2 Petrofísica

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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.
MATRIZ
POROS
(Todos os
(Vazios)
Componentes
Sólidos da
Rocha)
(1 - 

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).
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).
- 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:

1Para	2	componentes,	um	sólido	e	um	líquido	de propriedades	US e	UL respectivamente, a mistura UM será dada por :
GGN-2004-Petrofísica-2
U M   . U Lm
 1    . U Sm	m
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 :
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
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
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
- 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.
- 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:
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 medida física 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.
– 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 (). 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 (). 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).
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    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
σ  ε η µ	(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:
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L
r α	
A
L
r  R
A
(2.2)
A constante introduzida nesta proporcionalidade (R ou ) é denominada de Resistência Específica 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.
- 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
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) :
GGN-2004-Petrofísica-6
(3,562  0,955 x Log Salw)
Rw 75F  10
 0,0123
(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) :
 Tw  21,5 
Rw 2
 Rw
 	1	
1 Tw 2  21,5 
(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) :
SDT 
a Rw b
(2.5)
onde a e b são parâmetros definidos para cada situação (área, formação etc.), a partir dos resultados das análises hidroquímicas.
- 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 :
Em relação às Resistividades, verifica-se que existe uma relação linear :
Ro α Rw isto é :
ou Ro  Fr . Rw
(2.6a)
Ro
Fr 	(2.6b)
Rw
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.
Em relação à porosidade (Φ), verifica-se que existe uma relação linear inversa :
1
F 	(2.6c)
 m
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 € 1 e F € 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
	
14,0-25,0
	
16,0-25,0
	
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
A formação tem que ser isotrópica, vez que Ro depende da direção da medida.
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.
- 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:
GGN-2004-Petrofísica-8
 	R 
R C
ou  
(2.7)
C
sendo os índices C e  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:
Ro 
)   . R C
(2.8)
(R 
C
.R 
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	r
J  σ . E
Dada a característica tensorial da condutividade podemos desdobrar (2.9) em:
J1  σ11E1  σ12E2  σ13E3
(2.9)
J2  σ 21E1  σ 22E2  σ 23E3
J3  σ31E1  σ32E2  σ33E3
(2.10)
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,
J  σˆ E , onde σˆ
representa a matriz ou o tensor da condutividade. De
modo equivalente, podemos expressar: E  Rˆ
J, sendo, Rˆ
 σˆ 1 , o tensor da resistividade.
- 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 ( 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 :
GGN-2004-Petrofísica-9
Rt  I.Ro
e
(2.11-a)
1
I 	(2.11-b)
Swn
onde I é um Índice de Resistividade e n um expoente de Saturação, igualmente determinado a partir do coeficiente angular da reta log I   n.log Sw . Pesquisas laboratoriais devem avaliar este expoente.
Finalmente, combinando-se as equações acima, obtém-se a Lei de Archie :
Rw
Rt 	(2.11-c)
m . Swn
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.
– 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
fragilidade da ligação do Al3+ dentro da estrutura cristalina dos argilominerais, facilita a sua 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 :
σ w
GGN-2004-Petrofísica-10
σo 
F
(2.12)
a qual acrescida do termo σs proposto, passa a :
σ w
σo 		 σs F
(2.13)
Posteriormente, Winsauer e McCardell (op.cit.) modificaram esta equação para :
1σo  σ w  σz 	(2.14)
F
ZONA
NÃO 
LINEAR
ZONA LINEAR

z/F

w/Fsendo 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.

X

Figura 2.1 - Comportamento esquemático das condutividades em rocha limpa e argilosa (adaptado de Worthington, 1985)
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.
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 :
1σo 	σ w  B.Qv	(2.16)
F
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
-
Qv (meq/ml)
-
0,52
-
-
1,47
0,28

o
 
 
(
S
/
m
)
-
-
-
-0	5	10	15	20	25
B.Qv	w (S/m)
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 :
GGN-2004-Petrofísica-11
Swn 
σ 	σw 
v 

(2.17)
t	F	
Sw 
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).
- 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 :
Onda Compressional ou Longitudinal, com oscilação das partículas se processando na direção da propagação. Sua velocidade é dada por :
K 

 
4
3 


 
B
E



B 


1
 

2 

 
2
1 

 

 

 
2


2 



E
1
 

 


 
B 
 
(1
 

 2

 
)
 
(1
 

 

 
)
.Vp 			(2.18)
onde:
B = 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
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 :


 
B
E
1

 
B 
 
2
 
(1
 

 

 
)
.Vs 		(2.29)
Por conseqüência,
GGN-2004-Petrofísica-12
Vp	K	4
		
Vs		3
(2.30)
1 

 

1
2

 
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.
- 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 prótons e 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
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
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.
4Raios 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: 2  2 Prótons  2 Nêutrons
0Raios Beta - são elétrons, de pequena massa, sendo facilmente desviados pelos campos magnéticos. Podem penetrar vários milímetros em alumínio. É igual a um
GGN-2004-Petrofísica-13
elétron orbital:
1β  1 elétron
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  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.
- 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.
- 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,
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.
- 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),
a hidratação de argilas expansivas presentes e, (4) as pressões de sub-superfície, por meio da densidade adequada à estabilidade do furo.
- 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.
– 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 fluidos de
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 de distorcer seus formatos, empurrando-os e comprimindo-os entre os grãos.
Tão logo a broca atinja uma camada permoporosa, inicia-se o processo da invasão, onde o filtrado invade radialmente as camadas enquanto que ao mesmo tempo são depositadas as primeiras partículas sólidas do reboco na parede do poço. Na medida em que o reboco aumenta de espessura ele passa a proteger a camada impermeabilizando-a e limitando a penetração do filtrado. Todavia, enquanto a coluna de perfuração estiver sendo movimentada dentro do poço, a espessura do reboco sofrerá reduções (raspagens) e, por conseqüência, novas frentes de invasão poderão ocorrer. A invasão tem, portanto, caráter dinâmico e/ou estático.
A necessidade do fluido de perfuração é uma exigência natural para fins de pre- servação das seções não consolidadas, (1) evitando que elas desabem ou desmoronem (manutenção das paredes dos poços), (2) para a lubrificação da broca e demais elementos da coluna de perfuração e, principalmente, (3) para permitir um suficiente suprimento de amostras de calha, as quais se constituem no primeiro elemento útil na avaliação do poço.
A extensão radial (diâmetro de invasão - Di) da penetração fluida, é função de:
Fatores relativos ao poço/lama : tempo gasto na perfuração do poço, permeabilidade do reboco, viscosidade do filtrado e perda de água da lama;
Fatores relativos às camadas perfuradas : diferencial de pressão entre a lama e a camada, permeabilidade da camada, litologia e porosidade.
ZONA LAVADA
(Rxo)
(Influência do filtrado do fluido - 
Rmf
)
ZONA 
TRANSI- 
CIONAL
ZONA VIRGEM (
Ro)
(Influência da água conata - 
Rw
)- Zoneamento Radial Fluido às Paredes do Poço
GGN-2004-Petrofísica-15
POÇO
Finos da Lama
FOLHELHO SOBREPOSTO
FLUIDO DE PERFURAÇÃO
REBOCO
RAIO DE INVASÃO
FOLHELHO SOTOPOSTO
Na primeira das zonas, a zona lavada, o fluido interporoso presente é deslocado radialmente (lavado) pelo filtrado. O termo lavado não significa necessariamente dizer que todo o fluido original tenha sido substituído pelo filtrado invasor, porquanto tal substituição depende da quantidade de água irredutível (Swirr) retida pela rocha, por meio de forças de adesão e/ou tensão superficial. Quanto menor granulometria maior a quantidade de água adsorvida não deslocável pelo filtrado. Deste modo, o filtrado poderá difundir-se com a água irredutível e coexistir também com os hidrocarbonetos residuais. A zona a seguir é a zona
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.
- 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).
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
GGN-2004-Petrofísica-16
quantidade de combinações ferramentais possíveis (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.
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 câmaras de raios laser com filmes que se revelam á luz comum e outras, ainda, utilizam tubos de imagem (TV) para mostrar, ao mesmo tempo em que se está processando o 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.
GGN-2004-Petrofísica-17
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.
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”.
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.
GGN-2004-Petrofísica-18
Swn
 a . Rw
m . Rt
(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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