KRETTELYSMateusdeGodoy_TCC_Geologia

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UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS 
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS 
 
 
 
TRABALHO DE CONCLUSÃO DE CURSO 
GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA 
 
 
Estimativa de porosidade e permeabilidade para o reservatório 
siliciclástico do Campo de Peregrino, Bacia de Campos. 
 
 
 
Mateus de Godoy Krettelys 
 
 
 
 
 
Orientador: Prof. Dra. Sueli Yoshinaga Pereira 
Coorientador: Armando Zaupa Remacre 
 
 
 
 
 
 
 
Campinas-SP 
Julho de 2015 
ii 
 
 
UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS 
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS 
 
 
 
TRABALHO DE CONCLUSÃO DE CURSO 
GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA 
 
 
Estimativa de porosidade e permeabilidade para o reservatório 
siliciclástico do Campo de Peregrino, Bacia de Campos. 
 
 
Mateus de Godoy Krettelys 
 
 
 
Trabalho de conclusão de 
curso apresentado em 8 de 
Julho de 2015 para obtenção 
do título de Bacharel em 
Geologia pelo Instituto de 
Geociências da UNICAMP. 
 
 
 
 
Banca Examinadora: 
Prof. Dra. Sueli Yoshinaga Pereira (Orientadora) 
Prof. Dr. Alexandre Campane Vidal 
Msc. Bruno César Zanardo Honório 
 
 
 
 
 
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Este trabalho é dedicado a 
minha mãe Silvia e meu 
irmão Marco. 
 
 
 
 
 
 
 
 
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AGRADECIMENTOS 
 
Agradeço principalmente à minha família pelo apoio durante estes longos anos 
de graduação. Minha mãe Silvia e irmão Marco que sempre estiveram ao meu lado 
mesmo em momentos que não precisavam e sempre me colocaram em primeiro lugar. 
Agradeço à minha orientadora Sueli Yoshinaga Pereira pelo voto de confiança, 
orientações e por fazer parte da minha jornada acadêmica. Agradeço ao professor 
Armando Zaupa, meu co-orientador, pelos conselhos e por me fornecer uma 
oportunidade de crescimento que talvez nunca tivesse. À Profa. Dra. Frésia di-Branco 
por ajudar e se preocupar com o meu desenvolvimento. Ao Moacir Cornetti por nos 
auxiliar nas demandas técnicas e práticas do estudo. 
Sou grato à Sinochem Petróleo Brasil Limitada que forneceu todos os recursos 
ao Projeto P&D - Análise de Incertezas Integradas. À todos os funcionários da 
Halliburton que nos foram muito atenciosos nos momentos de aprendizado com o 
software. À todos os funcionários e professores do Instituto de Geociências da 
Unicamp. 
Obrigado aos meus amigos, Jackie, Camis, Dé, Rodrigo, Ju, Babi por estarem 
presentes em todos os momentos acadêmicos e de lazer. Sou grato a toda a turma 09 
pelos momentos repartidos. Um obrigado especial aos meus parceiros, amigos e em 
muitas vezes orientadores de laboratório, Mesquita, Du, Oton, Jaume e Flávio, que me 
acompanharam em meu aprendizado. 
Agradeço a todos meus amigos da grandiosa Amparo: Caio, Felipe, Rato e 
Saissu que apesar da vida nos ter nos distanciado ainda os levo no coração. Ao meu 
amigo Danilo que nos deixou tão cedo, mas que me acompanha de longe. À Ana Rossi, 
que apesar de não estarmos mais juntos nessa jornada, sou grato por todos os anos que 
me deu força para continuar. 
 
 
 
 
 
 
v 
 
 
RESUMO 
 
Durante todo o Cretáceo Superior, a Bacia de Campos recebeu um grande aporte 
sedimentar originada de fluxos turbidíticos, que em função de seu processo de 
deposição e composição geraram grandes e importantes reservatórios de petróleo. A 
caracterização de reservatórios é uma importante fase na exploração de petróleo, pois 
permite o entendimento de suas heterogeneidades e assim possibilita o desenvolvimento 
do melhor plano de prospecção e exploração do campo. Este trabalho tem como 
objetivo central a obtenção das propriedades petrofísicas das rochas constituintes do 
reservatório tais como porosidade, permeabilidade e saturação de água, junto com 
espessura e litologia. Estas propriedades foram adquiridas a partir das descrições de 
testemunhos e da suíte de perfis geofísicos principais: raios gama (GR), neutrônico 
(NPHI), resistividade (ILD), sônico (DT), densidade (RHOB). Para melhorar a 
estimativa da permeabilidade, foram realizadas regressões exponenciais dos dados 
laboratoriais com a finalidade de comparar os valores estimados pela perfilgem e assim 
determinar o melhor modelo para a modelagem geoestatística. O método utilizado para 
cálcular valores de porosidade efetiva se mostrou adequado para o reservatório, 
obtendo-se os valores para as fácies próximos aos medidos em plugs. 
 
Palavras-chave: Bacia de Campos, fluxos turbíditos, reservatório, perfis geofísicos, 
porosidade, permeabilidade, modelagem geoestatística. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
vi 
 
ABSTRACT 
 
Throughout the Late Cretaceous Period, the Campos Basin received a significant 
amount of sediments originated from turbidite current events, that as a function of the 
depositional process and its composition produced important hydrocarbon reservoirs. 
Reservoir characterization is an important study as a part of the development of the 
development plan, which allows a better understanding of the heterogeneities and the 
exploration of the field. The main objective of this work is the acquisition of the 
petrophysical properties permeability, porosity, water saturation of reservoir rocks, 
together with thickness and lithologies. These properties were measured from plug 
descriptions and suit of the principal geophysical logs: gamma ray (GR), neutron 
(NPHI), resistivity (ILD), sonic (DT), density (RHOB). To improve the permeability 
estimation, exponential regretion has been done from data obtained from samples of the 
formation, to compare with the values calculated from logging and determinate a more 
realistic scenario for the geostatistical modeling. The method employed for calculating 
the effective porosity was adequate for the reservoir, and the computed values for the 
facies and plugs were close. 
 
Key words: Campos Basin, turbidities currents, reservoir, well logs, porosity, 
permeability, geostatistical modeling. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
vii 
 
SUMÁRIO 
 
1 Apresentação 1 
1.1 INTRODUÇÃO ........................................................................................................ 1 
2 Materiais e Métodos 5 
2.1 ÁREA DE ESTUDO ................................................................................................. 5 
2.2 MÉTODO ............................................................................................................... 6 
2.3 PERFIS GEOFÍSICOS DE POÇOS .............................................................................. 7 
2.3.1 Perfil de Raio Gama (GR) ............................................................................ 7 
2.3.2 Perfil de Densidade (ρb) ............................................................................. 10 
2.3.3 Perfil Neutrônico (Nφ) ............................................................................... 12 
2.3.4 Perfil de resistividade (ILD) ....................................................................... 15 
2.3.5 Perfil Sônico (DT) ...................................................................................... 18 
2.4 PROPRIEDADES PETROFÍSICAS ............................................................................ 20 
2.4.1 Porosidade Efetiva ...................................................................................... 20 
2.4.2 Saturação de Archie .................................................................................... 20 
2.4.3 Gráfico dePickett ....................................................................................... 22 
2.4.4 Porcentagem de Volume de Água (Bulk Volume Water) .......................... 23 
2.4.5 Permeabilidade ........................................................................................... 24 
2.4.6 Relação Permeabilidade-Porosidade .......................................................... 26 
2.5 GEOESTATÍSTICA ................................................................................................ 27 
viii 
 
2.5.1 Semivariograma Cruzado e Cokrigagem .................................................... 28 
3 Geologia Regional 29 
3.1 CAMPO DE PEREGRINO ....................................................................................... 36 
4 Resultados 38 
4.1 RESULTADOS PETROFÍSICOS ESTIMADOS ........................................................... 38 
4.1.1 Poço 08 ....................................................................................................... 38 
4.1.2 Poço 06 ....................................................................................................... 41 
4.1.3 Poço 05 ....................................................................................................... 43 
4.1.4 Poço 07 ....................................................................................................... 45 
4.1.5 Poço 04 ....................................................................................................... 47 
4.1.6 Poço 03 ....................................................................................................... 49 
4.1.7 Poço 01 ....................................................................................................... 52 
4.1.8 Poço 02 ....................................................................................................... 54 
1.1 ESTIMATIVAS DOS PARÂMETROS PETROFÍSICOS DAS FACIES 1, 2 E 3 .................. 56 
4.2 RESULTADOS GEOESTATÍSTICOS ......................................................................... 59 
5 Discussão 60 
5.1 DISCUSSÃO DAS PROPRIEDADES PETROFÍSICAS................................................... 60 
5.2 DISCUSSÃO GEOESTATÍSTICA ............................................................................. 64 
6 Conclusões 65 
7 Referências 66 
 
 
ix 
 
 
LISTA DE ILUSTRAÇÕES 
 
FIGURA 1.1-1 - SUBDIVISÃO ESQUEMÁTICA DE UMA CORRENTE DE TURBIDEZ (D'AVILA ET 
AL, 2008). ................................................................................................................... 3 
FIGURA 2.1-1 - MAPA DE DISTRIBUIÇÃO ESPACIAL DOS POÇOS. ......................................... 5 
FIGURA 2.3-1 - PERFIL DE RAIOS GAMA EM POÇOS (RIDER, 2002). .................................... 9 
FIGURA 2.3-2 - PERFIL DENSIDADE-NEUTRÃO EM DIFERENTES LITOLOGIAS (RIDER, 2002).
 ................................................................................................................................. 14 
FIGURA 2.3-3 - ESQUEMA REPRESENTANDO AS ZONAS DE INVASÃO DE UM POÇO (RIDER, 
2002). ....................................................................................................................... 17 
FIGURA 2.3-4 - PERFIL R(LLD) E R(LLS) COMBINADOS (RIDER, 2002). ......................... 18 
FIGURA 2.4-1 - GRÁFICO DE PICKETT (MODIFICADO DE ASQUITH E GIBSON, 1982). ....... 22 
FIGURA 2.4-2 - GRÁFICO DE BUCKLES ............................................................................. 23 
FIGURA 2.4-3 - GRÁFICO DE PERMEABILIDADE VS. POROSIDADE (TIAB E DONALDSON, 
2004) ........................................................................................................................ 27 
FIGURA 2.5-1 - BACIA DE CAMPOS (RANGEL E MARTINS, 1998; APUD MILANI ET AL., 
2001). ....................................................................................................................... 30 
FIGURA 2.5-2 - CARTA ESTRATIGRÁFICA DA BACIA DE CAMPOS (MODIFICADO DE WINTER 
ET AL., 2007). ........................................................................................................... 34 
FIGURA 4.1-1 - GRÁFICO DE PICKETT PARA O POÇO 08 .................................................... 38 
FIGURA 4.1-2 - PERFILAGEM GEOFÍSICA DO POÇO 08 ....................................................... 39 
FIGURA 4.1-3 - GRÁFICO DE BUCKLES PARA O POÇO 08 .................................................. 40 
FIGURA 4.1-4 - PERFILAGEM GEOFÍSICA DO POÇO ............................................................ 41 
FIGURA 4.1-5 - GRÁFICO DE BUCKLES PARA O POÇO 06 .................................................. 42 
FIGURA 4.1-6 - PERFILAGEM GEOFÍSICA DO POÇO 05 ....................................................... 43 
FIGURA 4.1-7 - GRÁFICO DE BUCKLES PARA O POÇO 05 .................................................. 44 
FIGURA 4.1-8 - PERFILAGEM GEOFÍSICA DO POÇO 07 ....................................................... 45 
FIGURA 4.1-9 - GRÁFICO DE BUCKLES PARA POÇO 07 ..................................................... 46 
FIGURA 4.1-10 - PERFILGEM GEOFÍSICA DO POÇO 04 ....................................................... 47 
FIGURA 4.1-11 - GRÁFICO DE BUCKLES PARA O POÇO 04 ................................................ 48 
FIGURA 4.1-12 - GRÁFICO DE PICKETT PARA O POÇO 03 .................................................. 49 
x 
 
FIGURA 4.1-13 -- PERFILAGEM GEOFÍSICA DO POÇO 03 ................................................... 50 
FIGURA 4.1-14 - GRÁFICO DE BUCKLES DO POÇO 03 ....................................................... 51 
FIGURA 4.1-15 - PERFILAGEM GEOFÍSICA DO POÇO 01 ..................................................... 52 
FIGURA 4.1-16 - GRÁFICO DE BUCKLES PARA O POÇO 01 ................................................ 53 
FIGURA 4.1-17 - PERFILAGEM GEOFÍSICA DO POÇO 02 ..................................................... 54 
FIGURA 4.1-18 - GRÁFICO DE BUCKLES PARA O POÇO 02 ................................................ 55 
FIGURA 4.2-1 - GRÁFICO DE DISPERSÃO PARA A FÁCIES 1 ............................................... 57 
FIGURA 4.2-2 - GRÁFICO DE DISPERSÃO PARA A FÁCIES 2 ............................................... 58 
FIGURA 4.3-1 - VARIOGRAMA VERTICAL (ESQUERDA) E VARIOGRAMA GLOBAL PARA A 
POROSIDADE ............................................................................................................. 59 
FIGURA 4.3-2 - VARIOGRAMA VERTICAL (ESQUERDA) E VARIOGRAMA GLOBAL (DIREITA) 
PARA A PERMEABILIDADE ......................................................................................... 59 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
xi 
 
LISTA DE TABELAS 
TABELA 3-1 – DENSIDADE EM DIFERENTES LITOLOGIAS (RIDER, 2002)........................... 11 
TABELA 3-2 - VELOCIDADE DE PROPAGAÇÃO DE ONDAS EM DIFERENTES LITOLOGIAS E 
MINERAIS (RIDER, 2002). .......................................................................................... 19 
TABELA 3-3 - TÍPICOS VALORES DE COEFICIENTE DE TORTUOSIDADE (A), COEFICIENTE DE 
CIMENTAÇÃO (M) E EXPOENTE DE SATURAÇÃO (N) NAS ROCHAS (ASQUITH E GIBSON, 
1982). ....................................................................................................................... 21 
TABELA 4-2 - PROPRIEDADES CALCULADAS PARA O POÇO 06 .......................................... 42 
TABELA 4-3 - PROPRIEDADES CALCULADAS PARA O POÇO 05 .......................................... 44 
TABELA 4-4 - PROPRIEDADES CALCULADAS PARA O POÇO 07 .......................................... 46 
TABELA 4-5: PROPRIEDADES CALCULADAS PARA O POÇO 04 ........................................... 48 
TABELA 4-6 - PROPRIEDADES CALCULADAS PARA O POÇO 03 ..........................................49 
TABELA 4-7 - PROPRIEDADES CALCULADAS PARA O POÇO 01 .......................................... 53 
TABELA 4-8 - PROPRIEDADES CALCULADAS PARA O 02 ................................................... 55 
TABELA 4-10 - VALORES DE PERMEABILIDADES ESTIMADAS POR REGRESSÃO LINEAR 
(MDARCY) ................................................................................................................ 58 
 
1 
 
1 Apresentação 
 
1.1 Introdução 
A caracterização de reservatórios é de crucial importância para a implantação de 
um plano de exploração e produção de um campo de petróleo. Os modelos de 
propriedades permitem o entendimento das heterogeneidades do reservatório em estudo 
com a oportunidade de realizar uma distribuição quantitativa e qualitativa do campo. 
A Bacia de Campos localiza-se na região norte do litoral do Estado do Rio de 
Janeiro e sul do litoral do Estado do Espírito Santo, é limitada a norte pelo Arco de 
Vitória e a sul pelo Arco de Cabo Frio. Com uma área de aproximadamente 100.000 
km², é a maior produtora de petróleo das bacias brasileiras (Winter et al. 2007). 
Durante o Cretáceo Superior, especificamente desde o Albiano, a bacia recebeu 
um maciço aporte sedimentar originada por fluxos hiperpicnais. Em função de seu 
processo deposicional a partir de correntes de turbidez, apresentam grande relevância 
econômica por gerarem grandes e importantes reservatórios de petróleo. Os turbiditos 
da Bacia de Campos compreendem cerca de 80% das reservas e de produção de 
hidrocarbonetos, sendo os grandes responsáveis pela atual autossuficiência de petróleo 
do Brasil (Fetter, 2007). 
Segundo a literatura, os turbiditos são depósitos complexos e heterogêneos. São 
sistemas pouco preservados em afloramentos, sendo difícil sua caracterização 
geométrica (Fetter, 2007). A exploração adequada muitas vezes é afetada devido à 
grande dificuldade para a caracterização geométrica e o reconhecimento das 
heterogeneidades dos reservatórios deste sistema deposicional. 
A dinâmica da deposição de sedimentos em águas profundas é dominada por 
diversos processos, como fluxos gravitacionais, fluxos gravitacionais de sedimentos de 
massa e correntes de fundo. Devido a maior importância no transporte de sedimentos 
em águas profundas e desenvolvimento de turbiditos, destacam-se os processos de 
fluxos gravitacionais de sedimentos, uma vez que correntes de fundo e fluxos 
gravitacionais de massa são considerados agentes modificadores de depósitos 
preexistentes. Segundo Middleton e Hampton (1973) os fluxos gravitacionais podem ser 
divididos em fluxo de detritos, fluxo de grãos, fluxo fluidizado e correntes de turbidez 
(D’Avila et al., 2008). 
2 
 
O fluxo de detritos apresentam alta viscosidade, ricos em sedimentos saturados 
em água, com comportamento plástico devido à presença de argila e silte. Esse tipo 
fluxo origina depósitos por congelamento coesivo, depositando sedimentos mal 
selecionados, por vezes maciços, onde uma matriz lamosa ou areno-lamosa sustenta os 
clastos maiores pela combinação de forças coesivas, boiância e colisão intergranular 
(D’Avila et al., 2008). 
Em alguns fluxos, há uma perceptível diminuição do tamanho dos clastos com o 
aumento da distância da área fonte, com a melhora da seleção. Quando a matriz é menos 
coesa pode ocorrer o maior choque entre os clastos, podendo levar a desintegração para 
clastos menores (D’Avila et al., 2008). 
No Fluxo de grãos o sedimento é mantido em suspensão devido pela própria 
colisão entre os grãos, ocorrendo o efeito de pressão dispersiva. No choque entre as 
partículas maiores em uma suspensão densa, se freqüente, a pressão dispersiva poderá 
suportar os grãos. Se os clastos forem muito grossos e a colisão intensa, poderá ocorrer 
à gradação inversa na carga de fundo; esse efeito pode ser encontrado caso ocorra à 
filtragem cinética, caracterizado pela queda dos grãos menores entre os maiores 
(D’Avila et al., 2008). 
Fluxos de grãos podem ocorrer tanto em ambientes subaéreos como subaquosos, 
são constituídos geralmente por arenitos e conglomerados limpos, maciços e com vários 
intervalos com gradação inversa e podem estar associadas às correntes de turbidez de 
alta densidade (D’Avila et al., 2008). 
Os fluxos fluidizados e/ou liquefeitos são dispersões muito concentradas de 
grãos e fluidos, onde os grãos são mantidos em suspensão devido à alta pressão de poro 
do fluido e de seu movimento ascendente. Do mesmo modo que os fluidos são expulsos 
em direção ao topo do fluxo, os grãos maiores tendem a decantar para o fundo, deste 
modo o fluxo é marcado por uma competição entre os grãos maiores e menores, 
aumentando a pressão até que o fluido escape pelos espaços intergranulares (D’Avila et 
al., 2008). 
O conceito de turbiditos tem evoluído muito desde a original definição realizada 
por Kuenen e Migliorine em 1950 (Mutti et al., 2009). Sua descrição tem passado por 
diversas mudanças, porém ainda existe todo um paradigma sobre sua definição. A 
grande problemática é do fato de que são considerados turbiditos desde depósitos de 
3 
 
lamitos silto-laminados de poucos centímetros de espessura à mega acamamentos seixo-
arenosos de vários metros (Stow e Mayall, 2000). 
Correntes de turbidez podem ser desencadeadas por diversas razões, incluindo 
falhas em sedimentos, terremotos, altas taxas de sedimentação, evolução tectônica e 
inundações (Stow e Mayall, 2000). 
Atualmente o conceito de correntes de turbidez mais aceito classifica como um 
tipo de fluxo gravitacional bipartido, onde uma camada basal granular flui devido a 
sobrepressão de poros e as condições inerciais, e uma camada superior mais diluída e 
turbulenta que eventualmente retrabalhará e ultrapassará a porção mais basal (D’Avila 
et al., 2008). 
Uma corrente de turbidez pode ser subdividida em três partes: a porção frontal, 
mais rápida e espessa que o resto do fluxo, onde são transportados os grãos maiores; o 
corpo, localizado na porção central da corrente, onde o fluxo é relativamente mais 
uniforme, e a calda da corrente, onde há o afinamento do fluxo, predominando grãos 
menores (Figura1.1-1). A presença de grãos menores em um fluxo de turbidez é 
importante por aumentar a densidade da corrente, que devido à mistura com a água 
desenvolve maior turbulência na camada do fluxo, além de proporcionar maior 
lubrificamento dos grãos maiores, permitindo que ao fluxo carregar sedimentos mais 
longe. Ao perder o material fino, ocorrem mais choques entre os grãos aumentando o 
atrito e o fluxo desacelera depositando material areno-cascalhosa (D’Avila et al., 2008). 
 
Figura 1.1-1 - Subdivisão esquemática de uma corrente de turbidez (D'Avila et al, 2008). 
 
Com base na proporção de sedimentos com granulometria diferentes, pode-se 
distinguir uma corrente de turbidez em dois tipos: correntes de turbidez de baixa 
4 
 
densidade e correntes de turbidez de alta densidade. Correntes de turbidez de baixa 
densidade são constituídas, em sua maioria por grãos na granulometria de argilas à areia 
média, que podem estar suspensos individualmente devido à turbulência do fluxo. A 
deposição desse tipo de corrente ocorre quando há a desaceleração do fluxo, iniciando 
com areias, depositadas sob tração, finalizando com depósitos de silte e argila com 
feições de tração e suspensão. Após o fim da corrente de turbidez, depositam-se os 
sedimentos hemipelágicos e pelágicos oriundos da carga muito fina em suspensão 
(D’Avila et al., 2008). 
Correntes de turbidez de alta densidade incluem todos os tamanhos de grãos. 
Com a desaceleração da corrente são desenvolvidas ondas de sedimentação, após 
sucessivas reduções da densidade que provocam ainstabilização dos grãos que não 
podem ser transportados devido à baixa energia, iniciando o depósito com grãos 
maiores e finalizando com os menores (D’Avila et al., 2008). 
No geral correntes de turbidez frequentemente iniciam tendo alta densidade e 
evoluem progressivamente para correntes de baixa energia. A forma da bacia, o clima e 
o relevo da área fonte influenciam no tipo de corrente de turbidez. As geradas por fluxos 
hiperpicnais aceleram apenas nas encostas e deposita toda sua carga na plataforma, 
antes de atingir o talude e sofrer aceleração catastrófica (Mutti et al., 2009). 
 A complexidade dos depósitos turbiditicos geram grande heterogeneidades no 
reservatório. Estimar as propriedades resultantes deste processo, como porosidade e 
permeabilidade torna-se essencial para a exploração de petróleo. Este trabalho terá 
como objetivo o estudo do reservatório do Campo de Peregrino, formado por depósitos 
da Formação Carapebus, onde através da geoestatística será possível realizar a 
distribuição das principais variáveis referentes à caracterização do reservatório. 
. 
 
 
 
 
 
5 
 
2 Materiais e Métodos 
 
2.1 Área de Estudo 
A área de estudo está inserida no Campo de Peregrino pertencente à 
Bacia de Campos. Os poços utilizados no trabalho estão dispostos na Figura 1, a 
ausência de coordenadas e identificação deve-se a confidencialidade dos dados 
da área. 
 
 
Figura 2.1-1 - Mapa de distribuição espacial dos poços. 
 
 
 
 
6 
 
2.2 Método 
 
Os dados utilizados neste trabalho consistem em descrições de testemunho e 
perfilagem de seis poços (Poço 03, Poço 04, Poço 05, Poço 06, Poço 07 e Poço 08); 
perfilagem de dois poços (Poço 01 e Poço 02) e informações geológicas e de 
propriedades de rochas e fluidos, presentes no relatório de desenvolvimento do Campo 
de Peregrino da empresa Statoil. 
 Para a realização das atividades, o trabalho contou inicialmente com a revisão 
bibliográfica sobre o Campo de Peregrino, perfilagem geofísica de poços e técnicas de 
caracterização de propriedades petrofísicas. 
Os poços utilizados contam com perfis de densidade (RHOB), neutrão (NPHI), 
raios gama (GR), resistividade (ILD) e sônico (DT). A partir de seu comportamento e 
características, foram utilizados em conjunto com as descrições de testemunhos na 
interpretação geológica das fácies do reservatório e determinação do topo e base que 
delimitaram a área de estudo e o intervalo onde seriam realizados os calculos de 
porosidade e permeabilidade. 
A porosidade efetiva para a formação foi calculada utilizando os valores 
derivados do perfil de densidade, neutrão e do volume de argila (Tiab e Donaldson, 
2004). Os parâmetros para a volume de argila foi obtido utilizando o valor máximo e 
mínimo para o reservatório de 135 e 60 API. A porosidade de densidade (φd) foi obtida 
utilizando a densidade do grão em 2,66 g/cm
3 
e do fluido em 0,95 g/cm3, ambas 
medidas em laboratório (Statoil, 2013). 
Por meio dos valores de porosidade efetiva em conjunto com a resistividade, é 
possível estimar a resistividade da água da formação, necessária para o calculo da 
saturação de água do reservatório, que associada à porosidade, permitirá a delimitação 
da saturação irredutível. 
A delimitação de zonas de saturação irredutível é um importante fator de um 
reservatório. Para a estimativa da permeabilidade através da perfilagem, deve-se 
inicialmente análisar se as formações se encontram nesta zona, caso contrário a 
estimativa se torna incerta. 
7 
 
Além dos modelos derivados da perfilagem, valores de permeabilidade foram 
obtidos a partir da regressão exponencial dos gráficos de permeabilidade por porosidade 
de alguns níveis dos poços 03, 04 e 08. 
Após todos os calculos, foi realizada a análise dos dados e a construção de 
variogramas para as propriedades no poço (vertical) e no campo (horizontal), que após 
terem seus parâmetros ajustados e de seu cruzamento foi aplicado o método 
geoestatístico de cokrigagem para a interpolação dos dados e a estimativa da 
distribuição das variabilidades internas e espaciais do reservatório em um modelo em 
três dimensões. 
Todos os dados utilizados foram cedidos pela Sinochem Petróleo Brasil Ltda. 
para o projeto de P&D “Análise de Incertezas Integradas”. Para a realização das 
análises, interpretações e cálculos foi utilizado o software DecisionSpace Geosciences® 
8.3 - Halliburton/Landmark. Na realização da modelagem geoestatistica do reservatório 
foi utilizado o software Isatis®, ambos com as licenças disponíveis no Laboratório 
Análise de Incertezas Integradas no Instituto de Geociências - UNICAMP. 
 
2.3 Perfis Geofísicos de Poços 
Os principais perfis geofísicos de poços utilizados no presente estudos são: Raio 
Gama (GR), Neutrão (NPHI), Densidade (RHOB), Resistividade (ILD) e Sônico (DT). 
Seus usos são diversos no processo de interpretação geológica e cálculos de 
propriedades petrofísicas, mas para a melhor utilização deve-se sempre estar associado 
ao em conjunto com descrições de testemunhos e informações geológicas. 
 
2.3.1 Perfil de Raio Gama (GR) 
O perfil de raio gama é o registro da radioatividade emanada naturalmente dos 
elementos urânio, tório e potássio presentes na rocha. A unidade mais aceita para perfis 
de de radioatividade é API (American Petroleum Institute) e é a somatória de cada um 
dos elementos fonte de radioatividade quee emitem raios gama espontaneamente em 
forma de fóton sem nenhuma massa., porém grande energia. No caso do urânio, tório e 
potássio o espectro ocorre na faixa de 0-3 MeV (million eléctron volts). Uma das 
características do raio gama é que quando ultrapassa por qualquer material a sua energia 
é progressivamente absorvido, este efeito é conhecido com espalhamento Compton e 
8 
 
acontece devido à colisão entre o raio gama e os elétrons do material, e 
consequentemente um decréscimo de energia (Rider, 2002). 
Em perfis de poços, quando a radiação é absorvida pelo equipamento, o raio 
gama registrado já ultrapassou a formação e provavelmente a lama de perfuração, 
ambos causando o espalhamento Compton. Assim, o nível de energia que o raio gama 
emitiu torna-se reduzido e é observado um espectro contínuo de valores. Quando cada 
mineral radioativo está presente na rocha, suas radiações são somadas e resultam em um 
espectro muito complexo, que mesmo após o espalhamento Compton, irá conter picos 
diagnósticos de cada um, sendo o potássio em 1,46 MeV, o urânio em 1,76 MeV e o 
tório em 2,62 MeV, usados para identificar a fonte original de radiação (Rider, 2002). 
No equipamento de raio gama há uma sensível detector consistindo de um 
cintilômetro e um fotomultiplicador. O cintilômetro é tipicamente um cristal de iodeto 
de sódio com uma pequena impureza de tálio em sua estrutura, que ao ser atingido pelo 
raio gama causa um flash que será coletado pelo fotomultiplicador e armazenados em 
um condensador. A energia acumulada durante o tempo constante é o valor do detector 
na profundidade pelo tempo (Asquith e Gibson, 1982; Rider, 2002). 
Em poços perfilados de petróleo, a radioatividade natural é comumente 
encontrada em folhelhos, onde um valor alto de raio gama está associado a rochas que 
tenham alta composição de minerais de argila. Uma análise de folhelhos por um 
espectro de raio gama mostra que cada um dos três elementos, U, Th e K, contribuem 
relativamente com a radioatividade geral, porém o comportamento individual de cada 
elemento em minerais em argilas é diferente (Rider, 2002). 
O potássio é muito presente na maioria dos folhelhos, sendo geralmente a soma 
de diversos tipos de minerais de argilas, como ilita,glauconita, caulinita e esmectita. 
Apesar de o potássio estar presente em grande quantidade em minerais de argila, é 
encontrado também em minerais detríticos como os feldspatos, que podem estar 
associados a arenitos, e, portanto, não deve ser utilizado sozinho como um “indicador 
de folhelhos” (Rider, 2002). 
A distribuição de urânio é bastante irregular devido a sua afinidade com 
componentes secundários, mas principalmente por sua precipitação estar relacionada a 
ambientes ácidos (pH 2,5-4,0), redutores (pH 0-0,4), e de adsorção por matéria 
orgânica. Sua presença é tipicamente relacionada a folhelhos negros, devido a grande 
9 
 
quantidade de matéria orgânica, e sua contribuição na radioatividade geral chega a 10%-
30%. O comportamento do tório em folhelhos não é totalmente compreendido, apesar 
de seu conteúdo variar em minerais de argila, tem um valor constante em quase todos os 
folhelhos. Com uma média de 12 ppm, para um típico folhelho, sua contribuição na 
radiação geral é de 40%-50% (Rider, 2002). 
Em arenitos, o perfil de raio gama frequentemente mostra baixos valores de raio 
gama, embora alguns minerais associados apresentem radioatividade. Os minerais mais 
comuns são os feldspatos, micas, minerais pesados e fragmentos líticos, sendo que os 
dois primeiros possuem potássio, o terceiro tório e o último geralmente contém argila. 
Os carbonatos “limpos” não apresentam radioatividade, porém em alguns casos podem 
conter matéria orgânica, frequentemente associada ao urânio (Figura 2.3-1) (Rider, 
2002). 
 
 
Figura 2.3-1 - Perfil de raios gama em poços (Rider, 2002). 
 
O perfil de raio gama para folhelhos puros tende a ser constante. Deste modo se 
considerar a máxima média dos valores de raio gama para ser 100% folhelho, e o menor 
10 
 
valor para indicar 0% de folhelho, é possível através desta escala que cada valor de raio 
gama fornecerá o volume de folhelho ou índice de raio gama por um simples cálculo 
(Asquith e Gibson, 1982, Rider, 2002): 
 
 Equação 2.3.1-1 
Onde: 
IGR = Índice de raios gama 
GR (log) = Raio gama lido na formação 
GR (min) = Raio gama mínimo (arenito “limpo” ou carbonato) 
GRmax = Raio gama máximo (folhelho) 
 
2.3.2 Perfil de Densidade (ρb) 
O perfil de densidade é um registro continuo da densidade da formação próxima 
ao poço, representando a densidade volumétrica da rocha, incluindo matriz sólida e os 
fluidos que preenchem os poros. Em um arenito sem nenhuma porosidade, por exemplo, 
terá densidade de 2,65g/cm3 que representa a densidade do quartzo puro. Em uma 
porosidade de 10%, o mesmo arenito possuirá uma densidade de 2,49 g/cm3, 
representando a soma de 90% dos grãos de quartzo (2,65g/cm3) e 10% de água (1 
g/cm3) (Rider, 2002). 
A técnica do equipamento do perfil de densidade consiste no bombardeamento 
focalizado de raios gama de energia médio-alta e na mediação de sua atenuação entre a 
fonte do equipamento e os detectores. A relação física desta atenuação (espalhamento 
Compton) e a energia incidente dos raios gama é uma relação entre o número de 
elétrons que a formação contém (densidade de elétrons – elétrons/cm3), que por sua vez 
é muito próximo com a densidade comum da formação (g/cm3) (Asquith e Gibson, 
1982; Rider, 2002). 
O equipamento de densidade utiliza de uma fonte de raio gama, geralmente 
composta por elementos radioativos como o Cs-137 e Co-60, e dois detectores (próximo 
e distante) que permitem a compensação para o efeito do poço, quando suas leituras são 
combinadas e comparadas no cálculo das razões (Asquith e Gibson, 1982; Rider, 2002). 
11 
 
Pesquisas no equipamento de densidade mostram que 90% de sua resposta 
derivam dos 13 cm distância ou menos do equipamento. Consequentemente o 
equipamento deve ser afetado pelas condições do poço, sendo que em zonas porosas, 
onde o equipamento tem sua principal utilidade petrofísica, há grandes probabilidades 
de seu registro compreender a zona invadida pela lama de perfuração (Rider, 2002). 
Mesmo em investigações em profundidades, o equipamento de densidade 
consegue uma alta resolução em sedimentos. Em uma velocidade média de perfilagem 
(400 m/h), densidades verdadeiras podem ser lidas em camadas menores que 60 cm, já 
em perfilagens de velocidades lentas é possível aumentar a resolução de densidade para 
camadas menores que 15 cm (Rider, 2002). 
As densidades das litologias mais comuns são raramente usadas com diagnóstico 
para a identificação de rochas, uma vez que há diversas razões para existir variação na 
densidade em um registro, como composição e textura da formação, como plasticidade e 
compactação (Rider, 2002). 
Tabela 2-1 – Densidade em diferentes litologias (Rider, 2002). 
Litologia Densidade (g/cm
3
) Matriz (g/cm
3
) 
Argilas e folhelhos 1,8 – 2,75 Variado 
Arenitos 1,9 – 2,65 2,65 
Carbonatos 2,2 – 2,71 2,71 
Dolomitos 2,3 – 2,87 2,87 
 
Variações de densidades totais em arenitos geralmente indicam mudanças em 
suas porosidades, sendo considerada em arenitos de quartzo puro uma densidade dos 
grãos de 2,65 g/cm3, porém na realidade arenitos assim são raros. Mudanças na 
densidade dos grãos mudarão dependendo de constituintes que não sejam quartzo, como 
misturas com feldspatos, micas, fragmentos líticos e fragmentos de rochas (Rider, 
2002). 
Uma das grandes utilidades do perfil de densidade é o cálculo de porosidade e 
densidade de hidrocarbonetos. Para o cálculo da porosidade pelo perfil de densidade é 
necessário o conhecimento das densidades dos materiais envolvidos individualmente, 
como a densidade do grão e do fluído intersticial, sendo os valores aplicados na fórmula 
(Asquith e Gibson, 1982; Rider, 2002): 
 
12 
 
 Equação 2.3.2-1 
Onde: 
φd= Porosidade derivada da densidade 
ρb = Densidade volumétrica da formação 
ρma = Densidade da matriz 
ρf = Densidade do fluido 
 
2.3.3 Perfil Neutrônico (Nφ) 
O perfil neutrão é o registro continuo da reação da formação ao 
bombardeamento por nêutrons acelerados, geralmente citados como “unidades de 
porosidade neutrão” uma vez que é relacionado com o índice de hidrogênio da formação 
(Rider, 2002). 
O equipamento do perfil neutrão geralmente consiste de uma fonte de nêutrons, 
geralmente feita de plutônio-berílio (PuBe) ou amerício-berílio (AmBe) e dois 
detectores, que medirão a perda de energia da partícula ao passar pela formação 
(Asquith e Gibson, 1982; Rider, 2002). 
Os nêutrons são partículas subatômicas eletricamente neutras, mas que possuem 
massa essencialmente igual ao do núcleo de hidrogênio. Eles interagem com a matéria 
de dois modos, por colisões, que ocorrem principalmente em estados de maior energia, 
e por absorções, que ocorrem em estados de baixa energia. A perda de energia de 
nêutrons rápidos ocorre principalmente devido ao espalhamento elástico que ocorre nas 
colisões com partículas de mesma massa dos nêutrons, no caso da perfilagem o 
hidrogênio. Colisões de nêutrons com partículas mais pesadas, chamadas de 
espalhamento inelástico, não causa grandes perdas significantes de energia (Asquith e 
Gibson, 1982; Rider, 2002). 
Tanto as reações elásticas quanto as inelásticas são consideradas as causas para a 
perda de velocidade dos nêutrons, sendo chamadas de slowing-down length ou 
abrandamento do comprimento. Esse abrandamento é proporcional à raiz quadrada da 
distância do ponto de emissão até o ponto onde alcança o limite inferior da zona 
epitermal (alta energia e velocidade) (Rider, 2002). 
13 
 
Os nêutrons emitidos possuem uma velocidade inicial de 4 MeV, a uma 
velocidade inicial de aproximadamente 2800 cm/μseg. Com essa energia e velocidade, 
os nêutrons possuemconsiderável capacidade de penetração na formação, porém após 
alguns microssegundos e sucessivas colisões, a velocidade original do nêutron decai do 
nível epitérmico para o nível térmico (baixa energia e velocidade). Em situações de 
baixas energias, o nêutron é pensado em termos de difusor, em vez de velocidade, 
significando que em níveis térmicos o nêutron difundirá aleatoriamente por um período 
de tempo até momento em que sofrer interações de absorção, isto é, quando forem 
capturados por outros núcleos (Rider, 2002). 
Quando uma formação é bombardeada por nêutrons, este perde rapidamente sua 
velocidade devido às colisões com os núcleos de hidrogênio presentes na água (H2O). 
O perfil é, portanto a medida do conteúdo de água da formação, sendo está presente 
como água adsorvida, água da cristalização ou água intersticial na rocha. Este conteúdo 
de hidrogênio é chamado de índice de hidrogênio (IH), que é definido pelo peso (%) de 
hidrogênio da formação pelo peso (%) de hidrogênio da água, onde IH é igual a um 
(Asquith e Gibson, 1982; Rider, 2002). 
 O uso do perfil neutrão para a identificação de litologias depende do 
conhecimento da distribuição do índice de hidrogênio em materiais naturais. O 
hidrogênio detectado ocorre de duas maneiras, uma na combinação entre hidrogênio e 
carbono (hidrocarbonetos), e uma na combinação entre hidrogênio e oxigênio (água). 
Os hidrocarbonetos podem ocorrer em forma de gás (metano, etc.), liquido (óleo, 
betume, etc.) ou sólido (carvão, matéria orgânica), já a água pode ocorrer como água 
livre (poros), íons adsorvidos (em argilas), como água de cristalização (como em 
evaporitos) ou combinadas (como em rochas ígneas). Geralmente o perfil neutrão, 
erroneamente, indica altas porosidades em intervalos e de folhelhos e argilas, devido 
principalmente por essas formações terem a presença de água livre, adsorvida e presente 
na estrutura dos minerais (Rider, 2002). 
 
14 
 
 
Figura 2.3-2 - Perfil densidade-neutrão em diferentes litologias (Rider, 2002). 
Tanto o uso da densidade quanto do neutrão são difíceis de serem usados na 
identificação de litologias, porém uma vez combinados tornam-se grandes indicadores 
de reservatório e estimadores de porosidade. Em arenitos, quando os perfis de densidade 
e neutrão são plotados em escalas verticais compatíveis, haverá uma separação negativa 
das duas curvas, uma vez que a densidade será afetada pela densidade, pela porosidade e 
pelo fluído da rocha, e o perfil neutrão responderá aos fluídos que preenchem os poros 
(Figura 2-.3-2) (Rider, 2002). A combinação densidade-neutrão será usada como 
instrumento para o cálculo de porosidade, e também para determinar a litologia e 
detecção de zonas de gás. Através dos perfis é possível descobrir valores médios de 
porosidade para a formação pela simples fórmula (Asquith e Gibson, 1982): 
 
 Equação 2.3.3-1 
 
Onde: 
φm= porosidade média 
nφ= porosidade neutrão 
φd= porosidade derivada da densidade 
 
15 
 
2.3.4 Perfil de resistividade (ILD) 
O perfil de resistividade é o registro da resistividade da formação, ou seja, a 
resistência da passagem de corrente elétrica. A maioria da matriz e grãos de rochas tem 
comportamentos isolantes, enquanto os fluídos que as preenchem são condutores, com 
exceção aos hidrocarbonetos que são infinitamente resistivos (Asquith e Gibson, 1982; 
Rider, 2002). 
A teoria envolvendo a técnica de resistividade baseia-se na ideia de que a 
corrente na terra é análoga a um circuito elétrico. Assim como a unidade de medida da 
resistência é ohms, a resistividade é medida em unidades de ohms m
2
/m, ou seja, a 
resistência com dimensões normalizadas (Rider, 2002). 
Dois tipos de testes podem ser aplicados sobre uma formação, uma medida 
direta, consistindo em uma corrente entre dois eletrodos com a diferença de potencial 
fornecendo a resistividade do fluído presente na rocha, e uma medida indireta, 
consistindo na indução de uma corrente alternada na formação, onde a variação no 
campo magnético criará correntes secundárias e induzirá um sinal ao receptor, onde o 
sinal será proporcional à resistividade. (Asquith e Gibson, 1982; Rider, 2002). 
Rochas são essencialmente isolantes, porém raramente consistem apenas de 
materiais rochosos, também sendo encontrados poros e vazios. Os poros muitas vezes 
são preenchidos por água, que naturalmente pode variar de água doce a muito salina 
(Rider, 2002). 
A presença de fluídos tem grande importância na resistividade de uma rocha, 
porém a textura e mais especificamente a geometria dos poros e suas conexões tem um 
papel fundamental na passagem de corrente elétrica. Em rochas, a facilidade com que a 
corrente percorre o caminho entre poros, define a expressão de Fator de Resistividade 
da Formação, sendo quando o fator é baixo, a rocha é passiva a passagem de corrente, 
quando o fator é alto, a rocha possui um grande efeito inibidor a passagem de corrente 
(Rider, 2002). Segundo Archie (1942) o Fator de Resistividade da Formação é a razão 
entre a resistividade da formação coma resistividade do fluído que contem: 
 Equação 2.3.4-1 
Onde: 
16 
 
F = Fator de resistividade da formação 
Rw = Resistividade da água que satura uma rocha 
Ro = Resistividade da Rocha com poros preenchidos somente por água 
 
Como a resistividade esta intrínseca a passagem de correntes em poros, o fator 
de resistividade é uma função do tipo de rocha e da porosidade. Em seu trabalho, Archie 
achou a relação entre F e porosidade pela equação: 
 
 Equação 2.3.4-2 
Onde: 
F = Fator de resistividade da formação 
φ= Porosidade média 
m= Fator de cimentação 
a= Coeficiente de tortuosidade 
 
Sendo o fator de cimentação dependente do tipo de rocha, mais relacionado com 
a textura de com cimentação e o coeficiente de tortuosidade uma função da 
complexidade do caminho que o fluído de passar pela rocha, relativo à porosidade, 
sendo menor que 1 para rochas com porosidade intergranular e maior que 1 para rochas 
com porosidade de “juntas” (Rider, 2002). 
Combinando as equações 2.3.4-3 e 2.3.4-4 pode-se chegar ao um valor de 
resistividade aparente da água que satura os poros da formação pela equação: 
 
 Equação 2.3.4-5 
Onde: 
Rw = Resistividade da água que satura uma rocha 
Ro = Resistividade da Rocha com poros preenchidos somente por água 
a= Coeficiente de tortuosidade 
17 
 
φ= Porosidade média 
m= Fator de cimentação 
 
Em perfilagem, a noção de zonas invadidas é de total importância para a 
compreensão da resistividade medida em poços (Figura 2.3-3). Atrás do revestimento 
do poço, a zona invadida, onde a lama filtrada oriunda da perfuração substitui o volume 
original de fluídos, alterando a resposta do perfil de resistividade. Gradualmente longe 
da perfuração haverá cada vez menos volumes preenchidos pela lama, até o momento 
que haverá apenas os fluídos originais da formação. A substituição constante dos fluídos 
a partir do poço fornece uma variação paralela da resistividade da formação em função 
da distância da perfuração (Asquith e Gibson, 1982; Rider, 2002). 
 
 
Figura 2.3-3 - Esquema representando as zonas de invasão de um poço (Rider, 2002). 
 
Planejado para medir a resistividade verdadeira da formação em perfurações 
preenchidas por lamas salinas, o equipamento de resistividade Laterolog gera uma 
corrente elétrica que é forçada na formação por meio de eletrodos focados. Os eletrodos 
emitem correntes com a mesma polaridade, prevenindo que a corrente medida flua pela 
lama salina. A eficiência da investigação em profundidade depende de quão focada é a 
corrente na formação, sendo o Laterologprofundo (LLD) muito mais focado que o 
Laterolog raso (LLS) (Asquith e Gibson, 1982). 
18 
 
No campo do petróleo a análise dos perfis combinados podem ser úteis na 
identificação de zonas com presença de hidrocarbonetos. Quando a lama filtrada penetra 
e substitui o óleo e o gás imediatamente o envolto do poço, o hidrocarboneto só irá ser 
encontrado na formação virgem. O perfil de resistividade em zonas invadidas registrará 
uma resistividade de moderada a baixa, em zonas de formação virgem, com alta 
saturação em hidrocarbonetos, irá ter valores de resistividade alta. Deste modo o perfil 
mostrará um grande aumento de resistividade longe do poço, sendo a separação entre as 
curvas geradas pelo equipamento raso (LLS) e profundo (LLD), plotados na mesma 
escala vertical, considerado um bom diagnóstico de hidrocarbonetos (Figura 2.3-4) 
(Rider, 2002). 
 
 
Figura 2.3-4 - Perfil R(LLD) e R(LLS) combinados (Rider, 2002). 
 
2.3.5 Perfil Sônico (DT) 
O perfil sônico fornece o tempo de trânsito intervalar da formação (Δt) em 
microssegundos por pé (μs/ft). Esse registro mede a capacidade da formação transmitir 
ondas compressionais sonoras, sendo que essa característica varia para cada tipo de 
litotipo, estruturas, porosidade e fluídos (Rider, 2002). 
A técnica é baseada na medição do tempo necessário para um pulso viajar entre 
o transmissor e receptor. O pulso utilizado para gerar o perfil constitui de ondas 
19 
 
compressionais ou onda P, de modo que as partículas vibram no sentindo da propagação 
da onda (Rider, 2002). 
O equipamento de perfil sônico consiste de um transmissor piezoelétrico que 
tem a capacidade de converter um sinal elétrico em vibração sônica. Os receptores, 
também piezoelétricos, convertem as ondas compressionais em sinais eletromagnéticos 
que pode ser amplificados, produzindo o sinal do perfil (Rider, 2002). 
A velocidade medida em rochas sedimentares raramente é utilizada para a 
descriminação de litologias, este fato se deve principalmente a grande variação de cada 
rocha e a sobreposições entre elas (Tabela 3-2). Apesar disso, grandes velocidades são 
geralmente são associadas a carbonatos, médias velocidades com arenitos e folhelhos e 
baixas velocidades com folhelhos e camadas de carvão (Rider, 2002). 
Tabela 2-2 - Velocidade de propagação de ondas em diferentes litologias e minerais (Rider, 2002). 
 Δt ma (μ/ft) V (m/s) V (ft/s) 
Arenitos (compactados) 55,5 – 51 5490 – 5950 18000 – 19500 
Quartzo 55,1 5530 18150 
Carbonatos 53 – 47,6 5800 – 7000 19000 – 23000 
Calcita 46,5 6555 21500 
Dolomito 45 – 38,5 6770 – 7925 22200 – 26000 
Dolomita 40 7620 25000 
Folhelho 167 – 62,5 1600 – 5000 5000 – 16000 
 
Apesar do perfil sônico não ser ideal para a identificação litológica, sua resposta 
é muito sensível a texturas de rochas, sendo a viagem do som intimamente associado 
com a matriz, à distribuição dos grãos, cimentação e fraturas (Rider, 2002). Deste modo 
a porosidade pode ser encontrada utilizando a fórmula proposta por Wyllie et al. (1958) 
(Asquith e Gibson, 1982): 
 Equação 2.3.5-1 
Onde: 
φsônico= porosidade derivada do sônico 
Δt log = intervalo de tempo de trânsito da formação 
Δt ma = intervalo de tempo de trânsito da matriz 
Δt f = intervalo de tempo de trânsito do fluido 
20 
 
2.4 Propriedades Petrofísicas 
. Alguns métodos combinados são utilizados a fim de obter as propriedades das 
rochas como saturação, saturação irredutível, porcentagem de volume de água e 
permeabilidade (Asquith e Gibson, 1982). 
 
2.4.1 Porosidade Efetiva 
O volume total de espaço poroso que possa ser preenchido por fluidos é 
denominado porosidade efetiva (φe), sendo que se esses poros não estiverem 
interconectados, não existirá permeabilidade. 
Devido à propriedade dos perfis de densidade e neutrão responderem a 
densidade da rocha e o conteúdo de fluídos respectivamente, geralmente em níveis 
argilosos, com a presença de água intersticial ou adsorvida, podem apresentar altos 
valores de porosidade neutrão, resultando em uma porosidade média calculada não 
correspondente a realidade. Embora existam muitos métodos para correção de 
porosidade na literatura, pode-se apenas considerar a porosidade média dada pelo valor 
médio entre as curvas de densidade/neutrão corrigida pelo conteúdo de argila (Tiab e 
Donaldson, 2004). 
 Equação 2.4.1-1 
Onde: 
φe= Porosidade efetiva 
φm= Porosidade média 
Igr= Índice de raio gama da formação 
 
2.4.2 Saturação de Archie 
Em seu trabalho Archie (1942) estudou a variação da resistividade de arenitos 
devido à porcentagem de água contida nos poros. A saturação de água da formação 
virgem de um reservatório pode ser calculada por: 
 Equação 2.4.2-1 
21 
 
Onde: 
Sw = Saturação da água na formação 
Rw = Resistividade da água que satura uma rocha 
Ro=Resistividade da Rocha com poros preenchidos por água e hidrocarbonetos 
φ= Porosidade 
a = Coeficiente de tortuosidade 
m = Coeficiente de cimentação 
n = Expoente de Saturação 
 
 O expoente de saturação representa a dependência da presença de fluídos não 
condutíveis nos poros e se relaciona com a molhabilidade da rocha. Os valores tipicos 
para os coeficientes são mostrados na Tabela 3-3. 
 
Tabela 2-3 - Típicos valores de coeficiente de tortuosidade (a), coeficiente de cimentação (m) e expoente 
de saturação (n) nas rochas (Asquith e Gibson, 1982). 
Litologia a m n 
Carbonatos 1 2 2 
Arenitos consolidados 0,81 2 2 
Arenitos inconsolidados 0,62 2,15 1,5 
Arenitos 1,45 1,54 1,54 
Arenitos argilosos 1,65 1,33 1,33 
Arenitos calcários 1,45 1,70 1,70 
 
A saturação por água em zonas não invadidas medidas pela equação de Archie é 
um dos parâmetros mais importantes calculados na análise petrofísica. Porém a 
informação de saturação sozinha não provem informações para a avaliação do 
reservatório, sendo ainda necessário caracterizar outros parâmetros importantes 
(Asquith e Gibson, 1982). 
 
 
 
22 
 
2.4.3 Gráfico de Pickett 
O gráfico de Pickett é um dos métodos mais simples e úteis usados nos calculos 
petrofísicos. O método criado por Pickett (1966) consiste na observação da resistividade 
da formação (Rlld) em função da porosidade (φ), da resistividade da água da formação 
(Rw) e o do fator de cimentação (m) (Asquith e Gibson, 1982). 
O gráfico é construído ao se plotar valores de porosidade efetiva (φe) com 
valores de resistividade da formação (Rlld) em um gráfico log-log (Figura 2.4-1). Ao 
cruzar os dados, a zona com valores de Rw, m e Sw iguais a 100% fornecerão pontos de 
dados tendendo a uma única linha reta. O valor da resistividade da água poderá ser 
estimado pela reta quando está incidir no eixo x superior, sendo o ponto igual a “a *Rw” 
(Asquith e Gibson, 1982; Doveton, 1994). 
 
 
 
Figura 2.4-1 - Gráfico de Pickett (Modificado de Asquith e Gibson, 1982). 
 
A reta gerada pelos dados representa a resistividade da formação preenchida por 
água (Ro), sendo que a inclinação da reta será igual ao fator de cimentação (-m). Os 
pontos plotados que estiverem tendendo a reta à cima de Ro representarão saturações 
menores que 100% (Asquith e Gibson, 1982; Doveton, 1994). 
23 
 
2.4.4 Porcentagem de Volume de Água (Bulk Volume Water) 
Buckles em 1965 fez uma extensiva análise numérica das propriedades do 
reservatório e concluiu que em certos casos, há uma função hiperbólica quadrilateral 
entre a saturação (Figura 2.4-2) (Doveton, 1994): 
 Equação 2.4.4-1 
 
Onde: 
BVW= Porcentagem de volume de água 
φe = porosidade efetiva 
Sw= Saturação de água da formação 
 
Ou representada pela forma linearizada:Equação 2.4.4-2 
 
 
Figura 2.4-2 - Gráfico de Buckles 
 
24 
 
Buckles concluiu que se os pontos plotados, se mantivessem constantes ou muito 
próximos a constantes, indicariam que a formação pertenceria a uma zona de saturação 
irredutível (Swirr). Quando uma formação pertence a esta zona, a água calculada para a 
formação será imóvel devido à tensão superficial dos grãos e da pressão capilar. Deste 
modo a produção de hidrocarbonetos em zonas de saturação irredutível será livre de 
água (Asquith e Gibson, 1982; Doveton, 1994). 
 Baixos valores de BVW (Porcentagem de Volume de Água) refletem que a 
rocha possui poros maiores; altos valores são associados a rochas com tamanhos de 
poros menores. Buckles (1965) fundamentou esse comportamento empiricamente 
associando os resultados diretamente a área da superfície interna, relacionada ao 
tamanho dos grãos. Ao verifica que a formação pertence a uma zona de saturação 
irredutível é possível relacionar a saturação com a porcentagem de volume de água 
(BVW) (Doveton, 1994): 
 Equação 2.4.4-3 
Onde: 
BVW= Porcentagem de volume de água 
φe = porosidade efetiva 
Swirr= Saturação irredutível de água da formação 
 
2.4.5 Permeabilidade 
A permeabilidade é a responsável pelo deslocamento de fluídos pelos poros da 
rocha. É uma das mais importantes propriedades petrofísicas de um reservatório, 
podendo ser avaliada através de análises de laboratório ou estimada através de métodos 
geofísicos. Na avaliação da formação usando a permeabilidade derivada de perfilagem, 
os valores encontrados de permeabilidade, quando possível, podem ser comparados com 
valores de poços produtores (Asquith e Gibson, 1982). 
Para que a estimativa da permeabilidade de um reservatório seja válida, deve-se 
considerar se a formação de interesse está em uma zona de saturação irredutível. Se a 
formação está ou não em tal zona, dependerá da relação da porcentagem de volume de 
água (BVW=Sw*φe) (Asquith e Gibson, 1982). Ao confirmar a zona de saturação 
25 
 
irredutível, haverá a possibilidade de aplicar vários modelos para inferir a 
permeabilidade baseados nos cálculos de porosidade. 
A relação empírica geral proposta por Willie e Rose (1950), relaciona a 
permeabilidade, K, com a porosidade, φ, e a saturação irredutível, Swirr, pela 
expressão: 
 
 Equação 2.4.5-1 
 
Onde: 
a, b e c = Parâmetros estatisticamente determinados 
 
 Segundo Torskaya (2007) baseado nessa expressão geral, varias relações 
empíricas foram propostas para o calculo de permeabilidade para valores de porosidade 
e saturação de água irredutível derivadas de perfilagens, como (Torskaya et al 2007): 
 
 
Tixier (1949): 
 Equação 2.4.5-2 
 
 
Timur (1968): 
 
Equação 2.4.5-3 
 
Coates (1981): 
 
26 
 
Equação 2.4.5-4 
 
 Onde as unidades de permeabilidade é Darcy (D) e as unidades de porosidade e 
saturação estão expressas em termos de volume de espaços porosos e de porcentagem 
de volume de água respectivamente. Segundo o manual do software DecisionSpace 
Geoscience® a fórmula da permeabilidade de Coates pode ser reescrita pela expressão: 
 
Equação 2.4.5-5 
Onde: 
 
K= Permeabilidade 
φe = Porosidade efetiva 
Swirr = Saturação de água irredutível 
 
2.4.6 Relação Permeabilidade-Porosidade 
 
Um gráfico pode ser gerado a partir de dados de porosidade e permeabilidade 
obtidos atráves de um grande número de amostras de uma formação de arenito. Mesmo 
quando a formação é considerada homogênia e uniforme, pode não haver uma linha de 
tendência definida entre a permeabilidade e a porosidade. Deste modo é possível haver 
rochas com altas porosidades, porém, sem nenhuma permeabilidade. A situação 
contrária com valores baixos de porosidade e altos valores de permeabilidade também é 
possível (Tiab e Donaldson, 2004). 
Apesar deste problema, há uma frequente relação entre as duas propriedades que 
pode pode ser encontrada. Utilizando um gráfico semi-log de permeabilidade versus a 
porosidade é possivel chegar a uma relação exponencial entre as duas grandezas (Figura 
2.4-3) (Tiab e Donaldson, 2004). 
27 
 
 
Figura 2.4-3 - Gráfico de Permeabilidade vs. Porosidade (Tiab e Donaldson, 2004) 
 
2.5 Geoestatística 
 
Métodos estatísticos clássicos de dados geralmente parte do pressuposto que as 
realizações das variáveis aleatórias são independentes entre si, não ocorrendo à 
influência das vizinhas umas sobre as outras (Guimarães, 2004). 
Porém fenômenos naturais apresentam geralmente uma certa ordem estrutural 
nas variações entre vizinhos, concluindo que as variações não são aleatórias e, portanto 
apresentam uma dependência espacial. Neste contexto, surgiu a geoestatística como 
meio de analisar as variações dos dados distribuídos no espaço (Guimarães, 2004). 
É de conhecimento geral entre os autores de geoestatística que quanto maior o 
número de pontos, maior será a estimativa das semivariânicas, que quando relacionado à 
distância cria um semivariograma. O semivariograma pode ser definido 
matematicamente pela função: 
 Equação 2.4.6-1 
 
Onde o Var[Z(t) – Z(t+h)] é a variância dos dados separados por uma distância h 
dividida por dois, assim chamada de semivariância. O divisor 2 da variância é deduzido 
e simplificado matematicamente (Guimarães, 2004). 
28 
 
Analisando a expressão, pode-se concluir que quanto mais próximos estiverem 
os dados, maior será a semelhança entre eles e, consequentemente menor a 
semivariância. A distância h a partir no qual γ(h) se torna aproximadamente constante é 
chamada de alcance da dependência espacial, sendo as medições realizadas a distâncias 
maiores que este alcance são independentes entre si, marcando o “patamar C” 
(Guimarães, 2004). 
A utilização de dados amostrais na estimativa da semivariância e na construção 
do semivariograma mostra frequentemente que γ(0) ≠0. Neste caso o variograma possui 
efeito pepita (C0). (Guimarães, 2004). 
 
2.5.1 Semivariograma Cruzado e Cokrigagem 
 
Os semivariogramas cruzados têm como objetivo descrever a variação espacial 
de duas variáveis aleatórias. Em certos casos, a delimitação de variáveis é cara e de 
difícil aceso, neste caso tende-se a identificar uma variável que apresente uma boa 
correlação espacial. Com a determinação pode-se fazer a estimativa utilizando de uma 
delas usando-se informações de ambas expressas no semivariograma cruzado, por meio 
do método de cokrigagem (Guimarães, 2004). 
Uma vez que exista uma dependência espacial para cada variável Z1 e Z2 e entre 
elas, então é possível utilizar a co-krigagem para estimar valores. Para a estimativa de 
uma variável Z2, por exemplo, para qualquer t0, e que a estimativa deva ser uma 
combinação linear de ambos Z1 e Z2, ou seja, 
 Equação 2.5.1-1 
 
O sistema da co-krigagem pode ser escrito em notação matricial como, 
 
 Equação 2.5.1-2 
Cuja solução é 
29 
 
Equação 2.5.1-3 
 
 
Onde [γ]-1 é o inverso da matriz de coeficientes [γ], [λ] é a matriz dos pesos procurados, 
λ1i e λ2j, e [b] é o lado direito do sistema de equações (semivariância do ponto a ser 
estimado (t0) e o ponto observado (t12 ou t21) (Guimarães, 2004). 
3 Geologia Regional 
 
As bacias sedimentares da margem divergente da América do Sul estão 
associadas ao evento de ruptura do supercontinente Gondwana durante o Mesozoico. As 
orientações das tensões regionais deste evento e a deriva continental das placas Africana 
e Sul-Americana indicam três domínios distintos na margem: um predominantemente 
distensivo, entre o sul da Argentina e o extremo nordeste brasileiro; uma região 
transformante, noAtlântico Equatorial; e a região da Foz do Amazonas, onde 
novamente predominam processos distensivos (Milani e Thomas Filho, 2000; Milani, et 
al., 2001). 
Sobre o embasamento pré-cambriano da Faixa Ribeira, a margem divergente do 
Atlântico Sul é marcada por diferentes fases tectônicas e sedimentares. A fase rifte, com 
predomínio de processos distensivos, é marcada pelo afinamento litosférico, associado a 
extrusões vulcânicas e grandes falhas normais, associadas à semi-grabens preenchidos 
por sedimentos continentais e lacustrinos (Milani, et al., 2001; Mohriak, 2003). 
Na Bacia de Campos as grandes extrusões vulcânicas são definidas por basaltos 
fraturados e vesiculares da Formação Cabiúnas. Depositados discordantemente ao 
embasamento, o derrame ígneo é sobreposto por depósitos sedimentares do Grupo 
Lagoa Feia inferior, composto pelas formações: Itabapoana, Atafona e Coqueiros 
(Winter et al., 2007). 
 
30 
 
 
Figura 2.5-1 - Bacia de Campos (Rangel e Martins, 1998; apud Milani et al., 2001). 
 
 
A Formação Itabapoana, depositada no Andar Barremiano, é representada por 
depósitos proximais de borda de bacia e de borda de falhas. São caracterizados por 
conglomerados polimíticos, arenitos, siltitos e folhelhos avermelhados depositados na 
forma de leques, típicos em todo o Cretáceo Inferior (Winter et al., 2007). 
Representando os sedimentos mais distais da bacia, a Formação Atafona é 
representada por arenitos, siltitos e folhelhos associados a depositados em ambientes 
lacustres intercalados com carbonatos. Os arenitos e siltitos apresentam geralmente 
minerais de talco e estevensita, relacionados à deposição química de lagos alcalinos 
com atividade hidrotermal (Winter et al., 2007). 
Depositada desde o Barremiano superior, a Formação Coqueiros, está 
representado por intercalações de camadas de folhelhos geradores de hidrocarbonetos 
(folhelho Jequiá) e carbonatos de origem lacustre, formados principalmente por 
moluscos bivalves. Esses depósitos de conchas se formaram em ambiente de alta 
energia e constituem espessas camadas reservatórios (Winter et al., 2007). 
 Ao final do rifteamento, o centro de espalhamento mesoatlântico anteriormente 
distribuído em ampla área da região do rifte, focaliza-se para o centro de espalhamento 
na cordilheira. Evidenciado por vulcanismos subaéreos em várias bacias da margem, 
nessa fase, também ocorrem reativações de grandes falhas e erosão de blocos de rifte, 
que arrasam a topografia anterior e separam os ambientes de sedimentação continental 
lacustrinos de rifte de ambientes transicionais e marinhos da fase pós-rifte (Mohriak, 
2003; Winter et al., 2007). 
31 
 
A supersequência de pós rifte corresponde à seção sedimentar superior do Grupo 
Lagoa Feia, compreendendo as formações Itabapoana, Gargaú, Macabu e Retiro 
depositados no andar Aptiano médio e superior (Winter et al., 2007). A Formação 
Itabapoana, representada por conglomerados e arenitos de borda de bacia, nessa 
sequência, possui padrões progradantes, passando então a um padrão retrogradante até o 
topo da sequência (Winter et al., 2007). 
Mais ao centro e sul da bacia, representada predominantemente por rochas 
pelíticas, como folhelhos, siltitos e margas, intercalados por arenitos e calcilutitos, a 
Formação Gargaú depositada em ambiente costeiro raso, com eventuais aportes 
siliciclásticos arenosos e conglomeráticos, grada distalmente para sedimentos calcários 
estromatolíticos e lamitos microbiais da Formação Macabu depositados em ambiente 
árido e raso (Winter et al., 2007). 
Formada pela a invasão marinha e limitada na base pela discordância entre os 
evaporitos e a sequência sedimentar transicional, a Formação Retiro é caracterizada por 
evaporitos depositados no ambiente marinho/lagunar, árido. De modo geral, a formação 
é disposta com os sais mais solúveis localizados nos depocentros deposicionais, com a 
sequência de anidrita, anidrita+ halita, anidrita + halita + carnalita/silvinita (Winter et 
al., 2007). 
A sequência é coberta predominantemente por sedimentos de plataforma de 
águas rasas do Grupo Macaé ao final da deposição evaporítica. Compreendendo a fase 
drift da margem, a deposição ocorre em um regime de subsidência térmica associada a 
tectonismo adiastrófico (Mohriak, 2003; Winter et al., 2007). A sequência sedimentar 
compreende a Formações Goitacás (proximal) e Quissamã (distal), Outeiro, Imbetiba e 
Namorado. A Formação Goitacás litologicamente, ao longo da borda oeste da bacia, é 
caracterizada por associações de leques aluviais, leques deltaicos, fandeltas (clástico) e 
bancos e lagunas calco pelíticos (Winter et al., 2007). 
Nas porções intermediárias predominam sedimentos carbonáticos da Formação 
Quissamã depositados em ambiente de alta energia a moderado, representada por 
bancos de calcarenitos oolíticos, oncolíticos e micro-oncolíticos; na porção mais distal é 
característico por um aumento significativo no teor de argila. A base da seção é 
caracterizada por um sistema carbonático de planície de maré, com subambientes de 
supramaré, intermaré e lagunar. Em sua porção proximal, a formação 
32 
 
Quissamã/Membro Búzios é constituída por estratos dolomíticos com sistema poroso 
complexo composto por brechas, vugs, grutas e cavernas (Winter et al., 2007). 
A Formação Outeiro é composta por calcilutitos com biota plantônica, 
principalmente foraminíferos (proximal e mediano) e sobrepõe estratigraficamente a 
Formação Quissamã. Em águas profundas há um considerável enriquecimento em 
folhelhos e margas, com aumento de foraminíferos planctônicos, cocólitos e radiolários 
(Winter et al., 2007). 
Marcando a porção superior do Grupo Macaé, a Formação Imbetiba é construída 
por margas e pelitos do Cenomaniano e ocorrem praticamente em toda a bacia. 
Marcando a transição do Cretáceo Inferior e Cretáceo Superior esses pelitos compõe 
uma grande cunha clástica que selou definitivamente a ocorrência de carbonatos na 
bacia (Winter et al., 2007). Os depósitos arenosos de sistemas originados por fluxos 
hiperpicnais compõe a Formação Namorado, que representa reservatórios encaixados 
em baixos estruturais gerados pela tectônica salífera (Winter et al., 2007). 
Modelos que enfatizam a importância da tectônica do sal na deposição de 
sedimentos recebem grande atenção, principalmente por ser relacionada a reservatórios 
potenciais. Apesar de eventos de reativação transcorrente ser de grande importância 
para a bacia, o padrão principal dos falhamentos parece ser relacionada principalmente a 
tectônica gravitacional, apesar do notável estilo tectônico de sal ser associada falhas 
antitéticas. (Mohriak et al, 2003). 
Em Cabo Frio, a falha antitética favoreceu o grande aporte sedimentar de 
sedimentos siliciclásticos associados ao soerguimento da Serra do Mar e da 
Mantiqueira, sobrecarregando a camada de sal e resultando em sua mobilização. As 
estruturas formadas junto aos domos de sal, relacionadas a falhas lístricas, afetaram toda 
a deposição carbonática do Grupo Macaé, enquanto que as calhas serviram como semi-
bacias para a deposição distais arenosas de fluxos hiperpicnais desde o Albiano 
(Mohriak et al., 2003). 
Do Coniaciano a Mesocampaniano, essas semi-bacias acolheram a sequência 
sedimentar marcada pelo Grupo Campos. Esse grupo é caracterizado por um maciço 
aporte sedimentar das formações Ubatuba, Carapebus e Emboré, associados à intensa 
atividade vulcânica. As deposições dessas sequências ocorreram em ambiente 
progressivamente mais profundo, de batial superior a médio, sendo que os depósitos 
33 
 
arenosos proximais são encontrados confinados nas calhas intra-taludes, com padrão 
retrogradante, típico deuma megasequência marinha transgressiva (Winter et al., 2007). 
Em sua porção proximal, a sequência é caracterizada por sedimentos arenosos 
avermelhados neríticos, típicos de ambiente plataformal raso, como depósitos de 
fandelta. Nas porções intermediárias, predominam folhelhos e nas distais margas 
intercaladas com corpos arenosos (Winter et al., 2007). 
As formações Ubatuba e Carapebus, representadas por pacotes siliciclásticos 
finos com raros corpos arenosos, tem origem em fluxos hiperpicnais turbidíticos de 
ambiente marinho profundo (batial inferior). A Formação Emboré, caracterizada por 
arenitos plataformais avermelhados, foi depositada em ambiente de plataforma costeira, 
nerítico raso, em sistema do tipo fandelta (Winter et al., 2007). 
 
34 
 
 
Figura 2.5-2 - Carta estratigráfica da Bacia de Campos (Modificado de Winter et al., 2007). 
 
 
35 
 
 Sendo um dos principais sistemas petrolíferos da bacia e associado ao Campo 
de Peregrino, o sistema petrolífero Lagoa Feia-Carapebus é formada por rochas 
geradoras de folhelhos calcíferos da Formação Lagoa Feia e de rochas turbidíticas 
reservatórios da Formação Carapebus (Milani e Araújo, 2003). 
Depositados no ambiente lacustre salobro/salino da fase rifte da bacia, os 
folhelhos Lagoa Feia são rochas com teor de carbono orgânico que podem chegar a 9%, 
espessura máxima de 300 metros e preenchidas com querogênio do tipo I. As rochas 
geradoras atingiram a condição ideal de maturação e expulsão de óleo durante o 
Paleógeno e saturaram com petróleo rochas-reservatório posicionadas em diversos 
níveis estratigráficos da bacia, desde os basaltos fraturados (Formação Cabiúnas), 
coquinas da fase rifte (Formação Coqueiros), carbonatos do Cretáceo e Paleógeno 
(Grupo Macaé) e corpos turbidíticos posicionados em diversos níveis, alguns deles 
muito rasos, próximos ao fundo do mar (Milani e Araújo, 2003). 
Para os reservatórios pós-sal, a migração secundária deu-se por falhas normais 
lístricas, que conduziram o óleo para níveis estratigráficos mais elevados, encontrando 
“janelas” abertas na camada de selante evaporítico, geradas pelo fluxo sedimentar no 
sentido das regiões profundas localizadas a leste (Milani e Araújo, 2003). 
Sendo um dos reservatórios mais expressivos da bacia de campos, os turbiditos 
da Formação Carapebus são capeados pelos folhelhos da Formação Ubatuba. As trapas 
desenvolveram associadas à evolução da halocinese sinsedimentar na bacia, sendo de 
um caráter misto estratigráfico-estrutural (Milani e Araújo, 2003). 
O Sistema Petrolífero Lagoa Feia-Carapebus foi o responsável pela origem dos 
maiores campos descobertos no Brasil, tais como Marlim, Albacora, Roncador, 
Barracuda e Marimbá, todos em turbiditos (Milani e Araújo, 2003). 
Os óleos da Bacia de Campos apresentam densidades entre 14º e 32º API, 
apresentando misturas entre petróleos biodegradados e outros não submetidos à 
degradação bacteriana. Tais misturas devem-se pelos sucessivos pulsos de migração 
secundária da bacia (Mello et al. 1994; Guardado et al. 2000, Milani e Araújo, 2003). 
 
 
36 
 
3.1 Campo de Peregrino 
O Campo de Peregrino é localizado a margem leste do Alto de Cabo Frio, que 
separa as Bacia de Campos e a Bacia de Santos. O Alto de Cabo Frio, representado por 
uma elevada área do embasamento, é constituído por rochas ígneas e metamórficas que 
foram soerguidas e expostas à erosão durante o Cretáceo Inferior, associado à atividade 
vulcânica alcalina do alinhamento Poços de Caldas- Cabo Frio pós-rifte (Cobbold et al, 
2001; Thomaz Filho, 2008). 
A maior parte das sucessões Cretáceas está ausente no Alto de Cabo Frio, 
sugerindo grandes momentos de erosão e sedimentação by-pass. No Maastrichtiano a 
linha de costa localizava-se a sudeste do Campo de Peregrino, onde a subida relativa do 
mar causou a transgressão e mudança de posição da linha de costa, onde a Formação 
Carapebus foi depositada em um padrão onlap sobre os carbonatos do Grupo Macaé 
(Statoil, 2013). 
Os turbiditos da Formação Carapebus pode ser divididos em três fácies. 
Originalmente a classificação de fácies foi baseada em descrições de testemunho, sendo 
mais tarde adicionada a análise de perfilagem geofísica, cálculos de porosidade e 
conteúdo em argila (Statoil, 2013). 
Fácies 1: Consiste em arenitos maciços, e ocasionalmente estratificados, 
podendo ter seleção de pouco à moderada com granulometria de média a muito grossa. 
A composição do arenito é em sua maioria quartzo, com poucos feldspatos e fragmentos 
de rochas, sendo difícil a identificação de estruturas internas. A fácies 1 não apresenta 
bioturbação ou traço de fósseis, com exceção da presença ocasional de Ophiomorph, no 
Campo de Peregrino é a fácies com as melhores porosidades (>22%), conteúdo de argila 
menor que 20% e permeabilidades altas, constituindo o melhor reservatório de 
hidrocarbonetos (Statoil, 2013). 
Fácies 2: Os arenitos desta fácies são pouco bioturbados com granulometria de 
média a grossa e pouco a moderadamente selecionada, com a presença de lama em 
alguns casos. O nível de bioturbação é baixo, sendo comum a presença de 
Palaeophycos, Ophiomorpha e Planolites. Os arenitos desta fácies são frequentemente 
pouco consolidados com porosidades variadas, conteúdo de argila menor que 50% e 
permeabilidades inferiores que as Fácies 1, constituindo assim o segundo melhor 
reservatório do Campo de Peregrino (Statoil, 2013). 
37 
 
Fácies 3: Esta fácies consiste de arenitos argilosos fortemente bioturbados, com 
um caráter bem homogêneo. O conteúdo de argila nos arenitos pode variar entre 10 e 
40% e misturado de uma maneira bem homogênea, sendo os acamamentos não 
reconhecidos devido a grande bioturbação. A interpretação de seu ambiente de 
formação é inconsistente devido a dados esparsos, porém a grande quantidade de traços 
de bioturbação sugere um ambiente que alternava entre tempo bom e tempo de 
tempestade. O conteúdo de argila na Fácies 3 é definido como maior que 50%, sendo a 
sua porosidade e permeabilidade muito inferior as Fácies 2 e Fácies 3, não sendo um 
reservatório de hidrocarbonetos (Statoil, 2013). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
38 
 
4 Resultados 
 
4.1 Resultados Petrofísicos Estimados 
 
4.1.1 Poço 08 
O poço 08 possui 99,8 metros de espessura do reservatório Carapebus, sendo sua 
seção marcada principalmente pela Fácies 1 em duas porções. Entre 2350 a 2370 metros 
de profundidade e de 2375 a 2410 metros de profundidade. As fácies 2 e 3 intercalam 
com diversas espessuras na porção superior do poço, ocorrendo entre 2310 a 2350 
metros de profundidade (Figura 4.1-2) 
 No intervalo entre 2350 e 2400 metros do poço foi gerado o gráfico de Pickett 
com os valores de resistividade (LLD), variando entre 0,24 e 0,7 ohm.m. e porosidade 
efetiva variando entre 0,18 e 0,28. Através do prolongamento da reta, e coeficiente 
angular igual 1,85, estimou-se a resistividade da água da Fácies 1 (Rw) próximo a 0,03 
ohm.m. (Figura 4.1-1) 
 
 
Figura 4.1-1 - Gráfico de Pickett para o poço 08 
 
 
 
39 
 
 
Figura 4.1-2 - Perfilagem geofísica do poço 08 
 
 
 
 
 
40 
 
Tabela4-1 - Propriedades calculadas para o poço 08 
 PHIE (%) Sw (%) BVW Swirr 
K-Coates 
(mDarcy) 
Fácies 1 28,70 27,30 0,06 0,20 936,44 
Fácies 2 10,70 64,10 - - 571,36 
Fácies 3 7,80 58,50 0,12 0,78 5,06 
(PHIE= Porosidade efetiva, Sw = Saturação de Água, BVW= Porcentagem de volume de água, Swirr = 
saturação Irredutível, K-Coates = Permeabilidade de Coates). 
No gráfico de Buckles para o poço (Figura 4.1-3) é verificado a presença de uma 
família