2 Petrofísica

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2. PROPRIEDADES FUNDAMENTAIS DAS ROCHAS 
 
2.1 - Generalidades 
 
Três grandes grupos de rochas são encontrados nas bacias sedimentares: 
 
• Terrígenos ou Siliciclásticos - rochas resultantes de materiais erodidos fora da bacia 
de sedimentação e transportados como fragmentos sólidos. 
• Carbonatos - rochas bioconstruídas ou resultantes do retrabalhamento de 
substâncias precipitadas na própria bacia. 
• Evaporitos - depósitos químicos resultantes da evaporação de salmouras em 
condições de intensa restrição ambiental. 
 
Uma rocha sedimentar, terrígena ou carbonática, para efeito petrofísico descritivo, 
está constituída mineralogicamente por três elementos: Arcabouço, Matriz e Cimento. 
O arcabouço (grãos ou aloquímicos) é a fração da rocha que normalmente lhe dá 
sustentação. No caso dos arenitos e calcarenitos é a fração de constituintes de diâmetro 
entre 0,062 a 2,0 milímetros, independentemente de sua natureza ou composição. Interessa 
tão somente o tamanho dos grãos em si. 
A matriz, ou a micrita, é a fração fina (menor que 0,039 milímetros) que é 
transportada em suspensão. A depender das condições ambientais, ela preenche os 
espaços vazios entre grãos. Geralmente, é constituída por um ou vários minerais de argila, 
misturados a outros constituintes de tamanho menor que 0,039 milímetros. A matriz, quando 
presente, dá consistência à rocha. 
O cimento, ou o espato, é o constituinte precipitado quimicamente nos poros das 
rochas. Geralmente, é constituído por sílica, carbonatos, sulfatos, óxidos de ferro etc. 
Quando presente, é o responsável pela rigidez das rochas sedimentares e tende a obliterar 
os espaços vazios existentes. 
Na técnica de perfilagem, a conceituação petrofísica, acima, é modificada, porquanto 
os sensores utilizados, quer sejam de natureza elétrica, quer acústica ou radioativa, são 
incapazes de distinguir os grãos de sílica de uma matriz ou cimento silicoso. Grãos 
carbonáticos (fósseis ou intraclastos) do cimento carbonático. Daí ser o modelo, adotado 
para o estudo dos perfis um pouco diferente daquele mencionado acima. 
Neste texto, uma rocha sedimentar está dividida em duas partes, somente: 
 
 
 
MATRIZ termo que engloba os grãos, o cimento e a matriz 
propriamente dita. Isto é, é todo o material sólido dentro de 
uma rocha e, 
PORO termo que representa todo espaço vazio de uma rocha 
ou espaço que possa ser preenchido por fluidos (água ou 
misturas de água e hidrocarbonetos). 
 
 
 
 
MATRIZ POROS 
 
(Todos os (Vazios) 
Componentes 
Sólidos da 
Rocha) 
 
 (1 - φ) (φ) 
Sendo um volume unitário rochoso igual a unidade (1 ou 100%), então a matriz 
representará um volume igual a (1 – Φ) da rocha, vez que nas equações de interpretação de 
perfilagem a porosidade é expressa em termos fracionais (adimensional). 
 
2.2 - Lei das Misturas 
 
É uma Lei Física que diz que : “em um sistema multicomposto cada componente 
contribui volumetricamente para as propriedades da mistura na razão da fração volumétrica 
 GGN-2004-Petrofísica-1 
 
de um dos componentes vezes a propriedade deste, elevada a um fator (m) referente a sua 
distribuição geométrica”. Esta lei tem como base física a LINEARIEDADE dos efeitos: 
 
• Para 2 componentes, um sólido e um líquido de propriedades US e UL 
respectivamente, a mistura UM será dada por : 
 
( )[ ] m1mSmLM U.1U.U φφ −+= 
 
• Quando m = 1 significa dizer que a propriedade está sendo medida em série; 
• Quando m = -1 significa dizer que a propriedade está sendo medida em paralelo; 
• Teoricamente : - ∞ < m < + ∞ 
 
Três exemplos de misturas com um mesmo resultado : 
 
(a) 70% de Sílica de 2,65 g/cm3 + 30% de Água de 1,00 g/cm3 
Densidade da mistura = 0,7 x 2,65 + 0,3 x 1,00 = 2,155 g/cm3 
 
 (b) 67,55% de Calcita de 2,71 g/cm3 + 32,45% de Água de 1,00 g/cm3 
 Densidade da mistura = 0,6755 x 2,71 + 0,3245 x 1,00 = 2,155 g/cm3 
 
(c) 33% de Água de 1,00 g/cm3 + 26% Sílica de 2,65 g/cm3 + 25,5% de Calcita de 2,71 
g/cm3 + 15,5% de Dolomita de 2,87 g/cm3 
Densidade da mistura = 0,33 x 1,00 + 0,26 x 2,65 + 0,255 x 2,71 + 0,155 x 2,87 = 
2,155 g/cm3 
 
2.3 - Teoria da Unicidade 
 
 Raciocinemos agora de modo inverso ao ocorrido no item acima. Temos em mãos 
uma amostra de rocha (em um recipiente lacrado não permitindo vermos seu interior), cuja 
densidade medida por um equipamento qualquer seja igual a 2,155 g/cm3. 
Qual será a composição mineralógica desta amostra? Igual a do exemplo “a” acima, 
a do exemplo “b” ou a do “c”? Quer dizer: um resultado único pode derivar várias situações 
litológicas (ou modelos), mas somente uma delas representará a realidade. 
 É o que diz a Teoria da Unicidade diz: a equação resposta (transformada) de um 
modelo petrofísico qualquer fornece somente uma única resposta. 
Assim, devemos lembrar que qualquer que seja o tipo de perfil que estejamos 
analisando, ele poderá originar inúmeras soluções, as quais a depender do conhecimento 
específico de cada intérprete (sobre as rochas e as respostas das ferramentas, nas mais 
diversas situações ambientais, etc), poderão conduzir a realidade dos fatos. Daí, a nossa 
citação anterior: Não existe verdade absoluta quando se trata de interpretação, porquanto 
interpretar é a arte da busca da realidade. 
 
2.4 - Porosidade 
 
É definida como sendo a relação entre o volume de espaços vazios (Vv) de uma 
rocha e o volume total (Vt) da mesma, expressa em percentual ou fração. É uma 
propriedade estatística que depende das dimensões envolvidas em sua definição. Qualquer 
processo de medição que envolva volumes da ordem de centímetros ou decímetros poderá 
ser representativo, ou capaz de obter porosidades constantes, quando se considera uma 
amostragem uniforme, desde que ela tenha grãos de 0,06 mm de diâmetro. 
 Classifica-se a porosidade em dois tipos: 
 GGN-2004-Petrofísica-2 
 
• Porosidade primária ou deposicional, é aquela adquirida pela rocha durante a sua 
deposição ou bioconstrução. Exemplo de porosidade primária - porosidade 
intergranular dos arenitos ou a porosidade interparticular dos carbonatos. 
• Porosidade secundária ou pós-deposicional, resulta de processos geológicos 
subseqüentes à conversão dos sedimentos em rochas. Exemplos de porosidade 
secundária - o desenvolvimento de fraturas em arenitos, folhelhos, carbonatos e 
rochas cristalinas e cavidades devidas à dissolução nos carbonatos e, em menor 
proporção (em tamanho e quantidade), nos arenitos. 
 
Usa-se, também, porosidade absoluta (que relaciona o volume total de vazios) e 
porosidade efetiva (que leva em conta apenas os espaços vazios interconectados). A 
porosidade efetiva é a desejável nos cálculos de interpretação dos perfis por ser, 
comercialmente, a mais importante. 
Existe ainda outro termo, porosidade neutrônica, bastante usado na técnica da 
perfilagem determinada por meio de ferramentas radioativas sensíveis a presença do 
hidrogênio, elemento presente na água e nos hidrocarbonetos. Por ser uma porosidade 
complexa ela será tratada no capítulo correspondente aos perfis neutrônicos. 
Os principais fatores que afetam a porosidade nos terrígenos são: grau de seleção 
dos grãos; irregularidade dos grãos; arranjo dos grãos; cimentação; compactação e 
conteúdo de argila ou argilosidade. Os principais fatores que afetam a porosidade nos 
carbonatos são: dissolução; cimentação; conteúdo de matriz ou aloquímicos e 
dolomitização. 
Vários são os métodos utilizados, em laboratório, para a determinação da porosidade 
de rochas consolidadas, usando pequenas amostras e cálculos estatísticos. Estes métodos 
consistem, geralmente, na medidafísica de dois dos três parâmetros: volume total, volume 
de sólidos ou volume de vazios. Em perfis, medições de porosidades podem ser obtidas 
usando-se métodos acústicos e/ou radioativos induzidos. 
 
2.5 – Permeabilidade 
 
 Darcy (1856), demonstrou que a vazão de escoamento da água (volume fluido por 
unidade de tempo) em um meio poroso, era diretamente proporcional à seção transversal do 
meio, à diferença de carga hidráulica entre dois pontos e, inversamente, à distância 
percorrida pelo fluido. A constante de proporcionalidade dessa relação foi denominada de 
condutividade hidráulica (Κ). Por sua vez, a condutividade hidráulica, depende de várias 
características, tanto do meio (permeabilidade intrínseca, porosidade, tamanho, forma e 
arranjo ou distribuição dos grãos) como do fluido usado (viscosidade e massa específica). A 
permeabilidade intrínseca (k), também denominada de permeabilidade específica, é uma 
função do tipo do material poroso, granulometria e disposição estrutural. 
A permeabilidade absoluta de um meio é a capacidade de fluxo de um fluido que 
satura 100% de seus poros interconectados e/ou fraturas. Permeabilidade efetiva é a 
capacidade de fluxo de um fluido na presença de um outro qualquer. Em uma rocha 
contendo óleo, gás e/ou água, cada um desses fluidos flui de acordo com a quantidade dos 
demais. Os fatores que influenciam na porosidade efetiva afetam também o valor da 
permeabilidade absoluta. 
Apesar de ser aparentemente simples, a definição da permeabilidade é na realidade 
bastante complexa. A vazão do fluido aumenta à proporção em que aumenta o diferencial 
da pressão exercido sobre o mesmo. Por outro lado, esse fluido terá maior dificuldade em 
escoar, à proporção que sua viscosidade aumenta. Por exemplo, o gás escoa mais 
facilmente do que a água, a qual por sua vez escoa mais facilmente que o óleo. 
 Inexiste qualquer tipo de perfil geofísico, que quantifique diretamente a 
permeabilidade intrínseca (k) ou a condutividade hidráulica (Κ). Todavia, algumas 
características registradas, tais como granulometria (Raios Gama), porosidade (Sônico e 
 GGN-2004-Petrofísica-3 
 
perfis radioativos usados no petróleo) e resistividades (Indução etc) incentivaram vários 
autores a tentar obter correlação, a partir dos perfis geofísicos, de algumas propriedades 
hidráulicas. Existem alguns casos especiais, como em camadas que apresentam uma zona 
transicional entre o óleo e a água, que tornam possível calcular a permeabilidade intrínseca 
quantitativamente. 
 Qualitativamente, a permeabilidade absoluta, pode ser facilmente identificada em 
perfis, por meio das curvas do Potencial Espontâneo (movimentação iônica), Microperfil 
(presença de reboco) e Cáliper (presença de reboco, desmoronamentos e rugosidades). 
A maioria dos reservatórios, aqüíferos ou de petróleo, ocorre em camadas 
sedimentares terrígenas e/ou carbonáticas. Entretanto, várias outras rochas podem também 
apresentar porosidades e permeabilidades suficientes para serem consideradas localmente 
importantes como reservatórios de fluidos (folhelhos e/ou embasamento fraturado). 
A complexa relação existente entre porosidade e permeabilidade está muito além da 
natureza deste trabalho, entretanto, de um modo geral, quanto mais porosa a rocha, maior é 
a sua permeabilidade. É conveniente lembrar que muito embora sedimentos finos (folhelhos 
e/ou calcilutitos) possam apresentar altas porosidades, a conseqüente diminuição do 
tamanho dos poros reduz grandemente a sua habilidade em transmitir fluidos 
(permeabilidade). 
 
3. PROPRIEDADES PETROFÍSICAS 
 
As propriedades físicas mais importantes para a avaliação das formações por meio 
dos perfis geofísicos são as elétricas, as acústicas e as radioativas. As mecânicas e as 
térmicas estão em segundo plano. Os conceitos aqui emitidos são válidos para rochas de 
origem sedimentar, somente. 
 
3.1 - Propriedades Elétricas 
 
 São três os parâmetros que caracterizam eletricamente as rochas. Permeabilidade 
magnética, permissividade dielétrica e condutividade (σ) ou resistividade (1/σ = ρ ου R). 
 A maioria das rochas está compostas de minerais não magnéticos, por conseguinte, 
suas permeabilidades magnéticas tendem a ser iguais a do espaço livre, sem muito uso na 
geofísica de poço, dado a sua baixa resolução. O registro da permissividade ou constante 
dielétrica é usado pelo perfil de Propagação Eletromagnética, para distinguir petróleo da 
água doce, devido ao fato de a constante dielétrica variar numericamente entre 1 e 2 nos 
hidrocarbonetos e entre 77 a 79 nas águas diluídas (250 a 500 ppm de sais totais). Nos 
demais casos predominam os perfis que registram a resistividade elétrica das rochas. 
Conforme observado nos parágrafos anteriores, sob o ponto de vista conceitual dos 
perfis, uma rocha sedimentar constitui-se de matriz e poros. Sendo a matriz (ou porção 
sólida) geralmente formada de minerais não condutivos de eletricidade, tais como silicatos, 
óxidos, carbonatos etc., conseqüentemente, a condutividade de uma rocha é devida à 
presença de fluidos condutivos (soluções eletrolíticas) nos seus espaços vazios ou poros. 
Uma rocha se torna mais (ou menos) condutora da corrente elétrica, na dependência 
da qualidade de seu eletrólito (concentração), na sua quantidade (saturação) e na natureza 
de sua distribuição interporosa (interconexão - isolamento e/ou continuidade). A presença de 
fluidos isolantes, tais como água doce, ar, óleo e/ou gás, torna a rocha menos condutiva, ou 
seja, mais resistiva. 
A condutividade nos fluidos interporosos deve-se ao movimento ordenado dos íons 
submetido a um campo elétrico externo. Na ausência deste campo, os íons movimentam-se 
aleatoriamente por agitação térmica e/ou colisões com outros íons. Como em uma solução 
existem vários tipos de íons, a condutividade (σ) resulta da quantidade de elementos 
condutores (η), da carga (ε) conduzida por cada um deles e de suas respectivas mobilidades 
(µ). A mobilidade, por sua vez, é definida como sendo a velocidade de deslocamento de um 
íon por unidade de campo elétrico: 
 GGN-2004-Petrofísica-4 
 
 
µηεσ = (2.1) 
 Existem, todavia, mais raramente, minerais outros dentro dos sedimentos que são 
bons condutores de eletricidade (pirita, calcopiríta, galena, magnetita etc.). De um modo 
geral, eles ocorrem dispersos ou descontínuos nas rochas e em pequenas quantidades, 
tendo portanto pouca participação nas propriedades elétricas das mesmas. Por outro lado, 
as argilas, por serem volumetricamente importantes e por apresentarem elevada quantidade 
de cátions adsorvidos em suas superfícies externas, influenciam consideravelmente na 
condutividade das rochas argilosas. 
Os minerais metálicos conduzem a corrente elétrica por meio de movimentos 
aleatórios de seus elétrons de valência, os quais se ordenam sob a ação de um campo 
elétrico externo e deslocam-se através do próprio sólido, por transferência entre átomos. 
 A resistência elétrica (r), que é a recíproca da condutância elétrica, é definida como 
sendo a habilidade que tem uma substância em impedir a passagem da corrente elétrica. A 
condutância por sua vez é a habilidade de permitir ou facilitar o fluxo elétrico. A resistência 
de um condutor é diretamente proporcional ao comprimento (L) a ser percorrido pela 
corrente elétrica, e inversamente proporcional à área (A) atravessada. Isto é: 
A
L
Rr
A
L
αr =⇔ (2.2) 
A constante introduzida nesta proporcionalidade (R ou ρ) é denominada de 
ResistênciaEspecífica ou Resistividade. Como a unidade de resistência é o Ohm (Ω), a 
unidade de Resistividade é o Ohm.m (Ω.m). 
As resistividades das formações variam geralmente entre 0,2 a 1.000 Ohm.m. 
Resistividades acima deste valor são raras nas rochas permeáveis com hidrocarbonetos, 
mas um tanto freqüentes nas rochas próximos à superfície, com água doce ou areadas. 
Na técnica de perfilagem utiliza-se mais raramente o termo Condutividade (σ) que é 
o inverso da Resistividade, com unidade denominada de Siemens/metro (S/m). Como esta 
unidade é relativamente grande para as condutividades observadas nas rochas, utiliza-se o 
submúltiplo miliSiemens/metro (mS/m). 
Quem coordena, mundialmente, as unidades na técnica de perfilagem é o API 
(American Petroleum Institute), daí, algumas divergências com algumas unidades do 
Sistema Internacional. 
 
3.1.1 - Salinidade e Temperatura 
 
Em um fio condutor, a corrente elétrica desloca-se por meio do movimento ordenado 
de seus elétrons (condução eletrônica). Em uma rocha, a corrente elétrica desloca-se 
através da solução eletrolítica que preenche os poros interconectados, e/ou fraturas, na 
dependência da maior ou menor quantidade de íons presentes (condução iônica). 
Os íons, responsáveis pela condução, resultam da dissociação dos sais na água 
intersticial das rochas (água de formação). O mais abundante deles é o cloreto de sódio. Em 
água, o NaCl dissocia-se em Na+ e Cl-. É o movimento dos íons positivos e negativos, sob a 
influência de um potencial elétrico, que permite a solução salina conduzir a eletricidade. 
Desde que cada íon conduz uma quantidade finita de cargas elétricas, subtende-se que 
quanto mais íons na solução maior será a sua condutividade ou menor a sua resistividade. 
Assim, o primeiro e importante conceito na interpretação de perfis, considerando-se 
os demais fatores equilibrados, é relativo à quantidade de sais dissolvidos totais (SDT). 
Desta forma um arenito, com água intersticial concentrada (alto teor de SDT), apresentará 
uma maior condutividade (ou menor resistividade) que uma areia semelhante, porém com 
água diluída (baixo teor de SDT). 
Para qualquer concentração de sais, a temperatura da solução é também de grande 
importância. Foi observado que a condutividade eletrolítica resulta do movimento de íons 
energizados que, para efeito ilustrativo, podem ser considerados como pequeníssimas 
 GGN-2004-Petrofísica-5 
 
esferas, de resistência nada desprezível à fricção. Como conseqüência do atrito que existe 
entre elas, a viscosidade das soluções modifica-se com a temperatura, diminuindo à 
proporção em que a temperatura aumenta, porquanto o movimento dos íons fica cada vez 
mais rápido. Conseqüentemente, em temperaturas elevadas as soluções eletrolíticas 
apresentam maiores condutividades do que em temperaturas mais baixas. 
O interrelacionamento entre a temperatura a resistividade (Rw) e a salinidade das 
soluções (Salw) pode ser resumido na equação abaixo (Bateman e Konen, 1977) : 
 
0,01231075FRw
Salw)Logx0,955(3,562 −= − (2.3) 
 
sendo, Rw75F a resistividade a temperatura de 75o.F (24o.C) e Salw expressa em ppm 
equivalentes a uma solução de NaCl. 
Conhecendo-se Rw1 a uma temperatura conhecida Tw1 e desejando-se saber qual 
será o seu valor Rw2 à temperatura Tw2 (ambas em o.C), utiliza-se a relação abaixo 
(Schlumberger, 1985) : 
 




+
+=
21,5Tw
21,5Tw
RwRw
2
1
12 (2.4) 
 
Para cálculos em graus Fahrenheit, a constante 21,5 deve ser substituída por 6,77. 
 Partindo-se do princípio que existe uma correlação entre a resistividade de uma 
solução (Rw) e a quantidade de sais dissolvidos totais (SDT), e que a composição química 
da água de uma dada camada ou aqüífero seja uniforme, pode-se, experimentalmente, 
estabelecer relações empíricas hiperbólicas para os diversos tipos de águas nas mais 
variadas áreas, ambientes deposicionais, formações etc (Girão Nery, 1996) : 
 
bRw
aSDT = (2.5) 
onde a e b são parâmetros definidos para cada situação (área, formação etc.), a partir dos 
resultados das análises hidroquímicas. 
 
3.1.2 - Fator de Formação (F) 
 
Imaginemos, para fins de desenvolvimento deste conceito, que uma rocha seja um 
cubo de gelo feito de água doce de resistividade igual à Rw. Em termos de porosidade, tal 
cubo tem 100% de porosidade, isto é, Φ = 1, já que inexiste matriz. A resistividade total do 
cubo (rocha) será igual a Ro = Rw. Caso tivéssemos feito o gelo não com água doce mas 
sim salgada, notar-se-ia que a nova Ro seria menor que a anterior. Quanto mais salgada a 
água usada, mais íons condutores e menor a resistividade Ro. Em outras palavras, Ro varia 
diretamente com Rw. 
Caso colocássemos grãos isolantes (por ex. quartzo) dentro do cubo de gelo iríamos 
verificar que a resistividade do mesmo (Ro) aumenta proporcionalmente ao número de 
grãos. Por outro lado, a adição de grãos isolantes diminui proporcionalmente, a porosidade 
(Φ) do cubo ou o volume de líquido condutivo. Ou seja, Ro varia na razão direta da 
resistividade da água (Rw) e inversa da porosidade (Φ). Assim : 
(a) Em relação às Resistividades, verifica-se que existe uma relação linear : 
 
Rw.FrRoouRwα Ro = (2.6a) 
isto é : 
 GGN-2004-Petrofísica-6 
 
Rw
Ro
Fr = (2.6b) 
onde, Fr, também denominado de Fator de Resistividade da Formação é, por definição, 
igual à relação que existe entre a resistividade de uma rocha saturada de água (Ro) e a 
resistividade da água (Rw) que satura esta mesma rocha. 
 (b) Em relação à porosidade (Φ), verifica-se que existe uma relação linear inversa : 
m
1
F φ= (2.6c) 
sendo, “m” é um coeficiente relativo à cimentação ou à geometria porosa. 
Esta última relação é também denominada de Fator Intrínseco da Formação (F* ou 
Fo) e foi definida, empiricamente, por Sundberg (1932), para rochas não consolidadas e 
incorporada por Archie em seus estudos em 1942. 
A bibliografia mostra exemplos onde matematicamente “a” adquire valores diferentes 
da unidade. Essas possibilidades numéricas são contestadas por alguns autores, desde que 
elas falham nas condições limites das equações (2.6), quando Φ Î 1 e F Î 1. 
 A tabela abaixo, Elias et al (2000), ilustra alguns destes resultados. 
 
 
LITOLOGIAS 
 
“ F ” 
 
“ T “ 
(Tortuosidade)
 
Φ 
 
“ m “ 
 
“ a “ 
 
ARENITOS – I 
 
29,8-84,3 
 
6,0-9,52 
 
1,0-14,9 
 
1,06 
 
5,59 
 
ARENITOS – II 
 
10,5-29,8 
 
9,52-51,0 
 
14,9-31,0 
 
1,42 
 
1,79 
 
TURBIDITOS – I 
 
25,0-51,0 
 
2,0-6,5 
 
9,0-17,5 
 
1,17 
 
4,32 
 
TURBIDITOS – II 
 
12,0-25,0 
 
6,5-30,0 
 
17,5-24,0 
 
1,82 
 
0,94 
 
LEQUES ALUVIAIS – I 
 
17,0-40,0 
 
3,0-14,5 
 
10,0-17,3 
 
1,27 
 
2,06 
 
LEQUES ALUVIAIS – II 
 
10,0-17,0 
 
14,5-35,0 
 
17,3-24,0 
 
1,87 
 
1,05 
 
DELTAS – I 
 
12,0-25,0 
 
2,0-14,0 
 
10,0-16,0 
 
1,39 
 
2,98 
 
DELTAS – II 
 
25,0-76,0 
 
14,0-25,016,0-25,0 
 
1,38 
 
1,76 
 
FLUVIAL 
 
12,0-24,0 
 
17,5-52,0 
 
13,3-20,0 
 
1,22 
 
1,99 
 
EÓLICO – I 
 
33,7-45,0 
 
10,0-21,6 
 
10,0-15,2 
 
0,67 
 
11,26 
 
EÓLICO – II 
 
20,0-33,0 
 
21,6-52,0 
 
15,2-19,7 
 
1,66 
 
1,47 
 
OOLITOS – I 
 
> 46,7 
 
< 1,82 
 
< 15,1 
 
1,82 
 
1,31 
 
OOLITOS – II 
 
< 22,78 
 
>5,42 
 
> 20,23 
 
1,82 
 
1,31 
 
OOLITOS – III 
 
22,78-46,7 
 
1,82-5,42 
 
15,1-20,23 
 
1,91 
 
1,14 
 
COQUINAS – I 
 
54,4-107,0 
 
1,0-9,65 
 
1,0-14,5 
 
0,43 
 
39,19 
 
COQUINAS – II 
 
25,0-54,4 
 
9,65-35,0 
 
14,5-19,0 
 
1,57 
 
1,82 
 
Apesar de empírica, as equações 2.6 devem ser analisadas sob dois aspectos 
teóricos importantes : 
 GGN-2004-Petrofísica-7 
 
 
1. A formação tem que ser isotrópica, vez que Ro depende da direção da medida. 
2. As rochas devem ser limpas, i.é., livres da presença de argilominerais e/ou outros 
elementos condutores, de modo que a condução da corrente elétrica seja apenas 
eletrolítica. 
 
Estudos demonstram claramente que a argilosidade afeta Ro e portanto Fr, daí o 
aparecimento dos modelos interpretativos conceituais de Waxman e Smits (1967), Clavier, 
Coates & Dumanoir (1977) e Lima & Sharma (1990) etc., que tentam eliminar ou minimizar 
tal efeito. 
 
3.1.3 - Resistividade (Condutividade) vs Anisotropia 
 
 O problema da anisotropia relativo aos perfis de resistividade somente começou a 
ser considerado quando se tentou correlacionar perfis de poços verticais com os horizontais. 
Define-se anisotropia como sendo a característica de um meio em transmitir 
diferentemente campos ou ondas de acordo com a direção de propagação. Em termos de 
resistividade, o coeficiente de anisotropia (λ) pode ser definido como: 
 
⊥
⊥ == σ
σou
R
R C
C
λλ (2.7) 
sendo os índices correspondentes as componentes paralela e perpendiculares ao 
acamamento, para evitar confundi-los, respectivamente, com os termos vertical e 
longitudinal. Por sua vez a Ro média de uma camada pode ser definida como sendo: 
⊥eC
 
CC R..R(RRo λ== ⊥ ) (2.8) 
 A resistividade (condutividade) de uma rocha depende da direção em que ela é 
realizada, dada sua característica tensorial. Nos poços, a resistividade é uma função da 
direção do eixo do poço em relação aos planos de acamamento. Já estão sendo usados 
alguns perfis que realizam medições elétricas indutivas triaxiais e direcionais. Em um meio 
condutor, o fluxo de uma corrente (J) é um vetor que se relaciona com o campo elétrico (E) 
por meio da condutividade (σ), recíproca da resistividade: 
 r
E.σJ
r= (2.9) 
 Dada a característica tensorial da condutividade podemos desdobrar (2.9) em: 
3E13σ2E12σ1E11σ1J ++= 
3E23σ2E22σ1E21σJ2 ++= (2.10) 
3E33σ2E32σ1E31σ3J ++= 
Notar que cada componente J depende de 3 componentes de E, diferentemente do 
meio isotrópico, onde para cada J corresponde um só componente de E. Um meio isotrópico 
pelo fato de ter σ11 = σ22 = σ33 ; σij = 0 e i ≠ j , faz com que a condutividade seja um escalar, 
i.é, J = σ.E. Todavia, nas rochas o comportamento mais comum é o tensorial, sendo raro o 
isotrópico. 
 Nos meios anisotrópicos (2.10), aparentemente, teríamos 9 componentes tensoriais 
independentes, todavia, a simetria σij = σji reduz o número para apenas 6 deles. Em 
notação matricial, , onde σ representa a matriz ou o tensor da condutividade. De 
modo equivalente, podemos expressar: E , sendo, R , o tensor da resistividade. 
EσJ ˆ= ˆ
JRˆ= 1σ−= ˆˆ
 
 GGN-2004-Petrofísica-8 
 
3.1.4 - Resistividade de uma Rocha Limpa contendo Hidrocarbonetos (Rt) 
 
Os poros de uma rocha permoporosa saturam-se com 100% de fluido. Somente 
água (Sw = 1) ou mistura de água mais óleo e/ou gás (Sw < 1, isto é, Sw = 1 – Shc). 
 Próximo à superfície, na zona aerada do subsolo, pode ocorrer nos poros, cujo 
comportamento elétrico é tão isolante quanto os hidrocarbonetos. No caso em que a rocha 
contenha ar, gás, óleo e/ou água misturados (Sw < 1), à resistividade dessa rocha 
aumentará devido à proporção isolante. Quanto maior a quantidade de ar ou hidrocarboneto 
(ou menor a quantidade de água condutiva), maior a dificuldade de a corrente elétrica para 
atravessar um certo volume de rocha. 
A resistividade (Rt) de uma rocha contendo água e óleo é diretamente proporcional a 
sua resistividade somente com água (Ro) e inversamente proporcional à quantidade da 
água (Sw). Caso a rocha tenha somente água (Sw = 1) condutiva (salgada), a resistividade 
Ro será baixa. Caso tenha água resistiva (doce), Ro será alta. A substituição parcial da 
água por hidrocarboneto aumenta a resistividade da rocha de modo inversamente 
proporcional à quantidade deste. Entretanto, esse aumento será bem mais significativo 
(resguardadas as mesmas proporções volumétricas de água e óleo), caso seja em uma 
rocha com água doce, portanto, naturalmente mais resistiva. 
Archie (1942), trabalhando com rochas limpas (isentas de argila e/ou outros minerais 
condutivos), com porosidades (φ) entre 10 e 28% e águas com 20.000 a 100.000 ppm, 
estabeleceu as bases para as suas leis físicas : 
Verificou ele que Ro aumenta linearmente a Rw (equação 2.6-a). Relacionando em 
gráfico logarítmico o fator F versus a porosidade, encontrou ele igual comportamento linear, 
definido como : log F = - m log Φ, isto é, a equação 2.6-c. 
Realizando trabalho análogo com rochas contendo óleo e água, ele estabeleceu as 
seguintes relações : 
 
I.RoRt = (2.11-a) 
e 
nSw
1
I = (2.11-b) 
onde I é um Índice de Resistividade e n um expoente de Saturação, igualmente determinado 
a partir do coeficiente angular da reta log Swn.logI −= . Pesquisas laboratoriais devem 
avaliar este expoente. 
 Finalmente, combinando-se as equações acima, obtém-se a Lei de Archie : 
 
nSw.m
Rw
Rt φ= (2.11-c) 
Esta lei demonstra de maneira simples como se pode calcular a quantidade de água 
em uma rocha reservatório qualquer (desde que ela esteja isenta de minerais condutivos), 
tendo-se, para tanto, o conhecimento da resistividade, da resistividade da água da formação 
e da porosidade. 
 
3.1.5 – Rochas com Minerais Condutores fazendo parte da Matriz 
 
As rochas conduzem a corrente elétrica por meio dos íons contidos em seus fluidos 
interporosos. A ocorrência de minerais condutores e/ou semi-condutores, tipo pirita, 
calcopirita, magnetita, hematita, grafita, galena e esfalerita, em teores superiores a 7% 
(Clavier et al, 1976), provocam mudanças no comportamento elétrico das rochas. 
Também, os argilominerais, e por conseqüência os folhelhos, têm uma condutância 
adicional devido a uma grande quantidade de cargas negativas periféricas proporcionadas 
pela substituição isomórfica e/ou quebra mecânica de suas estruturas cristalinas. A 
 GGN-2004-Petrofísica-9 
 
fragilidade da ligação do Al3+ dentro da estrutura cristalina dos argilominerais, facilita asua 
passagem para as soluções interporosas, onde seus lugares são ocupados, ou trocados, 
por íons bivalentes, aumentando ainda mais a eletronegatividade dos argilominerais. O 
mesmo acontece com o Si4+. Estas cargas negativas superficiais atraem os cátions das 
soluções intersticiais eletrolíticas por adsorção, formando uma camada fixa de cargas 
positivas, dando origem um efeito capacitivo e aumentando a condutividade total da rocha. 
Estudos de Winsauer e McCardell (1953), indicam a ocorrência de uma dupla camada 
condutiva no entorno das partículas de argilominerais, a qual participa efetivamente do 
processo conhecido como troca iônica com as soluções intersticiais. 
Quando tais soluções são diluídas, a baixa concentração de cátions é suficiente 
para compensar toda a área superficial negativa dos argilominerais, de sorte que as próprias 
moléculas de água, por serem polarizadas, têm seus pólos positivos (isto é, onde se 
salientam os H+), atraídos pelos locais negativos, formando camadas de moléculas 
eletricamente orientadas, as quais devido a esta característica são mais condutivas que as 
de água livre do espaço poroso (Keller e Frischknecht, 1966). 
O efeito adicional desta condução superficial dos argilominerais pode ser observado 
na ausência da linearidade admitida por Archie em seus gráficos, o que levou Patnode e 
Wyllie (1950) a proporem a existência de uma condutividade dos sólidos (σs) atuando 
paralelamente à condução iônica através das soluções intersticiais. 
Em termos de condutividade a equação de Archie assim pode ser escrita : 
F
wσ
oσ = (2.12) 
a qual acrescida do termo σs proposto, passa a : 
sσF
wσ
oσ += (2.13) 
 Posteriormente, Winsauer e McCardell (op.cit.) modificaram esta equação para : 
( zσwσF
1
oσ += ) (2.14) 
sendo σz a condutividade da dupla camada, dependente do tipo e concentração dos íons da 
solução intersticial. σz tende a zero quando σo e σw também tendem a zero, justificando a 
curvatura do gráfico na figura 2.1, na zona de baixa condutividade da solução. 
 ZONA
 NÃO
LINEAR
ZONA LINEAR
σο
σω
σz/F
σw/F
ROC
HAS
 LIM
PAS
ROC
HAS
 ARG
ILOS
AS
Figura 2.1 - Comportamento esquemático das condutividades em rocha limpa e 
 argilosa (adaptado de Worthington, 1985)
X
 
Muito embora este modelo descreva melhor o comportamento elétrico das rochas, há 
a dificuldade natural de sua aplicabilidade nos perfis, pela inexistência de metodologias para 
a determinação de σz. 
Waxman e Smits (1967), verificaram que a corrente elétrica nos meios argilosos 
percorre linearmente o mesmo caminho da corrente eletrolítica interporosa, de acordo com : 
σz = B.Qv (2.15) 
onde, B é um fator de proporcionalidade correspondente à condutância equivalente dos íons 
adsorvidos e suas mobilidades associadas. 
 GGN-2004-Petrofísica-10 
 
Hill e Milburn (1956), a partir de um gráfico σo vs σw, estabeleceram uma correlação 
entre a capacidade de troca catiônica (CEC) e Qv. 
 Desta forma, a equação (2.14) ficaria : 
( Qv.BwσF
1
oσ += ) (2.16) 
Verifica-se na figura 2.2, que nas soluções mais concentradas e com menores 
valores de Qv (0,28 e 0,52 meq/ml), as retas passavam próxima à origem do gráfico, 
enquanto a rocha mais argilosa (Qv = 1,47 meq/ml), forneciam no eixo das abcissas um 
segmento de comportamento linear em relação à Qv, o que levou os autores a admitirem 
que em altas concentrações B teria um valor constante. 
 
1,6
1,2
0,8
0,4
0 5 10 15 20 25
0,52
1,47
0,28
B.Qv σw (S/m)
σo 
 (S
/m
)
-
-
-
- - - -
Qv (meq/ml)
Figura 2.2 - Gráfico de Waxman e Smits, usando dados de Hill e Milburn,
 mostrando a correlação entre o teor de argila (Qv) e B.Qv 
-
 
 
Adaptando-se esta equação para camadas com hidrocarbonetos, tem-se : 
 


 +=
Sw
Qv.B
wσFt
σ
nSw
 (2.17) 
onde a razão B.Qv/Sw quantifica o incremento da concentração dos íons adsorvidos 
na medida em que o volume da solução diminui, desde que o número de íons é fixo. Esta 
equação transforma-se na de Archie quando as rochas forem isentas de argila (Qv=0). 
 
3.2 - Propriedades Acústicas 
 
O som propaga-se com diferentes velocidades a depender do meio em que as ondas 
viajam. Ele é mais rápido nos sólidos do que nos líquidos e nos gases. Portanto, caso um 
meio qualquer seja composto de materiais sólidos, líquidos e gasosos (como nas rochas 
sedimentares ou fraturadas), a velocidade de propagação de uma onda acústica depende 
diretamente da proporção de cada um de seus componentes. Por conseguinte, torna-se 
possível o uso da medida da velocidade do som através das rochas para se determinar à 
razão de proporcionalidade entre os sólidos, líquidos e gases, i.é., da porosidade. 
 Existem vários tipos de ondas que podem viajar através dos corpos sólidos. 
Entretanto duas delas nos interessam mais de perto : 
 
a)Onda Compressional ou Longitudinal, com oscilação das partículas se 
processando na direção da propagação. Sua velocidade é dada por : 
 
)1()21(
1
.221
22
13
4
σσ
σ
ρσσ
σ
ρρ
µ
+−
−=
−−
+=
+
= 



B
E
B
E
B
K
Vp (2.18) 
onde: 
 GGN-2004-Petrofísica-11 
 
ρB = massa específica do meio: 
K = módulo de massa ou resistência a deformação 
µ = módulo de rigidez ou cisalhamento 
E = módulo de Young ou de elasticidade 
σ = modulo de Poisson 
 
b)Onda de Cisalhamento ou Transversal, com oscilação das partículas se 
processando perpendicularmente a direção de propagação. Estas ondas são próprias dos 
corpos sólidos porque eles resistem às tensões de cisalhamento o que não acontece com 
os 1iquidos ou gases. A velocidade destas ondas é dada por : 
 
)1(2
1
. σρρ
µ
+== B
E
B
Vs (2.29) 
 
Por conseqüência, 
 
σ
σ
µ −
−=+=
2
1
1
3
4K
Vs
Vp
 (2.30) 
 
Vp será sempre maior do que Vs para um mesmo meio considerado. Ambos radicais 
serão maiores que a unidade porque K e µ são positivos, igual a ½ nos sólidos ideais. Vp é 
aproximadamente igual a 2.Vs 
 A propagação de uma onda acústica através de um corpo poroso (rocha), varia em 
função : 
 
• do tipo do material sólido (litologia ou matriz); 
• da separação entre seus componentes sólidos (porosidade), e 
• do tipo do material entre os componentes sólidos (saturação(/ões) fluido(as)). 
 
Assim, o tempo despendido pelo som para percorrer um trajeto fixo e bem definido 
de rocha pode conduzir a determinações quantitativas da porosidade dessa mesma rocha. 
A atenuação de uma onda sonora através de um meio, é a medida da mudança de 
sua amplitude por unidade de distância. Quanto maior for à distância de observação de um 
fenômeno acústico maior resolução deve ter o equipamento, para minimizar os efeitos da 
atenuação. 
 
3.3 - Propriedades Radioativas 
 
Interpretações errôneas podem ser realizadas sem o conhecimento de alguns 
princípios básicos da geofísica nuclear, dado as limitações inerentes das ferramentas 
exploratórias do tipo radioativo. 
Basicamente, um átomo consiste de nêutrons de massa igual a 1 U.M.A. (unidade de 
massa atômica) e nenhuma carga elétrica; de prótons de massa igual a 1 U.M.A. e carga 
positiva e, finalmente, de elétrons orbitais, de carga negativa e massa da ordem de 1/1.840 
de um próton. O número de massa (A), define o número de prótonse nêutrons existente no 
núcleo, ao passo que o número atômico (Z), indica a quantidade de prótons do núcleo ou de 
elétrons da eletrosfera. 
Chama-se de isótopos aos diferentes estados de um elemento qualquer onde se 
observam valores diferentes de “A” (devido uma mudança no numero de nêutrons), 
enquanto “Z“ permanece inalterado. Para ilustrar, o urânio natural consiste de 3 isótopos 
 GGN-2004-Petrofísica-12 
 
com pesos atômicos 234, 235 e 238. O termo “nuclide” refere-se a cada uma das possíveis 
combinações de nêutrons e prótons. Alguns isótopos são estáveis, isto é, eles não mudam 
suas estruturas atômicas ou seu estado energético. Por outro lado, isótopos instáveis 
naturalmente trocam de estrutura e emitem energia em forma de radiações, transformando-
se em elementos diferentes. Dos quase 1.400 nuclides conhecidos hoje em dia, apenas 
1.130 deles são instáveis e apenas 65 ocorrem naturalmente. 
A maior parte da energia liberada durante a fase de instabilização temporária dos 
isótopos radioativos consiste de partícula ou Raios Alfa de carga positiva, partícula ou Raios 
Beta de carga negativa e energia eletromagnética denominada de Raios Gama, sem carga 
elétrica, porém de alta freqüência. 
 
• Raios alfa - possuem 4 vezes a massa do próton. Devido a sua grande massa, têm 
capacidade de penetrar apenas algumas folhas de papel. É igual a um núcleo de 
Hélio: + Nêutrons2Prótons2
4
2 +=α
• Raios Beta - são elétrons, de pequena massa, sendo facilmente desviados pelos 
campos magnéticos. Podem penetrar vários milímetros em alumínio. É igual a um 
elétron orbital: elétron1β01 =−
• Raios Gama – são radiações eletromagnéticas similares as ondas de luz e de rádio, 
de pequeno comprimento de onda (cerca de 0,1 Angstron). Por não possuírem carga 
elétrica não são desviados pelos campos elétricos ou magnéticos. Penetram 
espessos materiais, sendo absorvidos apenas por várias polegadas de chumbo. 
Atravessa os revestimentos de aço dos poços, sofrendo leves atenuações : 0 γ 0 
 
Uma vez que os raios gama possuem características tanto de partícula como de 
ondas de alta freqüência o termo fóton é também utilizado. A energia emitida por cada 
ísótopo radioativo é característica do núcleo do átomo emissor. 
Apenas a radiação natural gama é detectada pelos equipamentos de perfilagem, 
devido à alta capacidade de penetração em materiais densos. Existem ferramentas 
radioativas que utilizam nêutrons produzidos artificialmente, também possuidores de alta 
capacidade de penetração nos materiais densos, mas que são amortecidos (ou 
termalizados) pelos materiais hidrogenados. 
A energia de radiação é medida em múltiplos do elétrons-volt (eV), o milhão de 
elétron-volt (MeV). Por definição, 1eV é equivale à variação da energia que sofre um elétron 
quando submetido a um diferencial de potencial igual a 1volt. 
A amplitude de um pulso elétrico recebido por um detector de radiação qualquer é 
função da energia (ou velocidade) do fóton que nele penetra. A intensidade da radiação está 
relacionada com o número de pulsos detectados por unidade tempo. 
As argilas e/ou folhelhos são os elementos mais naturalmente radioativos entre as 
rochas sedimentares conhecidas, devido à suas habilidades em reter íons metálicos, entre 
eles os radioativos Urânio, Tório e o Potássio 40. 
 
4 - O Meio Ambiente de Uma Ferramenta de Perfilagem 
 
 As ferramentas de perfilagem que são descidas nos poços portam consigo vários 
sensores passíveis de sofrer influências dos diversos elementos presentes dentro e/ou 
adjacentes ao poço, tais como o tipo do fluido de perfuração etc. 
 
4.1 - A Geometria de um Poço 
 
Sob a ação da broca, os mais variados tipos de rocha passam a se comportar de 
comum acordo com suas propriedades físicas e/ou mecânicas. Nos calcários, rochas duras, 
compactas, as paredes do poço mantêm-se com o diâmetro nominal da broca. Os folhelhos, 
 GGN-2004-Petrofísica-13 
 
de tendência laminar, tornam-se físseis e quebradiços. Com a constante movimentação da 
coluna de perfuração, os poços desmoronam defronte aos folhelhos aumentando seus 
diâmetros. Nos arenitos, a permeabilidade e a porosidade aliada à ação do fluido de 
perfuração (lama), mantém em suas paredes uma crosta de partículas sólidas denominada 
reboco, reduzindo o diâmetro do poço, em relação ao diâmetro da broca que o perfurou. A 
parte líquida da lama, denominada filtrado, penetra camada a dentro deslocando parte do 
fluido interporoso original da rocha. 
Estes são os comportamentos esperados normalmente. Variações desses padrões 
ocorrem em função das particularidades petrofísicas de cada camada. Comportamentos 
anômalos poderão ser observados em zonas da alta pressão, de fraturas e de rochas não 
consolidadas. 
 
4.2 - O Fluido de Perfuração 
 
Por apresentar características eletrolíticas (soluções salinas) o fluido de perfuração, 
também denominado de lama, poderá ocasionar uma série de distúrbios nos perfis, 
alterando a precisão das informações que se deseja obter. 
Tais alterações resultam de três características essenciais do sistema fluido (fatores 
ambientais): invasão do filtrado da lama nas camadas permoporosas, diâmetro e volume do 
poço, resistividade ou salinidade do fluido de perfuração. 
Além destes, pode-se enumerar: reboco da lama, pressão hidrostática, pressão 
estática da formação, gradiente geotérmico, temperatura do fluido de perfuração etc.. 
No que se refere aos procedimentos essenciais para uma perfeita avaliação 
exploratória de um poço, de modo a proporcionar um meio físico realista para as operações 
de perfilagens, é essencial que se mantenha o fluido de perfuração dentro dos parâmetros 
estabelecidos para cada projeto específico, controlando-se: (1) a reologia necessária para o 
transporte do material triturado pela broca até a superfície para análise litológica, (2) os 
processos de filtração (visando minimizar a invasão radial das camadas permeáveis pelos 
sólidos e pela fase contínua do fluido) e da espessura do reboco (visando furos calibrados), 
(3) a hidratação de argilas expansivas presentes e, (4) as pressões de sub-superfície, por 
meio da densidade adequada à estabilidade do furo. 
 
4.3 - Volume do Fluido de Perfuração ou Diâmetro do Poço 
 
Os gráficos de interpretação, fornecidos pelas companhias multinacionais de 
perfilagem, são elaborados a partir de pesquisas em rochas artificiais ou litologicamente 
bastantes conhecidas. Assim, os gráficos foram construídos para poços com diâmetros de 8 
polegadas e uniformemente cilíndricos. Variações bruscas e locais nos diâmetros dos poços 
reais, implicam conseqüentemente em variações nos parâmetros dos gráficos, tornando-os 
de certo modo imprecisos, porém não irreais. 
Exemplo desta influência observa-se no perfil de Potencial Espontâneo (SP), que é 
uma medição direta do diferencial de potencial eletroquímico natural existente entre dois 
meios iônicos distintos (lama e água das formações). Quanto aos perfis ditos de porosidade, 
o diâmetro do poço reflete suas variações por meio de ruídos nos sinais registrados (perfil 
Sônico), nas leituras de densidades que se aproximas à da água (perfil de Densidade) etc. 
Neste último, o peso da lama e/ou diâmetro do poço tornam suas leituras inúteis, para fins 
quantitativos, caso não se façam às correções necessárias. 
 
4.4 – Invasão 
 
Durante a perfuração de um poço o fluido de perfuração deveria estar condicionado 
de tal forma que sua pressão hidrostática deva ser igual à pressão intrínseca das camadas. 
Por seu lado, os fluidos interporosos das rochas exercem, efetivamente, uma contra pressão 
igual ao peso da coluna líquida. Por questões de segurança operacional, usam-se fluidosde 
 GGN-2004-Petrofísica-14 
 
perfuração com um peso um pouco superior aos das rochas, com a finalidade de eliminar 
surgências fluidas perigosas e indesejáveis (“kicks”, “blowouts”, etc.). 
Em resposta ao diferencial de pressão que se estabelece entre o fluido de perfuração 
e a formação, ocorre uma infiltração (invasão) do fluido de perfuração através dos canais 
naturais (poros interconectados e/ou fraturas). 
Apenas a parte contínua daquele fluido, isto é, o filtrado (líquido) é capaz de penetrar 
nos poros das rochas, enquanto que a porção sólida vai, lenta e gradualmente, 
impermeabilizando a parede do poço, formando um reboco. O material da fase descontínua 
(argilas adicionadas ou naturais incorporadas e/ou produtos químicos - polímeros), não 
consegue penetrar facilmente, a não ser que tenham tamanhos menores que os poros 
(fração fina) ou então que ocorram mecanismos capazes eus formatos, 
empurrando-os e comprimindo-os entre os grãos. 
Tão logo a broca atinja uma camada permoporosa, in
onde o filtrado invade radialmente as camadas enquanto
depositadas as primeiras partículas sólidas do reboco na pa
que o reboco aumenta de espessura ele passa a proteger a c
limitando a penetração do filtrado. Todavia, enquanto a colun
movimentada dentro do poço, a espessura do reboco sofrer
conseqüência, novas frentes de invasão poderão oc
dinâmico e/ou estático. 
A necessidade do furação é uma exigê
servação das seções não consolidadas, (1) evitando que e
(manutenção das paredes dos poços), (2) para a lubrificação
da coluna de perfuração e, principalmente, (3) para permiti
amostras de calha, as quais se constituem no primeiro elemen
A extensão radial (diâmetro de invasão - Di) da penetra
 
• Fatores relativos ao poço/lama : tempo gasto na perfu
do reboco, viscosidade do filtrado e perda de água da 
• Fatores relativos às camadas perfuradas : diferencia
camada, permeabilidade da camada, litologia e porosid
 
4.5 - Zoneamento Radial Fluido às Paredes do Poço 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Na primeira das zonas, a zona lavada, o fluido inte
radialmente (lavado) pelo filtrado. O termo lavado não signif
todo o fluido original tenha sido substituído pelo filtrado inva
depende da quantidade de água irredutível (Swirr) retida pela
adesão e/ou tensão superficial. Quanto menor granulometria
adsorvida não deslocável pelo filtrado. Deste modo, o filtrado 
irredutível e coexistir também com os hidrocarbonetos residu
RAIO DE INVASÃO 
 
FLUIDO DE 
PERFURAÇÃO 
FOLHE
ZONA LAVADA 
 (Rxo) 
(Influência do filtrado 
do fluido - Rmf) 
FOLHE
REBOCO 
Finos da Lama
ZONA 
TRANSI-
CIONAL 
POÇO 
 
 
 de distorcer s
icia-se o processo da invasão, 
 que ao mesmo tempo são 
rede do poço. Na medida em 
amada impermeabilizando-a e 
a de perfuração estiver sendo 
á reduções (raspagens) e, por 
nto, caráter 
orrer. A invasão tem, porta
ncia natural para fins de pre-
fluido de per
las desabem ou desmoronem 
 da broca e demais elementos 
r um suficiente suprimento de 
to útil na avaliação do poço. 
ção fluida, é função de: 
ração do poço, permeabilidade 
lama; 
l de pressão entre a lama e a 
ade. 
rporoso presente é deslocado 
ica necessariamente dizer que 
sor, porquanto tal substituição 
 rocha, por meio de forças de 
 maior a quantidade de água 
poderá difundir-se com a água 
ais. A zona a seguir é a zona 
LHO SOTOPOSTO 
LHO SOBREPOSTO 
ZONA VIRGEM 
(Ro) 
(Influência da água 
conata - Rw) 
 GGN-2004-Petrofísica-15 
transicional ou temporária com os fluidos filtrado, hidrocarboneto e água da formação - 
irredutível e/ou livre, misturados. Esta zona é denominada de zona invadida. Além da zona 
invadida existe uma outra, não perturbada ou não contaminada pelo filtrado da lama. É a 
zona verdadeira ou virgem, pois nela estão todos os fluidos das rochas em sua proporção 
volumétrica original. 
O contato entre as 3 zonas fluidas não é brusco (como deixa transparecer a figura) 
mas sim transicional, devido ao fenômeno da capilaridade lateral. Eventualmente, com o 
tempo e a difusão equilibrada, a zona transicional pode deixar de ocorrer. 
O reboco é constituído de partículas sólidas. Assim, não é admissível dizer-se que 
quanto mais espesso for o reboco da camada mais permeável ela deve ser porquanto , uma 
vez que as várias manobras efetuadas durante a perfuração podem raspar o reboco já 
formado, com chances, cada vez maiores, para o aparecimento de novas frentes de 
invasão, muito embora o reboco continue fino. 
 
4.6 - Salinidade ou Resistividade do Fluido de Perfuração 
 
O movimento browniano dos íons dissolvidos em uma solução é o responsável direto 
pela condução da corrente elétrica. O fluido de perfuração, muito embora contenha 
elementos sólidos, polímeros ou argilominerais condutores, comporta-se igualmente a uma 
solução e tem suas propriedades elétricas regidas pelas leis da eletricidade. A intensidade 
da corrente conduzida é diretamente proporcional à concentração dos sais presentes e a 
temperatura. Quando o fluido é polimérico o reboco reduz a um fino filme, ao contrário dos 
fluidos bentoníticos onde o reboco atinge espessuras de frações de polegadas. 
Como já discutido, a lama dissocia-se em reboco e filtrado defronte as formações 
permoporosas. Denomina-se de Rm a resistividade da lama, Rmf o filtrado e Rmc o reboco. 
 Quando presentes apenas os íons monovalentes Na+ e o Cl-, as resistividades da 
lama e seus dissociados guardam as relações empíricas da ordem de Rmf = 0,75.Rm e Rmc 
= 1,50.Rm. Todavia, nas lamas a base de KCl ou KHCO3 ou águas de formação contendo 
íons bivalentes, suas propriedades físico-químicas sofrem sensíveis modificações, 
necessitando-se de novas relações para as interpretações dos perfis do tipo do potencial 
espontâneo (Lima e Girão, 2000). 
 
5. Equipamentos Essenciais para a Obtenção de um Perfil 
 
As operações de perfilagem exigem a presença de sensores montados em sondas, 
também denominadas de ferramentas, de meios de transmissão dos sinais coletados por 
tais sensores para enviá-los à superfície (telemetria), de sistemas de registros e 
processamento dos sinais (computadores). 
Para que seja possível a realização de qualquer perfil, as companhias de perfilagem 
utilizam uma série de equipamentos. O primeiro deles, é o caminhão (unidade) laboratório. 
Neste, destaca-se um tambor contendo o cabo de perfilagem, revestido externamente por 
duas malhas de fios de aço, dispostas helicoidalmente em sentido inverso uma da outra, 
para segurança mecânica operacional quanto à tração e a torção. Na parte interna do cabo, 
existem 7 condutores perfeitamente isolados por borracha e/ou teflon. Estes condutores são 
utilizados para conduzir a corrente elétrica de alimentação e trazer, para a superfície, os 
sinais resultantes (volts, corrente elétrica, contagem por segundo etc.) coletados pelos 
sensores que se deslocam no poço, puxados pelo guincho. 
Os sensores emitem, a depender do tipo, corrente elétrica, som ou radioatividade 
para as rochas e captam sinais de volta dessas mesmas rochas. Estes sinais sobem para a 
superfície, através dos condutores do cabo, para processamento. Na superfície, dentro da 
unidade laboratório, existem painéis dotados de complexos circuitos eletro-eletrônicos de 
aquisição, medição, conversão e registro dos sinais provenientes dos sensores. 
A presença atual de computadores nas unidades laboratório deve-se a diversos 
fatores, principalmente de ordem operacional, tais como: acelerar a operação, aumentar a 
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quantidade de combinações ferramentaispossíveis (para diminuir o numero de descidas de 
ferramentas em um poço), facilitar a interpretação na boca do poço e liberar o operador da 
perfilagem das tarefas cansativas de calibração e controle das operações. 
As unidades atuais possibilitam “ver e interpretar” um perfil ao mesmo tempo em 
que ele está sendo registrado no fundo do poço. É a operação em tempo real, graças ao uso 
de TV’s (monitores óticos) ou de câmaras de raios laser ou catódicos, que utilizam papéis 
especiais de revelação à luz comum. 
 
 
 
6. A Malha Gráfica onde são Registradas as Curvas dos Perfis 
 
 
 
 
 
 
 
 Faixa 1 PROF. Faixa 2 Faixa 3 
 
 
O quadriculado onde se registram as propriedades das rochas em um perfil, é 
denominado de malha API e está padronizado em 3 (três) “tracks”, pistas ou faixas, 
seguindo normas específicas do Instituto Americano de Petróleo. Cada faixa ou “track” 
está dividida em 10 pequenas divisões verticais de 1/4 de polegada e tantas horizontais 
quantas forem necessárias para a representação da profundidade do poço (pés ou em 
metros). As profundidades estão impressas em estreita faixa própria, entre a primeira e a 
segunda faixa. As faixas 2 e 3 podem ter tanto escala linear como log (perfis de 
resistividade). 
Existem curvas de perfis que serão sempre registradas na primeira faixa (a 
exemplos daquelas de cunho litológico), outras apenas na segunda ou na terceira e ainda 
outras na segunda e na terceira faixas, nunca entretanto, da primeira até a terceira, 
atravessando a pequena faixa central das profundidades. 
As escalas numéricas das propriedades registradas pelas curvas estão anotadas 
no topo de sua respectiva faixa, de modo a facilitar a leitura. Na figura acima, a curva de 
GR (faixa 1) a SN e a DIR (faixa 2) aumentam da esquerda para a direita. Já a DT (faixa 
3), aumenta em sentido contrário. O SP varia de um valor mínimo para um máximo. 
Para registrar as curvas em uma malha API, nas antigas unidades convencionais, 
era necessário uma câmara fotográfica especial munida de espelhos onde uma luz incidia 
sobre um galvanômetro cuja luz impressionava um filme a ser revelado posteriormente. 
Nas unidades digitais atuais, os sinais provenientes dos sensores, são 
apresentados ao cliente, em tempo real, de duas ou mais formas. Umas companhias 
utilizam um sistema de câmaras de raios catódicos que registram um filme, outras 
e outras, ainda, utilizam 
 se está processando o 
 
 
 
câmaras de raios laser com filmes que se revelam á luz comum 
tubos de imagem (TV) para mostrar, ao mesmo tempo em que
 
 
 
 
 
perfil, o trecho do poço já perfilado. 
Atualmente, todas as companhias registram os perfis em mídia que podem ser 
interpretadas nas próprias unidades laboratórios ou entregues aos clientes para 
processamento posterior em seus próprios computadores. 
 
 
 
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7. Vantagens dos Perfis dos Poços 
 
As principais vantagens dos perfis de poço, em comparação aos demais métodos de 
avaliação, são: (1) cobrem todo (ou quase todo) o intervalo perfurado; (2) apresentam um 
erro máximo em profundidade, da ordem de 0,05%; (3) registram de várias propriedades das 
rochas em uma só descida de sonda; (4) realizam amostragens em grande detalhe, a 
depender do tipo de perfil, 1 amostra a cada 6 polegadas ou 1 amostra a cada polegada 
(15cm a 0,5cm) de poço; (5) têm velocidade máxima de perfilagem entre 10 a 75 
metros/minuto; (6) têm custo reduzido quando comparado ao custo da perfuração do poço, 
de uma testemunhagem contínua ou “MWD” (Measure While Drilling). Para finalizar, existe 
atualmente um grande número de perfis em disponibilidade, para os mais variados tipos de 
usuários, além de métodos interpretativos através de computadores. 
 
8. Desvantagens dos Perfis de Poços 
 
Necessitam de especialista ou intérprete atualizado e em constante reciclagem. Ele 
deve conhecer, além dos princípios físicos de cada tipo de perfil, razoáveis conhecimentos 
em petrofísica, aliados a uma boa dose de bom senso, lógica e pragmatismo. É conveniente 
lembrar que os perfis exigem interpretação e que “Não existe verdade absoluta quando se 
trata de interpretação”. 
 
10. PRINCIPAIS TIPOS DE PERFIS GEOFÍSICOS 
 
 A maneira mais simples de se entender os procedimentos de uma avaliação de poço, 
a ser realizada por meio dos perfis geofísicos, é pelo uso da Lei de Archie. Essa lei 
experimental foi o ponto de partida para toda a técnica da perfilagem, muito embora ela 
somente deva ser aplicada para camadas isentas de materiais condutivos outros, que não a 
água intersticial, limitada em torno de 10 Kppm. 
 
Rt.
Rw.aSw m
n
φ= (2.31) 
 
 Pelo que se pode observar, sua aplicação necessita, no mínimo, da determinação de 
três incógnitas (denominados de parâmetros na técnica da perfilagem), as quais podem ser 
obtidas diretamente dos perfis e algum suporte laboratorial. 
 Rw pode ser obtida com a curva do Potencial Espontâneo (SP) ou do cálculo do Rwa 
mínimo. Entretanto, dado às dificuldades inerentes ao primeiro método, deve-se dar 
preferência ao uso das medidas de resistividade das amostras de águas recuperadas em 
teste de formação ou de produção. 
 Rt pode ser obtida com os perfis de resistividade (indução, lateroperfis e de múltiplas 
resistividades), enquanto a porosidade (Φ) pode ser obtida com os perfis Sônico, Densidade 
e Neutrônico. 
 Os parâmetros a, m e n, deverão ser preferentemente resultantes de testes 
laboratoriais, da experiência da área, ou dos próprios perfis. 
 Desta maneira, o mais simples dos programas de perfilagem, para a determinação da 
saturação de água da camada (Sw), deve constar de um perfil de resistividade (Rt) e de um 
de porosidade (Φ). Entretanto, dado à complexidade de alguns reservatórios e as limitações 
dos diversos tipos de perfis, há a necessidade de uma maior quantidade de dados para que 
se obtenha a redundância de valores e uma maior aproximação da realidade da rocha. 
 
 
 
 
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11. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 
 
 
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