campo de temperaturas durante a evoluo de uma bacia de margem

SIMULAÇÃO GEOQUÍMICA 1D AO LONGO DE UMA SEÇÃO GEOLÓGICA DA

BACIA DE CAMPOS

Flávio Giotto Gonzaga

DISSERTAÇÃO SUBMETIDA AO CORPO DOCENTE DA COORDENAÇÃO DOS

PROGRAMAS DE PÓS-GRADUAÇÃO DE ENGENHARIA DA UNIVERSIDADE

FEDERAL DO RIO DE JANEIRO COMO PARTE DOS REQUISITOS

NECESSÁRIOS PARA A OBTENÇÃO DO GRAU DE MESTRE EM CIÊNCIAS EM

ENGENHARIA CIVIL.

Aprovada por:

________________________________________

Prof. Luiz Landau, D.Sc.

_________________________________________

Dr.Henrique Luiz de Barros Penteado, D.Sc.

_________________________________________

Dr.André Adriano Bender, D.Sc.

_________________________________________

Dr.Ricardo Perez Bedregal, D.Sc.

_________________________________________

Prof. Nelson Francisco Favilla Ebecken, D.Sc.

RIO DE JANEIRO – RJ, BRASIL

JULHO DE 2005

GONZAGA, FLÁVIO GIOTTO

Simulação geoquímica 1D ao longo de uma

seção geológica na Bacia de Campos [Rio de

Janeiro] 2005.

XVI, 79 p. 29,7 cm (COPPE/UFRJ, M.Sc.,

Sistemas Petrolíferos, 2002)

Dissertação – Universidade Federal do Rio

de Janeiro, COPPE

1 Modelagem geoquímica

2 Bacia de Campos

3 Simulação Numérica

I. COPPE/UFRJ II. Título (série).

ii

DEDICATÓRIA

Aos meus pais

Matias Milani Gonzaga

Marcia Giotto Gonzaga

Rios correndo,

As cachoeiras estão zoando,

Terra molhada, mato verde,

Que riqueza!

E a asa branca à tarde canta,

Que beleza!

Ai, ai o povo é alegre,

Mas alegre é a Natureza!

A volta da asa branca (Zé Dantas e Luiz Gonzaga)

iii

AGRADECIMENTOS

Meus sinceros agradecimentos:

- à PETROBRAS – Petróleo Brasileiro S/A, a oportunidade de

aperfeiçoar-me e adquirir novos conhecimentos. O apoio logístico,

financeiro e de informática foram imprescindíveis para este trabalho.

- à UFRJ/COPPE – Universidade Federal do Rio de Janeiro/Coordenação

dos Programas de Pós-graduação de Engenharia, que forneceu o local e

o apoio cultural também imprescindível.

- ao IFP - Institut Français du Pétrole, a autorização para o uso do

programa GENEX.

- aos colegas de curso, Alessandra, Augusto, Cláudia Lucena, David,

Elio Perez, José Guilherme, Luiz Felipe, Helen, pelo prazer da

convivência.

- aos meus orientadores, Dr. Henrique Penteado e Prof. Luiz Landau,

pelas discussões e críticas.

- à Madga, bibliotecária do LAMCE pelo apoio nas pesquisas e pela boa

conversa.

- à minha mulher Marilourdes e minhas filhas Natalia e Raisa.

iv

Resumo da Dissertação apresentada à COPPE/UFRJ como parte dos requisitos

necessários para a obtenção do grau de Mestre em Ciências (M. Sc.)

SIMULAÇÃO GEOQUÍMICA 1D AO LONGO DE UMA SEÇÃO GEOLÓGICA DA

BACIA DE CAMPOS


Julho/2005

Orientador Luiz Landau

Programa: Engenharia Civil

Este trabalho analisa o estágio de maturação e distribuição das temperaturas em

uma seção geológica na Bacia de Campos através de simulações geoquímicas em uma

dimensão (1D). Os programas utilizados foram o GENEX (do IFP, Institut Français du

Pétrole) e BaSS e STEPS (da PETROBRAS), e a seção escolhida passa próximo aos

depocentros dos baixos de São João da Barra e de Corvina-Parati. A seção geológica, as

condições de contorno e parâmetros físicos e geológicos foram obtidos de publicações

externas à PETROBRAS.

Considerou-se o final do processo de rifteamento no topo do Membro

Retiro/Formação Lagoa Feia (112 M.a.), sendo que o histórico do fluxo térmico assim

obtido revelou-se mais frio do que se fosse admitido o final do rift no topo do Andar

Jiquiá (Barremiano Superior/Aptiano Inferior). A integração de dados geológicos e das

simulações numéricas mostra que essa história térmica é mais coerente com os dados

térmicos e de maturação.

Simulações geoquímicas com esse histórico mostram que as rochas geradoras do

Andar Buracica (Barremiano Médio) apresentaram grandes porções dentro do estágio de

geração de petróleo, atingindo até a zona de gás úmido, com a entrada na janela de

expulsão de óleo a partir do Neo-albiano. Já as rochas geradoras do Andar Jiquiá teriam

entrado na janela de maturação adequada somente no Baixo de Corvina-Parati e em área

relativamente restrita, a partir do Mioceno.

v

Abstract of Dissertation presented to COPPE/UFRJ as a partial fulfillment of the

requirements for the degree of Master of Science (M.Sc.)

1D GEOCHEMICAL SIMULATION ALONG A GEOLOGICAL CROSS-SECTION

IN THE CAMPOS BASIN


July/2005

Advisor: Luiz Landau

Department: Civil Engineering

In this work, the maturity level of the organic matter and the temperature

distribution are investigated along a cross-section in the Campos Basin, Brazil, through

one-dimensional (1D) geochemical simulations. The GENEX (from IFP, Institut

Français du Pétrole) and BaSS/STEPS (from PETROBRAS) software were used for the

simulations. The selected section passes close to the São João da Barra and Corvina-

Parati depocenters. The cross-section, as well as data for boundary conditions and

physical and geologic parameters, were obtained from material published by

PETROBRAS.

The end of the rifting process was considered to be at the top of the evaporite

section (Retiro Mb., Lagoa Feia Fm. 112 M.a.). The heat flow thus obtained is generally

lower than that derived from a shorter rift phase. The integration of geologic data and

numerical simulations indicates that this scenario is the most coherent with thermal and

maturation data.

Geochemical simulations with this heat flow history indicate that the source

rocks of the Buracica Stage (Middle Barremian) are in the oil and wet-gas windows,

with the onset of petroleum expulsion in the Late Albian. On the other hand, the source

rocks of the Jiquiá Stage (Upper Barremian/Lower Aptian) would have entered the

petroleum-generation window only in a restricted area in the Corvina-Parati Low,

starting in the Miocene.

vi

ÍNDICE

FICHA CATALOGRÁFICA............................................................................................ii

DEDICATÓRIA...............................................................................................................iii

AGRADECIMENTOS.....................................................................................................iv

RESUMO..........................................................................................................................v

ABSTRACT.....................................................................................................................vi

ÍNDICE...........................................................................................................................vii

LISTA DE FIGURAS......................................................................................................ix

LISTA DE TABELAS.....................................................................................................xv

1 - INTRODUÇÃO....................................................................................................pag. 1

2 - METODOLOGIA................................................................................................ pag. 3

3 - A BACIA DE CAMPOS....................................................................................pag. 12

3.1 – ASPECTOS GEOLÓGICOS............................................................. pag. 12

3.1- ARCABOUÇO ESTRUTURAL..........................................................pag. 16

3.3 - GEOLOGIA DO PETRÓLEO........................................................... pag. 18

4 - TRABALHOS ANTERIORES..........................................................................pag. 21

vii

5 – CONSTRUÇÃO DO MODELO...................................................................... pag. 22

5.1 - ESTRATIGRAFIA............................................................................. pag. 22

5.2 – LITOLOGIAS.................................................................................... pag. 23

5.3 – (PALEO)TEMPERATURAS DE SUPERFÍCIE................................pag. 26

5.4 - DADOS GEOTÉRMICOS................................................................. pag. 28

5.5 - DADOS DE MATURAÇÃO............................................................. pag. 31

6 – CONSIDERAÇÕES SOBRE A HISTÓRIA TECTÔNICA E TÉRMICA...... pag. 35

6.1 – T ESTES DE SENSIBILIDADE........................................................ pag. 38

6.2 – MODELO TÉRMICO ADOTADO................................................... pag. 47

7 - SIMULAÇÕES NUMÉRICAS......................................................................... pag. 48

7.1 – MODELO BÁSICO........................................................................... pag. 48

7.2 – FLUXO TÉRMICO CONSTANTE................................................... pag. 60

7.3 – PRODUÇÃO RADIOGÊNICA CRUSTAL VARIÁVEL............... pag. 64

7.4 – TAXA DE TRANSFORMAÇÃO DA MATÉRIA ORGÂNICA..... pag. 68

8 – DISCUSSÃO E INTEGRAÇÂO DOS RESULTADOS..................................pag. 72

9 – CONCLUSÕES................................................................................................ pag. 75

10 - RECOMENDAÇÕES...................................................................................... pag. 77

11 - BIBLIOGRAFIA..............................................................................................pag. 78

viii

LISTA DE FIGURAS

2.1 – Diagrama esquemático do modelo. A curva de fluxo térmico em profundidade

(vermelha) representa uma litosfera em equilíbrio. Notar o aumento do fluxo

devido à somatória da produção de calor radioativo da crosta e

sedimentos........................................................................................................pag. 8

3.1 – Mapa de localização e de algumas características fisiográficas, estruturais e

distribuição de campos de petróleo (Mohriak et al, 1990b). A linha vermelha é a

seção geológica escolhida para modelagem (figura 3.3). ..............................pag. 12

3.2 – Carta estratigráfica da Bacia de Campos (Rangel et al., 1994). ....................pag. 14

3.3 - Seção geológica modelada da Bacia de Campos. A localização está na figura 3.1

(Modificado de Mohriak et al., 1990b)..........................................................pag. 15

3.4 – Arcabouço estrutural generalizado. Observar a presença de uma zona de

deformação separando o Meio-graben de Campos da Plataforma de Cabo Frio. A

linha vermelha pontilhada é a seção escolhida para simulação (Modificado de

Mohriak et al., 1990b)....................................................................................pag. 17

5.1 – Localização dos pontos escolhidos para simulação (setas vermelhas). A linha

pontilhada preta corresponde à base do Andar Jiquiá adotada neste trabalho

(Modificado de Mohriak et al., 1990b)..........................................................pag. 22

5.2 – Perfil de temperatura da água do mar na área da Bacia de Campos (22º 30’ 05’’).

Fonte: Diretoria de Hidrografia e Navegação, Marinha do Brasil, Atlas

Oceanográfico, 1975. Notar a uniformidade da temperatura em torno dos 5º C a

partir da profundidade de 700m.....................................................................pag. 26

5.3 – Evolução da temperatura do fundo do mar em relação ao tempo. A linha vermelha

é o pseudo-poço A, a verde o B e a azul a C. ................................................pag. 27

5.4 – Mapa de gradiente geotérmico da Bacia de Campos (Modificado de Mohriak,

1988). Os valores entre parenteses são de fluxo térmico, calculados usando uma

condutividade média de 1,65 W/mºC. As linhas lilás são os campos de petróleo. A

linha marron é a costa. A batimetria em preto corresponde aos valores de 100,

500, 1000, 1500, 2000 e 2500 m. A linha preta tracejada é a seção

modelada........................................................................................................pag. 30

5.5 - Perfil de reflectância de vitrinitas de um poço representativo da bacia (Pereira et

al. 1984)..........................................................................................................pag. 31

ix

5.6 - Perfil geoquímico de pirólise representativo da bacia (Guardado et al. 2000).

Notem os baixos valores de Tmáx e S1 mesmo frente aos intervalos de maior

potencial gerador S2........................... ............................................................pag. 32

5.7 - Evolução diagenética das esmectitas/ilitas com a temperatura (modificado de

Anjos, 1984). Comparar a diferença entre um poço representativo da Bacia de

Campos e do Golfo do México. R1 é a temperatura de ordenamento das

esmectitas/ilitas. Notar a baixa taxa de transformação de ilita na Bacia de Campos

para em relação ao Golfo do México.............................................................pag. 33

6.1 – Análise de backstripping de um poço típico da bacia (construída com dados de

Mohriak, 1988). A linha preta corresponde à subsidência total e a vermelha à

backstripped sem paleobatimetria..................................................................pag. 37

6.2 – Taxa de sedimentação descompactada típica da bacia. O poço é o mesmo da figura

6.1...................................................................................................................pag. 37

6.3 – Fluxos térmicos advindos do manto para várias durações da fase rift e fatores de

estiramento litosféricos, segundo omodelo Royden e Keen (1980) para o pseudo-

poço B. A linha vermelha representa uma duração de 7 M.a. com δ= 1,65 e β=

2,0. A linha azul representa uma duração de 20 M.a. e δ= 1,65 e β= 1,3. A linha

verde representa uma duração de 27 M.a. e δ= 1,7 e β= 1,2. Para comparação, as

linhas lilás e laranja representam uma duração do rifteamento e fator δ iguais aos

da 1inha vermelha, porém com fatores β de 1,65 e 1,3 respectivamente.......pag. 39

6.4 – Fluxos térmicos advindos do manto para várias durações da fase rift e fatores de

estiramento litosféricos segundo o modelo McKenzie (1978) para o pseudo-poço

B. A linha azul representa a duração de 7 M.a. com β= 1,75. A linha vermelha

representa uma duração de 20 M.a. e β= 1,77. A linha verde representa uma

duração de 27 M.a. e β= 1,79.........................................................................pag. 40

6.5 – Perfil de fluxo térmico nos sedimentos advindo do manto e da produção

radiogênica da crosta. Cada linha representa uma história geodinîmca. A linha

vermelha representa a duração do rifteamento mais curto (7 M.a. e no Topo Andar

Jiquiá), a verde modelo intermediário (20 M.a. e no Topo dos evaporitos) e azul, o

mais longo (27 M.a. no Topo do Albiano alfa)..............................................pag. 42

6.6 – Perfil de fluxo térmico nos sedimentos advindo do manto e da produção

radiogênica da crosta nicluindo a litosfera. Em preto o perfil de uma litosfera em

x

equilíbrio. Cada linha representa uma história geodinâmica (ver o padrão de cores

na figura 6.5)..................................................................................................pag. 43

6.7 – Perfis de temperaturas do pseudo-poço B para cada história térmica. Os quadrados

são as temperaturas calculadas a partir do mapa de gradiente geotérmico (tabela 5)

(ver o padrão de cores na figura 6.5). A barra lilás é o erro de 7% e a preta o de

20% (ver item 5.4)..........................................................................................pag. 43

6.8 – Perfis de vitrinita em profundidade no Recente. Observar a diferença na

profundidade no valor de 0,8% Ro para os extremos da duração do rift (cerca de

300 m) (ver o padrão de cores na figura 6.5).................................................pag. 44

6.9 – Taxas de acumulação (descompactadas) em função do tempo. Notar que há duas

fases de acumulação separadas por uma fase de baixa ou nenhuma deposição.

........................................................................................................................pag. 45

6.10 – Evolução da temperatura no tempo para a base do Andar Jiquiá(ver o padrão de

cores na figura 6.5).........................................................................................pag. 46

6.11– Evolução da vitrinita na base do Andar Jiquiá. Notar a diferença de idades para

que o estágio de maturação equivalente à 0,8% Ro (ver o padrão de cores na

figura 6.5).......................................................................................................pag. 46

7.1 – Diagramas de geohistória dos pseudo-poços A, B e C com paleobatimetria

(vertical esquerda) e sem (vertical direita). A linha azul é a paleobatimetria. A

vermelha pontilhada é a subsidência tectônica (backstripped). A preta representa a

subsidência total.............................................................................................pag. 49

7.2 – Taxas de acumulação de sedimentos para os pseudo-poços A (linha preta

tracejada), B (linha vermelha pontilhada) e C (linha azul contínua). ............pag. 50

7.3– Fluxo térmico na base dos sedimentos para os pseudo-poços. Notar o rebaixamento

do fluxo durante as fases de altas taxas de sedimentação do rift, dos evaporitos e

das progradações miocênicas (ponto C).........................................................pag. 51

7.4 – Perfil dos fluxos térmicos incluindo a litosfera para os pseudo-poços. A linha

pontilhada preta representa uma litosfera não estirada (em equilíbrio).........pag. 52

7.5 – Perfil da condutividade térmica para os pseudo-poços calculadas pelo programa.

Notar os altos valores para os evaporitos e carbonatos. ................................pag. 53

7.6 – Diagramas de geohistória incluindo as temperaturas simuladas (linha pontilhada

vermelha). A idade e profundidade nas quais um horizonte estratigráfico atingiu

uma dada temperatura se dá nos cruzamentos entre as curvas. .....................pag. 54

xi

7.7 – Perfis de temperaturas simulados. Os quadrados lilás representam as temperaturas

obtidas do mapas de gradientes geotérmicos (ver tabela 5). A linha preta

pontilhada representa curva simulada com a substituição dos carbonatos e

evaporitos por uma mistura de folhelhos e arenitos. A barra lilás é o erro de 7% e

a preta o de 20% (ver item 5.4)......................................................................pag. 56

7.8 – Evolução da temperatura para a base (linha contínua) e o topo (linha tracejada) do

Andar Jiquiá para os pseudo-poços A, B e C. ...............................................pag. 57

7.9 – Perfis de reflectância de vitrinitas em função da profundidade para os pseudo-

poços A, B e C. Notar que para o mesmo estágio de maturação, a diferença média

no soterramento é de 300 m. .........................................................................pag. 58

7.10 – Evolução das reflectâncias de vitrinitas no tempo para a base (linha contínua) e

topo (linha pontilhada) do Andar Jiquiá. As linhas azul, vermelha e preta são os

pseudo-poços A, B e C. Observe-se que somente a base dos pseudo-poços B e C

passaram do estágio equivalente a 0,8% Ro. .................................................pag. 59

7.11 – Relação entre valores de reflectância de vitrinitas e temperaturas. As diferenças

são devidas às diferentes taxas de aquecimento da história térmica de cada

pseudo-poço....................................................................................................pag. 60

7.12 – Perfis de temperaturas simulados com uma história de fluxo térmico constante na

base da litosfera. Observar o bom ajuste entre as temperaturas obtidas do mapas

de gradientes geotérmicos (quadrados lilás, ver tabela 5) e o perfil simulado. A

barra lilás é o erro de 7% e a preta o de 20% (ver item 5.4). ........................pag. 61

7.13 – Perfis de reflectância de vitrinitas em função do soterramento no presente

submetidos a uma história de fluxo constante. Notar o aumento do soterramento

para os valores de reflectância de reflectância de vitrinitas em relação ao modelo

térmico rift......................................................................................................pag. 62

7.14 – Evolução das reflectância de vitrinitas no tempo para a base do Andar Jiquiá

(linha contínua) e base do Andar Buracica (linha pontilhada). As linhas azul,

vermelha e preta são os pseudo-poços A, B e C. Observe-se que somente a base

do Andar Buracica em B passou do estágio de 0,8% Ro. .............................pag. 63

7.15 - Perfis de fluxo térmico nos sedimentos no presente obtidos com o modelo fluxo

constante no tempo. Notar o fluxo mais alto em C necessário para ajuste do dados

de temperaturas. A barra lilás é o erro de 7% e a preta o de 20% (ver item

5.4)..................................................................................................................pag. 63

xii

7.16 – Perfis de temperaturas no presente simulados com uma história de fluxo térmico

rift e com variação da produção de calor radiogênica de calor da crosta. A barra

lilás é o erro de 7% e a preta o de 20% (ver item 5.4)....................................pag. 65

7.17 - Perfil de fluxo térmico nos sedimentos no presente com uma história de fluxo

térmico rift e com variação da produção de calor radiogênica crustal...........pag. 66

7.18 – Evolução do fluxo térmico na base dos sedimentos com uma história de fluxo

térmico rift e com variação da produção de calor radiogênica crustal. .........pag. 66

7.19 – Perfis de reflectância de vitrinitas no presente em função do soterramento

submetidos a uma história de fluxo rift e com variação do calor radiogênico da

crosta..............................................................................................................pag. 67

7.20 – Evolução das reflectância de vitrinitas no tempo para a base do Andar Jiquiá

(linha contínua) e base do Andar Buracica (linha pontilhada). As linhas azul,

vermelha e preta são os pseudo-poços A, B e C. Modelo história de fluxo rift e

com variação do calor radiogênico da crosta. ...............................................pag. 67

7.21 – Taxa de transformação da matéria orgânica do tipo I em função do tempo no

ponto A. As curvas tracejadas correspondem à base do Andar Buracica e as

pontilhadas ao topo. As cores representam os três cenários simulados: a azul, o

modelo básico, a vermelha o de fluxo constante no tempo e a preta, o de

variação de produção radiogência de calor. ................................................pag. 69


ponto A. As curvas pontilhadas correspondem à base do Andar Jiquiá e as

contínuas ao topo. As cores representam os três cenários simulados: a azul, o


variação de produção radiogência de calor..................................................pag. 69


ponto B. As curvas tracejadas correspondem à base do Andar Buracica e as







xiii




ponto A. As curvas tracejadas correspondem à base do Andar Buracica e as









8.1 – Seção geológica com os estágios de maturação simulados. Em verde é a janela

entre 0,8 e 1,2%Ro e em vermelho acima de 1,2%Ro. Observar que somente no

Baixo de Corvina-Parati parte do Andar Jiquiá está dentro da janela adequada de

maturação.......................................................................................................pag. 73

xiv

LISTA DE TABELAS

1 - Idades e geocronológia dos eventos estratigráficos da seção modelada............pag. 23

2 - Dados de compactação para litologias básicas usadas no trabalho (Sobreira, 1992) e

GENEX 3.3.0 (1998). Notar que os coeficientes de compactação dos evaporitos são

altos, implicando em uma rápida taxa de compactação..................................... pag. 24

3 - Parâmetros fisicos das litologias usadas na simulação... ...................................pag. 25

4 - Distribuição faciológica para os três pseudo-poços. As abreviações são FLH–

folhelho, ARN–arenito, CRB–carbonato, HAL–halita e AND–anidrita............pag. 25

5 – Temperaturas e profundidades para os três pseudo-poços calculadas a partir do mapa

de gradiente geotérmico de Mohriak (1988). Deve ser notado que o pseudo-poço C

está na cota batimétrica de 1100 m.....................................................................pag. 29

6 - Parâmetros físicos parâmetros da crosta e litosfera............................................pag. 41

7 - Fatores de estiramento crustal e sub-crustal (manto litosférico) para cada pseudo-

poço.....................................................................................................................pag. 47

xv

1 - INTRODUÇÃO

O avanço da tecnologia na área de Geologia de Petróleo tornou as simulações

numéricas de fenômenos geológicos ferramentas essenciais na avaliação de sistemas

petrolíferos. Dentre as várias áreas da geologia, a simulação que aborda a geração,

migração e alteração de petróleo, também denominada de modelagem geoquímica, é a

de maior interesse. Sua correta utilização permite a diminuição de riscos exploratórios,

através da quantificação dos processos ligados à acumulação de hidrocarbonetos e o

principal, dar uma noção do tempo envolvido.

As modelagens hoje podem ser em uma, duas ou três dimensões, cuja

aplicabilidade depende de disponibilidade de hardware e software como também do

banco de dados. Este último fator tem-se tornado mais crítico, tendo em vista o avanço

da informática. Dependendo da disponibilidade de informações e dados, a concepção

mais simples da simulação em uma dimensão é recomendável como uma primeira

aproximação do objeto de estudo.

O objetivo deste trabalho é estudar a maturação das rochas geradoras ao longo

de uma seção geológica da Bacia de Campos através de uma simulação numérica (ou

modelagem geoquímica) 1D, utilizando programas internos e comerciais e dados

obtidos em publicações externas à PETROBRAS (Petróleo Brasileiro S/A).

Embora seja estratégica ao país sua produção e potencialidade petrolífera (e

talvez por isso mesmo), a quantidade de artigos publicados não é grande, principalmente

na área de modelagens numéricas. A proposta é sugerir uma nova história de fluxo

térmico para a Bacia de Campos, comparar e analisar os dados existentes (disponíveis) e

fornecer alguns critérios e indicar caminhos para futuras pesquisas.

Esta dissertação é composta por uma seqüência de ítens que num crescente

versará desde:

- Uma breve apresentação da Bacia de Campos, abordando seus aspectos

estratigráficos, estruturais e geologia do petróleo. Após essa introdução geológica, serão

discutidos os trabalhos já realizados sobre a bacia na área de simulação 1D.

- A metodologia usada, os programas utilizados e uma rápida explanação sobre a

física e a química das equações utilizadas no programa GENEX.

1

- A construção do modelo geológico e numérico, com a descrição dos

parâmetros físicos e geológicos, condições de contorno, e uma discussão dos dados

térmicos e de maturação que irão calibrar o modelo.

- Uma discussão sobre o modelo de fluxo térmico a ser adotado como condição

de contorno basal, envolvendo a duração do processo de rifteamento e sua influência na

história térmica e na maturação das rochas.

- As simulações geoquímicas com o modelo térmico adotado, incluindo testes de

sensibilidade para dois cenários, sendo um envolvendo fluxo mantélico constante no

tempo e outro com variação da produção radiogênica de calor da crosta.

- A discussão dos resultados obtidos das simulações, comparação com dados

térmicos e de maturação, seguidas das conclusões e recomendações.

2

2 - METODOLOGIA

Para a busca de artigos relacionados à Bacia de Campos foram utilizados o

Portal de Informações e Dados da rede interna da PETROBRAS, que inclui o sistema

PETROSIN (interno), AAPG, SPE, Science Direct, entre outras, e também o Portal de

Periódicos da CAPES. Entre as bibliotecas, merece menção a do CENPES (Centro de

Pesquisa da PETROBRAS) e a do LAMCE (Laboratório de Métodos Computacionais

em Engenharia) da UFRJ/COPPE. O manual do usuário do programa GENEX também

foi fonte de consultas, assim como as apresentações e anotações de aulas de cursos e

consultorias do IFP (Institut Français du Pétrole).

Foram usados três programas para as simulações numéricas 1D: BaSS, STEPS e

GENEX. O BaSS e STEPS foram desenvolvidos internamente na PETROBRAS, dos

quais foram utilizados os módulos backstripping (STEPS) que compara modelos

teóricos geodinâmicos para cálculo das taxas de estiramento crustal de um rifteamento e

o HEATFLOW (BaSS) para cálculos dos fluxos térmicos dos modelos rift. O programa

1D GENEX 4.0 foi desenvolvido pelo IFP (Institut Français du Petróle), sendo usado

para simulações de maturação orgânica e história térmica com os dados obtidos dos

programas anteriores.

Devido à insuficiência de dados de matéria orgânica das rochas (potencial

gerador, parâmetros cinéticos do querogênio), a parte relacionada à geração e expulsão

de hidrocarbonetos será abordada brevemente neste trabalho. Para o cálculo das

reflectâncias de vitrinitas como indicador de maturação de rochas geradoras foi usado o

método EASY%Ro de Sweeney e Burnham (1990).

O programa GENEX é um simulador numérico unidimensional que permite

modelar ao longo do tempo os fenômenos de subsidência, sedimentação, história

térmica e maturação das rochas. Ele trabalha com descompactação e reconstituição das

camadas acumulação de sedimentos e imposição de uma história evolutiva das

condições de contorno.

A transferência de calor é por condução e por convecção vertical de fluidos

oriundos da compactação, sendo que esta última é de muito menor magnitude e

praticamente não interfere nos resultados (Hermanrud, 1986). A evolução das

temperaturas resultantes da interação entre os limites de contorno e parâmetros adotados

é usada no cálculo da maturação e transformação da matéria orgânica.

3

A entrada se dá por marcos isócronos (base das camadas) e a cada intervalo é

atribuída uma idade e litologia cujas propriedades físicas dependem da natureza

mineralógica e que irão variar durante a compactação. A entrada das propriedades

físicas das rochas pode ser realizada pelo modelador e as misturas das propriedades

físicas são feitas pelo programa. Por ser a base para a realização deste trabalho, uma

breve discussão sobre o programa GENEX e os princípios físicos e químicas envolvidos

seguirá adiante.

A compactação das rochas consiste na redução do espaço poroso devido ao

soterramento e a conseqüente expulsão dos fluidos, levando à redução da espessura das

camadas. A lei usada foi a exponencial (Athy, 1930):

φ (z) = φo e -cz (Equação 1)

onde (φo ) é a porosidade inicial ou na superfície da litologia, (c) a constante de

decaimento da porosidade (em km-1 ) e (z) a profundidade (em km).

A reconstituição é baseada na técnica de Perrier e Quiblier (1974), idealizada em

um cilindro vertical de rocha total (matriz e poros) de espessura (ht) e admitindo uma

espessura da matriz (hs) constante no tempo, desconsiderando efeitos diagenéticos como

cimentação, dissolução ou transformação mineral. A integral relacionando a espessura

sólida original à superfície (z) é dada por:

z2 hs = ∫ [(1- φ (z)] dz (Equação 2) z1

onde (z1) e (z2) são as profundidades de referência. Cabe lembrar que (z) é a

profundidade de rocha, ou seja, soterramento; no caso de bacias imersas, deve ser

descontada a coluna de água. As taxas de acumulação dos sedimentos são calculadas a

partir das idades da base e do topo reconstituídos no tempo da deposição (hto): hto

hs = ∫ [(1- φ (z)] dz (Equação 3) 0

4

Posteriormente, esse método foi aperfeiçoado por Steckler e Watts (1978), os

quais denominaram de backstripping (retrodespimento). Utilizando o conceito de

sobrecarga sedimentar e da coluna de água (paleobatimetria e correções eustáticas)

associados a mecanismos de compensação isostáticas local (Airy) e regional (flexural),

puderam isolar a subsidência tectônica da bacia e comparar com modelos tectônicos

teóricos de sua formação. Neste trabalho foi admitida uma compensação isostática local

(Airy).

A condução de calor é regida pela Lei de Fourier, que em uma dimensão, em

estado de fluxo permanente (invariável no tempo) é expressa por:

F = - λr (dT/ dz) (Equação 4)

onde (F) é o fluxo de calor, (λr) a condutividade termal da rocha e (dT/dz) o gradiente

geotermal. A condutividade da rocha sedimentar (λr) depende da natureza de sua parte

sólida (grãos minerais), do tipo de fluido que preenche os poros e da compactação

(porosidade). A condutividade dos sólidos varia também com a temperatura. A fórmula

que calcula a condutividade efetiva é dada por:

λr = λs (λw / λs )φ . 1/ (1+ γs T ) (Equação 5)

onde (λs) é a condutividade térmica da parte sólida e (λw) a condutividade do fluido (em

W/m/ºC), que no caso é água, (γs) é o coeficiente de dependência termal do sólido (em

1/ºC) e T é a temperatura. Considera-se a condutividade térmica da água invariável com

a temperatura.

Adicionando uma fonte de calor interna ao sistema, a solução numérica em

estado de fluxo permanente é dada por:

λr (∂2 T/∂z 2) - Bs = 0 (Equação 6)

5

onde (Bs) é o calor radiogênico produzido pelos sedimentos por unidade de volume (em

µW/m3), que pode ser calculada pela fórmula empírica de Rybach (1986):

Bs = 0,0145 [GR (API) – 5,0] (Equação 7)

onde GR (API) é a medida obtida de perfil de raio gama natural em unidades API.

Em um regime térmico transiente, a taxa de fluxo de energia (F.E.) que entra em

um ponto de referência não é igual à de saída, sendo a diferença armazenada com o

tempo. Para que o regime transiente seja computado, é necessário incluir a quantidade

de calor (Q) dos materiais envolvidos:

Q = (ρ C)r T (Equação 8)

onde (ρ) é a densidade (em kg/m3) e (C) o calor específico da rocha (em J/kg K). Como

as rochas sedimentares são constituidas por sólidos e fluidos o calor específico final (ρ

C)r é dado por (Burrus e Audebert, 1990):

(ρ C)r =φ ρw Cw + (1-φ)ρs Cs (Equação 9)

onde (Cs e Cw) são os calores específicos dos sólidos e água. O fluxo de calor que sai do

embasamento é a somatória da produção radiogênica de calor na crosta e do fluxo

advindo da astenosfera, sendo que este depende do modelo geodinâmico adotado (por

exemplo, rift).

No GENEX, o embasamento litosférico é dividido em três camadas (crosta

superior, crosta inferior e manto superior) de distintas características térmicas e

produção radiogênica de calor. Como se admite que a litosfera não possui convecção

(restrita à astenosfera), a equação de fluxo de calor em regime transiente é semelhante

para todas as camadas, apenas variando suas propriedades térmicas:

6

(ρ C) ∂T/∂t = (λ ∂2 T/∂z 2) + B (Equação 10)

onde (ρ ) é a densidade, (C) o calor específico, (λ) a condutividade térmica da camada.

O termo (B) é o calor radiogênico produzido pela camada. A distribuição da produção

radioativa na crosta superior e crosta inferior pode ser explicada em termos de um

decaimento exponencial da produção de calor em relação à profundidade (Jaupart,

1986), sendo calculada para cada camada de acordo com a função:

Bc (z) = Bc . e ((-z)/D) (Equação 11)

onde (Bc) é a produção de calor radiogênico por unidade de volume de rocha e (D) a

constante de decaimento radioativo (em km), tendo um valor usual de 10km. A

integração da equação 11 entre duas profundidades (no nosso caso, da superficie à base

da crosta) fornece o fluxo térmico gerado pela produção radiogênica de calor total. Ela é

responsável por 50 a 85% (entre 20 a 29 mW/m2) do fluxo térmico médio na superfície

da Terra (Jaupart, op. cit.; Rudnick e Fountain, 1995).

As condutividades térmicas da crosta superior e inferior variam com a

temperatura, enquanto a do manto superior pode-se considerar constante. A correção é:

λc= λ/(1+(γ T)) (Equação 12)

onde (λc) é a condutividade resultante e (γc) é coeficiente de dependência termal da

crosta superior ou inferior.

Na condição de contorno basal do modelo, foi usada a opção rift do GENEX,

que é uma variação dos modelos de McKenzie (1978) e Jarvis e Mckenzie (1980) inclui

a divisão da litosfera em duas camadas (crosta e manto litosférico) à semelhança do

modelo de Royden e Keen (1980). O modelo original de McKenzie trabalha como se a

litosfera inteira estirasse a um valor de afinamento único (cisalhamento puro), seguida

de um rompimento e posterior fase de resfriamento exponencial. O processo distensivo

é considerado instantâneo, assumindo que não há dissipação do calor para as bordas da

7

bacia. Esse modelo tende a criar uma relação simétrica entre subsidência térmica e

subsidência inicial e depocentros das fases rift e pós-rift.

De modo a acomodar essas assimetrias, Royden e Keen (1980) propuseram uma

modificação do modelo, assumindo uma litosfera dividida em duas camadas, a crosta

propriamente dita e a sub-crosta (manto superior). Essas duas camadas teriam diferentes

taxas de estiramento, gerando a assimetria entre rift e pós-rift.

A condição de contorno basal no modelo rift do GENEX é móvel, ou seja a base

da litosfera (isoterma de 1330ºC) é soerguida proporcionalmente a taxas de estiramento

crustal e sub-crustal (manto litosférico) durante o processo distensional. O retorno à

profundidade (espessura) original é baseado no modelo de resfriamento termal de Jarvis

e McKenzie (1980). Isso faz com que seja computada a inércia termal do embasamento

(crosta e manto litoférico) corretamente, assim como os efeitos transientes nos fluxos

térmicos e temperaturas resultantes das variações das condições de contorno.

Em uma dimensão, o fator principal de perturbação do fluxo térmico seriam

taxas de sedimentação e erosão acima de 100 m/Ma (De Bremaecker, 1983). Em altas

taxas de sedimentação, parte do fluxo térmico é gasto no aquecimento dos sedimentos

recém depositados, gerando o efeito denominado de blanketing (“cobertor”), o que

reduz o fluxo térmico na superfície.

Figura 2.1 – Diagrama esquemático do modelo. A curva de fluxo térmico em profundidade (vermelha)

representa uma litosfera em equilíbrio. Notar o aumento do fluxo devido à somatória da

produção de calor radioativo da crosta e sedimentos.

8

A condição de contorno no topo do modelo é a temperatura da superfície dos

sedimentos ao longo do tempo, que no caso de bacias imersas é uma função da

paleobatimetria e das condições paleo-oceanográficas (latitude, correntes, etc). O

GENEX calcula e interpola as temperaturas da superfície no tempo, cujas entradas são

a paleo-latitude e a paleobatimetria e ambiente deposicional. A figura 2.1 mostra um

diagrama esquemático do modelo.

Na indicação do estágio de maturação orgânica foi usada a vitrinita, cuja

refletividade (ou reflectância, em %Ro) é a ferramenta indicadora de maturidade (ou

maturação) das rochas mais usada na área de análises de bacias no mundo (Durand et

al., 1986; Sweeney e Burnham, 1990). A vitrinita (ou grupo das vitrinitas) é um dos

constituintes principais do carvão, compostos originalmente de tecidos gelificados de

lignina-celulose de plantas superiores (Tissot e Welte, 1984). A refletividade da vitrinita

é a relação da intensidade da luz refletida em relação à incidente, dados em

porcentagem, medida em seções polidas em microscópios. Quanto maiores os valores

de %Ro, maior o estágio de maturação, que é dependente da história térmica da rocha

envolvida.

O uso das reflectância de vitrinitas como calibrador de história termal na

exploração de petróleo começou com o trabalho de Waples (1980), que adaptando o

método de Lopatin para a modelagem de maturação, relacionou o conceito de TTI

(Time-Temperature Index) com o estágio de maturação térmica indicado pela

reflectância de vitrinita. Esse método parte da simples premissa de que as taxas de

transformação da matéria orgânica dobram a cada 10ºC de incremento de temperatura.

Apesar dos problemas teóricos (Tissot e Welte, 1984), por ser de fácil implementação

(em forma de gráficos), adquiriu grande popularidade a partir dos anos 80. A partir de

então, e associados à disponibilidade de computadores, novos métodos baseados em

cinética química foram propostos.

Atualmente, o modelo mais aceito nas análises de bacia para cálculo de %Ro é o

proposto por Sweeney e Burnham (1990) denominado de EASY%Ro, onde se integram

equações de cinética química ao longo do tempo e temperatura, sendo aplicável na faixa

de valores de refletividade de vitrinitas (%Ro) de 0,3 a 4,5% e taxas de aquecimento

desde condições de laboratório (ºC/semana) a geológicos (ºC/milhão de anos).

A base do método é semelhante ao esquema cinético proposto por Tissot e

Espitalié (1975, apud Tissot e Welte, 1984), que considera a transformação da matéria

9

orgânica uma série de reações químicas paralelas e irreversíveis, contemplando seus

vários componentes. Essas reações podem ser descritas como de primeira ordem de

acordo com a Lei Arrhenius, onde a quantidade do componente X em função do tempo é

dada por:

dX/dt = - A e –Ea/RT X (Equação 13)

onde (A) representa o fator pré-exponencial ou fator de frequência (em s-1), (Ea) a

energia de ativação da reação (em Kcal/mole/K), (T) a temperatura (K) e (R) a constante

dos gases perfeitos (em Kcal/mole/K). O método utiliza um único fator de frequência

para todas as reações paralelas e diferentes energias de ativação. Para a reação do in

componente na temperatura em função do tempo T(t):

dXi/dt = - Xi A e –Ea/RT (t) (Equação 14)

sendo a taxa de transformação total a somatória das taxas de cada componente:

dX/dt = Σi dXi/dt (Equação 15)

A quantidade não convertida remanescente da in reação é dada por:

t

Xi = X0i - ∫ [dXi/dt] dt (Equação 16) 0

onde (X0i) é a quantidade inicial do in componente.

Para exibição dos resultados e facilitar a comparação, foram escolhidas

isotermas com intervalos de 20 ºC até 100 ºC. No caso da maturação, o zoneamento

adotado é o clássico da indústria do petróleo: zonas imatura, matura (geração de óleo) e

10

senil (esgotamento do gerador e geração de gás). A zona matura é dividida em duas pelo

denominado pico de geração do óleo, normalmente associado à expulsão de óleo.

Os valores de reflectância de vitrinita associados aos limites desses intervalos

variam de acordo com a rocha sapropélica. Dependem do tipo de matéria orgânica, ou

seja da cinética química, da quantidade e de histórico de temperatura, compactação e

composição litológica. Na exibição dos resultados foram assumidos os seguintes

valores:

- zona imatura, até 0,6 % Ro;

- início da geração de óleo e gás, de 0,6% até 0,8% Ro;

- início da expulsão de óleo, de 0,8% até 1,2% Ro;

- início da senilização da rocha geradora (zona de gás), além de 1,2% Ro.

11

3 - A BACIA DE CAMPOS

3.1 – LOCALIZAÇÃO E ASPECTOS GEOLÓGICOS

A Bacia de Campos situa-se na margem sudeste, em frente aos estados de Rio de

Janeiro e Espírito Santo. Cobre uma área de cerca de 100.000 km2 até a cota batimétrica

de –3.400 m, sendo que apenas 500 km2 encontram-se emersos (figura 3.1).

0 50km

Figura 3.1 – Mapa de localização e de algumas características fisiográficas, estruturais e distribuição de

campos de petróleo (Mohriak et al, 1990b). A linha vermelha é a seção geológica escolhida para

modelagem (figura 3.3).

Os aspectos geológicos regionais que serão descritos adiante podem ser

encontrados em vários trabalhos externos à PETROBRAS, e dentre eles cita-se:

Mohriak (1988), Mohriak et al. (1990a), Mohriak et al. (1990b) Guardado et al. (1989)

Dias et al.(1990).

A Bacia de Campos faz parte das bacias da margem sudeste que apresentam um

contexto evolutivo do tipo margem passiva. Separa-se da Bacia do Espírito Santo pelo

Alto de Vitória e da Bacia de Santos pelo Alto de Cabo Frio. Essas bacias foram

12

formadas por esforços distensionais durante a separação do Continente Sul-americano e

a África (ruptura do Gondwana) no Eocretáceo e moldadas pela geometria das

descontinuidades do embasamento cristalino.

Sua evolução tectono-sedimentar é agrupada classicamente em três grandes

unidades (De Cesero e Ponte, 1997), que podem ser observadas na carta estratigráfica

da Bacia de Campos (figura 3.2) e na seção geológica (figura 3.3):

- Seqüência Continental, de idade Hauteriviana/Barremiana, composta por

rochas basálticas e sedimentos lacustres, depositados em geometrias de horsts e meio-

grabens (Formação Cabiúnas e parte inferior da Formação Lagoa Feia). Na coluna local

usada pela PETROBRAS, corresponde aos andares Aratu, Buracica e Jiquiá.

- Seqüência Transicional, de idade Aptiana, composta por sedimentos clásticos,

carbonáticos na porção inferior e químicos (evaporitos) na superior, depositados em

ambiente continental/marinho aparentemente pouco falhado (porção superior da

Formação Lagoa Feia e Membro Retiro); na coluna local equivale ao Andar Alagoas.

- Seqüência Marinha, de idade Albiana/Recente, composta por sedimentos

marinhos, inicialmente carbonáticos e depois terrígenos, intensamente falhados pela

tectônica salífera.

O termo seqüência aqui usado é no sentido original (agrupamento), que não é o

mesmo da Estratigrafia de Seqüências. Apesar dos eventos tectônicos criarem

particularidades na estratigrafia e estrutural de cada bacia, esse quadro regional continua

válido.

Na Bacia de Campos, a Seqüência Marinha pode ser agrupada em três grandes

unidades, de acordo com o padrão de preenchimento:

- Seqüência Carbonática Nerítica Rasa, de idade Eo-albiano/Meso-albiano,

composta por sedimentos terrígenos na borda e carbonatos depositados em ambiente

raso com fisiografia do tipo rampa (Formação Macaé-Membro Goytacazes/Quissamã)

já parcialmente deformada devido à halocinese;

- Seqüência Oceânica Hemipelágica, de idade Neo-albiano/Neopaleoceno,

composta por margas, folhelhos e arenitos turbidíticos depositados em ambiente

marinho profundo (Formação Macaé-Membro Outeiro; Formação Ubatuba/Membro

Tamoios). O padrão de deposição destas duas unidades é retrogradante, com geometria

em onlap em direção ao continente e aumento da paleobatimetria;

13

Figura 3.2 – Carta estratigráfica da Bacia de Campos (Rangel et al., 1994).

14

Figu

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).

15

- Seqüência Oceânica Progradante, de idade Meso-eoceno/Recente, composta

por arenitos, carbonatos e folhelhos de plataforma nas bordas, gradando para margas,

folhelhos e arenitos turbidíticos de águas profundas (Formação Emborê, Formação

Ubatuba, Formação Carapebus, respectivamente). O padrão é regressivo, com a

presença de feições sísmicas do tipo clinoformas. A sobrecarga sedimentar gerada pela

progradação faz desse período o de maior ocorrência em tectônica adiastrófica.

Durante o Terciário (Meso-eoceno), a Bacia de Campos sofreu uma grande

reativação oriunda do rearranjo das Placas Sulamericana e Africana devido a diferentes

taxas de criação de crosta oceânica, cujos movimentos foram acomodados em uma

zona de deformação.

Essa zona de deformação localiza-se frente ao Alto de Cabo Frio e o evento é

também denominado de Episódio Cruzeiro do Sul (Souza, 1991) ou Tectônica Terciária.

A existência de vulcanismo e soerguimentos nessa época faz com que vários autores

incluam entre os causadores desse tectonismo a presença de hot spot (plumas termais)

(Scarton, 1993). Esse evento foi responsável por uma ampla discordância praticamente

coberta por espessos pacotes arenosos dessa idade.

3.2 – ARCABOUÇO ESTRUTURAL

Em grande escala, até as batimetrias de 1000 a 2000 m, a Bacia de Campos pode

ser dividida em dois compartimentos: Plataforma de Cabo Frio e o que aqui

denominamos de Meio-graben de Campos, que corresponde à porção central da bacia

(figura 3.4).

A Plataforma de Cabo Frio, que se estende da área de Cabo Frio até os campos

de Pampo e Linguado, consiste numa grande feição homoclinal, com pequenos meio-

grabens cuja evolução geológica é distinta do restante da bacia (Mohriak et al., 1990a).

Entre várias características evolutivas dessa área, menciona-se o padrão estrutural

antitético dentro da fase rift e a presença ostensiva de vulcanismo.

O Meio-graben de Campos, cujo limite sul são os campos mencionados e o

norte, o Alto de Vitória, consiste numa profunda depressão (Baixo de São Tomé)

delimitada junto à borda pela Falha Charneira de Campos e a leste pelo Alto Externo

(Dias et al., 1990), que a separa do que é chamado de “águas profundas”.

16

Figura 3.4 – Arcabouço estrutural generalizado. Observar a presença de uma zona de deformação

separando o Meio-graben de Campos da Plataforma de Cabo Frio. A linha vermelha pontilhada é

a seção escolhida para simulação (Modificado de Mohriak et al., 1990b).

Separando essas grandes unidades, temos uma zona de deformação, que apesar

de não estar devidamente analisada, pode ser inferida quando estudada em vários

trabalhos de métodos potenciais, estruturais e estratigráficos (Cangussu, 1987; Mohriak,

1988, Gomes e Rizzo, 1988, Mohriak et al., 1990b).

Dentro do Meio-graben de Campos, as feições estruturais podem ser divididas

entre o rift e pós-rift. Dentro do rift destaca-se o Alto de Badejo, que divide a

sedimentação desta fase em dois baixos (São João da Barra e Corvina-Parati) que

concentram os depósitos lacustres (Dias et al., 1990) (figuras 3.3 e 3.4). No pós-rift,

destaca-se o Baixo de São Tomé, formado durante o Tectonismo Terciário (idade meso-

17

eocênica) e que molda os estratos abaixo dele. Esta divisão é no sentido da idade da

deformação, pois tanto as feições estruturais rift e pós-rift se interferem, quer seja como

pontos de fraqueza propensos à reativação ou por compactação diferencial.

Para a Bacia de Campos como um todo, a história tectônica e a presença dos

evaporitos (halitas) com sua característica reologia, apresenta padrões estruturais

distintos abaixo e acima daqueles:

- grupo pré-evaporitos, caracterizado por falhas, horsts e grabens em regime

rúptil e sags em regime dúctil, também chamados de diastróficos;

- grupo pós-evaporitos, caracterizado pela presença de falhas lístricas

relacionadas à halocinese. Este último grupo tem sido chamado também de adiastrófico,

embora seja clara a influência do embasamento e de tectonismo posterior na geração

dessas falhas (Rizzo, 1987).

Embora haja registros de erosões locais, algumas de grande magnitude para uma

margem passiva, como por exemplo o Canyon de Enchova (Sonoki, 1987), e amplos

soerguimentos regionais, não existem estudos quantificando-os. Por essa razão, a erosão

não será aqui considerada. Finalizando, os estudos e conclusões deste trabalho referem-

se à porção central da bacia (Meio-graben de Campos), não podendo ser extrapolados

para as regiões da Plataforma de Cabo Frio ou “águas profundas” sem a devida análise.

3.3 – GEOLOGIA DO PETRÓLEO

A Bacia de Campos teve uma produção média de petróleo de 1,2 milhões de

barris por dia (≅190.000 m3) no ano de 2002 (83% da produção brasileira), esperando-se

uma produção de 1,6 milhões no ano de 2005 (≅254.000 m3). A produção acumulada

até 2003 é de 3,9 bilhões de barris (≅620.000.000 m3), as reservas provadas estão em

8,5 bilhões de barris (≅1.350.000.000 m3) (Bruhn et al., 2003) e o volume de óleo

original (in place) dado por Guardado et al. (1997) é de 62,5 bilhões de barris

(≅9.900.000.000 m3). A comparação da somatória da produção acumulada mais reservas

(12,4 bilhões de barris) com o volume original mostra uma fator de recuperação de

20%, abrindo espaço para novas incorporações de reservas e produção.

O modelo atual de geração e migração do petróleo na Bacia de Campos foi

definido nos primeiros anos da década de 80. Meister (1984) e Pereira et al. (1984)

mostraram o estado da arte do conhecimento na visão da PETROBRAS, cuja essência

18

continua válida até hoje. O que resultou do avanço da exploração e aquisição de dados

foi uma melhor definição do intervalo gerador, com novas correlações geoquímicas de

biomarcadores e isótopos mostrando os folhelhos do Andar Jiquiá como o principal

intervalo (Dias et al. 1990).

Sob a pirólise, esses folhelhos quando imaturos apresentam um teor de carbono

orgânico (COT) entre 2 a 6%, podendo alcançar 9%, com um índice de hidrogênio (IH)

atingindo localmente 900 mg HC/g COT, significando um alto potencial gerador de

petróleo (S2) entre 18 e 54 kg/tonelada de rocha. A petrografia orgânica mostra que a

matéria orgânica é predominantemente amorfa e rica em lipídeos, de origem algálica e

bacteriana (Guardado et al., 1989; Mohriak et al.,1990b; Mello et al., 1994), o que é

confirmado pelo diagrama de Van Krevelen, onde os dados de IH e IO (Índice de

Oxigênio) caem nos campos da matéria orgânica do Tipo I.

Análises químicas e cromatográficas mostram que os óleos recuperados

pertencem à mesma família, com valores isotópicos de carbono entre – 24,0 e –25,5

‰PDB e com predominância de n-alcanos de baixo peso molecular, pristano maior que

fitano, abundância de terpanos tricíclicos e a presença de β–carotano e gamacerano. O

conteúdo de enxofre nos óleo é baixo, com uma média menor que 0,5% e os extremos

ficando entre 0,22 e 1,75%, dependendo do grau de degradação. A integração de dados

geológicos caracteriza o ambiente deposicional como um lacustre salino com

influências marinhas para a deposição do Andar Jiquiá (Idade Barremiano) (Guardado

et al., 1989; Mohriak et al.,1990b; Mello et al., 1994).

A ocorrência de petróleo em reservatórios do Neocomiano ao Mioceno sugere

um processo recente de migração e uma simulação usando Método Lopatin indica a

geração começando entre Eoceno e Mesomioceno indo até o Recente. A migração do

petróleo se deu ao longo de rochas permeáveis da Formação Lagoa Feia, tendo os

evaporitos do Membro Retiro atuado como selo regional. Na presença de janelas nessa

unidade, o petróleo subiu pelas falhas até as trapas pós-sal, ou então a outras camadas

carreadoras. As distâncias laterais de migração podem exceder 50 km e vários

quilômetros na vertical.

Durante a migração secundária e acumulação, os óleos sofreram alteração, com a

perda das frações mais leves devido à degradação. Os influxos de águas meteóricas são

considerados os responsáveis causadores da biodegradação, transportando bactérias para

os reservatórios ou fornecendo oxigênio e nutrientes às presentes. O processo de

19

infiltração é associado às grandes progradações pós-oligocênicas, que criaram amplas

plataformas sujeitas à eustasia (variação do nível do mar).

Pereira et al. (1984) citam trabalhos internos à PETROBRAS, que analisando as

várias razões iônicas de águas de formação reconhecem a possibilidade de infiltração de

águas meteóricas. Reforça essa interpretação a ampla existência de óleos degradados na

bacia, que foi associado à degradação bacteriana ou a lavagem hídrica dos componentes

mais solúveis (water washing). A existência de infiltração é também sugerida em outros

trabalhos, como por exemplo o de Ferreira (1993), com uma análise de dados

hidrogeoquímicos e isotópicos, e os de Sayd (1989) e Carvalho (1990), baseados em

análises petrográficas em reservatórios arenosos com a presença de grãos corroídos e

caolinita em vários níveis e idades.

20

4 - TRABALHOS ANTERIORES

Não existem praticamente trabalhos específicos em 1D publicados abordando a

modelagem geoquímica na Bacia de Campos (e mesmo 2D). Os poucos encontrados ou

foram feitos com métodos e/ou programas antigos, ou os resultados são rapidamente

mencionados. São discutidos poucos parâmetros de simulação, as amostragens são

pontuais e sem localização e as conclusões, generalizadas.

A primeira menção de modelagem geoquímica na bacia é de Pereira et al.

(1984), os quais citam os resultados de uma simulação em 1D utilizando o Método de

Lopatin (Waples, 1980). Não há descrição dos parâmetros utilizados na simulação e

como principais conclusões estão:

- O Andar Jiquiá (que contém os folhelhos de maior potencial gerador) teria

entrado na fase principal de geração do Meso-eoceno ao Neomioceno;

- A fase óleo estaria preservada até profundidades de 6000 m;

Em 1988, Mohriak realizou uma série de simulações usando uma variação do

método de Lopatin, associado a um modelo geodinâmico de rift (modelo McKenzie,

1978) para a história térmica. Com base em vários testes de gradientes geotérmicos e

usando a descompactação sedimentar, concluiu que:

- Nenhum sedimento com idade inferior a 100 milhões de anos (acima do Neo-

albiano) estaria maturo, ou seja, dentro da janela de óleo;

- Na maior parte da bacia os folhelhos neocomianos (andares Buracica e Jiquiá)

estariam fora da janela de gás. Esse estágio de maturação seria alcançado somente em

baixos locais mais profundos;

- Nos poços modelados, a base do Andar Jiquiá teria entrado no pico de óleo no

Albiano e o topo no Neoterciário.

Em 1990, Rizzo et al. utilizaram o programa BaSS, desenvolvido no CENPES

(Centro de Pesquisa da PETROBRAS), que emprega o modelo cinético de Tissot

(Tissot & Espitalié, 1975 in: Tissot & Welte, 1984) no cálculo da transformação da

matéria orgânica. No ponto modelado, cuja localização não foi mencionada, concluíram

que a base das coquinas entrou no pico de geração de óleo no Eomioceno e o topo

entrou na janela de óleo no Mesomioceno.

21

5 – CONSTRUÇÃO DO MODELO

A seção geológica escolhida é a de Mohriak et al.(1990b) e sua localização pode

ser vista nas figuras 3.1 e 3.4, sendo escolhidos três pontos (pseudo-poços A, B e C)

para as simulações (figura 5.1).

A B C

Figura 5.1 – Localização dos pontos escolhidos para simulação (setas vermelhas). A linha pontilhada

preta corresponde à base do Andar Jiquiá adotada neste trabalho (Modificado de Mohriak et al.,

1990).

As profundidades obtidas da leitura direta da seção podem ter erros de algumas

dezenas de metros, porém avalia-se que não são significativos na escala regional do

trabalho. Os pseudo-poços A e B foram posicionados nos pontos mais profundos do

Baixo de São da Barra e do Baixo de Corvina-Parati, respectivamente. O pseudo-poço C

foi colocado no ápice do Alto Externo. Essa distribuição visou amostrar os depocentros

e avaliar a maturação na área do Alto Externo. Os parâmetros usados serão discutidos

adiante.

5.1 – ESTRATIGRAFIA

Devido às imprecisões das datações (paleontológicas e geocronológicas) e

simplificações estratigráficas, as idades foram arredondadas para números inteiros, o

que não afeta significativamente o resultado final. As idades das unidades

geocronológicas são referenciadas à base e algumas da seção original foram adaptadas e

atualizadas de acordo com a carta estratigráfica oficial da PETROBRAS (Rangel et al.,

1994), como pode ser visto na tabela 1. Ressalta-se que essa carta foi construída com

22

base na escala de tempo de Harland et al. (1989). Apesar do tempo de deposição dos

evaporitos ser estimado por Dias (1998) em torno de 500.000 anos, foi considerada uma

duração de um milhão de anos, levando em conta possíveis imprecisões da datação.

Unidades geocronológicas

TEMPO (M.a.) base

Plioceno/Recente 5 Neomioceno 10

Mesomioceno 15 Eomioceno 24 Oligoceno 37

Meso-eoceno 45 Senoniano/Eo-eoceno 88

Cenoniano 98 Albiano 112

Base do Sal 113 Alagoas/Aptiano 122

Jiquiá 125 Buracica 132

Tabela 1 – Unidades geocronológicas e idades das bases das unidades geocronológicas da seção

modelada.

Por se tratar do principal gerador da bacia, a base do Andar Jiquiá foi

introduzida na seção na posição equivalente à metade da espessura entre o topo do

Andar Alagoas/Aptiano e o topo dos basaltos da Formação Cabíunas (equivalente ao

Neocomiano) (figura 5.1). Essa abordagem está de acordo com os mapas de isópacas de

Rangel e Carminatti (2000).

5.2 – LITOLOGIAS

Devido à baixa quantidade e/ou ausência de dados específicos da bacia na

bibliografia consultada, os parâmetros físicos e o preenchimento litológico das camadas

foram simplificados. Foram usadas cinco litologias básicas (carbonato, arenito, folhelho

23

e halita), ficando os carbonatos restritos à Formação Macaé, a halita ao Membro Retiro

da Formação Lagoa Feia e aos outros horizontes foram aplicadas misturas de arenitos e

folhelhos.

As curvas de compactação das litologias básicas foram obtidas a partir do

trabalho de Sobreira (1992) na Bacia do Espírito Santo, presumindo-se que sejam

semelhantes às da Bacia de Campos, visto que o contexto geológico é o mesmo. Os

valores estão na tabela 3.

LITOLOGIAS BÁSICAS POROSIDADE INICIAL (%)

COEFICIENTE DE COMPACTAÇÃO (km-1)

ARENITOS (ARN) 43 0,36

FOLHELHOS (FLH) 46 0,43

CARBONATOS (CRB) 40 0,43

HALITA (HAL) 7 1,5

ANIDRITA (AND) 35 2,1

Tabela 2 – Dados de compactação para litologias básicas usadas no trabalho (Sobreira, 1992) e GENEX

3.3.0 (1998). Notar que os coeficientes de compactação dos evaporitos são altos, implicando em

uma rápida taxa de compactação.

Igualmente aos dados de compactação, as condutividades térmicas das diversas

litologias, foram obtidas de Del Rey e Zembruscki (1991), medidas na Bacia do Espírito

Santo. A densidade, calor específico e dependência termal da condutividade foram

determinados a partir de bibliografia especializada. A tabela 3 lista os parâmetros físicos

para os membros finais. As propriedades físicas das misturas litológicas são calculadas

pelo programa GENEX, utilizando médias aritméticas, geométricas ou harmônicas,

conforme a natureza do parâmetro.

A produção de calor radiogênico dos sedimentos foi determinada a partir de

perfis raios-gama pelo método sugerido por Rybach (1986). Os valores de raios-gama

foram lidos a partir das seções-tipo da Bacia de Campos (Rangel et al., 1994), sendo

assumido que os resultados são extrapoláveis para os sedimentos de toda a bacia.

24

LITOLOGIA DENSID.

(kg/m3)

CONDUTIV.TÉRMICA (W/mºC)

CAPACID. CALORíFICA

(MJ/m3/ºK)

DEPEND. TERMAL

1/ºC

CALOR RADIOG.

(µW/m3)

CARBONATOS 2700 2,6 2,7 5,0E-04 3,0 E-07

ARENITOS 2653 3,5 2,9 3,0E-03 4,7E -07

FOLHELHOS 2800 1,9 2,3 5,0 E -04 1,3 E -06

HALITA 2200 5,8 2,0 1,0 E-03 1,0 E -08

ANIDRITA 2921 5,8 2,0 1,0 E-03 1,0 E -08

Tabela 3 – Parâmetros fisicos da matriz mineral das litologias básicas usadas na simulação.

O preenchimento litológico para cada unidade e pseudo-poço está na tabela 4,

sendo baseados nos mapas e seções geológicas de Cangussu (1987), Mohriak (1988),

Dias et al.(1988) e Dias et al.(1990). Como o pseudo-poço A está próximo à borda

deposicional da bacia, aumentou-se a proporção de arenitos nos sedimentos pós-

senonianos (Neocretáceo), e a halita foi trocada por anidrita.

Unidades geológicas ponto A ponto B ponto C Senoniano/Recente 60%FLH40%ARN 90%FLH 10%ARN 90%FLH 10%ARN

Albiano/Cenomaniano 90%CRB10%FLH 90%CRB10%FLH 90%CRB10%FLH

Evaporitos 100% AND 100% HAL 100% HAL

Buracica/Jiquiá/Aptiano 80%FLH20%CRB 80%FLH20%CRB 80%FLH20%CRB

Tabela 4 – Distribuição faciológica por unidade estratigráfica para os três pseudo-poços. As abreviações

são FLH–folhelho, ARN–arenito, CRB–carbonato, HAL–halita e AND–anidrita.

Os parâmetros da água foram os padrões do programa GENEX: condutividade

térmica de 0,6 W/m/K, capacidade calorífica de 4,185 MJ/m/K e densidade de 1,030

g/cm3. As perturbações térmicas relacionadas à migração de fluidos na vertical devido à

compactação são de baixa magnitude e não foram consideradas neste trabalho.

25

5.3 – (PALEO)TEMPERATURAS DE SUPERFÍCIE

As (paleo)temperaturas de superfície são dados extremamente críticos por se

tratarem de condições de contorno, e ao mesmo tempo são os de maiores incertezas

porque estão relacionadas à paleoclimatologia, sobre a qual há necessidade de futuras

pesquisas.

A temperatura da superfície atual foi baseada no perfil de temperatura da água

do mar frente à bacia (Perfil na latitude 22º 30’ 05’’S, Dir. Hidr. Nav., Marinha do

Brasil, 1975) (figura 5.2). Admitiu-se que a estratificação da temperatura da coluna na

vertical seja extrapolável horizontalmente.

Figura 5.2 – Perfil de temperatura

Diretoria de Hidrografia e

uniformidade da temperatu

TEMPERATURA (ºC)

P R O F U N D I D A D E (m)

da água do mar na área da Bacia de Campos (22º 30’ 05’’). Fonte:

Navegação, Marinha do Brasil, Atlas Oceanográfico, 1975. Notar a

ra em torno dos 5º C a partir da profundidade de 700m.

26

O cálculo das temperaturas de superfície no passado foi feito no programa

GENEX, onde os dados de entrada são a idade, ambiente deposicional, paleo-latitude e

paleobatimetria. A interpolação entre as idades é realizada pelo próprio programa e as

curvas calculadas estão na figura 5.3.

Figura 5.3 – Evolução da temperatura do fundo do mar em relação ao tempo. A linha vermelha é o

pseudo-poço A, a verde o B e a azul a C.

Com base em reconstruções paleogeográficas (Scotese, 2005), assumiu-se que a

paleolatitude média da bacia pouco variou desde o Cretáceo (início do rifteamento) aos

dias de hoje, e o ambiente deposicional foi suposto ser águas rasas ou em áreas com

subexposição aérea para a Formação Lagoa Feia e marinho aberto para o restante da

coluna.

Em relação à paleobatimetria, para os horizontes do Mioceno Superior ao

Recente admitiu-se que o formato da batimetria é igual á do Recente, somente

deslocando-se a quebra da plataforma. Para o restante do Terciário, alguns dados foram

retirados de Savini (1995). Para o Albiano ao Maestrichtiano, foram usados os trabalhos

de Azevedo et al. (1987) e Koutsoukos (1987).

Durante o Meso-eoceno foi simulado um pequeno soerguimento devido à

presença de hot spots. A paleobatimetria foi diminuída entre 100 e 200 m há 45 M.a. em

relação à tendência das curvas paleobatimétricas, considerando-se que a bacia estava

nos arredores do magmatismo de Abrolhos na Bacia do Espírito Santo (Scarton, 1993).

27

Estudos realizados em áreas de hot spots sobre antigas crostas oceânicas

(litosfera de cerca de 125 km) indicam que no centro da anomalia, o fluxo térmico é

somente 25% maior do que nas áreas circundantes (White e McKenzie, 1989). Mesmo

considerando que o seu raio de influência (mushroom-shaped head) alcance 1000 a

1200 km, os valores de fluxo térmico são ligeiramente maiores do que numa placa sem

esse fenômeno. Por essa razão, o efeito fluxo térmico advindo da pluma mantélica não

será analisado neste trabalho e o soerguimento só foi usado para determinação da

condição de contorno da superfície (paleotemperatura).

5.4 – DADOS GEOTÉRMICOS

Trabalhos com gradientes geotérmicos da bacia com base em dados obtidos da

extrapolação de temperaturas de perfilagem (Roos e Pantoja, 1980; Jahnert, 1987;

Zembruscki e Chang, 1989) sugerem uma média baixa (<23ºC/km), com valores entre

20 e 30ºC/km, inferior a de uma margem passiva típica, mesmo levando em

consideração que o processo de resfriamento (fase termal) já esteja finalizando.

Assumindo uma condutividade média bulk de 1,65 W/mºC para os sedimentos

aplicada a esses valores de gradientes geotérmicos, temos uma média de fluxo térmico

38 mW/m2 e uma variação de 30 a 50 mW/m2. Em trabalho mais recente, Cardoso e

Hamza (2003) citam gradientes de 21,7 a 29,1ºC/km, condutividade entre 1,7 a 2,4

W/mºC e fluxos térmicos entre 37,2 a 53,7 mW/m2. Apesar das diferenças

metodológicas e parâmetros físicos do meio adotado para cada estimativa, nota-se que

os valores são bastante próximos, oscilando ao redor de valores típicos de uma litosfera

em equilíbrio termal (cerca de 42 mW/m2).

Vários fatores contribuem para que esse tipo de dado seja analisado

cuidadosamente. As temperaturas provêm de valores medidos por termômetros

instalados em ferramentas de perfilagem elétrica. Como a temperatura é perturbada

durante a perfuração, deve haver uma correção para obtenção do valor original pré-

perfuração. A correção é obtida por extrapolação, levando em conta os tempos de

circulação da lama, de leitura do termômetro após o término da circulação e diâmetro do

poço.

Existem vários métodos de correção, mas os mesmos são problemáticos, sendo

que as temperaturas mais confiáveis são as obtidas de testes de formação de longa

28

duração e normalmente são mais elevadas que as extrapoladas (Perrier e Raiga-

Clemenceau, 1984). Esses autores reportam que as temperaturas de testes de formação

são entre 7 a 20% maiores que as extrapoladas. Outro problema, típico de bacias

imersas, é a temperatura no topo dos sedimentos para o cálculo do gradiente, cujo valor

depende da batimetria e da oceanografia.

Há também a questão da condutividade térmica dos sedimentos, que não é linear

com o soterramento por causa da compactação, que é uma relação exponencial e

depende das litologias envolvidas. Quando se menciona um gradiente geotérmico, deve-

se referir à profundidade na qual ele foi medido. Apesar desses problemas, tal tipo de

dado ainda pode ser usado, mas com cautela.

Com base no mapa de gradiente geotérmico de Mohriak (1988) (figura 5.4),

foram calculadas as temperaturas e suas respectivas profundidades (Tabela 5) para cada

pseudo-poço. Os valores escolhidos foram as temperaturas de 40, 60, 80 e 100ºC, que

serão usadas para calibração.

Temperatura ponto A ponto B ponto C

40ºC -1000 m -1200 m -2600 m

60ºC -1900 m -2000 m -3200 m

80ºC -2900 m -2800 m -4000 m

100ºC -3600 m -3700 m -4800 m

Tabela 5 – Temperaturas e profundidades (cota) para os três pseudo-poços calculadas a partir do mapa de

gradiente geotérmico de Mohriak (1988). Deve ser notado que o pseudo-poço C está na cota

batimétrica de 1.100 m.

29

Figura 5.4 – Mapa de gradiente geotérmico da Bacia de Campos (Modificado de Mohriak, 1988). Os

valores entre parenteses são de fluxo térmico, calculados usando uma condutividade média de

1,65 W/mºC. As linhas lilás são os campos de petróleo. A linha marron é a costa. A batimetria

em preto corresponde aos valores de 100, 500, 1000, 1500, 2000 e 2500 m. A linha preta

tracejada é a seção modelada.

30

5.5 – DADOS DE MATURAÇÃO

Os dados de maturação são normalmente dados sigilosos na área da Geologia de

Petróleo e a Bacia de Campos enquadra-se no caso. São escassos tanto os dados de

maturação orgânica (pirólise de rocha e petrografia orgânica) quanto inorgânicos como

diagênese de argilas e arenitos.

Os dados de séries naturais (petrografia orgânica e pirólise de rocha) mostram

uma baixa evolução termal. O perfil de reflectância de vitrinitas extrapolado da figura

5.5, citado por Pereira et al. (1984) como representativo da maturação da bacia, mostra

que o valor de 0,6%Ro está a profundidades superiores a 4000 m e o de 0,8% a mais de

5000 m.

Extrapolando os perfis de maturação em profundidade e associando a simulações

com o método de Lopatin, esses autores concluíram que a fase óleo estaria preservada

até os 6000 m. Dias et al. (1990) sugerem 6500 m para o mesmo estágio.

Os dados de pirólise de rocha são compatíveis com a maturação da petrografia

orgânica. A figura 5.6 apresenta um perfil de pirólise Rock-Eval de um poço

considerado representativo da bacia por Guardado et al. (2000), onde se pode observar

que até a profundidades de 3500m, os valores de Tmax são abaixo de 440ºC,

temperatura limite que caracteriza estágio imaturo para matéria orgânica entre os tipos I

e II (Tissot e Welte, 1984).

Figura 5.5 - Perfil de reflectância de vitrinitas de um poço representativo da bacia (Pereira et al. 1984).

31

A baixa quantidade de hidrocarbonetos já formados (S1), mesmo em frente às

rochas com grande potencial gerador (S2), caracteriza a baixa evolução térmica. O IP

(Índice de Produção) obtido da relação S1/(S1+S2)x100 está abaixo de 10% (limite

prático do início da geração) para todo o perfil (Gonçalves et al., 1997).

Menciona-se o fato de que ambos os poços das figuras 5.4 e 5.5 estão

localizados em batimetrias inferiores a 100 m, fazendo com que as profundidades sejam

praticamente equivalentes ao soterramento.

Figura 5.6 - Perfil geoquímico de pirólise representativo da bacia (Guardado et al. 2000). Notem os

baixos valores de Tmáx e S1 mesmo frente aos intervalos de maior potencial gerador S2.

As reações inorgânicas apresentam um estágio de maturação equivalente.

Bertani (1984) estudou a estratigrafia da Formação Lagoa Feia incluindo a evolução da

32

porosidade e diagênese dos reservatórios e folhelhos, sendo que nestes últimos observou

a pequena quantidade de ilita e a baixa taxa de conversão diagenética (transformação de

esmectitas em ilitas) apesar das elevadas temperaturas ambientes (>100ºC), sugerindo

que a razão poderia ser a ausência de potássio.

Anjos (1984) (figura 5.7) e Azambuja Filho (1990) analisaram a evolução

diagenética dos folhelhos do Grupo Campos e constataram a mesma contradição, e

igualmente sugeriram que a composição original das argilas interestratificadas é o

principal fator controlador da ausência de reação de transformação esmectita/ilita.

Apesar dos autores citarem o problema da cinética da reação, os dois optaram por

atribuir o desequilíbrio constatado a questões composicionais dos argilo-minerais.

Figura 5.7 - Evolução diagenética das esmectitas/ilitas com a temperatura (modificado de Anjos, 1984).

Comparar a diferença entre um poço representativo da Bacia de Campos e do Golfo do México.

R1 é a temperatura de ordenamento das esmectitas/ilitas. Notar a baixa taxa de transformação de

ilita na Bacia de Campos para em relação ao Golfo do México.

Estudos petrográficos em reservatórios arenosos (Freitas, 1987; Sayd, 1989)

mostraram que, apesar do soterramento atual e, conseqüentemente, condições

33

suficientes de temperatura, há pouco desenvolvimento de compactação química. Os

contatos entre grãos são retos e pontuais, com subordinada presença de contatos

côncavo-convexos e suturados, sendo que os autores atribuíram estes fatos à

cimentação carbonática precoce que teria impedido o contato entre grãos. A

compactação química é um processo cinético que depende da tensão efetiva, da

viscosidade do sólido, temperatura e tempo.

E por último, há uma concordância entre os autores de que a composição

mineralógica dos sedimentos da bacia é essencialmente detrítica e imatura,

correspondendo ao que foi depositado originalmente.

34

6 – CONSIDERAÇÕES SOBRE A HISTÓRIA TECTÔNICA E TÉRMICA

Hoje não há dúvidas de que uma margem passiva tem sua origem em um

processo distensional (fase rift) que divide e separa uma placa continental com a

conseqüente criação de dorsal oceânica, seguida por um resfriamento (fase drift ou

termal). Porém, o mesmo acúmulo de conhecimento e dados que permite tal afirmativa,

faz com que haja questionamentos sobre os mecanismos do rifteamento assim como os

tempos envolvidos no fenômeno (Hamsi Jr.,1998; Karner, 2000; Bedregal, 2005).

Será adotada a visão de que rift é um processo que envolve estiramentos

diferenciais entre os vários níveis crustais e litosféricos, gerando feições geométricas

nem sempre "típicas" de rift , como por exemplo, sags e ausência de falhas (Moretti e

Pinet, 1987; Conceição et al., 1988; Mohriak et al., 1990b; Egan, 1992; Hamsi Jr.,

1998, Gonzaga et al., 2000; Karner, 2000; Bedregral, 2005).

O início do rift foi colocado no topo dos basaltos da Formação Cabiúnas (cerca

de 132 M.a.) e, embora a fase distensional na bacia possa ter começado antes (na base

das extrusivas), eventos magmáticos desse tipo seriam de curta duração (<1 M.a.),

podendo ser considerados geologicamente instantâneos (White & Mackenzie, 1989). Há

uma fase de rifteamento rúptil (Seqüência Continental), caracterizado por geometrias de

horsts, blocos basculados e meio-grabens (andares Buracica e Jiquiá), seguido de uma

fase de estiramento dúctil (Seqüência Transicional), com a formação de depressões

largas e pouco falhadas (Andar Alagoas).

O final do processo rift foi colocado no topo do Membro Retiro (evaporitos da

Formação Lagoa Feia, 112 M.a.), marcando o aparecimento da dorsal oceânica,

resultando numa duração da fase rift em torno de 20 M.a.. Essa duração pode ser

considerada como instantânea segundo os modelos téoricos em uma dimensão de bacias

desse tipo (Jarvis e McKenzie, 1980).

Nesse sentido, assumiu-se que a discordância pré-Alagoas não marca a

separação rift/drift (“breakup unconformity”), mas sim uma separação entre os

mecanismos de rifteamento rúptil/dúctil. O relevo criado durante a distensão rúptil seria

erodido durante a distensão dúctil, cuja tendência topográfica seria a criação de uma

ampla depressão, podendo ocorrer algumas acomodações estruturais em zonas de falhas

localizadas.

35

Entre os trabalhos que colocam que o rompimento final da crosta continental ter

ocorrido mais tardiamente (tomando como referência o início do processo) podemos

citar:

- análises paleontológicas de Dias Brito (1987) na Bacia de Campos e de Feijó

(1996) na Bacia de Sergipe-Alagoas, mostrando a presença inequívoca de sedimentos

marinhos a partir do Eo-albiano e através de associação faunística, conexão plena dos

oceanos nessa idade;

- em estudos tectonofísicos (backstripping) na Bacia de Campos Mohriak et al.

(1990b) notaram as altas taxas de acumulação no início do Albiano e a nítida

desaceleração em seguida, sugerindo o Eo-albiano como um possível fim da fase rift

(figura 6.1).

- Souza (1991) e Karner (2000) estudaram a margem continental sudeste e

domínios oceânicos adjacentes através de métodos geofísicos, sendo que o primeiro

autor interpretou na região do Platô de São Paulo e da margem de Angola, que o início

da acreção oceânica se daria aos 107 M.a. (Albiano) e o segundo, uma idade Eo-aptiana

para quebra final;

- Telles Jr. (1996) analisou a estratigrafia do Membro Coqueiros da Formação

Lagoa Feia através de uma abordagem interdisciplinar, onde caracterizou o início das

ingressões marinhas. Da comparação com a curva eustática global, sugeriu a idade de

112 m.a. para a inundação marinha no “rift” Afro-americano. Adotou essa idade

considerando um modelo tipo Mediterrâneo, com ressecamento e posterior inundação

catastrófica.

- Dias (1998), através de estudos estratigráficos do Aptiano (Andar Alagoas),

colocou o início da fase drift no Eo-aptiano. Estimou a deposição dos evaporitos em

menos de 600.000 anos, o que implica em altíssimas taxas de acumulação, superiores a

4000 m/M.a. para a região dos grandes domos de sal em águas profundas.

Uma análise das curvas de backstripping do poço RJS-102 construída com os

dados de Mohriak (1988) (figura 6.1) mostra uma quebra muito nítida na subsidência

tectônica em torno dos 105 M.a. (Eo-albiano, segundo a escala de tempo adotada por

Mohriak, 1988; Mohriak et al., 1990b). Para que a subsidência do embasamento à essa

época se equiparasse ao previsto, seria necessário uma paleobatimetria negativa, ou seja,

à época deveria haver um soerguimento, incompatível com os dados geológicos, que

indicam uma sedimentação carbonática de águas rasas.

36

Figura 6.1 – Análise de backstripping de um poço típico da bacia (construída com dados de Mohriak,

1988). A linha preta corresponde à subsidência total e a vermelha à backstripped sem

paleobatimetria.

Figura 6.2 – Taxa de sedimentação descompactada típica da bacia. O poço é o mesmo da figura 6.1.

37

Nota-se que há uma tendência nos autores em interpretar um breakup continental

cada vez mais recente. A maior dificuldade é o posicionamento tectônico dos

evaporitos. Admitindo-se a duração da deposição estimada por Dias (1998), o evento

seria geologicamente muito curto, cujas taxas de acumulação superariam em muito as

taxas de subsidência tectônica.

Portanto, já deveria existir espaço significativo à época da deposição do sal,

considerando que nas áreas profundas na Bacia de Campos, o Membro Retiro apresenta

espessuras reconstituídas de sal de até 2 km (Chang et al., 1990). O modelo para esta

fase seria similar ao do Mar Mediterrâneo, que constituía em uma ampla e profunda

depressão cuja água foi “retirada” por ressecamento. Os evaporitos, com suas altas taxas

de sedimentação preencheriam a depressão, depositados através de inundações e

infiltrações pelo Alto de Florianópolis-Cordilheira de São Paulo-Walvis Ridge.

Mesmo admitindo-se que os evaporitos fossem pós-rift, seu espaço deposicional

pré-existente deveria ser contabilizado na fase rift, modificando a relação entre

espessuras rift/drift e, conseqüentemente, o modelo térmico. Observando-se as taxas de

sedimentação descompactadas, as taxas elevadas (figura 6.2) do Eo-albiano (Membro

Quissamã/Formação Macaé, em torno de 300 m/M.a.) são equivalentes aos da fase rift

rúptil.

Finalmente, há a falta do elemento principal (prova cabal), que seria a presença

de evaporitos depositados sobre crosta oceânica, o que confirmaria a idade pós-rift para

o sal. Nos trabalhos consultados, as evidências geofísicas citadas (sísmicas,

gravimétricas e magnetométricas) mostram que é mais provável sua ocorrência sobre

crosta continental estirada.

6.1 – T ESTES DE SENSIBILIDADE

Na prática, as implicações da duração da fase rift podem ser vistas nas figuras

6.3 e 6.4. Foi feita uma simulação da história do fluxo térmico no pseudo-poço B da

seção geológica (figura 4.3), adotando o modelo rift duas camadas de Royden e Keen

(1980) e o modelo McKenzie (1978). O módulo do programa BASS foi usado com os

seguintes parâmetros:

38

- crosta de 32 km e litosfera de 125 km, ambas sem produção de calor

radiogênico crustal (somente fluxo mantélico) e adotou-se uma temperatura de

superfície constante para diminuir efeitos transientes.

- O final da fase rift foi colocado a 125 M.a. (base do Andar Alagoas, duração de

7 M.a.), 112 M.a. (topo dos evaporitos, duração de 20 M.a.) e 108 M.a. (topo do

Membro Quissamã, duração de 27 M.a.).

Embora espessuras de até 45 km de crosta e 200 km de litosfera já tenham sido

mencionadas na literatura para a margem sudeste brasileira (Azevedo Jr.,1991; James et

al., 1993), essa hipótese não foi testada.

Observa-se que ao se modificar a idade do final do estiramento, tanto os fatores

de estiramento crustal (δ) e sub-crustal (β) para o modelo de duas camadas se

modificam (figura 6.3). Para uma dada espessura de fase rift, o restante do pacote

sedimentar tem que ser acomodado na fase termal, o que implica em um fator de

estiramento sub-crustal (manto litosférico) e uma entrada extra de calor.

Figura 6.3 – Fluxos térmicos advindos do manto para várias durações da fase rift e fatores de estiramento

litosféricos, segundo o modelo Royden e Keen (1980) para o pseudo-poço B. A linha vermelha

representa uma duração de 7 M.a. com δ= 1,65 e β= 2,0. A linha azul representa uma duração de

20 M.a. e δ= 1,65 e β= 1,3. A linha verde representa uma duração de 27 M.a. e δ= 1,7 e β= 1,2.

Para comparação, as linhas lilás e laranja representam uma duração do rifteamento e fator δ

iguais aos da 1inha vermelha, porém com fatores β de 1,65 e 1,3 respectivamente.

39

Pelo modelo, para um mesmo início da distensão e história de preenchimento

sedimentar, uma duração de fase rift mais curta implica em uma fase termal mais longa,

e conseqüentemente, o fluxo térmico no pós-rift deveria ser maior para justificar a

profundidade do embasamento hoje. Notar que para o final da distensão no Eo-albiano,

a duração de fase rift é de 27 M.a., superior ao que é admitido pelo modelo de Jarvis e

McKenzie (1980). Para durações maiores que 20 M.a. a dissipação de calor para as

bordas da bacia amplifica a subsidência da fase rift e reduz a subsidência térmica.

Embora hajam trabalhos sugerindo que mesmo essa duração não pode ser considerada

instantânea (por exemplo, Cochran, 1983), por limitação do método 1D essa hipótese

não foi testada.

Chama a atenção a tendência ao mesmo valor de fluxo térmico no presente em

todos os modelos, com diferença inferior a 10%. Durante a fase rift, fixando seu início,

o fluxo térmico é sempre maior nos eventos mais curtos. Nota-se também a semelhança

das curvas para o final de rifteamento no topo dos evaporitos (112 M.a.) e no Eo-

albiano (105 M.a.).

Figura 6.4 – Fluxos térmicos advindos do manto para várias durações da fase rift e fatores de estiramento

litosféricos segundo o modelo McKenzie (1978) para o pseudo-poço B. A linha azul representa a

duração de 7 M.a. com β= 1,75. A linha vermelha representa uma duração de 20 M.a. e β= 1,77.

A linha verde representa uma duração de 27 M.a. e β= 1,79.

Esse comportamento é visto também no modelo McKenzie (figura 6.4) para a

mesma história sedimentar. Um rift de curta duração corresponde a uma história térmica

40

mais quente. As curvas do final do rifteamento há 112 e 105 M.a. são praticamente

semelhantes. Nota-se que em ambos modelos, as magnitudes de fluxo térmico são

semelhantes, assim como as taxas de estiramento crustal (entre 1,75 e 1,79), sendo que

as diferenças são devidas aos parâmetros físicos da crosta, litosfera e sedimentos

adotados em cada modelo.

Outro fato notável é a evolução do fluxo térmico durante a fase rift, onde todos

modelos assumem um aumento linear até o final do processo. Para uma mesma idade

inicial, diferentes finais da distensão e uma mesma profundidade do embasamento hoje,

o fluxo é maior para fases curtas. A evolução do fluxo de calor durante a fase rift não

será objeto de estudo neste trabalho.

Para testar o efeito dessas diferentes histórias térmicas na evolução das

temperaturas e maturação, foi escolhido o mesmo pseudo-poço B, cujos tempos de

duração do rift e fatores de estiramento são os da figura 6.3. Foram incluídos todos os

parâmetros já discutidos, sendo a batimetria do poço em torno de 70 m. A temperatura

na base da litosfera foi de 1330ºC e o calor radiogênico da crosta de 19,2 mW/m2. Os

parâmetros físicos da crosta superior, inferior e manto estão na tabela 6. Esses valores

foram utilizados no módulo Rift Heat Flow do GENEX e os resultados no fluxo

térmico, nas temperaturas e na maturação podem ser vistos nas figuras 6.5, 6.6, 6.7, 6.8,

6.10 e 6.11. LITOLOGIA

EMBASAMENTO ESPESSURA (KM)

DENSID.

(kg/m3)

CONDUTIVID. TÉRMICA (W/mºC)

CAPACID. CALORíFICA

(MJ//m3/K)

DEPEND. TERMAL

1/ºC

CROSTA SUPER.

(15 km) 2650 3,6 3,9 5,0E-04

CROSTA INFER.

(17 km) 2950 3,1 3,9 5,0E-04

MANTO

(93 km) 3350 2,5 3,95 2,0 E-04

Tabela 6 - Parâmetros físicos parâmetros da crosta e litosfera.

No perfil do fluxo térmico no Recente (figura 6.5), nota-se que os valores mais

altos são do modelo de mais curta duração (final do rift na base do Andar Alagoas), com

o modelo de rift longo fornecendo valores mais baixos. A comparação com a figura 6.4

mostra a coerência dos resultados e a diferença dos valores no presente se dá em razão

da adição do calor radiogênico produzido na crosta e sedimentos.

41

Para o ponto simulado, os fluxos térmicos de duração da fase rift até a idade da

base do Andar Alagoas (20 M.a.) e o topo do Albiano α (equivalente ao topo do

Membro Quissamã, 27 M.a.) são na prática semelhantes. O aumento do fluxo dentro da

coluna sedimentar é devido à produção radiogênica dos sedimentos.

No perfil de fluxo térmico incluindo a litosfera (figura 6.6), o modelo de rift de

duração mais longa é o que se apresenta mais próximo do equilíbrio térmico, condizente

com uma história geodinâmica de uma margem passiva de mais de 100 milhões de anos

de idade. Os valores do fluxo na superfície calculados são coerentes com os dados

publicados (ver item 5.4).

Figura 6.5 – Perfil de fluxo térmico nos sedimentos advindo do manto e da produção radiogênica da

crosta. Cada linha representa uma história geodinîmca. A linha vermelha representa a duração

do rifteamento mais curto (7 M.a. e no Topo Andar Jiquiá), a verde modelo intermediário (20

M.a. e no Topo dos evaporitos) e azul, o mais longo (27 M.a. no Topo do Albiano α).

Os perfis de temperatura refletem os de fluxo térmico, com uma diferença de

15ºC na base sedimentar entre os modelos extremos e a semelhança entre as curvas de

duração do rift longa e intermediária (figura 6.7). As temperaturas calculadas a partir do

mapa de gradiente geotérmico (tabela 5) são bem mais baixas que os obtidos pela

modelagem para qualquer duração do rift (sobre a validade desse tipo de dado, ver

discussão no item 5.4). Foram acrescentadas barras de erros (7% - lilás e 20% - preta),

considerando as temperaturas dos gradientes geotérmicos como mínimas (Perrier e

Raiga-Clemenceau, 1984). No entanto, essas temperaturas estão mais próximas dos

valores calculados em modelos de duração do rift mais longo.

42

Figura 6.6 – Perfil de fluxo térmico nos sedimentos advindo do manto e da produção radiogênica da

crosta incluindo a litosfera. Em preto o perfil de uma litosfera em equilíbrio. Cada linha

representa uma história geodinâmica (ver o padrão de cores na figura 6.5).

Figura 6.7 – Perfis de temperaturas do pseudo-poço B para cada história térmica (ver o padrão de cores na

figura 6.5). Os quadrados são as temperaturas calculadas a partir do mapa de gradiente

geotérmico (tabela 5). A barra lilás é o erro de 7% e a preta o de 20% (ver item 5.4).

43

Os perfis de reflectância de vitrinitas em profundidade no Recente (figura 6.8)

acompanham os de temperatura, com valores maiores para uma fase rift mais curta. O

valor de 0,8% Ro é cerca de 300 m mais profundo considerando o final do rifteamento

no topo do Albiano α em relação ao final do rift na base do Andar Alagoas. Para o

modelo com final do rift no topo do sal (Membro Retiro/Formação Lagoa Feia) esse

valor de %Ro é atingido atualmente a uma profundidade em torno de 4300 m.

Figura 6.8 – Perfis de vitrinita em profundidade no Recente. Observar a diferença na profundidade no

valor de 0,8% Ro para os extremos da duração do rift (cerca de 300 m) (ver o padrão de cores na

figura 6.5).

Como a temperatura também está relacionada ao soterramento de um dado

horizonte, a figura 6.9 mostra as taxas de acumulação do pseudo-poço B. Observa-se

que há duas fases de acumulação separadas por uma de baixa ou ausência de deposição.

A evolução da temperatura no tempo para a base do Andar Jiquiá (figura 6.10)

acompanha as difererentes histórias geodinâmicas e o soterramento. Há uma rápida

elevação nos estágios iniciais seguida de uma relativa estabilização e uma aceleração a

partir dos 40 M.a. (Neo-eoceno).

As maiores temperaturas são do modelo rift curto e a diferença pode atingir,

dependendo da idade, 20ºC. Mesmo com a diferença média entre os modelos sendo

44

menor (12ºC), ela é aplicada durante todo o tempo, o que modifica as taxas de

transformação da matéria orgânica e inorgânica.

A evolução da reflectância de vitrinita calculada pelo método EASY%Ro na

base do Andar Jiquiá é semelhante à da temperatura, com uma rápida elevação inicial,

seguida de estágio de subida gradual e uma aceleração no final (figura 6.11). O estágio

de maturação equivalente a 0,8% Ro é atingido no modelo de rift de duração curta (mais

quente) há 35 M.a. (Eo-oligoceno), enquanto no modelo rift de duração longa o mesmo

valor é alcançado há 18 M.a.(Eomioceno).

Para uma duração do rifteamento de 20 M.a. (Topo dos evaporitos – Membro

Retiro), o valor é atingido há 20 M.a. (Eomioceno). Para o estágio de maturação de

0,6% Ro, a temperatura é em torno de 100ºC e para o de 0,8% é em torno de 131ºC,

para todos os modelos de duração de rift.

Figura 6.9 – Taxas de acumulação (descompactadas) em função do tempo. Notar que há duas fases de

acumulação separadas por uma fase de baixa ou nenhuma deposição.

45

Figura 6.10 – Evolução da temperatura no tempo para a base do Andar Jiquiá (ver o padrão de

cores na figura 6.5).

Figura 6.11– Evolução da reflectância de vitrinita na base do Andar Jiquiá. Notar a diferença de idades

para o estágio de maturação equivalente à 0,8% Ro (ver o padrão de cores na figura 6.5).

46

6.2 – MODELO TÉRMICO ADOTADO (BÁSICO)

Baseado no exposto, assumiu-se como o início do processo distensional o topo

da Formação Cabiúnas (132 M.a.), o final no topo do Membro Retiro (112 M.a.), com

uma duração de 20 M.a.. Essa duração foi adotada por causa da compatibilidade com o

modelo de rift instantâneo e porque as diferenças de temperaturas e maturação entre os

modelos de duração de 20 e 27 M.a. são próximos. Para que o final do estiramento fosse

colocado no Eo-albiano, seriam necessários mais dados geológicos, indisponíveis no

momento, assim como uma simulação em duas dimensões, também indisponível.

Os parâmetros da crosta e litosfera estão na tabela 6 e na base da litosfera foi

adotada uma temperatura de 1330ºC. Com isso, ficam preservados os efeitos transientes,

a inércia termal do embasamento e sedimentos, com o sistema quase atingindo a

estabilidade no presente, como o previsto para o modelo geodinâmico de margens

passivas com mais de 100 milhões de anos para litosfera e crosta padrão (ver tabela 6).

A produção radiogênica de calor total da crosta é de 19,2 mW/m2, compatível

com embasamento metamórfico pré-cambriano (Jaupart, 1986; Čermák e Bodri, 1986;

Rudnick e Fountain, 1995).

Os valores de estiramento crustal (δ) e sub-crustal (β) ajustados ao método “duas

camadas” de Royden e Keen (1980) para os pseudo-poços estão na tabela 7. O

estiramento crustal é menor que dois para a seção inteira, enquanto o estiramento sub-

crustal (manto litosférico) aumenta em direção às maiores batimetrias.

Fatores de estiramento Pseudo-poço A

Pseudo-poço B

Pseudo-poço C

crustal (δ) 1,52 1,71 1,59

sub-crustal (β) 1,15 1,35 2,1

Tabela 7 – Fatores de estiramento crustal e sub-crustal (manto litosférico) para cada pseudo-poço.

A assimetria presente entre as fases rift e termal (ver também a seção geológica

figura 4.3) reforça o uso do modelo “duas camadas”. Não foram considerados outras

histórias térmicas além do modelo rift; portanto, eventos térmicos tipo hot spot não

foram analisados.

47

7 - SIMULAÇÕES NUMÉRICAS

Nesta parte, serão realizadas as simulações numéricas com o teste de três

cenários de história térmica. O primeiro será o de referência (modelo básico), cujos

parâmetros são aqueles discutidos anteriormente. Com a finalidade de ajustar os dados

de temperatura e maturação, foram idealizados outros dois cenários uma história térmica

mais fria. O primeiro cenário alternativo foi com um fluxo térmico constante no tempo

aplicado à base da litosfera e com a mesma produção de calor radiogênica do modelo

básico. O outro, mantendo a história rift do modelo básico e variando a produção de

calor radiogênico da crosta.

7.1 – MODELO BÁSICO

Nos diagramas de geohistória e backstripping com ou sem o histórico de

batimetria para cada pseudo-poço (figura 7.1, para localização ver figuras 3.1 e 3.4),

torna-se evidente que a carga de sedimentos mais água é responsável por cerca de 50 a

63% da subsidência total da bacia.

A paleobatimetria modula as curvas de subsidência, atingindo a máxima

profundidade no Neocretáceo, com uma leve redução devido ao soeguimento cujo ápice

se deu no Meso-eoceno. Sem o seu efeito, é evidente uma continuidade do padrão de

subsidência até o final do Cenomaniano em direção às águas profundas, separados por

uma quebra durante o Andar Alagoas. Todos os pontos apresentam baixas taxas de

subsidência entre o Neocretáceo/Eo-eoceno e um aumento a partir do Mesomioceno.

As taxas de acumulação de sedimentos (figura 7.2) para os três pseudo-poços

apresentam um semelhante padrão. Há uma primeira fase de altas taxas,

correspondentes à fase rift (rúptil mais dúctil), com picos no Andar Jiquiá e na

deposição dos evaporitos. Embora não haja uma correta datação geocronológica para os

andares locais adotados pela PETROBRAS, os dados indicam o Andar Jiquiá como o

clímax do rifteamento para a região do Meio Graben de Campos (ver figura 3.4).

Os evaporitos atingem valores de até 300 m/M.a., devendo ser lembrado que foi

adotada uma duração de deposição de um milhão de anos. Usando valores baseados na

estimativa de duração de deposição de Dias (1998), as taxas alcançariam 600 m/M.a..

48

Figura 7.1 – Diagramas de geohistória dos pseudo-poços A, B e C com paleobatimetria (vertical

esquerda) e sem (vertical direita). A linha azul é a paleobatimetria. A vermelha pontilhada é a

subsidência tectônica (backstripped). A preta representa a subsidência total.

A fase intermediária entre o Neocretáceo e Eo-eoceno, já na fase termal, tem

baixas taxas de acumulação, com valores em torno de 10m/M.a.. A comparação com as

curvas de subsidência tectônica sugere um estágio do tipo bacia faminta, pois boa parte

49

da subsidência total durante essa época é devida ao aumento da paleobatimetria. A fase

final mostra um aumento das taxas no Neo-eoceno, com uma aceleração a partir do

Mesomioceno como conseqüência do avanço das progradações sedimentares, bem

marcada no pesudo-poço C.

As curvas backstripped (figura 7.1) das três posições mostram que há pouca ou

nenhuma subsidência tectônica associada tanto aos evaporitos quanto às progradações

miocênicas. A subsidência é em razão principalmente do aumento da carga sedimentar,

indicando que nessas idades já havia um grande espaço criado.

Figura 7.2 – Taxas de acumulação de sedimentos para os pseudo-poços A (linha preta tracejada), B (linha

vermelha pontilhada) e C (linha azul contínua).

No fluxo térmico simulado ao longo do tempo, nota-se que no limite sedimentos

e embasamento (figura 7.3) há um rebaixamento devido ao efeito blanketting

(“cobertor”) gerado pelas altas taxas de sedimentação. Esse efeito é mais pronunciado

na fase rift em todos os pseudo-poços e a partir do Mesomioceno, no pseudo-poço C.

50

A influência da sedimentação é clara na idade da deposição dos evaporitos,

representados por um forte rebaixamento do fluxo. Esse efeito deve ser mais

significativo na província dos domos de sal, onde as espessuras reconstituídas dos

evaporitos atingem 2000 m.

Apesar de modulados pelo efeito blanketing, os valores do fluxo térmico são

mais altos ao longo do tempo para os pontos de maior estiramento litosférico, como

prevê o modelo geodinâmico (figura 7.3). O valor máximo de 53 mW/m2 é alcançado

no ponto C, com valores no presente entre 36 e 42 mW/m2 (a esses valores deve ser

somada a produção de calor radiogênica dos sedimentos de 3 a 4 mW/m2), sendo

compatíveis com os dados (ver item 5.5).

Figura 7.3– Fluxo térmico na base dos sedimentos para os pseudo-poços. Notar o rebaixamento do fluxo

durante as fases de altas taxas de sedimentação do rift, dos evaporitos e das progradações

miocênicas (ponto C).

Há um deslocamento para idades mais recentes do pico do fluxo térmico como

resultado da inclusão de um embasamento espesso e de sua interação com a

sedimentação. O equilíbrio térmico é praticamente atingido para os pseudo-poços A e

B, como pode ser observado no perfil de fluxo térmico incluindo a litosfera (figura 7.4),

51

exceto na área do pseudo-poço C em razão do alto estiramento sub-crustal (ver tabela

7).

Figura 7.4 – Perfil dos fluxos térmicos incluindo a litosfera para os pseudo-poços. A linha pontilhada

preta representa uma litosfera não estirada (em equilíbrio).

As curvas de condutividade térmica calculadas pelo programa com os

parâmetros assumidos podem ser vistas na figura 7.5. É característico o aumento

exponencial da condutividade como resultado da lei de compactação, assim como o

contraste dos altos valores dos evaporitos e carbonatos.

Na distribuição das temperaturas resultantes do histórico de rifteamento e

sedimentação nos diagramas de geohistória (figura 7.6), nota-se a influência do fluxo

térmico e soterramento. Há um rápido aumento inicial quando da deposição do pacote

rift, com pontuais reduções devido ao efeito blanketing, atingindo os maiores gradientes

geotérmicos no clímax do rifteamento. Para os intervalos de baixa taxa de soterramento,

as curvas de temperatura são praticamente sub-horizontais e pouco evoluem em relação

à profundidade. A partir do Neo-oligoceno, há um contínuo soterramento para todos

pontos, porém como conseqüência da diminuição do fluxo térmico, os gradientes

geotérmicos são menores. A temperatura máxima na base dos sedimentos (183 ºC) é

alcançada no pseudo-poço B (ponto mais profundo da seção).

52

Figura 7.5 – Perfil da condutividade térmica para os pseudo-poços calculadas pelo programa. Notar os

altos valores para os evaporitos e carbonatos.

53

Figura 7.6 – Diagramas de geohistória incluindo as temperaturas simuladas (linha pontilhada vermelha).

A idade e profundidade nas quais um horizonte estratigráfico atingiu uma dada temperatura se dá

nos cruzamentos entre as curvas.

54

Os perfis de temperatura calculados em função da profundidade no Recente

estão na figura 7.7. Comparando-se com as temperaturas obtidas dos mapas de gradiente

geotérmico, vemos que as simuladas são maiores, podendo haver várias explicações

para tal fato.

Deve ser enfatizado o problema referente a esse tipo de dado e às temperaturas

obtidas da perfilagem, que podem ser cerca de 7 a 20% menores que as de testes de

formação, admitidas como próximas às verdadeiras (ver item 5.4).

Mesmo com a ressalva anterior, as temperaturas de calibração sugerem que o

modelo de fluxo térmico com final do rift no topo do sal é o mais adequado que eventos

de rifteamento mais curtos, nos quais as diferenças seriam ainda maiores (mais quentes).

Outro fato a ser lembrado é relacionado ao método usado na simulação numérica

(1D), que não leva em consideração os efeitos de refração térmica e de fluxo de fluidos,

fenômenos tipicamente multi-dimensionais. A refração térmica é devida à presença de

estruturas internas da bacia (por exemplo, embasamento e domos de sal) com grandes

contrastes de condutividade térmica. Já o fluxo de fluidos, principalmente o de

infiltração de águas meteóricas, tende a resfriar a bacia, sendo que há evidências da

existência desse fenômeno na Bacia de Campos (ver item 3.3).

A fim de testar os efeitos da variação da condutividade térmica das rochas, os

carbonatos e evaporitos foram substituídos por uma mistura de folhelhos e arenitos

(80%FLH20%ARN), fazendo com que na base dos sedimentos a temperatura seja até

20ºC mais alta (figura 7.7).

Extrapolando-se esse resultado para a Província dos Domos de Sal (figura 3.4),

onde os pacotes reconstituídos atingem 2000 m de espessura, pode-se imaginar o grau

de rebaixamento da temperatura abaixo do sal. Na presença de domos perfurantes ou

cujo topo esteja próximo da superfície, esse efeito é realçado devido ao aumento na

condutividade térmica para a coluna como um todo.

Levando-se em conta os problemas de quantidade e qualidade dos dados de

temperatura, pode-se dizer que, quanto ao histórico de fluxo de calor e parâmetros

geológicos e térmicos, o modelo apresenta uma aceitável calibração, com ligeira

superestimação das temperaturas.

55

Figura 7.7 – Perfis de temperaturas simulados. Os quadrados lilás representam as temperaturas obtidas do

mapas de gradientes geotérmicos (ver tabela 5). A linha preta pontilhada representa curva

simulada com a substituição dos carbonatos e evaporitos por uma mistura de folhelhos e arenitos.

A barra lilás é o erro de 7% e a preta o de 20% (ver item 5.4).

56

A evolução da temperatura para a base e o topo do Andar Jiquiá (figura 7.8) é

marcada por uma alta taxa de subida para durante a fase rift, seguida de uma

intermediária desaceleração e até redução dos valores. No Terciário, especificamente a

partir do Meso-eoceno, há uma constante elevação da temperatura, relacionada às

grandes progradações cujas maiores taxas de deposição irão depender da posição na

seção geológica. Notar que apenas as porçõrs basais do Andar Buracica atingem

temperaturas superiores a 100ºC nos três pseudo-poços simulados de acordo com o

modelo básico.

Figura 7.8 – Evolução da temperatura para a base (linha contínua) e o topo (linha tracejada) do Andar

Jiquiá para os pseudo-poços A, B e C.

O perfil de reflectância de vitrinitas simulado acompanha o da temperatura. Essa

relação é melhor mostrada na figura 7.9, onde foram plotadas juntas as três curvas de

reflectância de vitrinitas em função do soterramento. Os maiores valores são alcançados

no Recente e o soterramento para o valor de 0,6% Ro (início de geração para uma típica

matéria orgânica entre tipos I e II) é de 3100, 2800 e 3100 m para os pseudo-poços A, B

e C, respectivamente.

Para o estágio de 0,8% (pico de geração ou início da expulsão para uma rocha

geradora típica) os valores de soterramento são de 4100, 4100 e 4600 m para as mesmas

57

posições. O estágio de 1,2% Ro (final da janela de óleo ou início de gás úmido) é

alcançado somente no pseudo-poço B e na base da coluna sedimentar (Andar Buracica),

com um soterramento de 5600 m.

Figura 7.9 – Perfis de reflectância de vitrinitas em função da profundidade para os pseudo-poços A, B e

C. Notar que para o mesmo estágio de maturação, a diferença média no soterramento é de 300 m.

A evolução da reflectância de vitrinitas no tempo para a base e o topo do Andar

Jiquiá (figura 7.10) é semelhante à da temperatura, com uma rápida subida durante a

fase rift, uma fase intermediária de baixa taxa de evolução, seguida por uma aceleração

no Terciário. A base do Andar Jiquiá atinge o valor de 0,8% Ro somente nos pseudo-

poços B e C, sendo que neste último esse valor é alcançado próximo à base do andar.

Na área do pseudo-poço B, o estágio de 0,8%Ro é atingido na base do Andar Jiquiá a

partir de 20 M.a. (Eomioceno), estando o topo desse andar em todos os pontos abaixo

desse estágio de maturação.

Apesar do modelo mostrar uma baixa evolução de maturação e com somente a

porção basal do Andar Jiquiá atingindo condições térmicas para ser geradora de

petróleo, os valores simulados não se ajustam aos poucos dados de maturação orgânica

disponíveis, que indicam uma história térmica ainda mais fria para a bacia. Os dados de

pirólise de rocha e petrografia orgânica mostram um soterramento no presente de no

58

mínimo 4000 m para uma maturação equivalente a 0,6%Ro e 5000 m para 0,8%Ro. A

grosso modo, a diferença é em torno de 1000 m entre os topos das janelas de geração

calculadas e observadas. Os dados de maturação inorgânica (Anjos, 1984; Freitas, 1987;

Sayd, 1989; Azambuja Filho, 1990) são coerentes com os orgânicos e os confirmam.

Caso os dados de maturação fossem extrapolados para a seção, somente uma pequena

porção basal do Andar Jiquiá no pseudo-poço B poderia ser geradora de petróleo e,

conseqüentemente, muito restrita em área.

Figura 7.10 – Evolução das reflectâncias de vitrinitas no tempo para a base (linha contínua) e topo (linha

pontilhada) do Andar Jiquiá. As linhas azul, vermelha e preta são os pseudo-poços A, B e C.

Observe-se que somente a base dos pseudo-poços B e C passaram do estágio equivalente a 0,8%

Ro.

O único andar em condições de maturação adequadas à geração de petróleo seria

o Buracica, cuja base passou pelo estágio de 0,8%Ro há pelo menos 100 M.a. (Neo-

albiano) nos pontos A e B. No ponto C, esse valor foi alcançado a partir de 24 M.a.

(Eomioceno) (figura 7.10).

A relação valor de reflectância de vitrinitas versus temperatura (figura 7.11)

possui um bom equilíbrio entre essas duas variáveis para todos os pseudo-poços,

59

significando que as taxas de aquecimento não foram tão distintas ao ponto de criar

grandes diferenças de temperaturas para um mesmo estágio de maturação. A passagem

para o estágio equivalente a 0,6% Ro se dá a temperaturas entre 97 a 103ºC e para o de

0,8% Ro, entre 126 e 131ºC.

Figura 7.11 – Relação entre valores de reflectância de vitrinitas e temperaturas. As diferenças são devidas

às diferentes taxas de aquecimento da história térmica de cada pseudo-poço.

7.2 – FLUXO TÉRMICO CONSTANTE

Neste cenário, para calibrar as temperaturas obtidas de gradientes geotérmicos,

foram usados fluxos térmicos constantes na base da litosfera de 15 mW/m2 para os

pseudo-poços A e B e 22 mW/m2 para o C. A esses fluxos mantélicos, deve ser somadas

a produção de calor radiogênico da crosta e dos sedimentos. Deve ser enfatizado que

esta simulação não é teoricamente correta, sendo usada apeans para ajuste dos dados.

Os perfis de temperatura resultantes da simulação mostram uma ótima

calibração com os dados, admitindo-se que sejam representativos (figura 7.12). Os

perfis de reflectância de reflectância de vitrinitas calculados (figura 7.13) estão em

concordância com os dados de maturação, com soterramentos de 3500 m (B) a 4000 m

(A e C) para o valor 0,6%Ro e 5000 m (B) a 5400 m (A) para o de 0,8%Ro. Essas

profundidades fazem com que somente uma pequena porção basal do Andar Jiquiá no

pseudo-poço B entre no estágio de maturação adequado.

60

Figura 7.12 – Perfis de temperaturas simulados com uma história de fluxo térmico constante na base da

litosfera. Observar o bom ajuste entre as temperaturas obtidas do mapas de gradientes

geotérmicos (quadrados lilás, ver tabela 5) e o perfil simulado. A barra lilás é o erro de 7% e a

preta o de 20% (ver item 5.4).

61

Na evolução da reflectância de vitrinitas no tempo (figura 7.14), observa-se que

somente a base do Andar Buracica passou pelo estágio de maturação de 0,8% Ro, a

partir de 20 M.a. (Mioceno). Apesar do bom ajuste, deve ser lembrado o baixo histórico

de fluxo térmico, cuja interação com a sedimentação resulta em fluxos térmicos na

superfície de 32, 33 a 39 mW/m2 para os psedudo-poços A, B e C, respectivamente

(figura 7.15).

Os fluxos térmicos, apesar de compatíveis com os poucos estudos geotérmicos

da bacia, são menores do que uma litosfera em equilíbrio não estirada (cerca de 42

mW/m2). Isso não seria razoável geologicamente, principalmente devido à origem e a

idade da bacia, mas deve ser lembrado o problema com a representatividade dos dados.

Figura 7.13 – Perfis de reflectância de vitrinitas em função do soterramento no presente submetidos a uma

história de fluxo constante. Notar o aumento do soterramento para os valores de reflectância de

vitrinitas em relação ao modelo térmico rift.

62

Figura 7.14 – Evolução da reflectância de vitrinitas no tempo para a base do Andar Jiquiá (linha contínua)

e base do Andar Buracica (linha pontilhada). As linhas azul, vermelha e preta são os pseudo-

poços A, B e C. Observe-se que somente a base do Andar Buracica em B passou do estágio de

0,8% Ro.

Figura 7.15 - Perfis de fluxo térmico nos sedimentos no presente obtidos com o modelo fluxo constante

no tempo. Notar o fluxo mais alto em C necessário para ajuste do dados de temperaturas.

63

7.3 – PRODUÇÃO RADIOGÊNICA CRUSTAL VARIÁVEL

Para este cenário adotou-se o histórico térmico rift do modelo básico, porém

com diminuição do calor radiogênico produzido pela crosta. Para calibração dos dados

de temperaturas, os valores do fluxo térmico radiogênico produzido pela crosta foram

de 9,3 mW/m2 (pseudo-poço A), 7 mW/m2 (pseudo-poço B) e 12,4 mW/m2 (pseudo-

poço C). Os perfis de temperatura (figura 7.16) e de fluxo térmico (figura 7.17) no

Recente são iguais aos do histórico termal constante em razão dos valores escolhidos

para calibração. O fluxo térmico na base dos sedimentos (figura 7.18) tem padrão

semelhante ao do modelo básico inicialmente proposto (figura 7.2), sendo as diferenças

dos valores devido à redução da produção de calor radiogênica da crosta. O excesso de

calor no tempo desse cenário em relação ao de fluxo constante é registrado no perfis de

reflectância de vitrinitas em profundidade (soterramento), onde as janelas de geração de

petróleo estão mais rasas (menos soterradas) (figura 7.19).

O estágio de maturação de 0,6%Ro está a um soterramento de 3500 m (pseudo-

poço B) e 3800 m (pseudo-poços A e C), e o estágio de 0,8%Ro a 4900 m (B) e 5200 m

(A e C). Esses valores são intermediários entre os obtidos do modelo básico

inicialmente proposto e o modelo com fluxo térmico constante. Devido à precariedade

dos dados de maturação disponíveis, pode-se dizer que houve calibração, mas os valores

de reflectância de vitrinitas ainda estão mais altos que os do modelo mais “frio” (fluxo

mantélico constante). A evolução das reflectâncias de vitrinitas (figura 7.20), mostra

que só a base do Andar Buracica passou pela janela de 0,8% Ro nos pseudos-poços A e

B, sendo que em B a passagem foi há cerca de 60 M.a. (Neopaleoceno). No pseudo-

poço A esse valor de reflectância de vitrinita foi alcançado a partir de 12 M.a.

(Neomioceno).

Igualmente ao modelo de fluxo térmico constante, os fluxos térmicos na

superfície são menores que uma placa litosférica pré-estirada teoricamente,

incompatíveis com a geologia da bacia. A distribuição da produção de calor radiogênica

entre os pseudo-poços necessárias ao ajuste das temperaturas, apresenta uma

discrepância em relação aos fatores de estiramento crustal (Tabela 7). O ajuste no

pseudo-poço C precisou de um valor mais alto, para áreas onde há tendência de maior

estiramento crustal e, conseqüentemente, onde deveria haver menor produção de calor

radiogênico.

64

Figura 7.16 – Perfis de temperaturas no presente simulados com uma história de fluxo térmico rift e com

variação da produção de calor radiogênica de calor da crosta. A barra lilás é o erro de 7% e a

preta o de 20% (ver item 5.4).

65

Figura 7.17 - Perfil de fluxo térmico nos sedimentos no presente com uma história de fluxo térmico rift e

com variação da produção de calor radiogênica crustal.

Figura 7.18 – Evolução do fluxo térmico na base dos sedimentos com uma história de fluxo térmico rift e

com variação da produção de calor radiogênica crustal.

66

Figura 7.19 – Perfis de reflectância de vitrinitas no presente em função do soterramento submetidos a uma

história de fluxo rift e com variação do calor radiogênico da crosta.

Figura 7.20 – Evolução das reflectâncias de vitrinitas no tempo para a base do Andar Jiquiá (linha

contínua) e base do Andar Buracica (linha pontilhada). As linhas azul, vermel e preta são os ha

pseudo-poços A, B e C. Modelo história de fluxo rift e com variação do calor radiogênico da

crosta.

67

orgânica

m função do tempo nos andares Buracica e Jiquiá, foram simuladas os três cenários de

históric

os os poços e cenários. A base do Andar Jiquiá (ou

ca de calor da crosta variável), o Andar Jiquiá está praticamente

imaturo

odelo básico e no pseudo-poço B (Baixo de Corvina-Parati), com

acelera

ida pela base do Andar Buracica no pseudo-poço B a cerca de 4

M.a. (P

modelo básico (final do rift no topo dos evaporitos e produção

7.4 – TAXA DE TRANSFORMAÇÃO DA MATÉRIA ORGÂNICA.

Com a finalidade de observar a evolução da transformação da matéria

e

o de fluxo térmico já discutidos. A matéria orgânica escolhida é do tipo I,

conforme visto no item 3.3 e as curvas para os pseudo-poços A, B e C estão nas figuras

7.21, 7.22, 7.23, 7.24, 7.25 e 7.26.

Observa-se nesses gráficos que somente a base do Andar Buracica apresenta

altas taxas de transformação em tod

topo do Buracica) apresenta taxa superior a 20% somente no pseudo-poço B (Baixo de

Corvina-Parati) e seu topo está abaixo desse valor em todos os pseudo-poços e para

todos os cenários.

Considerando os cenários de fluxo térmico mais frio (fluxo constante no tempo e

produção radiogêni

(taxa de transformação menor que 10%) em todos os pseudo-poços (ver

também o item 5.5).

O único cenário no qual a base do Andar Jiquiá alcança taxas de transformação

significativas é o do m

ção do processo a partir de 20 M.a. (Eomioceno), estando o topo apenas no início

da geração de óleo.

O estágio de senilização do gerador ou zona de gás (taxa de transformação maior

que 99%) só é ating

lioceno).

As simulações realizadas mostram que para uma matéria orgânica do tipo I,

somente para o

radiogênica de calor de 19,2 mW/m2) há taxas de transformação significativas para o

Andar Jiquiá. Os cenários mais frios ou deixam esse andar imaturo (taxa de

transformação menor que 10%) ou no inicio da geração.

68

Figura 7.21 – Taxa de transformação da matéria orgânica do tipo I em função do tempo no ponto A. As

curvas tracejadas correspondem à base do Andar Buracica e as pontilhadas ao topo. As cores

representam os três cenários simulados: a azul, o modelo básico, a vermelha o de fluxo constante

no tempo e a preta, o de variação de produção radiogência de calor.

Figura 7.22 – Taxa de transformação da matéria orgânica do tipo I em função do tempo no ponto A. As

curvas pontilhadas correspondem à base do Andar Jiquiá e as contínuas ao topo. As cores



69

Figura 7.23 – Taxa de transformação da matéria orgânica do tipo I em função do tempo no ponto B. As




Figura 7.24 – Taxa de transformação da matéria orgânica do tipo I em função do tempo no ponto B. As




70

Figura 7.25 – Taxa de transformação da matéria orgânica do tipo I em função do tempo no ponto C. As




Figura 7.26 – Taxa de transformação da matéria orgânica do tipo I em função do tempo no ponto C. As




71

8 – DISCUSSÃO E INTEGRAÇÃO DOS RESULTADOS

Após as simulações numéricas com o histórico de fluxo térmico, parâmetros

físicos e condições de contorno geológicas definidos nos itens iniciais (modelo básico),

dois aspectos devem ser mencionados.

O primeiro é em relação ao modelo térmico, cuja distribuição das temperaturas

não se ajustou com os dados obtidos de gradientes geotérmicos, dando temperaturas

mais altas para a mesma profundidade. Caso se aceite que as temperaturas usadas são

menores que as reais, os resultados das simulações do modelo básico ficam coerentes,

com fluxos térmicos adequados a uma bacia tipo margem passiva. Ressalta-se que caso

fosse usado um modelo com duração da fase rift mais curta, os fluxos térmicos seriam

ainda maiores, aumentando a discrepância entre simulação e dados.

Já admitindo-se que os dados de temperaturas sejam representativos, para um

bom ajuste é necessário um baixo fluxo térmico no presente, como o demonstrado pelos

testes com diferentes cenários de história termal. Os valores do fluxo térmico na

superfície obtidos são teoricamente inferiores aos valores teóricos de uma placa

litosférica em equilíbrio pré-distensão, o que seria incompatível com o mecanismo

formador da bacia. O modelo com redução da produção de calor radiogênica da crosta

apresentou ótimos ajustes, mas a sua distribuição não é coerente com as taxas de

estiramento crustal. Apesar dos ajustes, tais cenários na realidade são ad hoc, ou seja,

são hipóteses temporárias para explicação dos fenômenos observados.

O segundo aspecto é o padrão de maturação simulado a partir do modelo básico,

que é mais alto que o indicado pelos dados orgânicos. Testes de sensibilidade prévios

mostraram que variações litológicas e/ou condutividade térmica não calibram os dados.

À semelhança dos dados térmicos, para um bom ajuste, é necessário uma história

térmica mais fria, como visto nos testes de diferentes cenários de fluxos térmicos

advindos da astenosfera e da crosta. Um bom ajuste só ocorre com o modelo mais “frio”

(fluxo mantélico constante). Enfatiza-se que os dados de maturação inorgânica são

coerentes com os orgânicos na indicação de uma história térmica mais fria.

Tem-se portanto um problema, pois o modelo geodinâmico clássico de

rifteamento não explica a baixa maturação orgânica e inorgânica. As fontes para essa

discrepância podem ser do próprio programa e de seus algoritmos de cálculo, da

metodologia de simulação adotada, geológicas e até uma somatória de todos.

72

O primeiro seria um problema de algoritmo de maturação, que não reproduz

corretamente a evolução das reflectâncias de vitrinitas (Método EASY%Ro). O segundo

é inerente ao método de simulação utilizado, que por ser unidimensional, não analisa os

fenômenos de refração térmica e de fluxo de fluidos, problemas tratáveis somente em

multi-dimensão. O terceiro seria o geológico, que envolveria desde a aquisição e análise

dos dados até a inclusão de novo fator influenciando a história térmica (por exemplo,

infliltração de águas meteóricas). Há a necessidade de estudos adicionais abordando

essas dúvidas, o que está fora do âmbito deste trabalho.

Independentemente dos erros de profundidades e idades que nesse tipo de

pesquisa possam ocorrer e da precariedade dos dados de calibração, as simulações

geoquímicas e a integração geológica sugerem que o modelo básico é coerente. Esse

modelo mostra que na seção modelada somente em uma área o Andar Jiquiá tem

condições de maturação para ser rocha-fonte (%Ro > 0,8). Essa região corresponderia

ao Baixo de Corvina-Parati (pseudo-poço B). No Baixo de São João da Barra (pseudo-

poço A) e no Alto Externo (pseudo-poço C), o Andar Jiquiá está fora dessa janela. As

condições de alta maturação (zona de gás úmido, %Ro > 1,2) só são alcançadas pelo

Andar Buracica no Baixo de Corvina-Parati (figura 8.1).

Figura 8.1 – Seção geológica com os estágios de maturação simulados. Em verde é a janela entre 0,8 e

1,2%Ro e em vermelho acima de 1,2%Ro. Observar que somente no Baixo de Corvina-Parati

parte do Andar Jiquiá está dentro da janela adequada de maturação.

73

No Baixo de Corvina-Parati, o topo do Andar Jiquiá estaria fora do estágio

adequado, significando que apenas parte desse andar teria contribuído para a geração e

expulsão de petróleo. Devido ao método usado nesta modelagem (1D), não é possível

uma correta quantificação dos volumes envolvidos.

O sistema petrolífero da Bacia de Campos coloca a fase principal de migração e

acumulação do petróleo a partir do Mioceno e os volumes originais (“in place”)

descobertos são grandes (cerca de 62 bilhões de barris). Pelas simulações realizadas, as

idades e profundidades das janelas de maturação para o Andar Jiquiá são coerentes com

o tempo geológico das acumulações. Apenas a área (ou volume) envolvida na

maturação adequada aparentemente não seria tão grande, pelo menos em comparação

com a do Andar Buracica. Essa área menor poderia ser compensada pela presença de

uma porção basal de alto potencial gerador.

Apesar do Andar Buracica ter entrado nas janelas adequadas de geração e

expulsão de petróleo e em área significativa, isso ocorreu a partir do final do Albiano

(em torno de 100 M.a.), sendo incompatível com o sistema petrolífero no qual as

maiores reservas se encontram em reservatórios terciários. Mas pode significar a

presença de outra fase de geração e expulsão se as rochas do andar forem ricas em

matéria orgânica e se sua distribuição vertical for muito variável.

E, finalmente, caso sejam extrapolados os dados de maturação disponíveis

(petrografia orgânica e pirólise de rocha) e o tipo de matéria orgânica sugerido na

bibliografia (tipo I), pode-se dizer que praticamente não há “cozinhas” de óleo no Andar

Jiquiá para a seção modelada.

74

9 - CONCLUSÕES

Os resultados das simulações numéricas e a integração de dados geológicos

permitiram a construção de um modelo de evolução geoquímica (maturação orgânica)

coerente para a seção geológica. Durante a realização deste trabalho, poderá ser notado

a presença de conclusões parciais e sugestões para futuras pesquisas. Adiante, algumas

conclusões serão destacadas porque implicam diretamente no modelo de evolução

geológica e, conseqüentemente, na maturação orgânica da seção geológica e da Bacia de

Campos:

- Estudos recentes sobre os mecanismos de rifteamento sugerem que estes são

mais complexos do que era considerado, com a presença de deformações rúpteis e

dúcteis, não se podendo usar critérios puramente geométricos para analisá-los.

- A análise das taxas de estiramento, acumulação de sedimentos, evolução do

fluxo térmico e integração de dados geológicos regionais indicam que o final da fase rift

na Bacia de Campos é no mínimo equivalente ao tempo final da deposição dos

evaporitos (Membro Retiro/Formação Lagoa Feia), em torno de 112 milhões de anos

atrás.

- Os andares locais Buracica e Jiquiá foram depositados em tectônica rúptil,

enquanto o Andar Alagoas o foi em ambiente dúctil. A ampla discordância entre essas

unidades considerada como a separação entre o rift e o drift na realidade pode

corresponder em escala de bacia à transição entre as fases rúptil/dúctil.

- O resultado prático desta interpretação é um histórico de fluxo de calor muito

mais coerente com a evolução da bacia e dos parâmetros térmicos. Fixando-se o início

da distensão e para uma dada espessura sedimentar, quanto mais antiga a idade final do

processo, o fluxo térmico é maior ao longo do tempo para acomodar as maiores

espessuras da fase termal.

- Testes de sensibilidade com vários históricos de duração do rifteamento

mostraram que a diferença pode atingir 20 M.a. para a mudança de estágio de maturação

e 300 m de profundidades das janelas de geração de petróleo. A diferença entre os

modelos também é marcante em relação à distribuição do fluxo térmico e temperaturas.

Com base nos dados geológicos, térmicos e de maturação, foi assumido um final do

processo de rifteamento no topo dos evaporitos.

75

- As simulações e comparações com dados disponíveis realizadas em três

pseudo-poços da seção mostraram que o modelo térmico básico é coerente, apesar de

ser ainda mais quente que o sugerido pelos dados obtidos de mapas de gradiente

geotérmico, guardando as ressalvas da representatividade das temperaturas.

- Os dados de maturação orgânica e inorgânica indicam um baixo histórico de

evolução térmica para a bacia. As simulações geoquímicas se ajustaram com os dados

de maturação somente com cenários de baixo histórico térmico. Essa baixa maturação

não pode ser atribuída à variação da condutividade térmica das rochas.

- Admitindo-se que as temperaturas sejam representativas, os testes com

diferentes cenários de histórico termal mais frio mostraram um melhor calibração dos

dados térmicos e de maturação. No entanto, o modelo de fluxo mantélico constante no

tempo não é razoável geologicamente.

- Aceitando-se que as simulações geoquímicas do modelo básico como

representativas da evolução da bacia, somente no Baixo de Corvina-Parati o Andar

Jiquiá teria entrado na janela adequada de maturação para ser uma rocha geradora de

petróleo. O topo da unidade está fora dessa janela, fazendo com que a área (ou volume)

de rochas seja pequena. O Andar Buracica é o único com área significativa dentro das

condições adequadas.

- As idades simuladas para entrada nos estágios de maturação adequados para o

Andar Jiquiá são compatíveis com o sistema petrolífero da Bacia de Campos. Já o

Andar Buracica teria entrado bem mais cedo nas janelas adequadas (a partir de 100

M.a.), ficando fora do “timing” de acumulação de petróleo nos reservatórios terciários,

mas poderia indicar uma fase precoce de geração e expulsão.

- Assumindo-se os modelos de histórico mais frios, somente o Andar Buracica

pode ser considerado uma rocha geradora, com entrada na janela adequada a partir dos

últimos 20 M.a. (Mioceno).

- Extrapolando-se os dados de maturação disponíveis (petrografia orgânica e

pirólise de rocha) e o tipo de matéria orgânica sugerido na bibliografia (tipo I), pode-se

dizer que praticamente não há “cozinhas” de óleo no Andar Jiquiá no Baixo de Corvina-

Parati e em toda seção estudada.

76

10 - RECOMENDAÇÕES

- A simulação geoquímica 1D mostrou-se uma ferramenta de análise dos

fenômenos da evolução da maturação e temperaturas rápida e adequada a bacias cujo

banco de dados é restrito. Os resultados foram aceitáveis e estão de acordo com o

sistema petrolífero da Bacia de Campos, que foi o objeto de estudo.

- Num primeiro estágio, recomenda-se uma ampliação do trabalho através de

uma simulação multi-1D para todo o Meio-graben de Campos com os dados e mapas

aqui levantados. Apesar de ser uma primeira aproximação dos fenômenos envolvidos,

permitirá um posterior avanço nas pesquisas.

- Para um correto cálculo de taxa de transformação do querogênio em petróleo é

necessário o conhecimento do tipo de matéria orgânica e sua cinética química.

Infelizmente os dados disponíveis na bibliografia são inconclusivos e até contraditórios.

Por ser um fator crítico em simulações geoquímicas, recomenda-se um aprofundamento

na questão, envolvendo análises específicas em amostras dos folhelhos da Formação

Lagoa Feia.

- Em razão das dúvidas inerentes ao modelo geológico, quantidade e qualidade

dos dados, recomenda-se uma análise de incertezas para determinação da influência dos

fatores no resultado final.

- Fenômenos tais como fluxos laterais de calor, refração e fluxos de fluidos

possuem grande influência no resultado final, mas só podem ser tratados com rigor

científico com o uso de no mínimo duas dimensões, sendo o ideal três. Porém tal estudo

dependerá da disponibilidade de software e hardware.

77

11 - BIBLIOGRAFIA

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