BACIA DO ESPÍRITO SANTO

LOCALIZAÇÃO

A Bacia do Espírito Santo/Mucuri situa-se na margem continental brasileira, estendendo-se desde o sul do Estado da Bahia até o centro-sul do Estado do Espírito Santo, compreendendo uma pequena faixa em terra. Apresenta uma área de aproximadamente 123.130 km2 até a cota batimétrica de 3.000m, sendo 17.900 km2 em terra. O Alto de Vitória limita a Bacia do Espírito Santo com a Bacia de Campos, ao sul. O limite com a Bacia de Cumuruxatiba, ao norte, coincide aproximadamente com o limite norte do Complexo Vulcânico de Abrolhos.

SUMÁRIO GEOLÓGICO

A evolução tectono-sedimentar da Bacia do Espírito Santo/Mucuri é representada por três seqüências ou fases principais, genericamente conhecidas como Rifte (Neocomiano ao Eoaptiano), Transicional (Neo-Aptiano) e Drifte (Albiano ao Recente). Durante a fase Rifte, o estiramento crustal resultou na formação de falhamentos normais de direção aproximada norte-sul, que produziram horsts e meio-grabens, limitados no topo por uma discordância regional pré-aptiana e preenchidos por sedimentos típicos de ambiente continental, entre os quais arenitos cinzentos e conglomerados (Mb. Jaguaré) intercalados com folhelhos lacustres. Também são identificadas intercalações com rochas vulcânicas (Fm. Cabiúnas) e coquinas. Estes sedimentos compõem a Fm. Cricaré e repousam discordantemente sobre o embasamento pré-Cambriano, sendo seu limite superior, com a seqüência transicional, representado pela Discordância pré-Neo- Alagoas. Em parte, a Fm. Cricaré pode ser correlacionada com as formações Lagoa Feia (Bacia de Campos) e Guaratiba (Bacia de Santos).

A fase Transicional é representada por pacotes de sedimentos siliciclásticos (Mb. Mucuri) e evaporíticos (Mb. Itaúnas) da Fm. Mariricu, registro das primeiras incursões marinhas na bacia. Os sedimentos desta fase possuem ampla distribuição areal, assentando-se discordantemente sobre o embasamento pré- Cambriano ou sobre a Fm. Cricaré. Seu limite superior é concordante com o Gr. Barra Nova, na porção leste da bacia e discordante com a Fm. Urucutuca, na porção oeste. Falhamentos lístricos de direção N-S produziram blocos escalonados para leste. Estas falhas são assintóticas à base do sal e sua origem é derivada da movimentação halocinética.

Durante a fase Drifte, uma grande cunha sedimentar marinha, composta de rochas siliciclásticas e carbonáticas, preencheu a bacia. Esta seqüência marinha pode ser dividida em uma seção marinha transgressiva, representada pelo Gr. Barra Nova, de idade albo-cenomaniana e uma seção marinha transgressivaregressiva, representada pelo Gr. Espírito Santo, de idade entre o Cenomaniano e o Recente.

O Grupo Barra Nova é subdividido em duas formações: Fm. São Mateus, constituída por espessos pacotes de arcóseos e arenitos arcoseanos, e Fm. Regência, caracterizada pelos espessos pacotes de sedimentos carbonáticos. O Gr. Espírito Santo é subdividido em 3 formações: a Fm. Urucutuca é caracterizada nas porções terrestres e proximais da bacia por folhelhos intercalados por conglomerados, calcários e arenitos. A partir da plataforma continental, em direção às águas profundas, há um incremento na proporção de sedimentos

pelíticos sobre os clásticos grosseiros e carbonáticos. Nas porções distais da bacia, do Cenomaniano ao Recente, arenitos turbidíticos estão intercalados aos folhelhos e margas de ambiente batial a abissal. A Fm. Caravelas é constituída por calcarenitos bioclásticos e calcilutitos, sendo que, em certas porções da bacia, estes repousam sobre as rochas vulcânicas da Fm. Abrolhos. A Fm. Rio Doce, caracterizada por sedimentos clásticos de ambiente nerítico, apresenta o contato inferior gradacional com os sedimentos da Fm. Caravelas e da Fm. Urucutuca. A Fm. Barreiras é formada por sedimentos clásticos pouco consolidados que ocorrem em toda a faixa litorânea da bacia. Praticamente toda a coluna sedimentar foi deformada por diversos eventos tectônicos. Inicialmente, devido à deriva continental e à subsidência térmica, a cunha sedimentar sofreu um basculamento para leste, o que levou as camadas de sal a fluírem gravitacionalmente nessa direção e, sob influência concomitante da sobrecarga sedimentar, formarem diápiros e outras estruturas relacionadas à halocinese, que se concentraram principalmente na área leste e em águas profundas ao sul da bacia.

Outro evento significativo envolvendo estes sedimentos foi a construção de canyons formados por erosão submarina, como os de Regência, Fazenda Cedro e Mucuri, todos com origem na parte terrestre da bacia, os quais foram controlados por falhas do embasamento. Desde o Neocretáceo, esses canyons têm sido sistemas importantes de transporte e dispersão de sedimentos clásticos, resultando na deposição de turbiditos, muitos dos quais constituem bons reservatórios de hidrocarbonetos. O terceiro evento significativo, que influenciou a geometria da bacia e a deposição dos sedimentos, foi a ocorrência de uma série de derrames basálticos submarinos, em intervalos do Santoniano ao Neo–Eoceno, que resultaram na formação de um complexo vulcânico-sedimentar expressivo – o Banco de Abrolhos – na porção leste-nordeste da bacia. A implantação desse banco vulcânico provavelmente resultou na diminuição do gradiente de mergulho da bacia e na criação de uma barreira externa para a deposição dos turbiditos nessa área. Por outro lado, este complexo vulcânico também pode ter contribuído para a criação de áreas protegidas ou depocentros, com diferentes geometrias para a deposição de corpos turbidíticos de características peculiares. Em decorrência desse evento, houve um grande preenchimento sedimentar que caracteriza uma extensa plataforma rasa na maior parte da bacia. No centro-sul, devido a fatores tectônicos e em parte por falta dessas vulcânicas, ocorreu uma cobertura sedimentar do Cretáceo Superior e Terciário menos espessa, caracterizando uma região de águas profundas de até cerca de 3.000m nos limites com a Bacia de Campos. Nesta porção da bacia observa-se, de oeste para leste, uma sucessão de estruturas do tipo rollover formadas num talude com mergulho forte, onde a fuga do sal para as partes mais profundas foi mais intensa, seguida por estruturas tipo almofadas de sal com reflexo até o nível do Neocretáceo, diápiros de sal e as chamadas mini-basins , no domínio da grande muralha de sal em águas mais profundas.Neste contexto, foi descoberto o Campo de Golfinho, formado por reservatórios do Neocretáceo, dentro de um canyon submarino em águas profundas. Registram-se outras descobertas de menor porte, tanto na seção terciária como na seção albiana.

A Bacia do Espírito Santo/Mucuri difere da Bacia de Campos por apresentar na sua seqüência sin-rifte (pré–evaporítica), pelo menos na parte conhecida, predominância de sedimentos clásticos grosseiros, com poucos folhelhos lacustres (folhelhos geradores). Entretanto, depósitos mais espessos desta fácies podem ocorrer nas partes distais da bacia.

SISTEMA PETROLÍFERO

Rochas Geradoras

A principal rocha geradora na Bacia do Espírito Santo é representada pelos folhelhos lacustres do Andar Jiquiá, da porção superior da seqüência Rifte (Fm. Cricaré). Os hidrocarbonetos produzidos nos campos de Regência, Fazenda Cedro e Cação estão correlacionados a esta rocha geradora. Os teores de Matéria Orgânica Total (TOC) variam de 1 a 5 %, sendo o querogênio predominantemente do tipo II.

As camadas de folhelhos negros associados aos evaporitos da Fm. Mariricu, de idade Alagoas, apresentam-se com bom potencial gerador, sendo, porém, de pequena espessura. Os teores de Matéria Orgânica Total (TOC) variam entre 0,5 e 2 %, e o querogênio é do tipo II. Os hidrocarbonetos produzidos pelos campos terrestres da porção norte da bacia, tais como o de Rio Itaúnas e São Mateus, estão correlacionados com este gerador.

Os folhelhos marinhos de idade cenomaniana/turoniana (Fm. Urucutuca) também possuem bom potencial gerador, com TOC de até 4%, enquanto os folhelhos marinhos do Paleoceno e do Eoceno (Fm. Urucutuca) poderiam ser considerados geradores nas porções mais distais da bacia. De modo especulativo, os folhelhos de idade albiana, localizados nas chamadas mini-bacias, feições isoladas entre os domos salinos, também poderiam ser consideradas rochas geradoras potenciais.

Rochas-Reservatório

As rochas-reservatório ocorrem em grande parte da coluna sedimentar, como os arenitos flúvio–deltáico Neo–aptianos do Mb Mucuri da Fm. Mariricu (campos de São Mateus, Rio Itaúnas e Fazenda Cedro), os sedimentos clásticos da Fm. São Mateus (Campo de Cação) e os arenitos turbidíticos da Fm. Urucutuca, do Neocretáceo ao Terciário (campos de Fazenda Cedro, Lagoa Parda, Golfinho, Cangoá e Peroá).

Trapas

As trapas identificadas na Bacia do Espírito Santo são bastante diversificadas, podendo ter tanto um caráter estrutural como estratigráfico e misto. Pode-se esperar para a seção Rifte trapas predominantemente estruturais associadas às falhas que formam horsts e grabens, além de blocos basculados. Para a seção transicional, que concentra a maioria das acumulações de óleo da bacia terrestre, a trapa mais comum é a paleogeomórfica, devido à resposta da compactação diferencial sobre paleoaltos do embasamento cristalino. Outras armadilhas estão relacionadas a adelgaçamentos e acunhamentos da seção sedimentar contra esses mesmos paleoaltos do embasamento. Armadilhas paleogeomorficas podem ser formadas por altos remanescentes de erosão, semelhantes a “monadnocks”, em arenitos do Mb Mucuri, moldados pelo corte de canyons, como ocorre no campo de Fazenda Cedro. Outro exemplo é uma acumulação de caráter diagenético, por transformação de anidrita em carbonato, como a encontrada no campo terrestre de Fazenda São Jorge.

Para a seção marinha clástica-carbonática cretácea, as trapas podem ser paleogeomórficas, estratigráficas e estruturais. As paleogeomórficas são representadas pela erosão de reservatórios albianos na frente do Canyon de Faz. Cedro e recobertos pela Fm. Urucutuca, como no campo de Cação, as estratigráficas formam-se principalmente pelas feições de truncamento de reservatórios cretáceos contra as paredes de canyons e as puramente estruturais são os

anticlinais em rollovers associados a falhas lístricas, como observadas na Plataforma de Regência e em águas profundas do sul da bacia.

Para a seção clástica de água profunda da Fm Urucutuca, de idade cretácea e terciária, as trapas são estratigráficas, estruturais e mistas. Nos paleocanyons situados na parte terrestre e marinha, as armadilhas estratigráficas são formadas por reservatórios de canyonitos (aqui definidos como depósitos de preenchimento de canyons), ou altos topográficos erosionais, ou mesmo armadilhas relacionadas a truncamentos de reservatórios contracanyonitos argilosos ou contra domos de sal. Nas partes marinhas mais distais e em águas profundas, são importantes as trapas estruturais relacionadas a domos de sal e a seção neocretácea dessa formação sobre os rolloversassociados às falhas lístricas resultantes de halocinese. Adicionalmente, a deformação de turbiditos por movimentação e diapirismo de sal pode resultar na formação de trapas mistas, Timing

Para os folhelhos lacustres do Andar Jiquiá, que formam parte do Sistema Cricaré (!), o pico de geração de petróleo abrange desde o Neocretáceo, na região da plataforma externa e águas profundas, até o Terciário, em águas rasas. Para a faixa de águas profundas, o potencial da seção rifte ainda não está comprovado por não ter sido perfurado, portanto o sistema petrolífero é ainda especulativo.

Para o caso do Sistema Urucutuca (?) de idade terciária, os prováveis folhelhos geradores entraram tanto na janela de óleo, como na janela de gás, durante o Neogeno.

O sincronismo geração–migração–trapeamento está calcado em modelagens geoquímicas que predizem timing adequado, como comprovado pelas acumulações existentes tanto em terra como em águas rasas, sendo os resultados extrapolados para a região de bacia profunda usando técnicas de sismoestratigrafia.

Migração- A migração de óleo ou gás ocorreu primeiramente ao longo de planos de falhas da seção Rifte e ao longo de planos das falhas lístricas associadas à halocinese. Secundariamente, a migração também pode ter ocorrido através da justaposição de camadas permeáveis através de falhas, ao longo dos flancos dos domos de sal, ao longo das superfícies de discordância ou ainda pela movimentação dos fluídos nas camadas permo–porosas.

Também pode ocorrer o contato direto entre a rocha geradora e as rochasreservatório, como no caso dos canyons submarinos preenchidos por lentes de arenitos turbidíticos, durante o Neocretáceo e o Eoterciário.

Plays - Em águas profundas, os principais plays dizem respeito aos arenitos turbidíticos do Terciário e do Cretáceo (Formação Urucutuca) em trapas estratigráficas associadas a paleo–canyons, ou situados na base de seções progradacionais, trapeados estratigráficamente contra os flancos dos domos de sal, ou estruturalmente sobre os mesmos. Plays igualmente importantes são os estruturais constituídos por rollovers da seção albo-cenomaniana.

Em águas rasas podem ser identificados plays constituidos por turbiditos do Eocretáceo, e em algumas situações também do Terciário (Formação Urucutuca), em trapas estratigráficas associadas a paleo–canyons, truncamentos contra flancos de domos de sal ou mesmo situados na base de talude e bacia. Além destes, outros plays a considerar são os rollovers da plataforma

albocenomaniana constituída por siliciclásticos e carbonatos em trapas estruturaise controlados por falhamentos lístricos, com selo fornecido por folhelhos intraformacionais ou por folhelhos neocretáceos da Fm. Urucutuca.. Também podem ocorrer plays relacionados aos sedimentos clásticos do Eocretáceo (Aptiano), em trapas estruturais ou paleogeomorficas, seladas por evaporitos (anidrita) do Mb. Itaúnas da Fm. Mariricu.

Na porção terrestre são identificados três grupos de plays exploratórios classificados por idade, alguns com correspondência na porção submersa: Play Alagoas, Play Albo-Cenomaniano, e Play Cretáceo Superior/Terciário.Play Alagoas refere-se aos prospectos que visam os arenitos da Fm. Mariricu, capeados pelos depósitos evaporíticos da fase transicional. O trapeamento é eminentemente paleogeomórfico, representado por feições dômicas ao nível da rocha selante. Trapas estratigráficas também são previstas, formadas pelo acunhamento da seção sedimentar contra altos do embasamento cristalino.

Depósitos com controle diagenético podem ser esperados, por substituição de anidrita por carbonato, como no campo de Fazenda São Jorge.

- Play Albo-Cenomaniano agrupa os prospectos relacionados aos sedimentos clásticos e carbonatos do Gr. Barra Nova, capeados pelos folhelhos da seção marinha superior, ou por níveis internos de folhelhos e calcilutitos.

- Play Neocretáceo/Terciário consiste de arenitos turbidíticos associados aos canyons existentes.

BACIA DO RECÔNCAVO

LOCALIZAÇÂO

A Bacia do Recôncavo está localizada na Região Nordeste, parte emersa do  Estado da Bahia, ao norte da cidade de Salvador, ocupando área de 10.200 km2. Está separada da Bacia de Tucano, ao norte, pelo Alto de Aporá, e da Bacia de Camamu, ao sul, por uma zona de transferência E-W (Falha da Barra). Limita-se a leste e oeste por afloramentos pré-cambrianos, através dos sistemas de falhas de Salvador e Maragogipe, respectivamente.

TECTÔNICA

A Bacia do Recôncavo, parte integrante do denominado rifte Recôncavo- Tucano-Jatobá, originou-se do processo de estiramento crustal que resultou na fragmentação do paleocontinente Gondwana. Apresenta a morfologia de um graben assimétrico, alongado na direção NE-SW, com mergulho regional das camadas para SE, em direção aos grandes depocentros que se situam junto à sua borda oriental.

Os esforços distensivos que afetaram o Recôncavo geraram falhamentos normais, com mergulhos altos e direção preferencial N 30o E. Tais falhamentos são predominantemente sintéticos, permitindo dividir a bacia em áreas que foram relativamente estáveis, delineando patamares, plataformas e rampas, e em áreas com maiores taxas de subsidência, configurando os grandes baixos regionais. Um outro sistema de falhamentos importante é o de direção N 40o W,

como as falhas de Mata-Catu e Itanagra-Araçás, interpretadas como de transferência. Com base nessas duas falhas principais, a bacia foi dividida em três compartimentos: Nordeste, Central e Sul.

A unidade tectônica fundamental é um semigraben, de direção NW-SE.

ESTRATIGRAFIA

Três superseqüências, representadas na Carta Estratigráfica, marcam o desenvolvimento tectono-sedimentar da bacia. A primeira superseqüência estratigráfica, depositada em uma bacia do tipo intracratônica, corresponde ao estágio pré-rifte, que se estende do Permiano ao Eocretáceo/Eoberriasiano, envolvendo os sedimentos marinhos costeiros da Fm. Afligidos, os sedimentos lacustres da Fm. Aliança, os sedimentos flúvio-eólicos da Fm. Sergi, os sedimentos lacustres da Fm. Itaparica e a deposição de um extenso sistema fluvial, com retrabalhamento eólico associado, progradando de N para S, dando origem aos sedimentos flúvio-eólicos da Formação Água Grande. Nessa época, início do Andar Rio da Serra, (Valanginiano/Berriasiano) já se delineavam os contornos que esta bacia viria a adquirir.

A segunda superseqüência corresponde à fase rifte , que teve início com o aumento da taxa de subsidência e uma brusca mudança climática, quando novamente implantou-se um sistema lacustre, anóxico e inicialmente raso, com a deposição dos sedimentos do Mb. Tauá da Fm. Candeias (Eoberriasiano), cujo término marca o início do rompimento da crosta e o começo de intensa tafrogenia, quando se formaram lagos profundos.

Nesses lagos foram depositados, inicialmente, sedimentos argilosos intercalados com carbonatos (Mb. Gomo da Fm. Candeias). Nas áreas mais subsidentes, ocorreram, com freqüência, correntes de turbidez provenientes de NW, que depositaram arenitos turbidíticos intercalados na seção pelítica. Com a ampliação e o aprofundamento da bacia, iniciou-se a sedimentação da Fm. Maracangalha (Valanginiano a Eoaptiano), acentuando-se nos blocos baixos das grandes falhas a deposição de espessas seqüências de arenitos turbidíticos do Mb. Caruaçu. Nessa época, associada à intensa sedimentação clástica grosseira nas depressões, iniciou-se o processo de argilocinese, que perduraria até o Andar Buracica (Barremiano).

No final do Andar Rio da Serra até a porção média do Andar Aratu (Hauteriviano), a atividade tectônica já estava bastante atenuada e a subsidência menos acentuada. Por sobre uma sedimentação lacustre começou a progradar, a partir de NW, um sistema flúvio-deltaico que representa os sedimentos da Fm. Marfim, sobreposto por um sistema deltaico da Fm. Pojuca. No Andar Buracica (Barremiano) iniciou-se o processo de assoreamento final da bacia, com a implantação de uma sedimentação fluvial, provinda também de NW, que deu origem aos arenitos da Fm. São Sebastião (até o Eoaptiano). Durante toda a fase rifte, leques aluviais sintectônicos (Fm. Salvador) foram depositados junto ao sistema de falhas da borda leste, intercalando-se aos demais sedimentos.

A terceira e última superseqüência, marca o estágio pós-rifte (Neo-Aptiano), com a deposição dos sedimentos fluviais da Fm. Marizal e marinhos (localizados) da Fm. Sabiá.

SISTEMA PETROLÍFERO

De uma maneira geral, os dados geoquímicos indicam que a atuação do sistema petrolífero da Bacia do Recôncavo foi extremamente eficiente.

Rochas Geradoras - A geração de hidrocarbonetos provém de folhelhos lacustres da Fm. Candeias (Mb. Gomo), de idade Rio da Serra, enquanto o início da migração é de idade Buracica/Jiquiá.

Rochas Reservatórios - Os principais reservatórios são constituídos por arenitos flúvio-eólicos das formações Sergi e Água Grande e turbidíticos das Fms. Candeias ou das Fms. Maracangalha e Marfim. Secundariamente, arenitos flúvio-deltaicos das Fms. Pojuca e Marfim constituem bons reservatórios também.

Migração

As principais rotas de migração utilizadas pelo óleo gerado foram planos de falhas e/ou meios permoporosos, principalmente do Sistema Água Grande, e/ou os contatos diretos entre a seção geradora e os reservatórios.

Selos - Folhelhos intercalados nas seções-objetivo constituem os selos da bacia.

Trapas - As trapas são estratigráficas, estruturais ou mistas. Dentre estes alvos, as conhecidas estruturas dômicas e homoclinais

Plays - Os principais plays esperados nesta bacia são os seguintes:

Superseqüência pré-Rifte - Play formado por reservatórios (arenitos das Fms. Sergi e Água Grande) estruturados em horsts e blocos basculados relacionados à falhas representativas, a exemplo dos campos de Água Grande, Buracica (associados à falha de transferência de Mata-Catu) e Dom João (controlado por duas grandes falhas sintéticas da borda oeste da bacia).

Superseqüência Rifte – Esta superseqüência inclui os plays dos sistemas Candeias e Ilhas.

Sistema Candeias: play representado por trapas estratigráficas ou mistas, associadas à gênese dos reservatórios, depositados como leques turbidíticos lacustres da Fm. Candeias. Estes plays ocorrem preferencialmente na parte leste do eixo principal da bacia, onde a subsidência foi maior, criando uma fisiografia tipo talude, a exemplo dos campos de Candeias e Riacho da Barra. Neste sistema, verifica-se ainda acumulações em folhelhos fraturados, como no mesmo Campo de Candeias. Sistema Ilhas: play caracterizado por trapas estruturais (anticlinais), estratigráficas ou mistas, a maioria associada a falhas de crescimento. Os reservatórios são turbiditos da Fm. Taquipe e arenitos flúvio-deltaicos das formações Pojuca e Marfim, a exemplo dos campos de Taquipe, Miranga e Araçás.

BACIA DO SOLIMÕES

CONSIDERAÇÕES GERAIS

A Bacia do Solimões, anteriormente denominada Bacia do Alto Amazonas, situa-se na região norte do Brasil, no estado do Amazonas. Com área de aproximadamente 600.000 km2 a bacia é coberta pela floresta amazônica. Ela é limitada a norte e a sul pelos Escudos das Guianas e Central Brasileiro, respectivamente. O Arco de Iquitos a separa da Bacia do Acre, situada a oeste, enquanto o Arco de Purus constitui o limite com a Bacia do Amazonas, a leste.

A bacia conta com 35.809 km de linhas sísmicas 2D e 48.783 km2 de

sísmica 3D, além de cobertura gravimétrica e magnetométrica. Até o presente foram perfurados 156 poços exploratórios na bacia.Todos os dados disponíveis no bloco estão incluídos no Pacote de Dados. Informações adicionais de poços e sísmica poderão ser providas pelo Banco de Dados de E&P (BDEP) da Agência Nacional do Petróleo – ANP.

A exploração de petróleo na bacia tem uma longa história, tendo se iniciado através do Serviço Geológico e Mineralógico do Brasil (SGMB), fundado em 1907, prosseguindo posteriormente com o Departamento Nacional da Produção Mineral (DNPM), criado em 1933 e com o Conselho Nacional do Petróleo (CNP) instituído em 1938.

Contudo, só a partir da criação da Petrobras, em 1953, é que a bacia passou a ser mais intensamente explorada, através de duas memoráveis campanhas exploratórias:

- A primeira, entre os anos 1958 a 1963, quando foram perfurados 18 poços (dos quais 17 estratigráficos e apenas 1 pioneiro), em geral locados nas margens dos principais rios da região e baseados principalmente em dados gravimétricos.

- A segunda, iniciada em 1976, quando se começou uma campanha sistemática de levantamento sísmico, e que resultou na descoberta de gás no trend de Juruá, em 1978, e de óleo no trend de Rio Urucu, em 1986. Tais resultados foram possíveis devido a uma reavaliação geológica favorável da bacia, à melhoria na qualidade das linhas sísmicas, além da evolução dos meios de transporte e de comunicação. Em 1976 foi feita uma linha regional de reconhecimento, a qual mostrou uma inversão no final da mesma. A linha tinha por finalidade testar a idéia de que os esforços compressivos da tectônica andina atingiram também a Bacia do Solimões. O detalhamento sísmico da inversão vista na linha regional confirmou a hipótese aventada, ao mostrar a existência de falha reversa e de estrutura dômica associada, no bloco alto. Perfurada em 1978, esta estrutura (Juruá) mostrou-se produtora de gás, sendo a primeira descoberta comercial de hidrocarbonetos na bacia, depois de cerca de 60 anos de exploração na região amazônica.

Nesta segunda fase foram perfurados 1 poço estratigráfico, 73 poços pioneiros (1 pelo Contrato de Risco e 72 pela Petrobras, dos quais 21 foram considerados descobridores de campos), 11 poços pioneiros adjacentes (dos quais 9 foram considerados produtores) e 46 poços de extensão. Em 1996, novas descobertas (Rio Copacá e São Matheus) aconteceram em lineamentos estruturais de orientação diferente dos alinhamentos NE de Urucu e Juruá, porém associados ao mesmo estilo estrutural (tectônica transpressiva). Como resultado da atividade exploratória desenvolvida na bacia foram descobertos significativos volumes de petróleo e gás. A correlação entre a orientação dos campos e o trend estrutural NE-SW é nítida, abrindo-se, consequentemente, boas possibilidades exploratórias na bacia.

SUMÁRIO GEOLÓGICO

TECTÕNICA

Segundo Caputo e Silva (1990) a Bacia do Solimões pode ser dividida em 2 sub-bacias separadas pelo Arco de Carauari: Sub-bacia de Jandiatuba e Subbacia de Juruá, situadas respectivamente a oeste e a leste do Alto de Carauari.

Muitas hipóteses foram formuladas para explicar a origem e a estruturação da bacia, variando desde as teorias iniciais que a consideravam uma bacia tipo “sag” intracratônico, com uma geometria extremamente simples, praticamente sem falhas, evoluindo para teorias que a consideram uma bacia tipo rifte, com uma fase termal subsequente, modificada por esforços cisalhantes compressivos e contendo estruturas associadas tipo falhas reversas e dobras. Vários autores analisaram a evolução tectônica da bacia. Schneider e Carneiro (1976) consideraram que as estruturas da bacia se originaram por compressão relacionada à orogenia andina do Cretáceo-Terciário. Szatmari (1981) relacionou as estruturas do trend de Juruá à orogenia herciniana, atuante durante o Permo-Carbonífero. A bacia teria sofrido esforços de compressão por subducção da placa do Oceano Pacífico. Esteves (1982) atribuiu o trend de Juruá a esforços compressivos resultantes da subducção da placa de Nazca sob a borda NW da América do Sul.

Em 1984 Szatmari reformulou seu modelo, considerando uma falha de caráter regional, que denominou Falha de Pisco-Juruá, a qual se estenderia do Graben de Tacutu, situado no Amapá, até a região de Pisco, no Peru, e que teria sido desenvolvida no Triássico/Jurássico, quando da abertura do Golfo do México e do Atlântico Norte. A movimentação do bloco NW dessa falha levógira seria acompanhada de rotação anti-horária, provocando distensão no Graben de Tacutu e compressão na região de Juruá.

Esteves, em 1984, revisou seu modelo, admitindo que a expansão das cadeias meso-oceânicas da América Central e Pacífico Sul geraria esforços compressivos de direção NW-SE, atuantes no Meso-Neojurássico e Eocretáceo, os quais seriam responsáveis pelo trend de Juruá.

Em 1985, Caputo apresentou uma interpretação envolvendo transpressão, com a formação de uma zona de falhas transcorrentes e escalonadas, que denominou de Megacisalhamento do Solimões, com direção geral N7O0–800E, com cerca de 850-1300 km de comprimento e largura de 70-100 km. Ao longo deste megacisalhamento ocorrem trends escalonados de falhas reversas e anticlinais, que se ramificam diagonalmente ao Megacisalhamento do Solimões, os quais foram denominados de Jandiatuba, Jutaí, Ipixuna, Juruá e Urucu.

Quanto à idade do evento tectônico o autor conclui situar-se no fim do Jurássico ou no início do Cretáceo, uma vez que as soleiras de diabásio, de idade Triássica e Jurássica, foram deformadas pelos esforços compressivos, e a Fm. Alter do Chão, de idade albiana em sua base, não foi afetada pelos falhamentos

ESTRATIGRAFIA

O embasamento cristalino da bacia é constituído por um núcleo arqueano, denominado Província Central Amazônica, ladeado por 4 províncias proterozóicas, denominadas de Faixas Móveis Maroni-Itacaúnas, Rio Negro- Juruema, Rondoniana e Sunsas

Restrita à Sub-bacia do Juruá ocorre uma cobertura sedimentar proterozóica representada pelo Grupo Purus, constituído por arenito caulínico, siltito e folhelho, avermelhados, e dolomito esbranquiçado e acastanhado. A maior espessura perfurada é de 985m, porém dados sísmicos indicam espessuras superiores a 4.000m.

O pacote sedimentar fanerozóico pode ser subdividido em 5 sequências, separadas por discordâncias de caráter inter-regional.

I-sequência meso-ordoviciana, representada pela Fm. Benjamin Constant, que ocorre apenas na Sub-bacia de Jandiatuba.

II-sequência siluriana-eodevoniana, representada pela Fm. Jutaí, que ocorre na Sub-bacia de Jandiatuba e no Arco de Carauari.

III-sequência mesodevoniana-eocarbonífera, representada pelo Grupo Marimari, composta pelas formações Uerê e Jandiatuba.

IV-sequência carbonífera (pensilvaniana)-eopermiana, representada pelo Grupo Tefé, composta pelas formações Juruá, Carauari e Fonte Boa.

V-sequência cretácea-terciária, representada pelo Grupo Javari, composta pelas formações Alter do Chão e Solimões.

A Fm. Benjamin Constant é composta por arenitos marinhos rasos a costeiros, predominantes na base, e folhelhos cinza-escuros a pretos, no topo. A Fm. Jutai é constituída predominantemente por folhelho cinza-escuro e acastanhado com intercalações de arenito, depositados em ambiente transgressivo de oeste para leste. O Mb Biá representa a facies proximal de plataforma, sendo composto por arenito grosso, siltito e folhelho preto, intercalados com dolomito creme-claro.

O Grupo Marimari é composto pelas formações Uerê e Jandiatuba. A Fm. Uerê caracteriza-se por rochas silicosas, como silexito e arenito com espículas de esponja, e por folhelho silicoso cinza-escuro e preto, depositados em ambiente marinho raso e transicional. A facies proximal flúvio-eólica a litorânea é representada pelo Mb Arauá, composto por arenito caulínico, fino a grosso. A formação repousa discordantemente sobre a Fm. Jutaí, na Sub-bacia de Jandiatuba e no Arco de Carauari, e sobre o Gr. Purus e embasamento, na Subbacia de Juruá.

A Fm. Jandiatuba caracteriza-se, na Sub-bacia de Jandiatuba, por folhelho cinza-escuro a preto, com um intervalo muito rico em matéria orgânica e que mostra alta radiatividade em perfis, sendo o melhor gerador da bacia. Na Subbacia do Juruá a formação é composta por arenitos silicificados intercalados com silexitos, camadas de folhelho, siltito e diamictito. Esta última litologia define o Mb Jaraqui, de provável origem glacial. O ambiente deposicional da Fm. Jandiatuba é marinho costeiro, transgressivo até o Frasniano e regressivo para o topo. O folhelho radioativo gerador, situado próximo à base da formação, deve corresponder à

transgressão máxima experimentada pela bacia, a partir da qual a quantidade de arenito aumenta em direção ao topo da unidade. A Fm. Jandiatuba ocorre até o flanco oeste do Arco de Purus e está ausente sobre parte do Arco de Carauari. A unidade assenta-se discordantemente sobre a Fm. Jutaí e o embasamento.

O Grupo Tefé forma uma sequência regressiva-transgressiva-regressiva, sendo representado na base pelos clásticos grossos da Fm. Juruá, principal produtora de hidrocarboneto na bacia, a seguir pela seção evaporítica da Fm. Carauari e culminando com os clásticos continentais da Fm. Fonte Boa. A Fm. Juruá é uma unidade essencialmente composta de arenito muito fino a grosso, associado a siltito, folhelho, calcário e anidrita. Os arenitos basais são flúvio-deltáicos, com retrabalhamento eólico, passando a seguir para eólico costeiro, e culminando com facies de praia com retrabalhamento eólico e, possivelmente, barras longitudinais e deltas de maré. É comum a associação de depósitos de sabkha com dunas, indicando clima quente e árido. A Fm. Carauari é composta por intercalações cíclicas de folhelho castanho e cinza-escuro, calcilutito cinza, anidrita nodular e maciça, e halita hialina. Três soleiras de diabásio, informalmente conhecidas como 1ª,2ª e 3ª soleiras podem estar intrudidas na formação. O ambiente de sedimentação é marinho restrito. A formação distribui-se por toda a bacia, incluindo os Arcos de Carauari e Purus.

Nas bordas da bacia assenta-se em discordância sobre o Grupo Purus ou sobre o embasamento. Os evaporitos do Grupo Tefé constituem os principais selantes da bacia. A Fm. Fonte Boa é uma unidade regressiva que marca a mudança de ambiente marinho raso, da Fm. Carauari, para continental desértica, representada por camadas vermelhas de siltito e folhelho, intercaladas com arenito muito fino, branco e depósitos de sabkha continental.

A última seqüência depositada corresponde ao Grupo Javari, composto por depósitos neocretáceos e cenozóicos das formações Alter do Chão e Solimões. A Fm. Alter do Chão compreende depósitos continentais com facies de planície e leque aluviais. A Fm. Solimões é composta predominantemente por argilito vermelho e cinza, muito fossilífero, depositado em ambiente fluvial meandrante e lagos formados por canais abandonados.

DIABÁSIO PENATECAUA

Corresponde às soleiras intrudidas nas rochas pré-existentes, intercaladas especialmente na Fm. Carauari. Datações radiométricas indicam idades variando de 190 -+ 20 M.a.- Eojurássico (Misuzaki et al. 1992. Rel. interno Petrobras).

SISTEMA PETROLÍFERO

Rochas Geradoras - O principal gerador da bacia é o pacote de folhelho radiativo devoniano da Fm. Jandiatuba. A espessura máxima de rocha geradora é de 40-50 m e o teor de COT máximo atinge até 8,25%. Segundo Caputo (1990) outros geradores potenciais são os folhelhos, também devonianos, do Mb Jaraqui e da Fm. Uerê. Os folhelhos do Mb Jaraqui apresentam teores que variam de 0,65% a 1,45%, com matéria orgânica predominantemente do tipo amorfa e herbácea, tendo atingido o estágio maturo na área do Rio Urucu e o estágio senil na região do Juruá. Os folhelhos silicosos da Fm. Uerê têm teores médios de carbono orgânico entre 1,48% e 3,07%, de qualidade em geral amorfa e/ou herbácea. Encontra-se em estágio maturo na área de Rio Urucu e senil nas partes profundas da bacia. A sobrecarga sedimentar não seria suficiente para tornar

maturo o gerador da Fm. Jandiatuba. A maturação, contudo, foi obtida graças ao efeito térmico adicional fornecido pelas soleiras de diabásio, sobretudo da terceira soleira, situada mais próxima da rocha geradora, e que seria a responsável pela geração de gás. Aventa-se a possibilidade de a geração de óleo na área de Rio Urucu estar relacionada à ausência da terceira soleira, fato que teria permitido a preservação do hidrocarboneto líquido.

Rochas Reservatórios - O principal reservatório é constituído pelos arenitos

da Fm. Juruá. Os arenitos basais, flúvio-deltáicos, apresentam porosidade secundária, por dissolução de grãos de feldspato, com valores entre 9%-11%, e permeabilidades entre 1 a 350 mD.

Os arenitos da porção superior, depositados em ambiente desértico, apresentam porosidades de até 22,5% e permeabilidades entre 100 e 320 mD, cujas melhores características se associam às facies de dunas. A porosidade é secundária por dissolução do cimento de calcita e anidrita.

Geração/Migração - A migração do hidrocarboneto gerado na Fm. Jandiatuba e na Fm. Uerê para os reservatórios da Fm. Juruá, se deu através dos planos de falhas reversas, acumulando-se nas anticlinais assimétricas associadas.

Determinações de idade da ilita contida nos poros dos arenitos Juruá chegaram ao valor de 200 M.a., que seria coincidente com a data da entrada de óleo nos reservatórios , admitindo-se que a diagênese da ilita seria depois inibida pela presença do óleo.

Selo - Os evaporitos da Fm. Carauari e Juruá constituem as rochas selantes dos arenitos Juruá.

Trapas - As trapas são eminentemente estruturais, tratando-se de anticlinais associados a falhas reversas, resultantes de esforços transpressivos relacionados a falhas direcionais.

As falhas e dobras associadas dispõem-se em trends formando um padrão en échelon, com direção NE, oblíqua à direção de transcorrência. Os dados geoquímicos básicos de (carbono orgânico, pirólise e petrografia orgânica) evidenciam que o óleo e o gás da Bacia do Solimões foram gerados pelos folhelhos do Devoniano (Rodrigues et al., 1990). Assim, o Sistema Petrolífero Jandiatuba-Juruá apresenta uma correlação genética entre os óleos da rocha geradora e das acumulações nos reservatórios. Além disso, todos os outros elementos que definem um sistema petrolífero na definição da Magoon (1994) estão presentes e em sincronismo. É, portanto o único sistema petrolífero reconhecido até o momento.

BACIA DE SERGIPE-ALAGOAS

CONSIDERAÇÕES GERAIS

A Bacia de Sergipe-Alagoas situa-se na região nordeste do Brasil e abrange os estados de Sergipe e Alagoas, separados pelo rio São Francisco (Figura 1). A sua área total é de 45.960 km2, com a área terrestre correspondendo a 13.200 km2. A parte submersa se estende por uma área de 32.760 km2, até a cota batimétrica de 3.000 metros, sendo assim distribuída: 12.750

km2, 2.080 km2 e 17.930 km2 correspondendo às cotas batimétricas de 0-400m, 400-1.000m e 1.000-3.000m, respectivamente. A bacia limita-se, a norte, com a Bacia de Pernambuco/Paraíba, pelo Alto de Maragogi; a sul, o limite da porção emersa é constituído pela Plataforma de Estância e, no mar, pela Bacia de Jacuípe, através do sistema de falhas do Vaza-Barris.

As primeiras atividades exploratórias ocorreram na década de 40. Perfurou-se, inicialmente na região norte de Alagoas, mas a maioria das descobertas aconteceu nos anos 60, na Bacia de Sergipe. A exploração na plataforma continental teve início no final da década de 60. Na Bacia de Sergipe ocorreu a primeira descoberta comercial de óleo, em toda a margem continental brasileira, representada pelo campo de Guaricema.

SUMÁRIO GEOLÓGICO

TECTÔNICA

A Bacia de Sergipe-Alagoas, como as demais bacias da margem leste brasileira que apresentam a sequência transicional evaporítica, mostra dois estilos tectônicos bem distintos: uma tectônica de embasamento que afeta as sequências pré-rift e rift, e uma tectônica adiastrófica, relacionada a halocinese, que atua sobre as seqüências transicional e drift.

O arcabouço estrutural da bacia é caracterizado por um rift assimétrico, alongado, com extensão de 350 km na direção NE/SW e limitado a norte, com a Bacia de Pernambuco/Paraíba, pelo Alto de Maragogi e a sul, com a Bacia de Jacuípe, pelo sistema de falhas do Vaza-Barris.

A bacia subdivide-se em vários compartimentos tectônicos, limitados por grandes falhas. Em cada compartimento, a subsidência e eventual soerguimento processaram-se de modo desigual, resultando em distribuição espacial bastante complexa das unidades crono e litoestratigráficas.

Durante o Neocomiano, os principais depocentros correspondiam a meio-grabens de direção N-S. A partir da deposição dos Andares Jiquiá-Alagoas, os grandes depocentros passaram a ter orientação NE-SW, condicionados pelo sistema de falhas da "Charneira Alagoas" (Baixos de Mosqueiro, São Francisco e Coruripe). Os altos estruturais se apresentam como horsts alongados, limitados por falhas normais (Altos de Penedo e Japoatã) ou como estruturas arqueadas (domos).

As falhas da bacia apresentam direções e rejeitos muito variados. Os rejeitos verticais mais expressivos, superiores a 5 km, estão ligados às direções N45E (Falha do Tabuleiro dos Martins, Falha de Alagoas-Mar, etc), que fazem parte da “Charneira Alagoas”.

Na área de ocorrência de sais solúveis é importante a tectônica salífera, formando anticlinais relacionados a domos ou diápiros de sal, estruturas de escorregamento, falhas lístricas (que funcionam como dutos de hidrocarbonetos), rollovers associados, etc. Fenômenos de dissolução do sal em subsuperfície podem eventualmente fraturar os reservatórios sobrejacentes. Calhas sindeposicionais formadas por fluxo de sal são importantes áreas de captação de turbiditos.

As estruturas halocinéticas são mais frequentes e conspícuas na Bacia de Sergipe e na parte marinha da Bacia de Alagoas. Contudo, na parte terrestre do norte de Alagoas foram, recentemente, interpretadas estruturas anticlinais, associadas à movimentação salina, afetando a Fm Maceió.

ESTRATIGRAFIA

A Bacia de Sergipe/Alagoas apresenta a mais completa coluna estratigráfica das bacias da margem leste brasileira, sendo reconhecidas nela cinco seqüências, em geral separadas por discordâncias regionais.

O embasamento, na Bacia de Sergipe, é representado por rochas metamórficas proterozóicas dos grupos Miaba e Vaza-Barris (filitos e xistos), enquanto a Bacia de Alagoas desenvolveu-se sobre rochas graníticas proterozóicas do Batolito Alagoas- Pernambuco. Ainda na Bacia de Sergipe ocorre uma seção meta-sedimentar, provavelmente cambriana, denominada Fm. Estância.

A primeira seqüência, pré-rift, depositada em sinéclise paleozóica, é representada por sedimentos do Permo-Carbonífero, cujas formações, Batinga e Aracaré, são de ambientes glacial-fluvial-marinho e marinho raso-litorâneo, respectivamente.

Uma segunda seqüência, também pré-rift, intracontinental terrígena, foi depositada a seguir, constituída por arenitos da Fm. Candeeiro, folhelhos vermelhos lacustres da Fm. Bananeiras e arenitos fluviais da Fm. Serraria, todas de idade jurássica, e folhelhos basais da Fm. Barra de Itiúba, de idade eocretácica (Berriasiano/Valanginiano), equivalentes ao Andar Rio da Serra.

Após uma discordância ocorrida no Valanginiano, depositou-se a terceira seqüência, representativa da fase rift, que perdurou até o Aptiano. Ela foi depositada em condições tectônicas instáveis, com bruscas variações laterais e verticais de fácies, e pode ser subdividida em 2 intervalos:

- o intervalo basal, do Hauteriviano/Barremiano, compreende principalmente os sedimentos da Fm. Barra de Itiuba, compostos por intercalações de arenitos e folhelhos deltaicos. Na Bacia de Sergipe os sedimentos da Fm. Barra de Itiúba gradam lateralmente para arenitos grossos da Fm. Penedo e conglomerados da Fm. Rio Pitanga. Na Bacia de Alagoas, sobreposta a ela, encontra-se a Formação Penedo, que é constituída por um espesso pacote de arenitos fluviais.

- o intervalo superior, do Barremiano/Aptiano, compreende os sedimentos do Andar Jiquiá, que contêm bancos carbonáticos do Mb. Morro do Chaves e clásticos terrígenos flúvio-deltaicos da Fm. Coqueiro Seco. É possível que nesta época já tivessem ocorrido alguns pulsos de ingressão marinha, responsáveis pela transformação de água doce em água salobra no ambiente de deposição. A quarta seqüência, de idade aptiana, Andar Alagoas, caracteriza-se pelas primeiras incursões marinhas expressivas, representativas da ruptura continental definitiva entre a África e América do Sul. Define o estágio transicional da bacia, sendo composta pelas formações Maceió e Muribeca, onde ocorrem os primeiros depósitos evaporíticos. A base da sequência é marcada por expressiva discordância, conhecida como discordância pré-Muribeca, a qual se relacionam os principais campos de Sergipe, em trapas paleogeomorfológicas. Esta

discordância, outrora reconhecida apenas na Bacia de Sergipe, foi identificada recentemente na Bacia de Alagoas, em linhas novas de boa qualidade e linhas reprocessadas (Bacellar e Costa, 1993).

A sequência marinha subsequente inicia-se por uma sedimentação predominantemente carbonática, mais bem desenvolvida na Bacia de Sergipe, depositada durante o Albiano /Turoniano / Coniaciano-Santoniano, que engloba as formações Riachuelo e Cotinguiba. A partir de então, por mudanças provavelmente climáticas, há o estabelecimento de um sistema deposicional predominantemente clástico, do tipo plataforma/talude/bacia profunda (Fm. Marituba, plataforma arenosa, Fm. Mosqueiro, plataforma carbonática, e Fm. Calumbi, talude e bacia argilosos, com turbiditos intercalados) que se desenvolve até o presente momento.

SISTEMA PETROLÍFERO

Geradores - A bacia se caracteriza por uma série de acumulações de óleo/gás relacionadas a diferentes rochas geradoras. Análises geoquímicas indicam 3 importantes rochas geradoras:

– Fm. Barra de Itiúba, de idade neocomiana a barremiana;

– Fm. Coqueiro Seco, de idade barremiana/eo-aptiana;

– Fm. Maceió, de idade aptiana;

Os geradores principais da bacia são folhelhos pretos, margas e calcilutitos da Fm. Maceió (Andar Alagoas). O valor médio de carbono orgânico total dos folhelhos é de 3,5%, atingindo até 12% ( Mello et al,1994). A espessura média é de 200m, atingindo até 700m. Nos intervalos mais ricos, os valores de S2 ultrapassam 9 mg HC/g de rocha, enquanto os valores médios de índice de hidrogênio alcançam 300 mg HC/g COT. Esta rocha geradora é caracterizada como sendo do tipo II. O topo da janela de óleo é alcançado a partir da profundidade média de 2.500m de soterramento.

Os geradores potenciais do Mb. Ibura da Fm. Muribeca, na Bacia de Sergipe, cuja área de ocorrência ficou restrita à parte alta da Charneira Alagoas, estão imaturos em toda a bacia. No bloco baixo da Charneira Alagoas, onde se encontram maturos, a Fm. Muribeca foi redefinida como Fm. Maceió (Feijó,1994).

Importantes também são os folhelhos geradores lacustres da fase rift, com possível influência marinha, da Fm. Coqueiro Seco (Andar Jiquiá). Secundariamente, podem ser considerados os folhelhos lacustres, das fases pré-rift e rift, dos Andares Rio da Serra/Aratu/Buracica, da Fm. Barra de Itiuba.

Além desses 3 geradores tradicionais, outros 2 intervalos com potencial de

geração podem ser considerados:

- Frota et al.,1994, associam óleos recuperados em 2 poços do Baixo de Mosqueiro a rochas geradoras marinhas da seção albiana/turoniana, com valores de carbono orgânico total de até 6% (Mello et al., 1988). - outro gerador potencial é a Fm. Aracaré, de idade permiana. Segundo

Cruz e Gasperi (1994), os folhelhos pretos desta formação encontram-se dentro da janela de geração na maioria dos compartimentos da bacia, acreditando eles que o óleo gerado tenha preenchido alguns reservatórios da Fm. Aracaré. Análises efetuadas em poço perfurado no Alto de Japoatã, em Sergipe, mostram teores máximo e médio em torno de 5% e 2%, respectivamente, potencial gerador estimado entre bom e muito bom e índice de hidrogênio (IH) acima de 500, indicando provavelmente matéria orgânica de boa qualidade.

Reservatórios - A bacia apresenta uma variedade muito grande de reservatórios, os quais são distribuídos desde o embasamento fraturado aos turbiditos do Terciário, incluindo-se reservatórios das fases pré-rift, rift, transicional e marinha cretácica. Na parte emersa e marinha rasa da Bacia de Sergipe, os principais reservatórios são os clásticos do Mb. Carmópolis da Fm. Muribeca e os turbiditos cretácicos da Fm. Calumbi. A seguir, devem ser considerados os arenitos da Fm. Serraria, o embasamento fraturado, os reservatórios da fase rift, os carbonatos porosos e fraturados da Fm. Riachuelo e da Fm. Cotinguiba. Na parte marinha profunda da Bacia de Sergipe, os principais reservatórios são os turbiditos cretácicos e terciários da Fm. Calumbi. Secundariamente, podem ser considerados os reservatórios da seqüência transicional. Na parte emersa da Bacia de Alagoas, os principais reservatórios são os arenitos das formações Serraria, Barra de Itiúba, Penedo, Coqueiro Seco e Maceió. Na parte marinha profunda, os principais reservatórios são os turbiditos cretácicos e terciários da Fm. Calumbi, secundados pelos clásticos da Fm. Maceió.

Geração/Migração - Estudos de modelagem de bacia indicam que as rochas geradoras neocomianas e barremianas iniciaram a geração no Aptiano (115 M.a.) e continuam gerando até o presente (Gaglianone et al.1994).

Para os geradores do Aptiano, segundo resultados de modelagem de bacia, a geração teria se iniciado no Eo-albiano (108 M.a.) a Neomaastrichtiano (67 M.a.) e continua até o presente. Para as acumulações rasas existentes na parte emersa da Bacia de Sergipe, cujo óleo foi gerado na Fm. Maceió, a qual se encontra em condições de maturação na parte baixa da Charneira Alagoas, a migração lateral a longa distância desempenhou um papel importante. A migração se deu, inicialmente, através de falhas normais que compõem a Charneira Alagoas, até o Mb. Carmópolis, que recobre grande parte da superfície da discordância pré-Muribeca. Este membro é capeado pelos folhelhos e evaporitos do Mb. Ibura da Fm. Muribeca e funcionou como uma camada transportadora do petróleo, até alcançar a sua acumulação final em trapas, em geral,

paleogeomorfológicas. O maior campo da bacia, Carmópolis, com 1,2 bilhão de barris de óleo in place (Mello et al,1994), foi suprido por este gerador, com migração lateral a longa distância. Com relação às acumulações em horizontes mais jovens, como por exemplo na Fm. Calumbi, é importante o papel desempenhado por falhas gravitacionais (lístricas), que, nas partes profundas da bacia, conectem os reservatórios diretamente com os geradores da Fm. Maceió, e, nas partes rasas, os conectem com camadas transportadoras de petróleo (Mb. Carmópolis) ou mesmo com acumulações pré-existentes.

Para os demais sistemas petrolíferos, especialmente aqueles que envolvem geradores e reservatórios da fase rift, são muito importantes as falhas normais, atuantes durante o rifteamento da bacia, que funcionam como dutos para migração dos hidrocarbonetos, gerados nos baixos adjacentes, para os altos produtores. Falhas antigas da fase rift, reativadas na fase de

subsidência termal, como por exemplo a Falha de Itaporanga, são dutos de migração para acumulações da Fm. Calumbi.

Selo - Os reservatórios do Mb. Carmópolis e do embasamento fraturado são capeados por folhelhos e evaporitos do Mb. Ibura. Arenitos da Fm. Serraria são selados por folhelhos basais da Fm. Barra de Itiúba, da mesma maneira que arenitos da Fm. Penedo o são por folhelhos basais da Fm. Coqueiro Seco. Reservatórios das formações Barra de Itiúba, Coqueiro Seco e Maceió, são capeados por folhelhos intraformacionais intercalados. Turbiditos da Fm. Calumbi se encontram isolados por folhelhos de água profunda da mesma formação. Reservatórios carbonáticos fraturados das formações Muribeca, Riachuelo e Cotinguiba, são capeados por folhelhos intercalados.

Trapas - As trapas pesquisadas nas seqüências pré-Rift e Rift são estruturais, ou do tipo feição dômica, como os campos de Pilar e São Miguel dos Campos, ou do tipo bloco falhado, como os campos de Atalaia Sul e Coqueiro Seco. Na seqüência transicional, as trapas relacionadas à Fm. Muribeca/Mb. Carmópolis são principalmente paleogeomórficas, relacionadas à discordância pré neo-aptiana, como exemplificados pelos campos de Carmópolis, Mato Grosso, Riachuelo/Treme. Para a Fm. Maceió, as trapas são do tipo bloco falhado, como o Campo de Tabuleiro dos Martins, ou associados a movimentações salinas. Na seqüência de subsidência termal, em que os principais reservatórios são os turbiditos cretácicos e terciários da Fm. Calumbi, as trapas são mistas e estratigráficas, associadas a calhas e arqueamentos provocados por halocinese ou a preenchimento de canais, às vezes controlados por falhas.

COMENTÁRIOS

Os principais prospectos a serem pesquisados na bacia ocorrem:

- no embasamento fraturado, capeado por evaporitos do Mb. Ibura.

- na seqüência pré-rift, onde os arenitos fluviais, com retrabalhamento eólico, da Fm. Serraria, estejam estruturados em horsts, blocos basculados, ou anticlinais.

- na seqüência rift, objetivando principalmente os arenitos das formações Barra de Itiúba e Coqueiro Seco, em trapas estruturais semelhantes aos da seqüência anterior.

- na seqüência transicional, visando arenitos e conglomerados do Mb. Carmópolis, em trapas geomorfológicas ou pinch-outs contra paleoaltos do embasamento, e carbonatos fraturados do Mb. Ibura e Mb. Oiteirinhos e ainda objetivando os arenitos da Fm. Maceió, em trapas estruturais, relacionadas a falhas do embasamento ou a estruturas halocinéticas.

- na seqüência de subsidência termal, os principais objetivos seriam os turbiditos do Cretáceo Superior e Terciário, da Fm. Calumbi, em armadilhas estratigráficas e estruturais relacionadas a halocinese, ou em canais controlados por falhas do embasamento reativadas no Cretáceo e/ou Terciário e secundariamente, carbonatos fraturados da Fm. Riachuelo e Cotinguiba.