLL (Marlim Leste, 1987/2000), VD (Voador, 1987/1992), NEN (Nordeste de Namorado, 1987/1987), MLS (Marlim Sul, 1987/1994), ESP (Espadarte, 1988/2000), BR (Barracuda, 1989/1997), BIJ (Bijupirá, 1990/1993), SA (Salema, 1990/1993), CRT (Caratinga, 1994/1997), RO (Roncador, 1996/1999), JUB (Jubarte, 2001/2002), and CHT (Cachalote, 2002/No Oil Production) (Fonte: BRUHN et al., 2003). 122

133 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS Figura : Seção geológica generalizada, mostrando os principais tipos de reservatórios. A posição estratigráfica dos principais campos esta indicada em vermelho - ver figura para nomenclatura (Fonte: BRUHN et al., 2003). 123

134 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS Tabela : Distribuição do volume de óleo (STB) na Bacia de Campos por tipos de reservatório (Fonte: BRUHN et al., 2003). Reservatórios Nº de Campos Campos mais importantes STOOIP Reserva de Óleo Originalmente Recuperável Reserva de Óleo Provada (2002) Basalto Fraturado Neocomiano Coquina Barremiana 4 Calcarenito Albiano 7 Turbiditos Albiano- Turoniano Turbiditos NeoTuroniano- Maastrichiano Turbiditos Paleoceno - Eoceno Turbiditos Oligoceno - Mioceno MSTB % MSTB % MSTB % 2 Badejo, Linguado 126 0,2 18 0, Total Turbiditos 37 Total da Bacia de Campos Linguado, Pampo, Trilha, Badejo Pampo, Garoupa, Bonito, Bicudo, Enchova, Linguado Namorado, Cherne, Albacora Roncador, Jubarte, Marimba, carapeba, Pargo, Pirauna, Barracuda, Marlim Sul, Cachalote, Vermelho, Enchova, Bicudo, Bonito, Pirauna, Corvina, Viola Marlim, Marlim Sul, Albacora, Barracuda, Caratinga, Albacora Leste Marlim, Roncador, Marlim Sul, Albacora, Barracuda, Jubarte 736 1, ,4 20 0, , , , , , , , , , , , , , , Reservatórios Pré-Sal Basaltos Fraturados Neocomianos Basaltos Neocomianos ( M.a.) fraturados e vesiculares da seção nãomarinha da Fm. Cabiúnas são produtores de HCs nos campos de águas rasas (80 120m) de Badejo e Linguado (objetivo secundário), localizados no Alto de Badejo, na parte sul da bacia. Cerca de 126 MMSTB (million stock tank barrels) de óleo inicialmente in place foram descobertos neste tipo de reservatório, representando 0,2% do volume de óleo total inicialmente in place na bacia (STOIIP) - Tabela e Figura Basaltos da seção pré-sal são produtores de HCs devido às fraturas abertas e às vesículas causadas pela dissolução de calcita, a qual originalmente preenchia as amígdalas deste pacote ígneo. Estas rochas vulcânicas, quando afetadas por microfraturas, desenvolvem zonas de brechas com porosidades interconectadas (MOHRIAK et. al, 1990). O óleo trapeado (variando de 28º - 32º API) apresenta taxas iniciais de fluxo acima de bopd (barris de óleo por dia), porém a 124

135 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS produtividade tende a decrescer rapidamente, alcançando produção estável em cerca de bopd (BRUHN et al., 2003 apud TIGRE et al., 1983). Devido à complexidade destas rochas, perfis elétricos não representam uma boa indicação quantitativa e qualitativa das características do reservatório (GUARDADO et al., 1989). A distribuição deste reservatório é controlada pelos blocos altos limitados por falhas normais, as quais colocaram a rocha geradora em contato com a rocha reservatório (em justaposição). O principal risco deste objetivo é a predição da qualidade dos reservatórios, apesar de serem considerados como objetivos secundários. Coquinas Barremianas Coquinas Barremianas da Fm. Lagoa Feia Inferior compreendem os reservatórios de óleo dos campos de águas rasas (80 120m) ao longo do trend produtor do Complexo do Alto de Badejo incluindo os Campos de Trilha (objetivo principal), Badejo, Linguado e Pampo - onde cerca de 736 MMSTB de óleo inicialmente in place foram descobertos, correspondendo a 1,5% do volume de óleo total inicialmente in place na bacia (STOIIP). Tabela e Figura Bancos de coquinas porosas (calcarenitos bioacumulados e calcirruditos compostos de paleocípodes, ostracóides e gastrópodes) depositados em ambiente lacustre confinado são considerados o principal reservatório (único até o momento) da Fm. Lagoa Feia. Estes depósitos são alongados e arranjados em ciclos empilhados (média de 100m de espessura) de calcilutitos gradando para calcarenitos e calcirruditos em direção ao topo (BRUHN et. al, 2003; GUARDADO et al.,1989). Coquinas de alta energia são encontradas nos altos estruturais sin-deposicionais, enquanto que as fácies de folhelhos e margas ocupam as áreas mais baixas - adjacentes aos altos estruturais (Dias et al., 1998). Processos diagenéticos transformaram as coquinas em zonas extremamente heterogêneas, onde variações na qualidade do reservatório podem ocorrer em pequenos intervalos verticais (ABRAHÃO & WARME, 1990). As características básicas de reservatório são calcarenitos e calcirruditos com permeabilidade abaixo de 1mD podendo alcançar acima de 500mD (matriz livre, pouco cimentada) e porosidades geralmente baixas, em torno de 12% podendo alcançar um intervalo de 10-20% (BRUHN et al., 2003). Entretanto, o petróleo pode ser produzido até mesmo em porosidades muito baixas (4% a 6%), pois as coquinas geralmente apresentam boa permeabilidade em função da porosidade primária e secundária (vulgular e móldica). Cimentação de sílica em áreas onde estas rochas foram lentamente 125

136 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS depositadas parecem influenciar diretamente na qualidade das fácies do reservatório (ABRAHÃO & WARME, 1990). Calcita, dolomita, chert e calcedônia ocorrem como cimento nestas rochas (GUARDADO et al.,1989). Zonas de produção podem ser correlacionadas através dos campos descobertos, os quais apresentam comunicação de pressão através do aquífero. A média das taxas de poço variam entre e bopd (28º 33º API), mas o fluxo máximo (inicial) em torno de bopd foi registrado (BRUHN et al, 2003). Os reservatórios de coquinas são controlados pelos altos estruturais da fase rift na parte sul da bacia, formando trapas aparentemente de origem deposicional, seladas por falhas, pelos folhelhos da própria Formação e/ou por fatores diagenéticos (closure). As trapas geralmente são lapas soerguidas das falhas normais, alongadas no sentido norte-sul. O controle estratigráfico é dado através de pinchout do reservatório em direção aos altos estruturais e pelas mudanças de fácies. Mudanças abruptas de fácies ocasionam perda de porosidade e permeabilidade, afetando diretamente a qualidade do reservatório. A acumulação neste reservatório é relacionada à conexão direta entre o reservatório e a rocha geradora. Há especulações de ocorrência deste reservatório (como interesse secundário) em águas rasas e profundas, podendo também estar presente abaixo de outros campos existentes, produtores em intervalos mais novos. Entretanto, o principal risco exploratório deste objetivo é o mapeamento/detecção de sua ocorrência e a predição da qualidade do reservatório. Devido aos obstáculos no mapeamento sísmico em profundidade, ainda é muito limitado o número de poços que testaram os plays da seção pré-sal Reservatórios Pós-Sal Calcarenitos Albianos Os reservatórios calcareníticos do Albiano Médio e Inferior da Fm. Macaé Inferior (Mb. Quissamã) são os principais produtores de óleo nos campos de águas rasas ( m) de Garoupa, Pampo, Bonito, Enchova, Linguado e Congro, além do campo de Bicudo (objetivo secundário), representando um volume inicial de óleo in place (STOIIP) de 5,2 BSTB, correspondendo a 10,3% do volume inicial total da bacia. Tabela e Figura Estes reservatórios foram desenvolvidos em ambiente de plataforma rasa, associados aos altos locais, apresentando geometria externa alongada (geralmente 126

137 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS abaixo de 1 km de largura, acima de 20m de espessura e 2,5 km de comprimento) acompanhando o trend geral da bacia - na direção nordeste (BRUHN et. al, 2003). Estes bancos carbonáticos de alta energia compreendem uma variedade de fácies distribuídas em uma sucessão de ciclos (shoaling-upward cycles). Estes ciclos são compostos por packstones oncoolíticos na base, gradando para grainstones oolíticos no topo. A qualidade dos reservatórios nos carbonatos é função do ambiente deposicional, onde fácies de alta permeabilidade (tais como grainstones oolíticos) são encontradas no topo dos ciclos deposicionais e fácies de baixa energia são encontradas na base e nas depressões entre os bancos carbonáticos. Grainstones bem selecionados podem apresentar permeabilidade acima de 1Darcy, com porosidade acima de 28%. Reservatórios porosos (acima de 30%) porém com permeabilidades mais baixas (acima de 100mD) são relacionados aos packstones e grainstones oncoolíticos e peloidais depositados em ambiente marinho raso com moderada agitação da água. Calcáreos de grãos finos depositados em ambientes de baixa energia também podem constituir reservatórios porém, apesar de apresentarem boa porosidade (20%), possuem baixíssima permeabilidade (GUARDADO et al., 2000). Eventos diagenéticos são importantes na cimentação e dissolução dos bancos carbonáticos. Falhamentos e dobramentos associados à halocinese foram capazes de definir colunas de óleo sempre acima de 100m. A média das taxas de fluxo dos poços tipicamente varia entre e bopd (20º - 32º API), porém o fluxo máximo (inicial) de bopd já foi registrado (BRUHN et. al, 2003). Os reservatórios calcareníticos de alta energia apresentam um forte controle estrutural associado às falhas lístricas normais e às almofadas de sal, criando roll overs, anticlinais e estruturas do tipo casco de tartaruga (onde as melhores fácies dos reservatórios estão associadas às cristas destas estruturas). Estes altos locais também apresentam um controle estratigráfico local (observado em todos os campos descobertos) associado às mudanças de porosidades/fácies no próprio carbonato, favorecendo a acumulação de óleo nas fácies mais porosas no topo da estrutura. Seu selamento é dado através dos folhelhos marinhos e a migração do óleo ocorre, supostamente, através das falhas e janelas na camada de sal. Devido ao fato da porosidade estar relacionada aos ambientes deposicionais de alta-energia controlados pela halocinese, não é possível desenvolver um mapeamento regional eficiente da porosidade nestes reservatórios. Desta forma, o maior risco exploratório é a predição da qualidade do reservatório. Entretanto, volumes adicionais podem ser encontrados em anticlinais falhadas e estruturas de casco de tartaruga em águas rasas a profundas (de 100m a 1.000m), como objetivo secundário. 127

138 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS Arenitos Turbidíticos Arenitos turbidíticos, conforme mencionado anteriormente, são os mais importantes portadores de HCs na bacia, compreendendo os reservatórios do Albiano Superior ao Terciário, distribuídos em cerca de 40 campos, cujo volume inicial de óleo in place de MMSTB descoberto nestes reservatórios turbidíticos representa 88% do volume de óleo total inicialmente in place na bacia (STOIIP) - Tabela e Figura Conforme será visto adiante, existem 4 sistemas turbidíticos principais: (a) Albo-Turoniano (Albiano Superior e Cenomaniano/Turoniano Inferior); (b) Cretáceo Superior (Turoniano Superior - Maastrichtiano); (c) Eoceno; e (d) Oligoceno Mioceno. A tectônica salífera impôs certas características, diferenciando os reservatórios onde, na seção transgressiva, reservatórios turbidíticos espessos foram geralmente depositados em calhas estruturais definidas por falhas, enquanto na seção regressiva, a amplitude das estruturas em águas profundas aumentou, gerando reservatórios mais extensivos, menos confinados. Algumas feições são mais comuns em um determinado sistema ou grupo cronostratigráfico do que em outro, porém vários tipos de reservatórios são encontrados dentro do mesmo grupo (MACIEL et al, 1999). De acordo com Bruhn (2001) e Bruhn et a. (2003), estudos relativamente recentes mostram que estes vários tipos de reservatórios podem ser complexos e heterogêneos. Turbiditos podem ser discriminados principalmente pelo tamanho de grão, razão net-to-gross (eficaz-total), geometria externa, processos deposicionais e ambiente deposicional. Segundo BRUHN et al. (2003), os principais tipos de reservatórios turbidíticos na Bacia de Campos são (tabela): (1) Complexos de Canais Ricos em Areia e Cascalho (gravel/sand-rich, channel complexes); (2) Lobos Confinados Ricos em Areia e Cascalho (trough-confined, gravel/sand-rich lobes); (3) Lobos Não-confinados Ricos em Areia (unconfined, sandrich lobes); e (4) Lobos Ricos em Areia e Argila (sand/mud-rich lobes) Figura Apenas para exemplificar, os reservatórios turbiditicos apresentam uma grande variação em cada campo, não somente quanto ao tipo de reservatório, mas também principalmente na profundidade da lâmina d água (80 m em Carapeba m em Marlim Sul), distância da costa (50 km em Carapeba 140 km em Marlim Sul), área (acima de 650 km 2 em Marlim Sul), sobrecarga (abaixo de 500 m em Albacora Leste m em Carapeba), net pay (acima de 270 m em Roncador), densidade do óleo produzido (13º API em Pampo - 31º API em Roncador), reserva inicial de óleo (acima de 2.7 Bbbl em Marlim), número de poços em produção (1 em Parati 83 em Marlim), vazão de poço (acima de bopd em Marlim Sul), fator de recuperação (acima 128

139 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS de 62% em Marimbá), e pico de produção (acima de bopd em Marlim) (BRUHN et al, 2003). (a) Arenito Namorado Arenitos turbidíticos da Fm. Macaé Superior (Mb. Outeiro), depositados do Albiano Superior ao Turoniano Inferior (conhecidos como "Arenito Namorado"), são produtores de óleo em 5 campos, dentre eles Namorado, Cherne e Albacora, totalizando um STOIIP de aproximadamente MMSTB, correspondendo a 4% do volume inicial total da bacia (STOIIP). Estes reservatórios são representados por 2 tipos de turbiditos: Lobos Ricos em Areia e Argila e Lobos Confinados em Calhas Ricos em Areia e Conglomerados. As areias turbidíticas depositados durante o Albiano Superior são ricos em argila e normalmente ocorrem formando depósitos em ambiente não-confinado (GUARDADO et al., 1989; DIAS et al., 1990). Estes pacotes de areia foram depositados na região do talude, em grandes e amplas depressões (devido ao escape de sal) com baixo gradiente de fundo (abaixo de 1%), apresentando uma geometria externa de grande continuidade lateral, com lobos variando cerca de 2 a 20m de espessura (complexos de lobos podem atingir até 120m), de 1 a 20 km de largura e de 2 a 20 km de comprimento, além de uma razão net to gross (total/eficaz) abaixo de 70%. A qualidade do reservatório varia bastante em função da matriz argilosa e da diagênese (história de soterramento e cimentação), apresentando porosidade entre 20 e 32% e permeabilidade máxima de md (BRUHN et al., 2003). Arenitos turbidíticos do Cenomaniano/Turoniano, em contraste, foram confinados em estreitas calhas deposicionais no talude, controladas por falhas lístricas e pela erosão de correntes turbidíticas de alta densidade, podendo mostrar variações laterais abruptas de espessura (GUARDADO et al, 1989; DIAS et al., 1990; CAINELLI & MOHRIAK, 1998; BRUHN et al, 2003). Estes lobos confinados, cuja granulometria varia de seixos à arenitos de grãos finos, compreendem lobos e corpos de areias tabulares, de 10 a 140 m de espessura, de 1 a 12 km de largura e de 3 a 20 km de comprimento, com uma razão net to gross acima de 70%. A porosidade (Phi) e permeabilidade (K) são controladas principalmente pelo tamanho do grão e seleção: conglomerados e arenitos granulares apresentam Phi entre % e K entre md; arenitos de grãos muito grossos apresentam Phi entre 18 22% e K entre md; arenitos de grãos grossos apresentam Phi entre 20 24% e K entre 129

140 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS md; e arenitos de grãos médios a finos apresentam Phi entre 24-32% e K entre mD (BRUHN et al, 2003). Ambos os reservatórios (não-confinado e confinado) são selados pelas margas e calcilutitos da própria Fm. Macaé. As trapas predominantemente apresentam controles estruturais relacionadas à movimentação da camada de sal. A migração do óleo se dá através das falhas e janelas de sal. (b) Arenitos Turbidíticos do Cretáceo Superior Arenitos turbidíticos da Fm. Carapebus, depositados do Turoniano Superior ao Maastrichiano são produtores de óleo no Campo Gigante de Roncador e nos Campos de Carapeba, Maringá, Pargo, Piraúna, Guarajuba e a recente descoberta de Jubarte (após um período de jejum ), além dos objetivos secundários dos campos de Viola e Corvina, totalizando um volume inicial de óleo in place de aproximadamente MMSTB, correspondendo a 26,1% do volume inicial total da bacia (STOIIP). Os turbiditos da Fm. Carapebus depositados durante o Cretáceo Superior englobam as areias Santonianas, Campanianas e Maastrichtianas, e estão representados por um único tipo de reservatório turbiditico: Lobos Confinados em Calhas Ricos em Areia e Cascalho. Estes turbiditos estão associados aos baixos locais causados pela atividade halocinética, como por exemplo, nos blocos baixos das falhas de crescimento. São formados basicamente por arenitos de grão fino a grosso, arcósios e conglomeráticos, com lobos e corpos de areias tabulares de 10 a 140m de espessura, de 1 a 12 km de largura e de 3 a 20 km de comprimento (complexos de lobos apresentam espessura acima de 350 m) e com alta razão arenito/folhelho (net to gross acima de 70%). Estes arenitos apresentam em geral, boas características reservatórias (GUARDADO et al., 2000) onde Phi e K são controladas principalmente pelo tamanho do grão e seleção, apresentando valores variando entre: Phi = % e K = md (conglomerados e arenitos granulares); Phi = 18 22% e K = md (arenitos de grãos muito grossos); Phi = 20 24% e K= md (arenitos de grãos grossos); Phi = 24 32% e K= mD (arenitos de grãos médios a finos). Localmente, estes arenitos contêm zonas onde a porosidade foi completamente obliterada pela cimentação carbonática (BRUHN et al, 2003). (c) Arenitos Turbidíticos do Eoceno Arenitos turbidíticos da Fm. Carapebus depositados durante o Eoceno são produtores principalmente nos campos de Anequim, Bagre, Bicudo, Bijupirá, Corvina, 130

141 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS Malhado, Moreia, Parati, Salema, Viola e Vermelho, além de produtores secundários (objetivos secundários) nos campos de Barracuda, Bonito, Carapeba, Enchova, Marlim Sul, Namorado, Pampo e Piraúna, totalizando cerca de 26 campos, representados por um volume inicial de óleo in place de MMSTB, correspondendo a 12,2% do volume de óleo total inicialmente in place na bacia (STOIIP) Tabela e Figura Estes turbiditos eocênicos são representados por 2 tipos principais de reservatórios: Complexos de Canais Ricos em Areia e Cascalho, manifestados por corpos de areia espessos, depositados em calhas no talude, em áreas muito íngremes - devido ao intenso falhamento e à movimentação da camada de sal subjacente (diapirismo); e Lobos Ricos em Areia, depositados em amplas depressões no talude, com baixo gradiente de fundo, desenvolvidas pela retirada da camada evaporítica. Complexos de Canais são compostos por boulders de conglomerados à arenitos de grãos muito finos, apresentando geometria complexa resultante de vários canais preenchidos amalgamados, variando de 20 a 100 m de espessura, de 1 a 6 km de largura, e de 1 a 10 km de comprimento. Phi e K são controladas principalmente pelo tamanho do grão e seleção. Valores médios típicos: Phi = 21% e k = 400 md (boulder de conglomerado, arenito intraclástico e arenito de grão muito grosso à grosso); Phi = 27% e K = 900 md (arenito de grão grosso à fino); e, Phi = 32% e K = 500 md (arenito de grão muito fino). Lobos Ricos em Areias são compostos por arenitos de grãos grossos à muito finos e geralmente apresentam espessura de 5 a 60m, comprimento de 1 a 8 km e comprimento de 2 a 12 km, além de uma razão net to gross acima de 70%. Os complexos de lobos apresentam espessura acima de 500 m, podendo se espalhar sobre áreas acima de 500 km 2. Valores de Phi e K são relativamente homogêneos (com pequena variação controlada principalmente pelo tamanho de grão e seleção): Phi variando de 27 a 32 % e K variando de a md (BRUHN et al, 2003). A falta de frações finas nestes turbiditos são interpretadas como resultado de correntes de contorno (GUARDADO et al.,1989). Os reservatórios turbidíticos eocênicos são selados pelos folhelhos bacinais da Fm. Ubatuba e por camadas de folhelhos intraformacionais. Sua ampla distribuição permitiu a exploração em diferentes estruturas geológicas. A maioria das acumulações é controlada estratigraficamente por pinchouts e paleogeomorfológicamente controlada pelos cânions. Turbiditos também podem ser estruturalmente controlados pelas feições halocinéticas (GUARDADO et al., 1989). 131

142 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS (d) Arenitos Turbidíticos do Oligoceno e Mioceno Vários poços testaram os reservatórios oligo-miocênicos, onde foram descobertos principalmente os campos gigantes de Albacora, Barracuda, Caratinga, Marlim, Marlim Sul, Marlim Leste e Albacora Leste (Mioceno), além das descobertas como objetivos secundários nos campos de Moréia, Parati, Vermelho e Voador, representando um volume inicial de óleo in place de MMSTB, correspondendo a 45,7% do volume de óleo total inicialmente in place na bacia (STOIIP) Tabela e Figura Estes turbiditos oligo-miocênicos são representados por 3 tipos principais de reservatórios: Complexos de Canais Ricos em Areia e Cascalho; Lobos Ricos em Areia; e Lobos Ricos em Areia e Argila Figuras e Lobos Ricos em Areia e Argila são compostos por arenitos de grãos finos à muito finos, depositados em amplas depressões com baixo gradiente de fundo. Geometria dos lobos apresenta espessura variando de 2 a 20m, largura de 1 a 20 km e comprimento de 2 a 20 km, além de uma razão net to gross abaixo de 70%. Valores de Phi e K são relativamente homogêneos, com pequena variação controlada principalmente pelo tamanho do grão e seleção: Phi variando de 27 a 32% e K de a md. O ambiente geológico e a geometria e qualidade dos reservatórios dos Complexos de Canais e Lobos Ricos em Areia apresentam as mesmas características dos turbiditos Eocênicos, discutidos anteriormente. Figuras : Mapa de amplitude sísmica para os reservatórios turbidíticos oligocênicos de Marlim Sul e Barracuda. Vermelho e laranja indicam maior 132

143 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS espessura de areia. Os 3 tipos principais de reservatórios estão ilustrados. LSC = canais de pouca sinuosidade, HSC = canais de grande sinuosidade (Fonte: BRUHN et al., 2003). Figuras : Mapa de amplitude sísmica dos reservatórios turbidíticos do Mioceno do Campo de Albacora Leste (CAINELLI; MOHRIAK, 1998) Estes reservatórios são selados pelos folhelhos bacinais da Fm. Ubatuba e por camadas de folhelhos intraformacionais. A grande maioria das acumulações são controladas por pinchouts preenchimento de canais e pela tectônica de sal. O grande risco deste objetivo é a qualidade do óleo acumulado, pois as camadas produtoras estão em profundidades mais rasas, geralmente apresentando pequeno overburden (cobertura/sobrecarga), além da temperatura mais baixa dos reservatórios, estando mais susceptíveis à biodegradação Outros Reservatórios Estão presentes ainda na bacia, reservatórios não tradicionais, destacando-se: os calcarenitos terciários do Mb. Siri (Grupo Campos), portadores de óleo pesado, 133

144 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS sub-comerciais, na porção sul da bacia; arenitos albianos de leques deltáicos (Mb. Goitacás), os quais responderam a uma pequena produção acumulada de cerca de 300 Mbbl de óleo leve (até 1990); e os clásticos da Fm. Lagoa Feia Inferior (préaptiana) e Superior (aptiana), não produtores até o momento (FIGUEIREDO et al., 1990) Selos Os selos dos turbiditos da Fm. Carapebus (Cretáceo e Terciário) consistem nos folhelhos e margas intercalados de águas profundas da Fm. Ubatuba. Estes folhelhos formam o selo do topo em objetivos da seção pós-sal, assim como selos laterais ao longo das margens dos cânions e pinch-outs. Em águas ultra-profundas truncamentos/terminações updip (em aclive - mergulho acima) contra e sob o sal são possíveis, apesar de pouco exploradas. Existem vários casos também de selos intraformacionais formados por camadas finas de folhelho dentro do horizonte do reservatório. Calcarenitos do Mb. Quissamã (Fm. Macaé Inferior) são selados por calcilutitos, margas e folhelhos marinhos do Mb. Outeiro (Fm. Macaé Superior) e pela própria mudança de fácies do carbonato no topo da estrutura. Os reservatórios também podem ser selados lateralmente pelas falhas associadas. Coquinas do Mb. Coqueiro (Fm. Lagoa Feia) podem ser seladas lateralmente por falhas (sub-sal) e folhelhos e capeadas por fácies carbonáticas mais "fechadas" da própria Formação (fatores diagenéticos) ou por folhelhos intraformacionais. Basaltos fraturados da Fm. Cabiúnas também são selados pelos folhelhos da Fm. Lagoa Feia. Evaporitos Aptianos (Mb. Retiro) formam uma barreira regional na migração do óleo para seção pós-sal, sendo um excelente selante - porém, até o momento, não foi descoberta nenhuma acumulação comercial no intervalo abaixo desta camada. A regra das falhas, especialmente as falhas de deslizamento gravitacional mais novas na seção pós-sal, como selos ou caminhos de migração, ainda estão sendo discutidas. Historicamente, a maioria das falhas supra-sal encontradas nos campos da bacia era considerada como extensional e não-selante. Mais recentemente, algumas destas falhas vêm sendo reinterpretadas como falhas selantes (ao menos parcialmente), capazes de definirem compartimentos de reservatórios. Estes compartimentos podem apresentar diversos regimes de pressão, contatos água-óleo e /ou óleo com diferentes composições, e gravidade e viscosidade distintas (BRUHN, 2003). 134

145 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS Trapas As acumulações na bacia são estratigraficamente e/ou estruturalmente trapeadas, geralmente apresentando controle misto (trapas combinadas). Os alvos exploratórios incluem trapas paleogeomórficas, pinch-outs, anticlinais (4-way closure) e anticlinais falhadas (3-way closure), estruturas "casco de tartaruga", etc. Existe uma forte influência estratigráfica na maioria das trapas dos reservatórios turbidíticos eocênicos e oligo-miocênicos da Fm. Carapebus, tanto por pinchout do reservatório quanto por erosão parcial do reservatório por processos de escavação e preenchimento de canais mais novos por lama. Nos casos cujo principal mecanismo de trapeamento é estratigráfico, há geralmente um componente estrutural relacionado, formado por falhas, as quais são a sola da camada evaporítica subjacente ou, menos freqüentemente, relacionadas às reativações das falhas do embasamento. Estas falhas também podem definir compartimentos no reservatório, além de servirem de conduto para migração (BRUHN et al, 2003). Turbiditos oligo-miocênicos podem apresentar trapas combinadas, estruturais ou estratigráficas. O Controle estrutural é dado principalmente por falhas normais ou falhas de crescimento com estruturas rollovers associadas. O controle estratigráfico é dado por pinchout up e downdip (aclive e declive) e pelo preenchimento de cânions - componente paleogeomorfológico também está presente. Os turbiditos do Eoceno apresentam trapas estratigráficas, estruturais ou combinadas. O controle estratigráfico é dado principalmente pelos pinchouts, além dos efeitos compactacionais associados aos domos de sal residuais (MOHRIAK et. al, 1990). O controle estrutural é dado pela presença de altos regionais, domos, anticlinais e falhas normais. Alguns reservatórios são truncados pela discordância regional desenvolvida no Oligoceno, cujo evento deu origem a vários cânions na bacia. As grandes acumulações de óleo nos turbiditos da Fm. Carapebus do Cretáceo Superior estão relacionados, geralmente, às trapas estruturais induzidas pela tectônica salífera, porém o componente estratigráfico pode estar presente. A própria deposição dos turbiditos em áreas irregulares produz trapeamento estratigráfico (GUARDADO et al., 1989). As trapas dos turbiditos Albo-Turonianos também são controladas pela distribuição dos turbiditos associados aos baixos locais causados pela halocinese, podendo ser estrutural, estratigráfica ou combinada. O controle estratigráfico é dado pelos pinchouts, enquanto o estrutural está relacionado às anticlinais falhadas, blocos de falhas basculados e o mergulho regional. Os carbonatos Albianos da Fm. Macaé apresentam trapas combinadas (estratigráfica estrutural), geralmente representadas por anticlinais de direção norte 135

146 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS sul, as quais podem ser cortadas por falhas lístricas normais ou falhas de crescimento. Estruturas anticlinais geralmente apresentam fechamento nas 4 direções ou nas 3 direções quando associadas às falhas (quarto componente de fechamento). O componente estratigráfico é representado por variações de fácies na parte superior do reservatório. O mecanismo de trapeamento das coquinas é misto (estratigráfico estrutural). Os reservatórios estão associados, principalmente, aos altos estruturais na parte sul da bacia, onde as lentes de coquinas são afetadas por falhas normais com pequeno rejeito e o controle estratigráfico é dado por pinchout na direção do alto estrutural e por mudança de fácies (principal componente para o fechamento da trapa) em direção às partes mais profundas da bacia (MOHRIAK ect. al., 1990). Reservatórios basálticos são controlados pelos blocos altos limitados por falhas normais, cujas trapas estão associadas à fase de rifteamento da bacia. Discordância Pré-Alagoas poderia também prover trapas mas, até o momento, nenhum campo importante na bacia foi caracterizado neste segmento MODELO DE GERAÇÃO, MIGRAÇÃO, ACUMULAÇÃO E PRESERVAÇÃO Segundo Guardado & Rosa (1989), os conceitos do processo de geraçãomigração-acumulação de HCs na Bacia de Campos foram desenvolvidos primeiramente por Meister (1984) e consolidados por Figueiredo et al. em Para aplicação de tal modelo, pode-se assumir as seguintes premissas (BACOCCOLI, com. verbal): (i) (ii) (iii) (iv) Todo petróleo encontrado até o momento - nos diferentes reservatórios (do Cretáceo Inferior ao Mioceno) tem uma origem única. As rochas geradoras de todo petróleo descoberto na bacia são os calcilutitos e folhelhos negros lacustres da Fm. Lagoa Feia Inferior - do Cretáceo Inferior (PEREIRA et al., 1984; TRINDADE et. al, 1987; GUARDADO & ROSA, 1989; GUARDADO et al., 1989; DIAS et al., 1990, MELLO et al., 1994; TRINDADE et. al, 1998; GUARDADO et al., 2000). O processo de geração do óleo, nos folhelhos da Fm. Lagoa Feia, ocorreu em depocentros locais da bacia. O processo de migração primária é desencadeado pela própria geração a partir do querogênio. O processo é acompanhado por um substancial aumento de volume e criação de centros de alta pressão e fraturamento no gerador (PEREIRA et al., 1984). 136

147 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS (v) (vi) (vii) (viii) (ix) Em princípio, qualquer falhamento ou fratura pode atuar como duto, na migração secundária e primária principalmente - quando o óleo é expulso do querogênio sob pressão suficiente pode criar ou reabrir fraturas existentes. Quando um fraturamento (ou falhamento) ou reabertura de fraturamento antigo atingisse um reservatório, o alívio de pressão correspondente favoreceria o preenchimento de armadilhas locais. Se o alívio provocado pela fratura for maior do que o propiciado pelo possível reservatório cortado pela fratura, o óleo poderia seguir verticalmente até um outro reservatório ou até a superfície (GUARDADO & ROSA, 1989). A migração do óleo pode se dar em grandes distâncias na bacia, tanto verticais (4-5 km) quanto horizontais (5-10 Km), preconizada nas evidências de ampla comunicação entre fluidos (GUARDADO & ROSA, 1989). O HC gerado na seção rifte em profundidade ascende até a as trapas através dos sistemas permoporosos e de falhas da própria seção rifte, das janelas nos evaporitos e, finalmente, pelas falhas e reservatórios permeáveis da seção pós-sal (FIGUEIREDO et al., 1985 apud FIGUEIREDO & MARTINS, 1990). A geração de petróleo iniciou-se no Santoniano-Coniciniano, alcançando o pico no Mioceno Superior, persistindo até hoje, na maior parte da bacia (DIAS et al., 1990, MELLO et al., 1994; GUARDADO et al., 2000). Todo petróleo descoberto está acumulado em trapas formadas do Cretáceo Inferior a o Terciário. De acordo com estas considerações iniciais e evidências e resultados exploratórios prévios na bacia, concluiu-se que: (a) Os caminhos de deslocamento do óleo para os reservatórios foram providos pela combinação de tectonismo do embasamento, movimentos do sal e controles estruturais e estratigráficos locais. (b) O óleo gerado na Fm. Lagoa Feia, ainda na seção pré-sal, migrou através de discordâncias regionais, falhas normais e de transferência da própria seção rifte, alcançando os reservatórios pré-sal de coquinas e basaltos, ou então migrou através do contato direto entre a geradora e o reservatório (em justaposição). (c) Altos estruturais do embasamento (neocomianos ou pós-reativação) com falhamentos normais associados e zonas de transfêrencia sub-sal reativadas são áreas de captação, focalização e entrega de óleo (gathering area) para reservatórios pré-sal ou para a base do sal. 137

148 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS (d) O óleo gerado da Fm. Lagoa Feia migrou verticalmente através da seção rifte (item a) até alcançar a discordância regional (ou até a base do sal), onde, ainda na seção pré-sal, deve ter migrado lateralmente (updip) através da própria discordância, camadas carreadoras ou base do sal, até uma abertura na base do próprio pacote evaporítico. Nos locais onde o sal estava ausente (parcial ou totalmente), o óleo migrou verticalmente, utilizando falhas lístricas e estas cicatrizes ou janelas (causadas pelo escape e colapso do próprio sal durante sua movimentação), até alcançar os reservatórios supra-sal; Discordâncias erosivas regionais e ao longo das paredes dos cânions proveram caminhos adicionais para a migração do óleo. (e) A íntima correlação entre falhamentos principais (sub e supra-sal) pode ter facilitado a migração. Zonas de transferência sub-sal podem ser reconhecidas como potenciais condutos verticais e laterais de migração. Zonas de transferência reativadas podem servir para entregar HCs para janelas falhadas, facilitando a migração para reservatório pós-sal. Janelas e falhas lístricas localizadas acima das zonas de transferência do sistema rifte talvez estejam melhores posicionadas para receber o volume gerado (charge). Zonas de transferência abaixo da camada de sal podem servir de condutos, dada a sua extensão e a capacidade de migração lateral até encontrar uma abertura na cada evaporítica (COBBOLD et al., 2001). (f) Camada de sal contínua atua como uma eficaz barreira de migração de HCs do gerador pré-sal para reservatórios pós-sal, porém existem algumas maneiras na qual o sal pode ser interrompido ou quebrado por atividades pós-rifte. Numerosas janelas podem ser reconhecidas na região mais proximal e na borda da saliência da bacia. A migração pode ser realçada onde falhas lístricas normais, descoladas na base do sal, colocou clásticos supra-sal em justaposição com camadas carreadoras sub-sal (falhas de crescimento com estruturas rollovers). Os sistemas de falhas de crescimento favorecem mais a captação e migração de hidrocarbonetos do que as falhas de transferência da seção pós-rifte, devido ao maior deslocamento da seção evaporítica na base (CARMINATTI, 1988). Na região de mini-bacias, sinclinais provêm um possível mecanismo de migração do gerador pré-sal. (g) Aparentemente, o volume de óleo que deve ter sido gerado na seção pré-sal na região de águas profundas / ultraprofundas pode não ter tido a chance de migrar para a seção pós-sal logo acima, devido ao contínuo e espesso pacote de selo provido pelo sal naquela região (sem janelas ) ficando trapeado na própria seção pré-sal. Entretanto, este volume também pode ter migrado parcialmente 138

149 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS para oeste até alcançar as janelas de sal e o sistema de falhas da seção pós-sal, preenchendo, desta forma, campos gigantes de águas profundas. (h) Acumulações geralmente apresentam caráter multi-empilhado, dada a ampla distribuição temporal e espacial dos reservatórios, sistema de circulação de fluidos e eficiência de charge. Vários reservatórios foram preenchidos até o spill point (ponto de derramamento). (i) Dependendo do charging (preenchimento/volume gerado), o óleo deveria ter acumulado em todas as trapas disponíveis, originadas praticamente durante toda a evolução da bacia, caso estas estivessem localizadas acima das rotas de migração mencionadas e estivessem preservadas. (j) A regra das falhas (selantes laterais, não selantes, dutos), além de controvertida, é de difícil predição. Provavelmente trata-se de uma questão de diferencial de pressão dos falhamentos ativos (entre os reservatórios e os respectivos condutos) associado à configuração da trapa e à capacidade de retenção dos selos. Movimentos tectônicos posteriores às acumulações também interferem no sistema - podem criar falhas ou reativar as mais antigas e cortar uma acumulação existente e, conseqüentemente criar novos compartimentos, realocar ou perder o óleo previamente armazenado. Falhamentos que atingem a superfície podem provocar a evasão e exudação do óleo (oil seep). (k) Em alguns casos, o óleo foi parcialmente ou totalmente biodegradado. Por esta razão, a história de migração do fluido (early migration) e soterramento do reservatório (temperatura) e a sua posterior preservação tornam-se um fator extremamente importante. (l) Acumulações gigantes estão também relacionadas à uma serie de condições favoráveis à presença do reservatório e o seu trapeamento (estrutura + capacidade e eficiência do selo lateral e/ou rochas capeadoras). (m) Excelente timing entre a geração do óleo e a formação de trapas associadas ao sistema de migração. (n) A metodologia e os conceitos envolvidos na geração deste um modelo talvez não possam ser totalmente utilizados em áreas onde ainda não se explorou - em águas ultraprofundas onde há um grande risco associado ao gerador (presença, qualidade, etc.) e à migração (devido à espesso pacote de sal), o qual pode alterar, de forma significativa, os alvos procurados (objetivos pré-sal ou objetivos pós-sal relacionados à uma possível geração, principalmente Turoniana). Timing entre a geração e a migração e o trapeamento permitiu as condições para o estabelecimento do Sistema Petrolífero Lagoa Feia Carapebus (!). Esta prolífica 139

150 CAPÍTULO V SISTEMA PETROLÍFERO DA BACIA DE CAMPOS província petrolífera deve-se à presença de todos os elementos e processos essenciais, incluindo: excelente rocha geradora (Lagoa Feia); alta qualidade (permeabilidade e porosidade) dos arenitos turbidíticos do Cretáceo e Terciário (Fm. Carapebus); criação de trapas através da halocinese associada à excelentes selos; janelas de sal e sistemas de falhas lístricas associadas à camadas carreadoras que permitiram a migração; e timing entre todos estes eventos (GUARDADO et. al., 2000). Figuras 5.2-1, e Figura 5.2-1: Modelo de migração do óleo (Fonte: ANP, 2003). Figura 5.2-1Principais feições envolvidas na migração e na acumulação de hidrocarbonetos (Fonte: GUARDADO & ROSA, 1989) 140

151 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO CAPÍTULO VI - HABITAT DO PETRÓLEO Os reservatórios da bacia são bem distribuídos no tempo e espaço, onde reservatórios empilhados são bastante comuns (multilevel). Cada um dos campos descritos a seguir foi selecionado por ser o principal representante de determinado objetivo exploratório. Complexo de Albacora (1984), primeiro super-gigante a ter sido descoberto, inclui diversas acumulações de óleo e gás em reservatórios turbidíticos do Albiano ao Mioceno. Foi escolhido para descrever uma acumulação multilevel, e por representar o principal intervalo miocênico da bacia. Marlim (1985), considerado como a maior acumulação de óleo na bacia em termos de reserva e área até o momento, é o campo que melhor representa os turbiditos da seção oligocênica. Barracuda & Caratinga, também considerados como uma acumulação complexa e multilevel, representam a seção eocênica da bacia. Campo gigante de Roncador (1996), representa uma complexa acumulação de hidrocarbonetos nos turbiditos do Cretáceo Superior. Namorado, primeira descoberta importante na bacia, representa os turbiditos do Albo- Turoniano. Pampo, principal produtor nos carbonatos, e Linguado, principal produtor na seção das coquinas, representam importante trend de águas rasas da bacia. Linguado, além da importância na seção das coquinas, foi escolhido (em função da disponibilidade dos dados) para descrever uma acumulação multilevel com reservatórios nas seções pré e pós-sal CAMPO DE BADEJO Aspectos Gerais e História da Descoberta O Campo de Badejo, com uma área de 10 km 2, está localizado a 80 km do Cabo de São Tomé, em lâmina d água (L.A.) de aproximadamente 90 m de profundidade. O campo está situado no extremo sul da área produtora de campos, associado ao Alto Regional de Badejo, um dos mais proeminentes Altos da bacia. O campo foi descoberto em 1975 pelo poço pioneiro 1-RJS-013 e a produção de óleo (acima de 30º API) foi iniciada em 1981 através do Sistema de Produção Antecipada (EPS). Hidrocarbonetos (HCs) foram encontrados nos reservatórios da seção pré-sal - nas seções dos basaltos neocomianos da Fm. Cabiúnas (principal reservatório) e das coquinas barremianas da Fm. Lagoa Feia. O volume total de óleo originalmente in place (OIIP - Oil Initially in Place) estimado do campo é de 116 MMbbl. 141

152 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO Geologia e Características e Propriedades dos Reservatórios Os reservatórios basálticos apresentam um OIIP de 45 MMbbl e o intervalo das coquinas apresenta cerca de 71 MMbbl. (GUARDADO et al, 1990). De acordo com Baumgartem et al. (1991), o fator de recuperação (FR) adotado para cálculos de reservas na seção das coquinas foi de 14%, enquanto na seção vulcânica atingiu cerca de 23%. Neste item, será descrita somente a acumulação na seção basáltica (Badejo é principal campo da bacia produtor neste intervalo) o intervalo das coquinas será enfatizado no Campo de Linguado. A distribuição dos reservatórios compostos por rochas vulcânicas no campo é controlada por falhas normais relacionadas ao rifteamento. As falhas possuem rejeitos da ordem de 100 a 200 m, as quais colocaram a rocha geradora em contato com as rochas reservatório. Falhamentos secundários aumentaram a complexidade estrutural do campo. Devido à complexidade destas rochas, perfis elétricos não representam uma boa indicação quantitativa das características do reservatório. Avaliações mais apropriadas são feitas através de DST (Drill Steam Test) e testemunhagem (GUARDADO et al., 1989) Figuras Figura : Perfil sísmico (NW-SE) no Campo de Badejo (Fonte: GUARDADO et al., 1989). 142

153 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO O intervalo vulcânico pode ser dividido em 5 ciclos: intervalo A-B na base da Formação corresponde a um fluxo de lava o qual foi diferenciado após esfriamento em basalto vítreo, microcristalino e vesicular; intervalo B-C é interpretado como brecha primária indicando atividade piroclástica; intervalo C-D corresponde a tufo altamente alterado; e intervalo D-E é composto por sedimentos arenosos. Na maioria dos poços estes ciclos estão incompletos. Os intervalos de basaltos e brechas variam de escala de centímetros a poucos metros. O óleo na seqüência vulcânica ocorre ao longo de fraturas e microfraturas e em zonas vesiculares. Fraturas cortam fluxos de lava no intervalo A-B. Fraturas verticais são dominantes no topo e na base de cada ciclo, enquanto fraturas horizontais são comuns na parte central de cada ciclo. Porosidade (5-20%) e permeabilidade ( md) no intervalo B-C estão relacionadas às zonas de brechas e fraturas, e sua produtividade depende da dissolução da calcita (cimento). Os intervalos C-D e D-E não são considerados reservatórios (GUARDADO et al., 1989) Figura Figura : Seção geológica (W-E) no Campo de Badejo, mostrando os reservatórios da seção pré-sal bassaltos fraturados e coquinas (GUARDADO et al., 1989) Desenvolvimento e Produção A produção foi iniciada em 1981 através do Sistema de Produção Antecipada. Em 1990, a produção acumulada do campo era de 7,5 MMbbl (média diária de 1,7 143

154 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO Mbbl) na seção vulcânica e 11,3 MMbbl (média diária de 1,5 Mbbl) na seção das coquinas (BAUMGARTEN et al, 1991). Cerca de 18 de poços foram perfurados no campo até 2002, contabilizando 1 pioneiro, cerca de 7 poços de avaliação (alguns convertidos em produtores) e 9 explotatórios (direcionas e verticais), atingindo profundidade máxima de m CAMPO DE LINGUADO Aspectos Gerais e História da Descoberta O Campo de Linguado também está situado na região do Alto de Badejo, no extremo sul do prolífico trend produtor de Campos, em uma L.A.de aproximadamente 100 m de profundidade, ocupando uma área de 32 km 2. O campo foi descoberto em 1978 pelo pioneiro 1-RJS-49, revelando HCs distribuídos nos reservatórios da seção pré-sal (basaltos fraturados da Fm. Cabiúnas e coquinas barremianas da Fm. Lagoa Feia) e pós-sal (carbonatos albianos da Fm. Macaé e turbiditos do Cretáceo Superior da Fm. Carapebus). O principal reservatório consiste nas coquinas. O OIIP do campo é estimado em 550 MMbbl e o volume original recuperável é de 130 MMbbl. Óleo de alta qualidade (29 32º API) é produzido através de 2 sistemas de produção (HORSCHUTZ et al, 1991) Geologia e Características e Propriedades dos Reservatórios O intervalo produtor das coquinas é responsável por aproximadamente 65% do OIIP do campo (359,7 MMbbl) e 80% do volume original recuperável (104,3 MMbbl), com FR de 30%. As coquinas foram depositadas em 2 (ciclos), sobre altos síncronos associados à falhas normais sindeposicionais da seção rifte. Estas fases são separadas por rochas pelíticas siliciclásticas, as quais representam fácies de ambientes fluvio-lacustres, considerados marcos elétricos. O zoneamento das coquinas, baseado nas intercalações de camadas impermeáveis, consiste em 6 zonas, incluindo subzonas. Zonas I, II e II contêm a fase superior da deposição das coquinas. Zonas IV, V e VI contêm a fase inferior. Zona VI, devido a sua grande extensão, é a mais importante e conecta o Campo de Linguado a norte, com o Campo de Badejo e a sul, com o Campo de Pampo. (BAUMGARTEN, 1985; HORCHUTZ et al, 1991) - Figuras e

155 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO 1991). Figura : Seção geológica do Campo de Linguado (HORCHUTZ et al., Figura : Seção geológica na seção das coquinas do Campo de Linguado (HORCHUTZ et al., 1991). Estudos detalhados de cada zona têm indicado que as coquinas exibem geometria em bancos, com vários ciclos de raseamento para o topo (shoaling upward cycles). Da base para o topo, elas são compostas de calcilutitos, calcarenitos, calcirruditos e calcirruditos com matriz calcarenítica. Carbonatos bioacumulados e horizontes de paleo-solos ocorrem randomicamente (BAUMGARTEN, 1988). Os calcirruditos são os melhores reservatórios, com porosidade e permeabilidade médias 145

156 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO de 15% e 120 md, por vezes alcançando 20% e md, respectivamente. Porosidade é secundária, predominantemente caracterizada pelos tipos vugulares e interpartículas, com tipo móldico ocorrendo com menos freqüência. A gravidade do óleo varia de 29º a 33º API e o mecanismo de produção deste reservatório consiste da combinação de gás em solução e influxo de água (HORSCHUTZ et al, 1991). A estrutura de Linguado no intervalo das coquinas (a uma profundidade aproximada de m) é uma monoclinal mergulhando para leste, seccionada por falhas normais com rejeitos acima de 50 m. Além da estrutura falhada, os fatores estratigráficos e diagenéticos também são efetivos no trapeamento do óleo. O mecanismo estratigráfico é encontrado nos pinchouts das zonas porosas na direção oeste do campo e na associação com as discordâncias localizadas no topo da Zona I. Fatores diagenéticos criaram barreiras de permeabilidade por cimentação, com calcita e sílica em vários níveis das coquinas. A trapa nas Zonas I e II é controlada principalmente por fatores diagenéticos e, com menor importância, por fatores estruturais. Nas Zonas V e VI, diagênese orientada por fatores estruturais é a principal responsável pelo trapeamento do óleo (HORSCHUTZ et al, 1991) - Figuras Figura : Mapa estrutural no topo do reservatório barremiano do Campo de Linguado (HORSCHUTZ et al., 1991). O reservatório basáltico contém somente 1% do OIIP do campo (4,1 MMbbl) e consiste primariamente de basaltos vugulares e basaltos vesiculares falhados e secundariamente de brechas vulcânicas. O sistema de poros é representado por 146

157 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO fraturas (mais importante), vesículas e a porosidade da matriz. A estrutura (a uma profundidade aproximada de m) é formada por um semi-domo alongado na direção nordeste-sudoeste, cortado por falhas normais de pequenos rejeitos (acima de 40 m). O trapeamento do óleo é essencialmente estrutural, caracterizado por falhamento e fraturamento (HORSCHUTZ et al, 1991). O reservatório carbonático albiano, contendo 31% do OIIP (167,5 MMbbl), consiste principalmente de calcirruditos e calcarenitos oncolíticos, oolíticos e peloidais, depositados em ambiente de plataforma rasa. Porosidade e permeabilidade médias são 20% e 250 md, e a gravidade do óleo é de 20º API. A estrutura neste intervalo (a uma profundidade aproximada de m) consiste em um domo com leve mergulho, cortado por pequenas falhas de crescimento. O trapeamento do óleo neste reservatório é estratigráfico-estrutural. O componente estrutural é representado pelas falhas de crescimento e o estratigráfico por mudanças de fácies na parte superior do reservatório, onde os calcarenitos e calcirrutitos gradam para calcilutitos para oeste e sul-sudoeste do campo. O mecanismo de produção do campo é predominantemente por influxo de água (HORSCHUTZ et al, 1991). O reservatório turbidítico do Cretáceo Superior (Maastrichiano) contém 3% do OIIP 18,6 MMbbl). A porosidade e permeabilidade médias são 24% e 300 md, e a gravidade do óleo varia de 18º a 20º API. Sua extensão é limitada (7,6 km 2 ), com espessura máxima de 15 m. O trapeamento do óleo é estratigráfico-estrutural, por mudança de fácies (shale-out) e por mergulho. Este reservatório nunca foi colocado em produção (HORSCHUTZ et al, 1991) Desenvolvimento e Produção A produção do campo foi iniciada em 1981 pelo pioneiro RJS-49, o qual foi colocado em fluxo através do EPS do Complexo de Badejo-Linguado-Pampo. Os estudos de desenvolvimento iniciaram em 1982, utilizando dados adquiridos da sísmica 3D, quando cerca de 10 poços já haviam sido perfurados no campo. Em 1990, cerca de 8 poços haviam sido completados na seção das coquinas, (produzindo 18,6 Mbopd), 3 poços na seção dos carbonatos da Fm. Macaé (produzindo 7,1 Mbopd) e somente 1 poço completado na seção basáltica. Neste mesmo período, a produção total acumulada do campo era de 447 Mbbl, com produção total diária de 25 Mbopd (HORSCHUTZ et al, 1991). Cerca de 30 poços foram perfurados no campo até 2002 (não considerando os sidetracks), contabilizando-se 2 pioneiros, cerca de 16 poços de avaliação (alguns convertidos em produtores) e 12 explotatórios perfurados (verticais e 147

158 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO direcionais), onde o óleo é produzido através de 2 FPU s (Floating Production Units Unidades de Produção Flutuante) CAMPO DE PAMPO Informações Gerais e História da Descoberta O Campo de Pampo está localizado na porção sudoeste da bacia, em L.A.de 150 a 200 m. Foi descoberto em 1977 e começou a produzir, por sistema antecipado, em Este campo possui uma área de 40 km 2, está localizado a 90 km do Cabo de São Tomé, em L.A.de aproximadamente 200 m de profundidade. O campo também está situado no extremo sul do Alto de Badejo. O campo foi descoberto em 1977 pelo pioneiro 1-RJS-40, revelando HCs distribuídos nos reservatórios da seção pré-sal (coquinas barremianas da Fm. Lagoa Feia) e pós-sal (carbonatos albianos da Fm. Macaé). O principal reservatório consiste nos carbonatos albianos. O OIIP do campo é estimado em Bbbl. O óleo, de qualidade variável em função do tipo de reservatório (20º a 30º API) é produzido através de 1 plataforma fixa Geologia, Características e Propriedades dos Reservatórios Os reservatórios carbonáticos da Fm. Macaé apresentam um volume OIIP de 1.1 Bbbl e o intervalo das coquinas apresentam cerca de 163 MMbbl. Em 1990, a produção acumulada (Np) era de 64 MMbbl e 8.8 MMbbl, respectivamente. Pico de produção de óleo atingido nos carbonatos (20º API) foi de 67 Mbod e nas coquinas (30º API) próximo de 8 Mbod (GUARDADO et al, 1989). Neste item, será descrita somente a acumulação na seção carbonática (Pampo é o principal campo da bacia produtor neste intervalo) o objetivo das coquinas foi enfatizado no Campo de Linguado. Pampo possui uma forma dômica no intervalo do reservatório carbonático albiano, com uma falha normal principal definindo o limite nordeste do campo. A estrutura foi formada após o Albiano como conseqüência do movimento da camada de sal. Durante o Albiano Superior, falhas normais lístricas começaram a se desenvolver na região. O topo da estrutura foi parcialmente erodido durante o Turoniano e o bloco baixo no limite sudoeste do campo foi coberto por um grande influxo de sedimentos terrígenos. Durante o Terciário, o basculamento da bacia para leste reduziu o fechamento da estrutura do campo. O trapeamento do óleo é controlado por fatores 148

159 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO estruturais e estratigráficos. Mudanças de fácies nas unidades do reservatório controlam a posição do contato óleo-água (OWC Oil Water Contact) na porção norte do campo (GUARDADO et al, 1989) Figura Figura : Linha sísmica (NW-SE) no Campo de Pampo, destacando o reservatório carbonático (Fonte: GUARDADO et al., 1989). A qualidade do reservatório é função do ambiente deposicional, sendo composto por uma variedade de fácies carbonáticas depositadas em ambientes de água rasa. Estas fácies são distribuídas em uma sucessão de ciclos de raseamento em direção ao topo Cada ciclo começa com packstones oncoliticos/peloidais e terminam com grainstones ooliticos. Fácies de alta permeabilidade, tais como grainstones ooliticos, são encontradas no topo de ciclos deposicionais. Permeabilidades nestes grainstones variam de a md, porém localmente alcançam md. Essas permeabilidades altas refletem porosidade intergranular primária acima de 33%, as quais estão relacionadas à excelente seleção. A 149

160 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO permeabilidade dos grainstones oncoliticos tende a ser mais baixa, como conseqüência da pobre seleção. Grainstones peloidais possuem baixa permeabilidade devido ao menor tamanho de grão. Packstones, depositados em ambiente de moderada energia, possuem altos valores de porosidade, localmente acima dos grainstones, devido à microporosidade. Entretanto, sua permeabilidade é significantemente menor. Acima do contato óleo-água não há substancial alteração das características litológicas primárias do reservatório, resultantes da cimentação ou dissolução. Abaixo do contato houve cimentação e a porosidade foi parcialmente obliterada (GUARDADO et al, 1989). Figuras e Figura : Seções geológicas (N-S e W-E) no Campo de Pampo. Intervalos estratigráficos representam subdivisões do reservatório (Fonte: GUARDADO et al., 1989). 150

161 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO Figura : Fotomicrografia do reservatório produtor do Campo de Pampo: em A, calcarenito oolítico com porosidade intergreanular (em azul); em B, reservatório cimentado; em C, porosidade secundária; e em D, cimentação desenvolvida abaixo do contato óleo-água (Fonte: GUARDADO et al., 1989) CAMPO DE NAMORADO Aspectos Gerais e História da Descoberta O Campo de Namorado localiza-se na porção central-norte do trend de acumulações petrolíferas da bacia, a 80 km da costa, na atual plataforma continental, em cotas batimétricas variando de 110 a 250 m, ocupando uma área de 20 km 2. O campo foi descoberto em 1975, revelando um novo alvo exploratório (arenitos turbidíticos), sendo considerado na ocasião o primeiro campo gigante das bacias brasileiras, com volume de óleo inicialmente in place estimado em 710 MMbbl. A produção teve inicio em 1979, através do EPS (MENEZES, 1988). A descoberta do Campo de Garoupa em 1974 nos calcarenitos porosos da Fm. Macaé resultou em uma intensa frente exploratória na porção central da bacia, região atualmente considerada como de águas rasas. O Campo de Namorado foi descoberto pelo pioneiro 1-RJS-19, o qual foi perfurado para testar o mesmo objetivo a sul de Garoupa - um alto estrutural associado à uma anomalia de amplitude sísmica mapeada no topo do Macaé, sendo interpretada como possível indicação de carbonatos porosos. Entretanto, o poço descobridor, perfurado em L.A. de 166 m, atravessou diversos corpos de arenito com óleo leve (28º API), com boas 151

162 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO características de porosidade (25 30%) e permeabilidade (1.000 md), no intervalo de a m, cujos testes de produção resultaram em uma taxa de vazão de óleo leve (31º API) de 6 Mbbl/d. A descoberta de Namorado significou a primeira importante ocorrência de óleo no intervalo turbidítico albo-turoniano na bacia e, devido à sua natureza, logo suspeitou-se da presença de um controle estratigráfico (BACOCCOLI et al, 1980). O campo foi delimitado por 5 poços de avaliação e a interpretação sísmica foi baseada na metodologia de utilização de impedância acústica de perfis para realçar zonas de alta porosidade, até então aplicada na prospecção do carbonato. Esta informação foi utilizada na perfuração do terceiro poço de avaliação, o qual delimitou a região nordeste do campo (pinchout), confirmando a confiança na utilização de tal técnica para delimitação. Após a descoberta e delimitação do campo, o reservatório foi nomeado de Arenito Namorado (BACOCCOLI et al., 1980) Geologia e Características e Propriedades dos Reservatórios e Fluidos A acumulação no campo é controlada pela estrutura e estratigrafia. O reservatório de areias turbidíticas foi depositado durante o Cenomaniano/Turoniano, formado pela coalescência de lobos e canais depositados sobre uma superfície irregular. Os turbiditos foram depositados e trapeados em baixos locais, interpretados como sinclinais periféricos, com almofadas ou domos de sal ao seu redor. Como conseqüência da atividade estrutural relacionada ao movimento e escape do sal no Cretáceo Superior, houve uma inversão do relevo. O reservatório agora está localizado em um alto estrutural alongado noroeste-sudeste, em forma dômica, parcialmente falhado (dividindo o campo em 4 sub-blocos), onde a compactação diferencial sobre a estrutura realçou o relevo positivo (BACOCCOLI et al, 1980). O campo possui fechamentos a sudeste, noroeste e sudoeste por falhas, a sul e a norte por pichout e a nordeste em função do mergulho, abrigando um OIIP de 670 MMbbl, (GUARDADO et al, 1989), com um volume recuperável de aproximadamente 250 MMbbl (BACOCCOLI et al, 1980) Figuras e O reservatório é constituído por arenitos turbidíticos de grão médio, ricos em feldspato e localmente conglomeráticos, com pouca quantidade de matriz (BACOCCOLI et al, 1980). O reservatório situa-se em profundidades variáveis entre e m, com coluna de óleo máxima de 160 m e net pay médio de 60 m (MENEZES, 1988). Geralmente é permeável (1.000 md) e poroso (20 30%), porém localmente existem algumas zonas onde a porosidade é completamente obliterada pela cimentação carbonática (BACOCCOLI et al, 1980). A pressão original do 152

163 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO reservatório (datum de m) era de 321 kgf/cm 2, a pressão de saturação é 211 kgf/cm 2, a razão solubilidade inicial era de 110 m 3 /m 3. O óleo é de 28º API e possui viscosidade de 1 cp. Figura : Linha Sísísmica (SW-NE) no Campo de Namorado, destacando em vermelho as areias albo-turonianos (Fonte: GUARDADO et al., 1989). 153

164 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO Figura : Seções geológics (A-A e B-B ) mostrando a amalgação dos corpos de areia do Campo de Namorado(Fonte: BACOCCOLI et al., 1980) Desenvolvimento e Produção O sistema pioneiro de produção antecipada nos Campos de Garoupa e Namorado iniciou a produção em 1979, com 4 poços em cada campo, todos completados com árvores secas (dry trees). As linhas de escoamento de produção eram conectadas a um manifold atmosférico central, de onde a produção era encaminhada para uma articulada torre de processameneto. O navio de processamento PP Moraes ficava ancorado a esta torre, cuja capacidade de processamento era de 60 Mbpd. O gás era queimado (flare) e o óleo bombeado para 154

165 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO um tanker (FRAGA et al, 2003). Os dados adquiridos neste EPS foram utilizados para projetar o plano de desenvolvimento definitivo, considerando 2 plataformas fixas. A perfuração dos poços explotatórios teve inicio em 1982 e a recuperação secundária, via injecão de água, em Em 1987 a produção de óleo e injeção de água acumuladas alcançaram 13,6 MMm 3 e 10,7 MMm 3, através de 21 poços em produção e 11 injetores. De acordo com Santos et al. (2002), foram perfurados 56 poços em Namorado, dos quais 36 são produtores CAMPO DE RONCADOR Informações Gerais e História da descoberta Roncador é o maior campo na porção norte da bacia, localizado a 130 km offshore da costa, em águas profundas (L.A.de a m), na região do talude, apresentando uma complexa distribuição de HCs, com diferentes propriedades (ex. gravidade), em uma área de 132 km 2 (PÁDUA et al, 1998). Roncador foi descoberto em 1996 (após um jejum de 10 anos sem grandes descobertas) pelo poço 1-RJS-436, localizado na porção sudeste do campo, o qual atravessou 153 m (net pay) de reservatórios turbidíticos do Cretáceo Superior (Maastrichiano) a m de profundidade, dividido em várias zonas (Santos et al, 1998), apresentando saturação de óleo de 82% e porosidade de 29%, produzindo 20 Mbbl/d de óleo leve, de 31º API (RANGEL et al., 1998). Objetivo principal do poço era testar um proeminente alto estrutural na seção rifte que se estende por toda a bacia e testar localmente anomalias de amplitudes sísmicas no Cretáceo Superior e Oligoceno, com base nos levantamentos sísmicos 2D (base da locação proposta) e 3D (confirmação) disponíveis na porção norte da bacia. Em 1997 foi perfurado o segundo pioneiro RJS-513 (L.A.de m), cujo objetivo era testar as seções Terciária e Maastrichiana. O poço encontrou 95 m de turbiditos com óleo no Maastrichiano a m de profundidade (Rangel et al, 1998), confirmando a extensão do reservatório e a existência de óleo mais pesado (18º API) e capa de gás (não esperada) na porção sudoeste do campo. Após esta confirmação, a Petrobras iniciou seu programa de avaliação, perfurando mais 4 poços (GARCIA et al, 2000). Os poços de avaliação foram perfurados em 1998, praticamente em seqüência, onde os 2 primeiros detectaram um contato óleo-água diferente na porção norte (em relação a área do 436), confirmando os compartimentos geológicos e o elevado potencial do campo. No início de 1998, praticamente concomitante ao programa de avaliação, a Petrobras 155

166 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO decidiu implementar o EPS no campo, com objetivo de adquirir mais dados, testar novas tecnologias e aumentar o fluxo de caixa para operações futuras (HENRIQUES, 1999). First oil (primeiro óleo / início da produção) ocorreu em 1999, conforme será detalhado no item Aspectos Geológicos e Características dos Reservatórios O Campo de Roncador é caracterizado por possuir reservatórios muito complexos no intervalo Maastrichiano, definidos como uma espessa sucessão de turbiditos principalmente confinados em calhas estruturais na região do talude, em uma área de intenso movimento do sal, que deu origem ao trapeamento estrutural, apesar do mecanismo estratigráfico também estar presente e ser considerado um importante controle de trapeamento. O campo é parcialmente controlado por um paleo-alto da seção pré-sal e por uma estrutura dômica falhada na seção albiana póssal. Na porção sudoeste o limite é dado pelo pinchout das areias maastrichianas que onlapam contra a feição abiana. A porção oeste também é limitada por pinchout, enquanto os limites norte e leste são definidos pelo mergulho das areias. Raftings e as principais falhas de crescimento rotacionadas pela tectônica salífera deram origem a 4 blocos estruturais: bloco norte, representado por uma delgada seção com óleo leve (29º API) e 2 contatos óleo-água; bloco leste, com a seção de maior espessura (215 m), saturada com óleo leve (31º API); bloco oeste, com 2 sub-blocos saturados com óleo mais pesado (18º e 22º API); e bloco alto sudeste na região de águas profundas. Roncador representou um desafio de produção devido sua localização em água profunda, a grande complexidade do reservatório, pelos diferentes tipos de óleo (31º a 18º API) e pelo grande volume de óleo descoberto: 9,2 BSTB do STOIIP e cerca de 2,6 Bboe de reservas (BARROSO et al, 2000; GUIMARÃES et al, 2001). Reservatórios apresentam alta porosidade (27 a 30%) e permeabilidade (400 a md) e não possuem grandes aqüíferos em contato com as zonas de óleo, requerendo injeção de água no projeto de desenvolvimento para manter as pressões dos reservatórios acima das pressões de saturação (GARCIA et al., 2000) Segundo Guimarães et al. (2001) e Barroso et al. (2000), os reservatórios maastrichianos compreendem unidades de arenitos e folhelhos de alta continuidade, os quais podem ser agrupados em 3 seqüências: inferior (retrogradacional), representada por lobos confinados compostos por conglomerados e arenitos grosseiros não consolidados (30% de porosidade e a md de permeabilidade), intercalados com folhelhos; média (retrogradacional), composta por conglomerados confinados na base, sobrepostos por lobos areníticos amalgamados, 156

167 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO de granulometria média à fina (apresentando 29% de porosidade e 400 md de permeabilidade), depositados em uma calha ampla e rasa; e superior (progradacional), caracterizada pelos lobos turbidíticos não confinados espalhados, compostos por arenitos de granulometria média à fina (33% de porosidade e 700 md de permeabilidade) intercalados com folhelhos. De acordo com Santos et al. (1999) e Rangel et al. (1998), os reservatórios da porção sudeste do campo podem ser divididos em 5 zonas principais, intercaladas com folhelhos. Somente a zona superior pode ser associada às anomalias de amplitude e pode ser traçada lateralmente nos perfis sísmicos Figuras Nas zonas inferiores os reservatórios não apresentam significantes contrastes de impedância acústica com os folhelhos. Na porção sudoeste, os arenitos também não apresentam anomalias de amplitude sísmica. Na porção norte, a distribuição das areias difere da porção sul, onde as areias inferiores não foram depositadas e o refletor correspondente da zona superior pode ser traçado lateralmente (acima de 10 km) no perfil sísmico. As diferenças na distribuição dos reservatórios no campo são controladas essencialmente por 2 fatores: taxa de subsidência relacionada à halocinese e a preservação de sedimentos em relação aos processos erosivos. Em áreas com subsidência mais intensa (em função da movimentação do sal) foi possível depositar e preservar ciclos deposicionais mais completos de turbiditos areníticos e folhelhos capeadores (ex. porção sudeste do campo). Em áreas onde a subsidência não foi intensa o suficiente, houve a deposição de turbiditos porém, cada ciclo foi parcialmente erodido e as areias foram amalgamadas com o ciclo seguinte, não preservando as frações finas das areias e folhelhos (ex. porção sudoeste do campo). Em regiões em que a subsidência ocorreu tardiamente, os turbiditos foram regionalmente melhor distribuídos, apresentando espessura similar dos arenitos e folhelhos capeadores (ex. porção norte do campo). Turbiditos areniticos mais antigos presentes nas áreas sudoeste e sudeste do campo não foram depositados na área norte, a qual atuou como uma região de passagem (by-passing zone). A seção geológica na porção sul do campo mostra a distribuição dos turbiditos e a formação das trapas e o efeito da halocinese - Figuras A e B e Na porção leste as areias são individualizadas e na porção oeste são amalgamadas devido à subsidência diferencial. Segundo Santos et al. (1999), os mapas estrutural e de amplitude sísmica ilustram o padrão deposicional das areias e o efeito da halocinese na distribuição dos turbiditos, onde varias fácies identificadas são relacionadas aos aspectos deposicionais e erosionais das areias maastrichianas. Entretanto, como o mapa estrutural não foi publicado até o momento, a melhor 157

168 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO representação dos reservatórios maastrichianos é dada através do mapa de net pay (espessura eficaz), publicado por Rangel et al. (1998). 2000). Figura : Perfil sísmico da área de Roncador (Fonte: GUARDADO et al., 158

169 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO Figura : Em A, Seção geológica (SW-NE) estrutural da área de Roncador (Fonte: SANTOS et al., 1999). Em B, seção A em detalhe (RANGEL et al., 1998). Figura : Perfil do poço 1-RJS-436A mostrando o intervalo reservatório maastrichiano do Campo de Roncador (Fonte: SANTOS et al., 1999). 159

170 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO O estudo de caracterização dos fluidos descrito por Pádua et al. (1998) incluiu a análise do comportamento de fases através das amostras dos poços perfurados, onde os 2 tipos principais de óleo identificados (31º e 19º API) são provavelmente resultantes de diferentes pulsos de geração associados à biodegradação Desenvolvimento e Produção Devido ao grande volume de HCs, à grande extensão e complexidade do campo, o desenvolvimento de Roncador foi conduzido através de um EPS, seguido de um desenvolvimento em etapas, projetado em 4 módulos distintos (Módulos 1, 2, 3 e 4). O campo pode ser dividido em blocos principais, onde reservatórios são saturados com óleos de diferente gravidade e densidade (GARCIA et al, 2000). De acordo com Barroso et al. (2000), cada bloco será desenvolvido através de um módulo específico, iniciando a produção nos blocos de óleo leve. O first oil foi em 1999, produzido através do poço 1-RJS-436 (L.A.de m um recorde na ocasião) interligado ao FPSO SEILLEAN - em um sistema único (HENRIQUES, 1999). Em 2001 este Sistema Piloto de produção foi transferido para poço 9-RO-20-RJS (localizado no Módulo 3), produzindo 15 Mbopd até 2002 (FRAGA et al, 2003). O primeiro módulo entrou em operação em 2000, composto pela FPU SS (Semi Submersible) P-36, posicionada em L.A.de m e pelo FSO (Floating, Storage and Offloading Unit) P-47 em L.A.de 815 m. Módulo 1 foi projetado para ter um total de 28 poços (21 produtores e 7 injetores) porém, após o acidente causado pelo afundamento da P-36 (em 2001) até então com 6 poços em produção - a concepção de desenvolvimento foi reavaliada, e este módulo foi rebatizado como Módulo 1A, o qual foi dividido em 2 fases. O gás produzido estava sendo exportado através do gasoduto entre a P-36 e a Plataforma Fixa de Namorado (PNA-1) e o óleo transferido da P-47 para costa através de shuttle tankers (FRAGA et al, 2003). A Fase 1 do Módulo 1A, considerada como uma solução temporária para a retomada da produção do campo, é composta de 8 poços produtores e 3 injetores interligados a FPU do tipo FPSO (Floating, Production, Storage and Offloading Unit), com capacidade de processamento de 90 Mbopd, capacidade de injeção de água de 15 Mm3/d e estocagem de 1,7 MMbbl, posicionado em L.A.de 1.290m. Este FPSO (nomeado FPSO Brasil) retomou a produção (20 Mbopd) dos poços que estavam interligados à P-36 em Pico de produção de 90Mbopd era esperado no final de O óleo atualmente produzido é armazenado na plataforma e, periodicamente, é 160

171 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO transferido para um navio aliviador. O gás produzido é escoado via gasoduto para o continente, através da Plataforma de Namorado 1 (PNA-1). Em 2005, a Fase 2 do Módulo 1 A entrará em operação, com 20 poços produtores e 10 injetores, os quais serão interligados à SS P-52, incluindo os poços atuais conectados no FPSO Brasil (FRAGA et al, 2003). Esta plataforma (em L.A.de m) terá capacidade de processar e tratar de 180 Mbopd, comprimir 48 Mm 3 /d de gás, além da capacidade de injeção de 48 Mm 3 /d de água (FRAGA et al, 2003; PETROBRAS, 2003). O estudo de viabilidade dos outros 3 módulos (Módulos 2, 3 e 4) estão em andamento. Cada módulo provavelmente terá uma única FPU e são previstos 32 poços produtores e 20 injetores de água no total, além de uma rede de dutos a ser construída para transportar o óleo e gás do campo para a costa. O pico esperado de produção de óleo é de 170 Mbopd em 2007, quando for iniciada a produção dos poços da Fase 2 do Módulo 1 A (FRAGA et al, 2003) CAMPOS DE BARRACUDA E CARATINGA História Os Campos de Barracuda e Caratinga estão localizados na porção sul-central da bacia, cerca de 90 km da costa, em L.A.variando de 600 a m de profundidade. Os 2 campos estão geograficamente muito próximos, cobrindo uma área total de 234 km 2, distribuídos em reservatórios empilhados do Terciário (Paleoceno ao Oligoceno), saturados com óleo relativamente leve (ASSIS et al, 1998). Em meados da década de 80, após a descoberta dos Campos de Albacora e Marlim em águas profundas, novos levantamentos sísmicos 3D foram efetuados na parte sul-sudoeste do trend central produtor da bacia. Desde 1990, grande parte do esforço exploratório foi direcionado para esta área, com a perfuração de quase 20 pioneiros (wildcats), resultando em 10 descobertas, agrupadas em 4 campos - Salema, Bijupirá, Barracuda e Caratinga (MARTINS et al, 1994). Barracuda foi descoberto em 1990 pelo poço 1-RJS-380, o qual revelou 2 intervalos produtores: arenitos oligocênicos e eocênicos. Na fase de delimitação desta descoberta, foram perfurados mais 15 poços exploratórios (3 pioneiros e 12 de avaliação). Durante esta fase, outros 2 novos intervalos produtores foram identificados: arenitos/conglomerados também do Eoceno Médio e do Paleoceno, ambos com produções comerciais, porém com volumes modestos em relação aos principais reservatórios do campo (MARTINS et al, 1994). Caratinga foi descoberto em 1994 pelo pioneiro 1-RJS-491 com 2 intervalos produtores: Eoceno e Oligoceno 161

172 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO (MARTINS et al, 1994). Ainda neste período, outros pioneiros foram perfurados, revelando intervalos produtores no Oligoceno (de diferente idade do descobridor) e Paleoceno. Durante a fase de delimitação, mais 9 poços foram perfurados (1 pioneiro e 8 de avaliação). O grande número de poços de avaliação perfurados em ambos os campos indica a complexidade destes reservatórios. Deste total, cerca de 20 serão produtores (ASSIS et al., 1998) Geologia e Características dos Reservatórios Barracuda e Caratinga contêm um combinado OIIP de 4,1 Bboe, e uma reserva total de 1,2 Bboe. Os reservatórios são arenitos turbidíticos, depositados em ambiente batial, controlados pelos grábens e depocentros gerados pela halocinese (ASSIS et al, 1998). Reservatórios de Caratinga são turbiditos areniticos do Paleoceno Superior, Eoceno Médio e Oligoceno Inferior e Superior. As 2 seções oligocênicas contêm as principais acumulações, com 530 MMboe (38% do OIIP) e 540 MMboe (39% do OIIP), respectivamente. Reservatório do Oligoceno Inferior consiste em leque submarino cortado por um canyon oligocênico mais recente, de orientação noroeste, de 1 a 2 km de largura, resultando em 2 áreas produtoras. Este leque é formado por lobos turbidíticos amalgamados, de granulometria média a fina. Reservatório turbidítico do Oligoceno Superior é parcialmente preenchidos pelo canyon e cobre uma área de 22 km de comprimento e 3 km de largura. Falhas normais deram origem às heterogeinidades estruturais adicionais no reservatório (ASSIS et al, 1998). Anomalias de amplitude foram utilizadas para mapear e delinear este intervalo Figuras A a C e Barracuda possui 4 reservatórios empilhados: Paleoceno, Eoceno Médio (2 zonas) e Oligoceno Superior. As principais zonas de óleo são os reservatórios oligocênicos com 1,5 Bboe (correspondendo a 55% do OIIP) e os reservatórios mais profundos do Eoceno Médio, com 830 Bboe (31% do OIIP) Figura O intervalo produtor oligocênico é parte de um leque submarino de 22 km de comprimento, 6 km de largura e acima de 25 m de espessura, composto pelo empilhamento retrogradacional de vários lobos turbidíticos, acima de 2 m de espessura. Estes lobos foram dissecados por vários canais de moderada a baixa sinuosidade, de orientação noroeste, de 200 a 900 m de largura. Canais e pequenas falhas normais definiram 4 blocos de produção. A fácies predominante é constituída por arenitos com pouca argila e lama, friável, não estratificado, de granulometria fina a 162

173 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO muito fina e com porosidade (30%) e permeabilidade (1.000 md) aparentemente homogênea (ASSIS et al, 1998) Figura O reservatório eocênico mais raso é formado por lentes de areias turbidíticas (acima de 16 m de espessura), inseridas em uma seção argilo-carbonática, a qual recobre quase todo o reservatório. Porosidade e permeabilidade médias são 27% e 180 md, respectivamente. O reservatório eocênico mais profundo é composto por camadas de areia parcialmente consolidadas, não estratificadas, de granulometria média a grossa. Sub-bacias na região média do talude geradas pela halocinese concentraram a deposição destes lobos turbiditicos amalgamado, os quais mostram forte variação de espessura (40 m nos depocentros e ausente nos altos estruturais adjacentes). Porosidade e permeabilidade médias são 28% e 480 md, respectivamente (ASSIS et al., 1998). Reservatório do Paleoceno Superior compreende lobos turbiditicos amalgamados, de grande espessura (170 m), composto por arenitos de granulometria média a grossa na base, gradando para arenitos finos no topo. Porosidade e permeabilidade médias são 29% e 200 md, respectivamente. Os contatos óleo-água observados na seção eocênica mais profunda ( m) e paleocênica ( m) são similares, sugerindo comunicação hidráulica entre as zonas produtoras (ASSIS et al, 1998). Figuras A, B e C: Mapa de localização dos poços, seção esquemática e perfil-tipo do Campo de Caratinga (MARTINS et al., 1994). 163

174 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO Figura : Seção esquemática (N-S) dos Campos de Barracuda e Caratinga (ASSIS et al., 1998) Desenvolvimento Os Campos de Barracuda e Caratinga estão sendo desenvolvidos em 2 etapas: Sistema Piloto e Sistema Definitivo. Devido à proximidade geográfica dos 2 campos, o Sistema Piloto inicial foi projetado para ter uma única FPU comum aos 2 campos, porém o Sistema Definitivo está projetado para ter 2 FPU s distintas, uma para cada campo, com seus respectivos poços conectados. O first oil foi produzido em 1997, através do poço 1-RJS-383 (Barracuda) e 1- RJS-491 (Caratinga) para o compartilhado Projeto Piloto, o qual compreende 8 poços de produção em Barracuda e 3 poços em Caratinga, todos eles interligados individualmente à FPU P-34, do tipo FPSO, situado em lâmina d'água de 835 m. O projeto deverá ser concluído no final de 2004, quando a P-34 for removida da sua presente locação e os poços forem conectados na FPU do Projeto Definitivo individual de cada campo. A produção de óleo em Barracuda através do Projeto Definitivo tem início previsto para 2004, através do FPSO P-43, com capacidade de processar 150 Mbbl/d, a ser ancorado em L.A. de 800 m. Este sistema compreende a perfuração de 34 poços (20 produtores e 14 injetores de água), com pico produção de óleo estimado de 141 Mbpd em 2005 e pico de gás estimado de 1.88 Mm 3 /d em As campanhas de perfuração e completação deste projeto foram iniciadas em 2000 e deverão ser concluídas em 2004, onde todos os poços serão individualmente interligados na P

175 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO O Projeto Definitivo de Caratinga tem início de produção previsto para 2004, através do FPSO P-48, com capacidade de processar 150 Mbbld, a ser ancorado em L.A.de m. Este sistema compreende a perfuração de 20 poços (12 produtores e 8 injetores de água), com pico produção de óleo estimado de 128 Mbpd em 2006 e pico de gás estimado de 1.76 Mm 3 /d em As campanhas de perfuração e completação deste projeto também foram iniciadas em 2000 e deverão ser concluídas em 2004, onde todos os poços serão individualmente interligados à P-48. Em ambos os campos, o óleo será transferido das FPU s (P-43 e P-48) para terminais na costa através de shuttle tankers. O gás produzido será exportado de cada uma das FPU s para a Plataforma Fixa de Namorado (PNA-1) através de gasoduto e, a partir daí, através do esquema de movimentação de gás da Bacia de Campos (FRAGA et al, 2003) CAMPO DE MARLIM Informações Gerais e História da Descoberta Marlim é um dos maiores campos de petróleo descobertos no Brasil em termos de óleo in place até o momento, localizado cerca de 110 km offshore da costa (Cabo de São Tomé como referência), na porção central - leste da bacia, na região do talude, em uma L.A.acima de 650 m de profundidade. O campo é composto por um único horizonte produtor localizado a uma profundidade mínima de m (CANDIDO & CORA,1992), ocupando uma área de 137 km 2 (BONESIO et al, 1999). Os Campos de Marlim Leste, Marlim Sul e Voador foram descobertos durante o período de delimitação do Campo de Marlim (JUINITI, 2002). Todos estes campos pertencem ao Complexo de Marlim, o qual recobre uma área acima de 750 km 2, totalizando um OIIP acima de 14 Bbbl (SOUZA et al. 1989). As descobertas dos Campos dos Complexos de Marlim e Albacora abriram uma nova área de fronteira de exploratória em águas profundas. A identificação do prospecto de Marlim começou em 1972, quando um grande levantamento sísmico foi efetuado na região do talude (atual) da bacia de campos. Apenas em 1981 foi aprovada a perfuração do primeiro poço (1-RJS-219) para testar uma estrutura anticlinal falhada de 30 Km 2 de fechamento (closure) na seção do Cretáceo Superior e, em adição, uma anomalia de amplitude sísmica de 140 Km 2 na seção do Oligoceno. Entretanto, o poço exploratório não foi perfurado naquela época até um novo levantamento sísmico 2D detalhado ter sido adquirido e interpretado. Somente após o 165

176 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO resultado desta nova interpretação, o poço foi realocado em uma posição mais favorável para testar tal anomalia de amplitude Oligocênica. Finalmente o poço pioneiro 1-RJS-219 foi perfurado em 1985, a uma profundidade de 830 m de lâmina d água, até alcançar os carbonatos albianos (3.600m TD), descobrindo o Campo de Marlim na seção oligocênica, penetrando 75 m de arenito com óleo a uma profundidade de m. O teste de formação produziu óleo de 19º API a uma taxa diária de bopd através do choke de 0,5 (CANDIDO & CORA,1992). De acordo com as propriedades medidas e calculadas (reservatório e óleo), valores de permeabilidade alcançaram md e a razão gás-óleo atingiu 421 SCF/STB, sem conteúdo significante de enxofre (POSSATO et al, 1990). Seguindo esta descoberta, 4 poços de avaliação (3-RJS-319-A, 3-RJS-325-E, 3-RJS-326 e 3-MRL-1) foram perfurados entre 1985 e 1986, posicionados para testar as anomalias de amplitude em lâminas d água variando de 390 a m de profundidade, cujas locações foram baseadas na sísmica 2D disponível naquela época. Como forma de melhorar a resolução horizontal e otimizar a avaliação e desenvolvimento do campo, foi efetuado um levantamento 3D, cobrindo cerca de 880 Km 2 de área, onde a interpretação destes dados enfatizou a amplitude sísmica. As mais altas amplitudes negativas indicavam reservatório com HCs, e valores de baixa amplitude indicavam margas, folhelhos ou até mesmo barreiras nos arenitos. Elementos estratigráficos (depósitos de canais e lobos) também puderam ser detectados (CANDIDO & CORA,1992). Com base neste novo dado sísmico, foram perfurados mais 2 poços de avaliação (3-MRL-3 e 3-MRL- 5), onde ambos resultaram em produtores no intervalo oligocênico. Além destes poços, 8 novas locações foram selecionadas para perfuração fora do Campo de Marlim. Deste total, 4 poços foram perfurados, todos resultando em produção na seção oligocênica e somente 1 poço produziu também na seção eocênica Complexo de Marlim (POSSATO et al, 1990) Aspectos Geológicos O campo de Marlim é composto por um único intervalo produtor, representado pelo reservatório turbidítico Oligocênico da Fm. Carapebus (informalmente denominado de Arenito Marlim ), de grande continuidade lateral e boas características permoporosas. O campo apresenta trapeamento misto, combinando elementos estratigráficos e estruturais. O reservatório apresenta um leve mergulho na direção sudoeste, é adelgaçado (pinches out) contra margas e folhelhos nos limites norte, oeste e sul e é definido por falhas normais nos limites nordeste e noroeste e leste, principalmente (CANDIDO & CORA,1992). A falha Miocênica que limita a porção leste 166

177 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO do bloco é considerada o principal caminho de migração do óleo da seção pré-sal para o reservatório (GUARDADO et al, 1989). A batimetria varia de 600 m na região noroeste até m na porção sudeste do campo (JUINITI, 2003; CORDEIRO et al, 1999) -- Figuras a Figura : Em A, linha sísmicas com principais refletores interpretados no Campo de Marlim - localização dada na figura B (Fonte: GUARDADO et al., 1989). Em B, linha sísmica no Campo de Marlim, mostrando trapeamento combinado do intervalo oligocênico - pinchout à oeste e falha normal lístrica a leste, interpretada como sendo a responsável pela migração do óleo (BRUHN, 1998). Pode-se notar em 167

178 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO ambas as figuras um possível relacionamento entre as feições sub-sal e supra-sal no limite leste do campo. Figura : Em A, mapa estrutural do topo do reservatório oligocênico do Campo de Marlim; Em B, mapa de isópacas do reservatório oligocênico (Fonte: GUARDADO et al., 1989). Figura : Net Pay do Campo de Marlim. (Fonte: BONESIO et al, 1999).. 168

179 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO Os arenitos oligocênicos do campo pertencem a um sistema progradante, indicado pelo padrão de donwlapping nas seções sísmicas. Os mapas de amplitudes sugerem que estes arenitos compreendem principalmente depósitos de lobos do sistema turbiditico (POSSATO et al, 1990). De acordo com Fainstein (2000), a resposta sísmica sobre o campo revela eventos de alta amplitude (características comuns de complexos turbidíticos não-confinados) devido ao contraste da alta amplitude principalmente às altas zonas de porosidade no reservatório quando comparada com a relativa baixa velocidade do folhelho sobrejacente. Através dos dados sísmicos podem ser observados também os pinchouts das camadas de areia contra paleo-altos, falhamento causado principalmente pela retirada do sal (adicionando componente estrutural no grande trapeamento estratigráfico) e janela na camada evaporítica (crucial para migração do óleo). Kinks na base do sal também podem ser observados. Mapas de anomalias de amplitudes são excelentes na delimitação do campo e de áreas-fonte dos sedimentos, onde as amplitudes altas estão relacionadas à presença de areia / porosidade e não à presença de fluidos Características dos Reservatórios e Propriedades dos Fluidos O Arenito Marlim está associado aos depósitos de talude e sopé continental. A porção leste do campo é dominada por lobos areníticos (lobe-types), cuja sucessiva coalescência resultou em corpos de areia de grande continuidade, compostos principalmente por arenitos massivos de grãos finos a médios. Na porção noroestesudeste estes corpos de areia tornam-se alongados, apresentando geometria e fácies típicas de depósitos de canal, os quais são considerados os alimentadores do sistema de lobos. Os arenitos são ricos em feldspato (contendo acima de 30%), geralmente pouco cimentados e estão inconsolidados (CANDIDO & CORA,1992) - Figura Figura : Perfil-tipo do Campo de Marlim.Arenitos no intervalo de m estão saturados de óleo (Fonte: GUARDADO et al., 1989). 169

180 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO O topo do reservatório está localizado entre e 2.700m de profundidade e o contato óleo-água original está a m (TVDSS) - abaixo do pay (zona de interesse). O reservatório apresenta net pay médio de 44,5 m (podendo chegar acima de 100m), porosidade média de 30%, permeabilidade efetiva variando entre 1,3 e 5,3 md, gravidade do óleo variando entre 19º e 20º API (API atinge 27-28º na porção sul no Complexo de Marlim - devido aos diferentes pulsos de migração / biodegradação), saturação de água de 14%, razão gás-óleo inicial de 80 m 3 /m 3 (contribuindo para alta taxa de produção) e índice de produtividade de 4 47 m 3 /dia/kg/cm 2 (SOUZA et al, 1989). Estas propriedades são derivadas principalmente da sísmica, análise de perfis e testes de poços (SOUZA et al, 1989). Na época da descoberta, o OIIP estimado no Complexo de Marlim foi de 14 Bbbl (CANDIDO & CORA, 1992), com 7 TCF de gás associado, enquanto que somente no Campo de Marlim o OOIP foi estimado em 9 Bbbl (JUINITI, 2003), com 3.6 TCF de gás associado (GUARDADO et al, 1989) e cerca de 1.7 Bbbl eram esperados como reserva total (BONESIO & VASCONCELOS, 1999; OTC WEBSITE, 2003). Entretanto, em dezembro de 1997, a reserva total de óleo do Campo de Marlim foi estimada em 2.2 Bbbl, com uma produção de óleo acumulada de cerca de 160 MMbbl (BONESIO & VASCONCELOS, 1999). Desde a descoberta, embora o OIIP tenha sido reduzido, a reserva total aumentou devido à melhora no fator de recuperação - melhor entendimento do reservatório e seu sistema de drenagem Desenvolvimento e Produção O Campo de Marlim adotou um sistema de desenvolvimento em etapas: (i) Projeto Pré-Piloto; (ii) Projeto Piloto; (iii) Fase I; e (iv) Fase II. Devido ao alto custo e à complexidade do desenvolvimento, assim como forma de minimizar incertezas, foi decidido investir primeiramente e produzir através de um projeto piloto, enquanto investimentos eram feitos para continuar desenvolvendo tecnologia adequada para produzir em águas profundas e obter mais informações sobre o reservatório (dimensão, potencial e comportamento) e sobre a tecnologia do desenvolvimento definitivo a ser adotado. Em 1990, Petrobrás decidiu colocar o Campo de Marlim em produção, através de um Sistema Piloto, o qual consistia em uma plataforma SS (Semi-Submersível) conectada a 10 poços produtores submarinos, exportando o óleo para 2 dois naviostanque através de 2 monobóias. Entretanto, devido às dificuldades de implementação e atraso na adaptação da SS, foi adotado um sistema inicial menos complexo como forma de minimizar o tempo a e acelerar a produção. Este sistema, denominado de 170

181 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO Pré-Piloto, foi designado a receber somente 2 poços produtores enquanto utilizava o mesmo sistema de offloading do Projeto Piloto. Em 1991, a FPU P-13 (SS convertida com capacidade de bodp) produziu o first oil de Marlim (FRAGA et al, 2003).. A produção através do sistema piloto foi iniciada em 1992 (com 10 poços produtores), substituindo o Sistema Pré-Piloto, aumentando a capacidade de processamento para bopd. Uma importante quantidade de dados foi adquirida, permitindo uma substancial redução do número inicial de poços, definindo a locação das primeiras unidades do sistema definitivo e de injeção de água. Gás lift foi escolhido como sistema artificial a ser utilizado no campo. O Sistema Piloto teve como objetivo não somente prover informações relacionadas ao comportamento do campo (e permitir o conceito de desenvolvimento otimizado), mas também como gerar fluxo de caixa (cash flow) para aumentar as possibilidades da operadora em investir no projeto definitivo (BONESIO & VASCONCELOS, 1999). O sistema definitivo adotado foi dividido em duas fases (Fases I e II). Para otimizar investimentos e recursos físicos, a primeira fase de desenvolvimento foi dividida em 2 módulos (Módulos 1 e 2). O Módulo 1 compreendeu 2 FPU s - primeiramente a plataforma SS P-18 e mais tarde o FPSO P-32 - com capacidade de bopd. Este módulo compreendeu também 16 poços produtores e 12 injetores, além de 1 manifold submarino, 2 monobóias e diversas linhas de escoamento de óleo e gás. O Módulo 2 iniciou-se com a conversão de uma outra SS (P-19), compreendendo 12 poços produtores e 7 injetores, além das linhas de óleo e gás. Durante este segundo módulo, novos dados do reservatório foram adquiridos e mais reservas foram adicionadas durante a fase de perfuração. Após análise de diferentes cenários, foi decidido que a produção extra seria parcialmente manuseada pela P-20 (originalmente do sistema piloto e depois tornou-se parte do sistema definitivo) e a produção remanescente seria obtida através de um novo FPSO, localizado na parte nordeste do campo (P-33). Cerca de 8 poços produtores foram conectados na P-20, enquanto 3 injetores foram planejados para P-33 (FRAGA et al, 2003). Em 1994, a informação do campo já era boa o suficiente para dar uma visão geral do desenvolvimento. A segunda fase de desenvolvimento (Fase II) foi definida e compreendeu 3 novos módulos (Módulos 3, 4 e 5). Estes módulos seriam responsáveis pela explotação da porção sudeste e central do campo. Sanção da Fase II foi dada em O Módulo 3 foi baseado na conversão de uma sonda SS (P-26) com capacidade de processamento de bopd, 12 poços produtores e 8 injetores, além de linhas de óleo e gás. O óleo produzido neste módulo seria transferido para o 171

182 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO FPSO P-33 (do Módulo 2) e então enviado para costa pelos navios-tanque. No final de 1995, o Módulo 4 foi aprovado, baseado em uma nova conversão (FPSO P-35), com 15 poços produtores e 6 injetores, além de 2 manifolds - para otimizar o layout submarino. Em 1997, no Módulo 5, outro FPSO foi adquirido (P-37 com a capacidade de processamento de bopd), 4 manifolds submarinos, 16 poços produtores e 10 injetores, além de 2 gasodutos (FRAGA et al, 2003) Atualmente há 7 Unidades de Produção (4 do tipo SS - e 3 do tipo FPSO) e 1 Unidade de Tratamento e Estocagem (do tipo FSO) instaladas em Marlim (PETROBRÁS WEBSITE, 2003), com 125 poços (dos 129 planejados) dos quais 83 são produtores e são 46 injetores, incluindo 36 poços horizontais (FRAGA et al, 2003). A coleta do óleo dos poços até as FPUs é feita através de dutos e linhas flexíveis e 7 manifolds, onde cerca de 80 km de dutos rígidos e 400 km de linhas flexíveis foram instalados (FRAGA et al, 2003) - Figura O óleo é tratado nas suas unidades e transferido para navios que transportam a produção do campo para costa. Todo o gás produzido associado ao óleo é comprimido nas FPU s e escoado para o continente através da infra-estrutura de gasodutos da Bacia de Campos. No final de 2004 será instalado mais um FSO (P-47). Essa unidade além de ampliar a capacidade de tratamento de óleo de Marlim, irá especificar esse fluido no padrão internacional para exportação - Figura O pico de produção de óleo foi de bpd em 2002, com a implantação do último módulo e a produção média de óleo em 2003 foi de bpd (PETROBRÁS WEBSITE, 2003). De acordo com a Petrobras, um total de US$ 5 bilhões foi previsto como investimento durante um período de 15 anos (BONESIO & VASCONCELOS, 1999). 172

183 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO Figura Em A, modularização do Campo de Marlim (Fonte: BONESIO & VASCONCELOS, 1999); Em B, desenho esquemático do desenvolvimento do campo (Fonte: PETROBRÁS WEBSITE, 2003). Figura Estimativa da produção de óleo e gás do Campo de Marlim, de 1998 a 2020 (Fonte: BONESIO & VASCONCELOS, 1999). 173

184 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO O sistema de desenvolvimento adotado foi bem-sucedido, onde o conhecimento adquirido em cada módulo, assim como novos conceitos de desenvolvimento permitiram a introdução de inovações tecnológicas nos módulos subseqüentes. Em 10 anos de desenvolvimento, várias tecnologias novas foram desenvolvidas e implementadas nas áreas de: perfuração e completação, ancoragem de unidades flutuantes, linhas flexíveis, árvores-de-natal e manifolds submarinos, perfilagem e controles de areia. Apesar do desenvolvimento do campo ter praticamente terminado, operações de workover continuarão demandando soluções inovadoras - produção de água, controle de areia, etc (JUINITI, 2002) COMPLEXO DE ALBACORA Aspectos Gerais e História da Descoberta O Complexo de Albacora (Albacora e Albacora Leste) está localizado cerca de 120 km offshore da costa (Cabo de São Tomé como referência), na porção nordeste da bacia, na região do talude, em L.A. variando de 250 a m de profundidade. O Complexo apresenta um volume acima de 4 Bbbl (STOIIP - em 1992), contidos em diferentes reservatórios empilhados no Campo de Albacora e por um único intervalo em Albacora Leste (CANDIDO & CORA,1992). A história da descoberta do Complexo de Albacora foi iniciada na mesma época de Marlim, no começo da década de 70, através de um grande levantamento sísmico efetuado na região atual do talude da bacia. O Campo de Albacora foi descoberto em setembro de 1984 pelo poço pioneiro 1-RJS-297, localizado em uma L.A.de aproximadamente 300 m de profundidade. O objetivo principal do poço era testar: um fechamento estrutural de 20 km 2, mapeado no topo dos carbonatos Albianos de alta-energia (da seção bota ); e uma anomalia de amplitude de 25 km 2, interpretada como um leque turbidítico na seção do Cretáceo Superior. Os turbiditos das seções do Albiano (Arenito Namorado), Eoceno e Oligoceno foram incluídos como objetivos secundários, uma vez que o mapeamento regional indicava a presença destas seções na área (POSSATO et al, 1990). O poço atingiu uma profundidade total (TD) de m (na seção Macaé Inferior), onde o único intervalo produtor atravessado pelo poço foi o Arenito Namorado a uma profundidade de m (contato óleo-água a m), com 117m de areia com óleo de 27º API, produzindo a uma taxa diária de 300 m 3 (após fraturamento com ácido). Entretanto, este mesmo poço cruzou um interessante intervalo na seção do Oligoceno, no qual a sísmica indicava um espessamento nas direções leste e nordeste do levantamento. Esta 174

185 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO expectativa foi verificada pelo poço pioneiro 1-RJS-305, perfurado em uma L.A. de 437 m de profundidade, o qual penetrou um intervalo de 60 m com óleo na seção oligocênica ( m de profundidade), produzindo óleo de 28º API a uma taxa diária de 460 m 3 (CANDIDO & CORA,1992). Porosidade deste intervalo era de 30%, com saturação de água de 15%, permeabilidade calculada de md e razão gás-óleo de 97 m 3 /m 3 (POSSATO et al, 1990). Este poço também confirmou a presença de óleo no Arenito Namorado (pay de 17 m), porém em uma acumulação diferente da encontrada no poço 1-RJS-297. Ainda com base na sísmica 2D espaçada, foi perfurado o poço de avaliação 3-RJS-316 para testar o intervalo Oligocênico (CANDIDO & CORA,1992). Como forma de melhorar a resolução horizontal, em 1985 foi efetuado um levantamento sísmico 3D de cerca de 500 km 2, cuja interpretação dava ênfase à delineação das anomalias de amplitude. Amplitudes negativas altas indicavam reservatórios com HCs, enquanto os baixos valores correspondiam às margas, folhelhos ou areias molhadas (wet sands). Feições deposicionais também foram imageadas e, em alguns casos, os contatos óleo-água puderam ser identificados. A boa qualidade dos dados (na maior parte da área) associada à intensidade e ampla distribuição e continuidade do refletor Marco Azul (calcilutito Oligocênico), acabou originando uma importante regra no mapeamento dos turbiditos Oligocênicos. Como resultado da interpretação do volume 3D, foram mapeados vários possíveis reservatórios de diferentes idades (Cretáceo Superior ao Terciário) no Complexo de Albacora (SOUZA et al. 1989). Desta forma, com base no neste mapeamento, foram perfurados 12 poços exploratórios e 4 de desenvolvimento, dos quais somente 2 resultaram em seco. Dos resultados mais proeminentes, citam-se os poços 1-RJS-342 com uma descoberta de gás e 3-RJS-355 com descoberta de óleo, ambos no intervalo Miocênico. Os poços 3-RJS-360 e 3-RJS-367 estenderam a acumulação Miocênica para leste, enquanto o poço 1-RJS-368 estendeu o pool Oligocênico para o extremo norte - descobrindo porém que tratava-se de uma outra acumulação independente (CANDIDO & CORA,1992). Desta forma, pode-se dizer que o Campo de Albacora Leste foi descoberto pelo poço 1-RJS-342 (em 1986), perfurado em L.A. de 953 m, durante a avaliação e delimitação do Campo de Albacora. O principal objetivo era testar uma anomalia sísmica de 150 km 2 no intervalo do Oligo-Mioceno. O topo da seção miocênica (pay de 30 m) foi atingido a uma profundidade de m (TD), produzindo 390 Mm 3 /d (18.8 MCFD) de gás (POSSATO et al, 1990). Os poços de avaliação 3-RJS-355, 3-RJS-360 e 3-RJS-367 perfurados em seguida encontraram óleo no mesmo intervalo e indicaram 175

186 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO que o gás descoberto pelo 1-RJS-342 era, na verdade, parte da grande capa de gás da acumulação adjacente Albacora Leste Aspectos Geológicos O Complexo de Albacora contém óleo em 8 diferentes pools (CANDIDO & CORA,1992), cuja profundidade dos topos variam entre a m (TVDSS), em uma seção de aproximadamente 1.500m, ocorrendo em 6 intervalos estratigráficos distintos: somente 1 intervalo (net pay) no Albiano (Arenito Namorado Fm. Macaé), Eoceno e Mioceno e 3 intervalos (net pays) no Oligoceno (Fm. Carapebus). O Campo de Albacora é bastante complicado, considerado uma acumulação múltipla (multilevel) com diferentes pools, englobando os turbiditos do Albiano (Arenito Namorado da Fm. Macaé), Eoceno e Oligoceno (Fm. Carapebus), enquanto Albacora Leste é um campo mais simples, com um único intervalo produtor, representado pelos turbiditos do Mioceno (Fm. Carapebus). Os reservatórios de Albacora são mais antigos, localizados a sudoeste do complexo, em uma L.A.variando de 250 a m de profundidade, compreendendo uma área de 455 km 2 (PETROBRAS, 2003). Albacora Leste ocupa a porção nordeste do complexo, cobrindo uma área de 215 km 2, na região de água mais profunda, cuja L.A.varia de 700 a m de profundidade (PETROBRAS, 2003). São aparentes 2 sistemas de falhamentos na região, um afetando a seção do Cretáceo Superior e outro afetando as camadas do Cretáceo Superior e Terciário. Ambos os sistemas resultaram do colapso de sal e são interpretados como principais caminhos de migração do óleo (CANDIDO & CORA,1992) - Figuras a ). Fig : Limites dos pools de óleo do Complexo de Albacora (SOUZA et al, 176

187 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO Fig : Seção Geológica (W-L) do Complexo de Albacora, mostrando os reservatórios empilhados do Albiano, Eoceno, Oligoceno e Mioceno (SOUZA et al, 1989). 177

188 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO Fig : Seção sísmica do Complexo de Albacora (SOUZA et al, 1989). Em B, seção dip mostrando turbiditos estruturalmente orientados para norte e falhas normais, as quais controlam a migração (Fonte: BRUHN et al., 1998). No Complexo de Albacora, assim como em Marlim, os reservatórios estão relacionados, dentre outros fatores, às variações relativas do nível do mar, podendo ser interpretados como depósitos turbidíticos de lowstand (mar baixo), associados ao talude e sopé (SOUZA et al, 1989). Nos turbiditos do Terciário as porções mais a leste são dominadas por lobos (lobe-types deposits) cuja sucessiva coalescência resultou em corpos de areia com grande extensão lateral. Na porção oeste estes corpos tornam-se mais elongados na direção noroeste-sudeste, apresentando geometria e fácies de depósitos de canal (CANDIDO & CORA,1992). Os reservatórios do Albiano fazem parte do sistema de lowstand, depositados em depressões no talude induzidas tectonicamente, resultantes ao deslizamento da camada evaporítica subjacente (BRUHN et al, 1998). O trapeamento dos HCs em Albacora é puramente estrutural nos reservatórios mais antigos (Arenito Namorado), enquanto nos reservatórios mais novos (Eoceno e Oligoceno) o trapeamento é de natureza estratigráfica-estrutural. A acumulação do Arenito Namorado é controlada por uma estrutura dômica falhada, onde os fechamentos leste e oeste são providos por falhas de direção norte sul. O controle estrutural nos pools do Eoceno e Oligoceno é provido essencialmente pelos mergulhos regional e estrutural, resultantes da halocinese. Localmente as falhas limitam as acumulações no no Oligoceno. O controle estratigráfico destes pools é provido pelo pinchout deposicional dos arenitos (POSSATO et al, 1990) Fig e

189 CAPÍTULO VI HABITAT DO PETRÓLEO Fig : Mapa estrutural no topo do reservatório Oligoceno 1 no Campo de Albacora (CANDIDO & CORA, 1992) Figura : Mapa estrutural no topo do reservatório Albiano (Arenito Namorado) no Campo de Albacora (CANDIDO & CORA, 1992) 179