II.5.1.2. Geologia e Geomorfologia
A) Introdução
As Bacias de Camamu e Almada situam-se na porção sul do litoral do estado da Bahia. A Bacia de Camamu,
abrangendo parte da planície costeira, limita-se ao norte com as Bacias de Jacuípe e Recôncavo, através das
zonas de transferências de Itapoã e Barra, respectivamente. O seu limite sul com a Bacia de Almada ocorre
próximo ao alto de Itacaré. A Bacia de Almada, por sua vez, limita-se ao sul com a Bacia de Jequitinhonha,
através do Alto de Olivença. Estas Bacias totalizam uma área de 22.900 km² até o limite da cota batimétrica
de 3.000m, sendo 16.500 km² pertencentes à Bacia de Camamu e 6.400 km² à Bacia de Almada (Figura
II.5.1.2.1) (ANP,2000).
A espessura sedimentar é representativa atingindo mais de 8.000 m nos depocentros (GONÇALVES et al.,
2000). Podem ser identificadas quatro megasseqüências: fases pré-rifte, sinrifte, transicional e pós-rifte. A
fase pré-rifte é caracterizada pelo pequeno estiramento litosférico, com uma ampla sinéclise onde estão
registrados sedimentos marinhos da Formação Afligidos (Permiano), com uma seção basal areno-evaporítica
e uma seção superior pelítica e sedimentos siliciclásticos das formações Aliança, Sergi e Itaípe (Jurássico
Superior e Cretáceo Inferior).
FIGURA II.5.1.2.1 – A Bacias de Camamu e Almada e sua batimetria. Fonte: ANP, 2003.
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As formações Aliança e Sergi têm como composição básica arenitos fluviais. A Formação Itaípe (Cretáceo
Inferior) é composta por folhelhos lacustres. A megasseqüência sinrifte é caracterizada por falhamentos
normais, com geração de um lago profundo confinado, sendo preenchido por uma espessa seqüência alúvioflúvio-deltaica-lacustre, composta de folhelhos e arenitos do Cretáceo Inferior (associados às formações
Morro do Barro e Rio de Contas). No Aptiano, as primeiras incursões marinhas na bacia resultaram numa
megasseqüência transicional em golfos restritos com depósitos de evaporitos, carbonatos e siliciclásticos da
Formação Taipus Mirim, englobando o Membro Serinhaém (siliciclásticos) e o Membro Igrapiúna
(evaporitos).
A megasseqüência pós-rifte (ou marinha) é caracterizada por duas fases: uma fase transgressiva e uma
regressiva. Após o estabelecimento de um mar raso (Albiano), formou-se uma plataforma carbonática, com a
deposição dos calcarenitos e calcilutitos da Formação Algodões. A partir do Cretáceo Superior, em mar
aberto, foram depositados folhelhos de talude da Formação Urucutuca, com deposição que se estende até o
Recente. O contato basal da Formação Urucutuca se dá com os carbonatos da Formação Algodões através de
uma discordância regional de caráter erosivo (NETTO et al., 1994). A partir do Oligoceno, são registradas
fácies litorâneas e de plataforma (arenitos da Formação Rio Doce e carbonatos de plataforma da Formação
Caravelas), que na direção da bacia profunda transicionam para os pelitos da Formação Urucutuca.
A Figura II.5.1.2.2 apresenta duas seções geológicas da plataforma continental até a região do talude, sopé
continental e bacia profunda. Próximo do limite distal da província de diápiros de sal há ocorrência de uma
anomalia magnética, provavelmente relacionada à formação de crosta oceânica.
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(A)
(B)
FIGURA II.5.1.2.2 – Seções geológicas da Bacia de Camamu (porção marinha),
evidenciando o arcabouço estrutural e a estratigrafia das seqüências sinrifte e pós-rifte.
Fonte: CPRM (2003) e ANP (2007)
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O arcabouço estrutural é formado por um compartimento de embasamento raso, próximo à costa (bloco alto
da falha de Aritaguá), e um compartimento intermediário, no bloco baixo desta falha, além da região da
quebra do talude, no qual a seção sedimentar atinge mais de 8.000 m de espessura (NETTO et al., 1994). No
sul da bacia, destaca-se o cânion de Almada (uma escavação submarina), atravessando os compartimentos
intermediários e de embasamento raso, na direção NW–SE. Ocorre também uma extensão para a parte
interna do continente.
De forma similar à Bacia de Camamu, quatro megasseqüências compõe o arcabouço estratigráfico. Estas
megasseqüências correspondem às fases de afinamento crustal (pré-rifte), de ruptura (sinrifte), transicional e
pós-rifte, caracterizada por subsidência térmica na fase de deriva continental.
Na megasseqüência pré-rifte, ocorreram depósitos de arenitos fluviais e folhelhos lacustres das formações
Sergi e Itaípe, de idade Jurássico Superior e Cretáceo Inferior, respectivamente.
A megasseqüência sinrifte foi desenvolvida no Cretáceo Inferior (Andar Rio da Serra ao Alagoas Inferior),
representada pela Formação Morro do Barro, formada predominantemente de folhelhos lacustres, e pela
Formação Rio de Contas, relaciona-se a uma seqüência alúvio-flúvio-deltaica (arenitos e conglomerados). A
megasseqüência transicional, de idade aptiana, tem relação com seqüências evaporíticas (Membro Igrapiúna)
sobrepostas aos carbonatos e siliciclásticos continentais (Membro Serinhaém), compondo a Formação Taipus
Mirim.
A megasseqüência pós-rifte inicia a sedimentação marinha na bacia, com uma seqüência transgressiva e uma
regressiva. Uma placa carbonática rasa foi formada no Albiano, com deposição de calcarenitos e calcilutitos
da Formação Algodões, com margas e folhelhos ocorrendo na direção da bacia. A Formação Urucutuca foi
formada a partir do Cretáceo Superior, em ambiente marinho, composta por folhelhos de talude e arenitos. A
partir do Eoceno, fácies litorâneas e plataformas progradantes estão presentes, correspondendo às areias da
Formação Rio Doce e calcários da Formação Caravelas.
Na região emersa da bacia, com pequena freqüência, há presença da Formação Barreiras, de origem aluvial,
com idade terciária a quaternária. Além da quebra do talude, há registros da ocorrência de sedimentos
siliciclásticos intercalados com evaporitos, provavelmente equivalentes ao sal aptiano mais antigo
encontrado em alguns segmentos da margem (Membro Paripueira na Bacia Sergipe–Alagoa) (UESSUGUI,
1987). A Fig. II.5.1.2.3 apresenta uma seção sísmica na Bacia de Almada.
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FIGURA II.5.1.2.3 – Seção sísmica na Bacia de Almada (parte marinha), mostrando
seqüências estratigráficas sinrifte e pós-rifte e registros da tectônica de sal . Fonte:
CPRM (2003)
B) Arcabouço Estrutural – Camamu-Almada
O arcabouço estrutural integrado das Bacias de Camamu-Almada é complexo, sendo associado a uma região
de embasamento heterogêneo. As estruturas geológicas existentes estão vinculadas a fases tectônicas, uma
anterior ao evento Wealdeaniano e outra posterior. A tectônica de movimentos verticais de blocos foi
dominante, produzindo falhas, linhas de charneiras, grabens, meio-grabens, horsts, altos e baixos estruturais,
todos associados ao estágio rifte. O resultado da subsidência diferencial, entre partes da margem continental,
desenvolveu bacias costeiras e plataforma aberta para o oceano. Os fraturamentos principais se orientam para
NNE-SSW e NE-SW (PROJETO RADAMBRASIL, 1981).
O tectonismo tem idade Aratu, tendo sido reativado posteriormente. Esse tectonismo foi de caráter
deformante, com transcorrências de idade Aratu na fase rifte e drifte. As falhas normais antigas (Andar Dom
João / Aratu) são paralelas à foliação regional, representando antigas linhas de falhas transcorrentes
contemporâneas ao cinturão granulítico. Apresentam-se em superfície como alinhamentos paralelos entre si,
concordantes com a foliação regional, originando feições morfológicas proeminentes tal como a escarpa de
falha entre Nilo Peçanha – Ituberá, onde se verifica o contato entre o embasamento e os sedimentos
mesozóicos (Andar Dom João). Nesses alinhamentos, as rochas são predominantemente cataclásticas, com
mergulhos muito fortes (65o e 90o) e uma orientação NW-SE (SEIXAS e AZEVEDO, 1982).
Posteriormente, as falhas foram transformadas em falhas normais de menor tamanho, devido à distensão
crustal da fase trafogênica.
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Essas falhas teriam uma idade eocretrácea até o Aptiano/Albiano, constituindo um dos sistemas de estruturas
tectônicas dominantes representadas por um conjunto de falhas normais destrógiras, concordantes com a
foliação regional. Tal conjunto apresenta falhas com mergulhos NW-SE, destacando-se a falha de
Maragogipe, com mergulho para SE, representando a primeira linha de charneira situada a oeste da bacia.
Outro conjunto de falhas normais, com direção N30o-20oE, apresenta rejeitos métricos e estrias, que indicam
um movimento predominantemente normal. Um terceiro conjunto dessas falhas seria orientado no sentido EW a N60oW, apresentando movimentação lateral ou reversa lateral (MÉRCIO e ALKMIN, 1995).
DESTRO et al. (1994) demonstraram que essas falhas apresentam rejeito direcional de direção NNE-SSW,
sendo subortogonais às falhas de transferência, sugerindo a ocorrência de movimentos horizontais ao longo
do eixo da Bacia. Sob condições de distensão, tais falhas apresentam alto ângulo com a direção geral do rifte
e com as falhas de alívio (AZEVEDO et al., 1994).
Outra categoria são as falhas de transferência transversais, cuja origem estaria associada à reativação de
antigas descontinuidades que cortam o embasamento cristalino e as rochas permo-triássicas da Formação
Afligidos, encontrando-se atualmente em posição favorável de reativação (DESTRO et al., 1994). As falhas
em superfície apresentam-se como feições lineares de menor expressão (lineamentos) em relação às falhas
normais. Essas falhas representam feições estruturais transversais ao eixo do rifte, assumindo direção
predominante NW-SE, onde estariam associadas tanto ao deslocamento horizontal quanto à inversão da
polaridade das falhas distensionais, sendo interpretadas como zonas de transferência ou acomodação
(MELLO et al., 1995). Tais zonas representariam os limites norte e sul da bacia (AZEVEDO, 1994).
As falhas de transferência, evidenciadas em afloramentos na Bacia de Camamu-Almada, têm orientação
geral WNW-ESE, que são coincidentes com a orientação das falhas de transferência que deslocam a borda da
bacia próximo a cidade de Camamu-Almada. Ao sul da cidade de Camamu-Almada, as falhas conectam
diversas falhas normais em alto ângulo ou oblíqüo à direção do eixo de alongamento da bacia distensional.
São falhas importantes por se estarem associadas à ocorrência de petróleo, atuando como dutos de migração
da área de geração situada a leste da bacia. As falhas de transferência corresponderiam ao segundo sistema
de falha na bacia, as quais teriam menor expressão que as do primeiro sistema, sendo constituídas por falhas
orientadas E-W, com estrias de baixo mergulho horizontais ou oblíqüas, caracterizando movimentos
distensionais.
A presença de halocinese no interior da Bacia de Camamu-Almada é verificada nas suas partes mais
profundas, havendo, em direção ao topo, uma a três camadas de anidrita com espessuras que atingem
dezenas de metros (NETTO et al., 1994). O efeito da halocinese ocorre a partir do Grupo CamamuAlmada/Formação Taipus-Mirim (Membro Igrapiúna), afetando as Formações sobrepostas às Formações
Algodões e Urucutuca. Na zona litorânea, ocorrem falhas descontínuas paralelas à estrutura da falha de
Maragogipe-Ituberá, as quais definem os limites das bacias mesozóicas (PROJETO RADAMBRASIL, 1981)
Na porção marinha da Bacia, os sedimentos do Grupo Almada (Formações Morro do Barro e Rio de Contas),
de idade eocretácica (fase rifte), são sintectônicos e associados às falhas normais e a alguns falhamentos
transversais, que têm a mesma orientação geral NNE-SSW das falhas normais e WNW-ESE das falhas de
transferência observadas em diversos afloramentos e em mapeamentos regionais. Tais falhas apresentam
atividade tectônica mais efetiva nos Andares Buracica-Jiquiá, sugerindo uma idade eocretácica superior.
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Sedimentos das Formações Taipus-Mirim e Algodões (Aptiana/ Albiana) foram afetados pelas mesmas
falhas. As falhas transversais no mar encontram-se separadas da área terrestre cerca de 20 km, sugerindo o
seu caráter descontínuo. Essa condição sugere que as falhas de transferência se fazem importantes na
conexão com as falhas normais principais na borda terrestre da bacia, porém sem conectar falhas normais
situadas em alto mar (offshore). É possível que linhas de fraquezas preexistentes controlem as estruturas
transversais na porção marinha (DESTRO et al., 1994). A falha de Maragogipe, que separa os sedimentos do
Andar Dom João, entre o rio Jiquiriçá-Camassandi e Ituberá-Nilo Peçanha, parece ser representada por dois
alinhamentos paralelos e próximos. Os limites entre o embasamento e os sedimentos mesozóicos são
considerados discordantes ao longo da costa, sendo exceção os trechos entre rio Jiquiriçá-Camassandi,
Ituberá-Nilo Peçanha e Tremebé em direção ao sul, pois são considerados como falhas.
Os dois tipos de falhas, normais e de transferência, limitam pequenas estruturas em forma de graben e horsts,
sendo a geometria do rifte definida por vários grabens e meio-grabens, controlados por grandes falhas com
mergulho para E. Tais feições estariam relacionadas ao rifteamento do Cretáceo Inferior (Rio da Serra/
Aratu) e a posteriores reativações ocorridas no embasamento, pelo menos, até no máximo o Terciário
(MÉRCIO e ALKMIN, 1995).
A falha de Maragogipe corresponde a uma falha normal antiga com mais de 250 km de extensão, sendo
orientada no sentido NNE-SSW, representando o limite entre as bacias mesozóicas do Recôncavo e as
demais bacias sedimentares do sul da Bahia e as rochas pré-cambrianas dos Complexos Jequié e CaraíbaMirim.
Ao sul de Ituberá, a falha continua nas rochas do Complexo Jequié, onde é observado em direção à costa um
sistema de falhas paralelas, possivelmente associados à reativação mesozóica que afetou as rochas do
Complexo Jequié (PROJETO RADAMBRASIL, 1981).
As estruturas regionais são representadas por alinhamentos, destacando-se os alinhamentos MaragogipeItuberá e Atlântico. O alinhamento Maragogipe-Ituberá é representado pela falha de Maragogipe. As
estruturas positivas de origem tectônica são representadas pelos horsts e blocos antitéticos, sendo que esses
últimos representam blocos elevados por falhamentos assimétricos com mergulho para E. Os horsts, grabens
e meio-grabens da Bacia de Camamu-Almada são definidos pelas falhas normais e de transferência, que
delimitam blocos rochosos, estando essas feições relacionadas à fase rifte, com idade de Rio da Serra a
Aratu, podendo ter sido ativadas pelo menos até o Terciário. Na faixa costeira, ocorrem pequenos grabens e
horsts (SEIXAS e AZEVEDO, 1982):



Valença (a oeste) – graben com extensão no sentido NNE-SSW até as proximidades de Taperoá,
tendo uma forma longa e estreita, aprisionando sedimentos de Andar Dom João;
Igrapiúna – horst balizado lateralmente por duas falhas transcorrentes antigas, com prolongamento
NNE, sendo circundada por sedimentos do Andar Dom João;
Camamu-Almada – horst com as mesmas características do horst de Igrapiúna, tendo orientação NS. Junto a este horst, a oeste, ocorre um graben limitado lateralmente por duas falhas transcorrentes
antigas, que passam por Camamu-Almada e por Acaraí, aprisionando sedimentos do Andar Dom
João.
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A origem e evolução geológica da Bacia de Camamu-Almada são explicadas pelos modelos de deriva
continental, tectônica de placas e formação e expansão do assoalho oceânico, que corroboram o processo de
individualização das placas sul-americana e africana, a formação do Oceano Atlântico e a construção das
plataformas continentais. Tais processos desenvolveram-se em três fases principais: o soerguimento crustal,
o fraturamento da crosta e a separação crustal por tensionamento (ASMUS, 1982). A evolução geológica se
relaciona a quatro estágios de desenvolvimento do arcabouço tectono-geológico da margem continental e
área oceânica adjacente profunda na costa leste brasileira, que se associam às situações de deriva continental,
tectônica de placas e formação e expansão do assoalho oceânico (ASMUS, 1982).
O estágio pré-rifte, no Neojurássico, caracterizou-se pelo soerguimento da margem continental, originando
áreas positivas, e pela criação de falhas incipientes na crosta superior. O processo de soerguimento, que teve
uma gênese térmica, deveu-se às condições subcrustais, tais como anomalias térmicas e
anomalias/descontinuidades da espessura da crosta (ASMUS e PORTO, 1980). Juntamente com este
processo, ocorreu atenuação na parte inferior da crosta e erosão na parte superior, ocasionando diferenças nas
espessuras da crosta, desequilíbrios isostáticos, esforços e tectonismo (no Cenozóico). Essas áreas elevadas
se constituíram em áreas-fonte de sedimentos para as bacias interiores periféricas no entorno dos altos (área
continental), mais especificamente a Depressão Afro-Brasileira (ASMUS e PORTO, 1980.). No estágio rifte,
a partir do Eocretáceo, ocorreram estiramentos e afinamentos na crosta, que promoveram seu fraturamento,
abatimento e abertura, com ocorrência de vulcanismo localizado (GUAZELLI e CARVALHO, 1981). Esse
período foi responsável pela instalação de sistemas de rift-valleys, com a orientação das estruturas e
formação de feições do tipo horst, graben e meio-graben, limitadas por falhas sintéticas e antitéticas, com
rejeitos que variam de dezenas a centenas de metros. Há presença de linhas de charneiras e as lineamentos.
No estágio proto-oceânico, desenvolveram-se lineamentos nos limites entre áreas soerguidas e subsididas,
possivelmente associadas a esforços tracionais decorrentes das diferenças de espessuras crustal. Nesses
lineamentos, ocorreu vulcanismo, com conseqüente formação de edifícios vulcânicos.
O estágio oceânico ou margem continental, a partir do Albiano-Cenomaniano até os dias atuais, apresentou
uma separação progressiva entre os continentes sul-americano e africano devido à criação do piso oceânico
do Atlântico. Neste estágio, concretizaram-se as feições estruturais e morfológicas da margem continental e
das bacias oceânicas adjacentes, embora seja considerada uma condição de quietude tectônica, onde
predominaram os movimentos crustais de subsidência e soerguimento de blocos (movimentos verticais) na
área costeira (ASMUS, 1982). Associadas a esses estágios evolutivos, encontram-se as seguintes seqüências
deposicionais na costa leste (ASMUS, 1984):

Seqüência do Continente – composta por folhelhos vermelhos com interposições de arenitos
arcoseanos recobertos por arenitos que variam de finos a conglomeráticos, representados pelo Grupo
Brotas, de idade Neojurássica (Andar local Dom João). O sistema deposicional conjugado entre
leques aluviais e lagos interiores, em bacia platiforme com relativa calma tectônica, com
retrabalhamento eólico;

Seqüência Lagos – composta pelo conjunto de folhelhos e arenitos com intercalações de carbonatos
e com interposições locais de cunhas conglomeráticas, tendo idade do início do Eocretáceo,
representando uma deposição pré-Aptiana nas bacias do leste, onde os sedimentos mais antigos se
situam no Andar Rio da Serra. O tipo de ambiente deposicional foi o flúvio-deltaico lacustre, que
congrega fácies de pro-delta e de planície de inundação;
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
Seqüência do Golfo – composta na sua maioria por evaporitos, destacando-se a halita e a anidrita,
podendo associar-se a carbonatos, folhelhos euxínicos, arenitos e conglomerados. A deposição
ocorreu sob condições de relativa calma tectônica, sendo sua idade Aptiana (Andar local Alagoas).
Na margem continental leste, em geral, a seqüência das fácies apresentam as seguintes sucessões, do
continente em direção ao oceano: carbonatos, anidrita e halita. Na Bacia de Camamu-Almada, na
borda próxima ao continente emerso, há uma gradação de evaporitos para clásticos, que podem
também ocorrer por debaixo dos evaporitos. A presença de domos é resultante das movimentações
do sal, que aparecem com freqüência e com grandes dimensões ao largo da Bacia. O limite externo
(leste) dessas estruturas diapíricas determina a área atual de ocorrência da seqüência do Golfo;

Seqüência do Mar – formada por duas seções, uma carbonática e outra clástica, sendo que a seção
carbonática se sobrepõe à seção clástica. A seção carbonática, cuja idade varia entre o Cretáceo
médio e o Eoceno, é representada por calcarenitos e calcilutitos oolíticos e pisolíticos, sendo que, em
direção ao continente, os carbonatos passam, gradualmente, para arenitos, por vezes, com granulação
grossa, podendo passar a fácies pelíticas em direção ao oceano. Os movimentos crustais lentos e de
fraca subsidência, que acompanharam essa deposição, promoveram ligeiras reativações de falhas
normais próximas às bordas das bacias. Esses sistemas carbonáticos foram depositados em condições
de plataforma rasa-talude, com pequena contribuição de clásticos provenientes de um sistema de
leques deltaicos.
O Mapa II.5.1.1, ao final do capítulo, apresenta as principais feições do arcabouço estrutural da Bacia de
Camamu-Almada.
C) Estratigrafia
As Figuras II.5.1.2.4 e II.5.1.2.5 apresenta a coluna estratigráfica da bacia de Almada e Camamu,
respectivamente. A descrição da estratigrafia foi principalmente baseada em NETTO et al. (1994), extraída e
modificada a partir de PETROBRAS (2003), sendo citadas as referências ao longo do texto.
As rochas sedimentares da área emersa da Baia de Camamu-Almada estão sobrepostas ao embasamento
Arqueano a partir do Triássico-Jurássico (± 230M.a), representadas por folhelhos, arenitos e conglomerados
(Grupo Brotas – FormaçõesAliança e Sergi). A litologia cretácea é constituída por folhelhos e arenitos
(GruposSanto Amaro e Ilhas-Seqüência do Petróleo) e conglomerados (Formação Salvador), arenitos,
anidrita, gipsita e barita (Formação Taipu-Mirim) e calcarenitos, biospatitos ebiomicritos de foraminíferos
(Formação Algodões). As rochas terciárias-quaternárias são representadas por arenitos conglomeráticos com
níveis argilosos (FormaçãoBarreiras) e coberturas arenosas detríticas. As coberturas sedimentares
quaternárias, que ocorrem em área estreita, se constituem de calcarenitos e biolutitos (Formação Caravelas) e
depósitos costeiros compostos por arenitos, areias inconsolidadas e mangues (INDA e BARBOSA, 1978).
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II.5.1.2-9/54
A Formação Afligidos é dividida nos Membros Pedrão e Cazumba. O Membro Pedrão é composto de arenito
fino a muito fino, com coloração cinza-clara e bege. Essa unidade é intercalada por siltitos de coloração
cinza-clara, com grande presença de nódulos de sílex, e por camadas de anidrita e halita. A deposição dessa
unidade ocorreu em ambiente litorâneo restrito. O Membro Cazumba, com idade perminiana (Kunguriano),
determinada a partir de palinomorfos, é representado por folhelho de coloração vermelho, associado a níveis
silticos esbranquiçados. Seu ambiente deposicional estaria relacionado a uma condição lacustre (CAIXETA
et al., 1994).
O Grupo Brotas, que abrange idades entre o neojurássico (Tithoniano) e o neocomiano (Cretáceo), é
predominantemente representado por arenitos e folhelhos. Esse Grupo é dividido nas Formações Aliança,
Sergi e Itaípe. A Formação Aliança, com idade tithoniana (Neojurássico). Subdivide-se nos Membros
Boipeba e Capianga, sendo o primeiro constituído por arcoseos finos a médio, de estratificação cruzada e
coloração vermelho e marrom. O Membro Capianga é constituído por folhelho de coloração “vermelho
tijolo”.
A Formação Sergi, com idade berriasiniana (Neocomiano), definida a partir de ostracodes não-marinhos, é
caracterizada pela presença de arenito fino a conglomerático, com estratificação cruzada acanalada e de
coloração cinza-esverdeado e vermelho. O arenito é intercalado por folhelho, com coloração vermelho e
cinza-esverdeado, e conglomerado. É indivisa, com deposicional o fluvial entrelaçado (anastomosado), com
ocorrência de retrabalhamento eólico (CAIXETA et al., op. cit). A Formação Itaípe possui idade Rio da
Serra (Valangniano), definida a partir da datação de ostracodes. É representada por sedimentos clásticos
finos, destacando-se a presença de folhelho cinza, intercalado por folhelhos marrom-avermelhados e
castanhos, respectivamente, na base da seqüência e no topo. São encontradas camadas de arenito fino a
grosso, com textura submatura na parte central, nessa unidade sedimentar. As rochas dessa Formação
associam-se ao período de transição da fase pré-rifte para a fase rifte, tendo sido o ambiente deposicional do
tipo flúvio-lacustre (NETTO et al., 1994).
O Grupo Almada abrange idades entre o final do Berriasiano e o inicio do Aptiano (Rio da Serra ao Jiquiá),
sendo constituído por rochas clásticas. Esse Grupo divide-se nas Formações Morro do Barro e Rio das
Contas. A Formação Morro do Barro possui idade entre o final do Berriasiano e meados do Valangniano
(Rio da Serra). O Membro Tinharé é composto por arenito granuloso, com a presença de seixos e grânulos
pelíticos. O Membro Jiribatuba é constituído por folhelho calcífero e carbonoso cinza-esverdeado a castanho
escuro, ocorrendo intercalações de arenito granuloso com fragmentos de rochas carbonáticas. O ambiente de
sedimentação foi o subaquoso, com o predomínio de fluxos gravitacionais em área de lago tectônico
(NETTO et al., 1994). A Formação Rio de Contas tem idade entre o Hauteriviano e o início do Aptiano (de
Aratú ao Jiquiá), confirmada com base em ostracodes não-marinhos. É representada por rochas clásticas
carbonáticas, sendo subdividida nos Membros Ilhéus e Mutá. O Membro Ilhéus compõe-se de folhelho, com
colorações cinza-esverdeada, cinza-escura e acastanhada, associada a arenitos finos. O Membro Mutá
constitui-se de arenito fino a grosso, conglomerático e dolomítico, com coloração cinza- esbranquiçada.
Nessa unidade, podem ocorrer, na sua metade inferior, marga esbranquiçada, biocalcarenito e dolomito. O
tipo de ambiente deposicional é o lacustre de leques deltaicos-plataforma-talude (NETTO et al., 1994).
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FIGURA II.5.1.2.4 - Coluna Estratigráfica da Bacia de Almada. Fonte: CONTIJO, G. et al (2007).
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FIGURA II.5.1.2.5 - Coluna Estratigráfica da Bacia de Camamu. Fonte: CAIXETA et al (2007).
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II.5.1.2-12/54
O Grupo Camamu-Almada é constituído pelas Formações Taipus-Mirim e Algodões. A Formação TaipusMirim possui idade Alagoas, definida a partir de palinomorfos. Essa unidade é representada por rochas
evaporíticas e clásticas, cujas origens relacionam-se à primeira ingressão marinha ocorrida na bacia e à
condição de clima árido, tendo essa última contribuído para a precipitação de sais e formação de expressivos
depósitos de evaporitos. É subdividida nos Membros Serinhaém e Igrapiúna (NETTO et al., 1994).
O Membro Serinhaém é caracterizado pela presença de arenito e folhelho, os quais ocorrem de maneira
intercalada e regular. Os arenitos são muito finos e de coloração cinza-escuro, enquanto os folhelhos são
silticos, com colorações cinza-escura, castanha e preto, possuindo um caráter micáceo e carbonoso.
O Membro Igrapiúna agrupa litologias de calcário dolomítico de coloração castanha e amarela, folhelho
castanho e camadas de halita que podem atingir 200m de espessura.
A Formação Algodões, de idade entre Albiana e Turoniana, representa as rochas carbonáticas. Sua idade foi
definida com base em foraminíferos, nanofósseis calcários e palinomorfos, possuindo espessura máxima de
500m. O ambiente deposicional dessa Formação foi do tipo nerítico em plataforma carbonática. Essa
Formação se subdivide nos Membros Germânia e Quiepe. O Membro Germânia é constituído por calcarenito
e calcirrudito oolítico e pisolítico parcialmente dolomitizado. O Membro Quiepe se constitui de calcilutito
com foraminíferos planctônicos (NETTO et al., 1994.).
O Grupo Espírito Santo foi definido por ASMUS et al. (1971) como sendo estruturado por duas Formações
interdigitadas, a Formação Rio Doce e a Formação Caravelas.
A Formação Urucutuca apresenta idades diferenciadas na bacia que variam entre o Cenomaniano e o NeoEoceno na porção emersa. Na porção submersa, as idades variam entre o Cenomaniano e o Oligoceno,
podendo alcançar idades mais recentes. A sedimentação relaciona-se a uma extensa fase transgressiva,
ocorrida em ambientes de talude e bacia, sendo que os sedimentos clásticos grossos depositaram-se em
regime de correntes de turbidez (VIEIRA et. al., 1994).
As rochas dessa Formação são do tipo folhelhos intercalados com arenitos, calcários e conglomerados. Os
folhelhos, na parte emersa, são siltosos, altamente micáceos, piritosos, carbonosos e de coloração cinzaescura. Na plataforma continental, os mesmos são siltosos, bastante micáceos e de coloração cinza-escura a
preta. Os arenitos apresentam grãos finos a médios, mal selecionados e sujos, com coloração cinza
acastanhada. Os calcários são argilosos e micríticos, com estrutura laminar e de coloração cinza-acastanhada.
Nas partes mais distais na plataforma continental ocorre um aumento, em relação aos sedimentos clásticos
grossos e carbonáticos, da presença de sedimentos pelíticos. (ASMUS et al., 1971; VIEIRA et. al., 1994).
A Formação Caravelas apresenta idade Terciária, abrangendo do Meso-Eoceno ao Holoceno (VIEIRA et.
al.,1994). O sistema deposicional preconizado é o de plataforma carbonática. Essa Formação é constituída,
predominantemente, por calcários biomicríticos, característicos de plataforma rasa, tendo intercalações
defolhelhos e, por vezes, camadas finas de arenitos (calcarenitos). Os calcários biomicritos e micritos
argilosos apresentam, em algumas situações, níveis de dolomitização. A coloração desses calcários varia de
cinza-clara a média, ou ainda, mais raramente, entre cinza-escura e acastanhada. Os bioclastos mais comuns
são as algas vermelhas, os foraminíferos, os briozoários e os corais. Os folhelhos apresentam coloração
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cinza-claro a médio ou esverdeados, lisos e mosqueados, passando a calcíferos na parte basal. Os arenitos
são constituídos por sedimentos quartzosos e feldspáticos, variando entre médio a grosso. Em situações
restritas, aparecem como arenitos finos, com grãos subangulares a subarredondados e mal selecionados
(ASMUS et al., 1981; VIEIRA et. al., 1994).
A Formação Rio Doce apresenta uma idade Terciária, situada entre o Paleoceno e o final do Mioceno
Inferior, podendo atingir o Plioceno nos estratos superiores. Essa Formação é predominantemente arenosa,
sendo sua constituição essencialmente de arcóseos hialinos médio a muito grossos, com intercalações de
folhelhos cinza-escuro a preto e argilito esverdeado. Podem ocorrer intercalações entre sedimentos clásticos
e carbonáticos da Formação Caravelas e, também, a sobreposição de sedimentos quaternários,
principalmente de origem fluvial, na porção emersa, e de depósitos recentes de carapaças de animais
marinhos na porção submersa. O sistema deposicional definido é o de leques costeiros em ambiente marinho,
associado a uma condição regressiva (VIEIRA et. al., 1994.).
A unidade sedimentar Barreiras, apesar de apresentar problemas quanto à sua classificação litoestratigráfica,
devido à sua constituição litológica e organização de suas camadas ao longo de sua área de ocorrência
(Estado do Rio de Janeiro ao Estado do Pará), no Estado da Bahia é definida como Formação (INDA e
BARBOSA, 1978). A base da unidade apresenta conglomerado com estratificações gradativas, sendo
constituídas por grãos de quartzo leitosos, arredondados, fenoclastos de gnaisse alterados, arenitos e seixos
de argila, todos em meio a uma matriz arenosa, por vezes, ferruginosa. A estratificação é cruzada de ângulo
mediano a baixo, havendo concentração de seixos quartzosos na base de conjuntos cruzados. É encontrado,
ainda, material sedimentar retrabalhado (INDA e BARBOSA, 1978). Os arenitos dessa Formação são
grossos, com grãos mal selecionados, subangulares a subarredondados, apresentando cores que variam de
acordo com a argila da matriz (vermelha, amarela, violeta e branca). O tipo de estratificação, na porção
inferior dos arenitos, é cruzada, passando à laminação paralela em direção ao topo.
São verificados leitos de argila maciços ou laminação paralela, com coloração vermelha ou amarela e
espessuras entre 10 e 15 cm. A presença de canga de óxido é freqüente, podendo impregnar os arenitos por
mais de 1m de espessura (INDA e BARBOSA, 1978).
A Bacia apresenta três compartimentos, separados por duas linhas de charneiras: o interno, central e externo.
O compartimento interno localiza-se a oeste da linha de charneira interna, possuindo pequena profundidade,
onde subafloram os sedimentos do Grupo Brotas. O compartimento central é restrito ao espaço definido entre
as duas linhas de charneira, tendo a Formação Morro do Barro (Andar Rio da Serra) onde são encontrados
óleo e gás, no campo de exploração Morro do Barro, localizado na parte emersa da Bacia na ilha de Itaparica.
O compartimento externo se situa a leste da linha de charneira externa, sendo preenchido pela seção
sedimentar da Formação Rio de Contas (Andar Buracica e Jiquiá), que se encontra em águas mais profundas
(NETTO e RAGAGNIN, 1990).
O registro da coluna estratigráfica no compartimento interno é muito incompleto. No compartimento central,
acredita-se que estejam presentes todas as seções estratigráficas, sendo o registro de idade Aratu restrito e
incompleto. No compartimento externo, ocorre uma seção espessa da Formação Rio de Contas sobreposta à
Formação Morro do Barro. Sobreposto à Formação Rio de Contas, encontram-se o Grupo Camamu-Almada
e o Grupo Espírito Santo.
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O Grupo Camamu-Almada registra a abertura da fase rifte para a fase oceânica, inicialmente restrita, e a
formação dos evaporitos do Membro Igripiúna da Formação Taipus-Mirim (circulação aberta), que é
registrada pelos calcários de plataforma da Formação Algodão. A partir daí, a Bacia evoluiu para uma
situação de talude, acumulando os sedimentos da Formação Urucutuca (Cretáceo Superior até os dias atuais).
Nas porções marginais da Bacia, ocorrem as Formações Caravelas (calcárea) (início do Terciário até os dias
atuais) e a Formação Rio Doce (terrígeno). A parte emersa da Bacia tem seu equivalente à sedimentação
Terciária nos leques aluviais da Formação Barreiras (NETTO e RAGAGNIN, 1990). Na parte norte da bacia,
2
encontram-se as melhores condições para exploração. No compartimento central, que possui 2.300km , estão
presentes três jazidas de petróleo, “todas de interesse secundário”, estando elas situadas nas seções Formação
Sergi e Formação Morro do Barro (NETTO e RAGAGNIN, 1990). No alto de Taipus, ao sul da bacia, foram
perfurados três poços. Ao norte, os reservatórios da Formação Sergi são capeados por uma seção de arenitos
(eólico) de extensão regional e espessura entre 10 e 20m, porosidade de 18% a 2.400m de profundidade, com
capeamento por folhelhos de Itauá (seção rifte). Ao sul do Alto de Taipus, o compartimento central se
apresenta estreito, onde perfurações indicaram poços secos. A área com maior possibilidade de exploração é
a do compartimento externo, onde as Formações Morro do Barro e Sergi encontram-se em grande
profundidade (NETTO e RAGAGNIN, 1990). A Formação Morro do Barro representa a área geradora para o
compartimento central da bacia. A razão entre arenito/folhelho para essa Formação destaca duas áreas onde
essa razão é baixa e coincidente com as ocorrências de petróleo já confirmadas, seja na Formação do Morro
do Barro ou na Formação Sergi (Jurássico) (NETTO e RAGAGNIN, 1990).
As colunas estratigráficas formais para as Bacias de Camamu-Almada, incluindo a legenda explicativa, estão
apresentadas no Anexo A deste item.
D) Aspectos Fisiográficos
A região de estudo apresenta uma região costeira marcada por praias arenosas e falésias de até mais de 20
metros de altura, para onde confluem rios de pequeno, médio e grande porte, e onde manguezais se
desenvolvem localmente. A fisiografia submarina marcada por uma plataforma estreita, um talude íngreme,
profundo e dissecado por cânions e um sopé continental pontuado localmente por montes e vales
submarinos.
O Mapa II.5.1.2, “Mapa Geomorfológico e Batimetrico da Bacia de Camamu-Almada” é apresentado ao
final do capitulo.
D.1) Zona Costeira
O litoral do setor estudado tem uma direção geral N-S entre a ilha de Itaparica e Ilheus. Ao norte da baía de
Todos os Santos, o litoral assume uma direção francamente NE-SW.
O setor norte do litoral é marcado pela desembocadura de rios de porte médio a grande como o rio de Contas
pela saída da baía de Todos os Santos e pela presença da ilha de Itaparica. Na região entre a baía de Todos os
Santos e a foz do rio de Contas, o litoral mostra uma configuração bastante irregular, formado por uma
complexa distribuição de pequenos estuários, manguezais e ilhas litorâneas (QUEIROZ et al., 1996). Neste
setor ocorre a baía de Camamu, a terceira maior baía do Brasil.
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D.2) Plataforma Continental
A plataforma continental na área de estudo plataforma é bastante estreito, entre 8 e 35 km, sendo o trecho
mais estreito situado ao largo de Itacaré, ao norte de Ilhéus. Segundo França (1979), a declividade é
relativamente da plataforma é acentuada, variando entre 1:160 (6,2.m/km) e 1:530 (1,9m/km). A quebra para
o talude continental ocorre entre 60 e 80 metros de lâmina d’água, sendo que alguns canais se desenvolvem
sobre a plataforma, avançando tanto para sua porção interna quanto para o talude continental.
D.3) Talude Continental
O talude continental apresenta uma largura relativamente homogênea ao longo da área estudada, variando
entre 80 e 120 km e estendendo-se da borda da plataforma até profundidades superiores a 3000m. O talude
superior, entre 100 e 1000m, é bastante íngreme ao longo de toda a área estudada, atingindo com frequência
declividades superiores a 1:10. As menores declividades do talude médio (entre 1.000 e 2.000m) são
observadas ao largo de Itacaré, enquanto que o talude inferior (profundidades entre 2.000 e 3.500m) é mais
alargado na desembocadura do cânion de Camamu, ao largo da cidade de Valença.
Diversos cânions, vales e ravinas submarinas escavam o talude continental. Dentre esses, os de maior
expressão e continuidade mar afora são, de norte para sul, os cânions de Itaparica, Salvador e Camamu na
porção norte do talude, todos incidindo a plataforma interna e estendendo-se pelo menos até 2400m de
profundidade. Dentre esses, o cânion de Salvador é o mais desenvolvido tendo mais de 10 km de largura na
isóbata de 200m (FRANÇA, 1979). Sua cabeceira está alinhada com a desembocadura do rio Jiquiriçá, hoje
de expressão menor, mas que em outros períodos geológicos pode ter sido conectado com o cânion Salvador
e transferido importante carga sedimentar continental em direção às águas profundas através de correntes de
turbidez (FRANÇA, 1979).
D.4) Sopé Continental
O sopé continental, desenvolvido entre 3500 e 5000m de profundidade se estende por cerca de 700 km mar
afora, apresentando uma declividade média bastante suave, da ordem de 1:450. A paisagem fisiográfica do
sopé é marcada pela presença dos montes submarinos Stock, situados a cerca de 500km a partir da base do
talude ao largo de Valença. Na altura da latitude 12°S, na projeção mar afora dos cânions Itaparica, Salvador
e Camamu se desenvolvem os “Vales da Bahia”, rede de drenagem submarina que aparentemente coleta
aqueles cânions e avança em direção à planície abissal desenvolvendo um conduto largo que passa ao sul dos
montes submarinos Stocks (FRANÇA, 1979).
Sistemas de drenagens submarinas compostos pela confluência de cânions em vales submarinos são
igualmente observados em outras porções da margem atlântica leste-sudeste brasileira, definindo um sistema
de convergência de cânions que descem do talude em vales mais largos que se dirigem em direção ao oceano
profundo. CASTRO (1992) identificou feições semelhantes ao largo da Bacia de Campos.
O relevo suave, interrompido pela presença de vales largos e profundos que atravessam a margem e pelos
montes submarinos, é característico da margem leste e sudeste brasileira e caracteriza a região mais distal de
deposição dos sedimentos exportados da parte rasa da margem adjacente.
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E) Cobertura Sedimentar
A cobertura sedimentar da região estudada acompanha a segmentação fisiográfica, com características
distintas para cada província anteriormente analisada, sendo a plataforma continental aquela que apresenta a
maior diversidade faciológica (KOWSMANN e COSTA, 1979), conforme pode ser observado no Mapa
II.5.1.3, apresentado ao final do capitulo.
A plataforma é caracterizada por sedimentos de composição mista, ora com predomínio siliciclástico, ora
carbonático, ambos geralmente retrabalhados ao longo do Holoceno pelas correntes oceânicas, ondas e
marés. Observa-se um domínio de sedimentação siliciclástica arenosa na plataforma interna, até a isóbata de
20 metros, nas regiões compreendidas entre Salvador e Morro de São Paulo, entre Camamu e Ilheus. Nesta
faixa de plataforma interna, sedimentos finos, lamosos, de origem moderna são observados entre Morro de
São Paulo e Camamu (KOWSMANN e COSTA, 1979).
Ao largo de Ilhéus areias e cascalhos de moluscos e foraminíferos bentônicos formam a maior parte do
registro sedimentar na plataforma interna e média. Fragmentos de algas coralíneas são observados na
plataforma externa na região de Camamu e na plataforma interna junto a Ilhéus. Os biohermas dominam a
paisagem submarina em toda a plataforma externa, ocorrendo junto à costa ao sul do Morro de São Paulo, da
foz do rio de Contas e de Ilhéus.
Feições importantes em termos faciológicos são os depósitos relacionados ao Cânion de Salvador
(PETROBRAS, 2001). Três setores podem ser listados: norte, central e sul (II.5.1.2.5). O setor norte se
insere na plataforma continental, até a isóbata de 45 m, com a presença de sedimentos grosseiros, com
diâmetros médios entre 0,9 e –2,1φ, classificados como areias cascalhosas biodetrítica, com origem algal
(PETROBRAS, 2001).
O setor central refere-se cabeceira do cânion e o seu talvegue, onde as profundidades aumentam de 30 para
1.500 m em poucos quilômetros. As declividades médias das vertentes do cânion são maiores do que 10o,
gerando processos de escorregamento e o conseqüente transporte de sedimentos para áreas mais profundas.
Estes sedimentos são de característica lamosa, com granulometria dominante entre 3,8 e 5,3φ
(PETROBRAS, 2001).
O setor sul corresponde à porção sul do cânion, abrangendo a plataforma continental. Os sedimentos desse
setor são areias cascalhosas, margeadas por areias predominantemente lamosas. A granulometria varia entre
0,9 e 2,3φ (PETROBRAS, 2001).
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FIGURA II.5.1.2.6 – Cânion de Salvador: faciologia. Fonte:
PETROBRAS (2001).
O talude continental constitui-se numa região de pouca cobertura sedimentar recente. Abundam zonas de
remoção e afloramentos de sedimentos e rochas mais antigas. Os cânions submarinos funcionam como
condutos de transferência de sedimentos de águas rasas para águas mais profundas com pequena acumulação
sedimentar em seu interior ou fruto de extravasamento de seu leito no talude. Afloramentos de sedimentos
pré-consolidados ocorrem com freqüência na região, implicando numa heterogeneidade do comportamento
geotécnico dessa região.
Como conseqüência da configuração fisiográfica de forte declividade, sedimentos originados a partir de
desabamentos do talude acumulam-se a partir da sua base, formando depósitos de movimentos de massa cuja
composição é de difícil caracterização, em função da heterogeneidade dos sedimentos que constituem a fonte
deste material desabado. Assim como a fonte é heterogênea, o resultado desses movimentos de massa
constitui depósitos de debris-flows, mass-flows e mud-flows cuja composição pode ser desde
conglomerados intraformacionais de sedimentos lamosos do talude como olistostromas originados a partir do
desabamento de blocos da plataforma carbonática adjacente.
Coexistindo lateralmente com os sedimentos provenientes de movimentos de massa, que, pelo mapeamento
de KOWSMANN e COSTA (1979) se distribuem até profundidades de mais de 4000m, ocorrem depósitos
turbidíticos, provavelmente associados ao sistema de drenagem submarina (cânions e vales submarinos) que
capturam sedimentos de águas rasas e os transferem por correntes de turbidez (de densidade) para ambientes
profundos. Destacam-se as zonas de desembocadura do sistema de cânions Itaparica, Salvador e Camamu.
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KOWSMANN e COSTA (1979) apresentam uma vasta área de sedimentação predominantemente turbidítica
ocorrendo a partir de 4000m. Segundo GONTHIER et al. (2000), este domínio parece ser dominado por um
forte regime de correntes de fundo termohalinas (Água de Fundo Antártica, AABW), que teria redistribuído
o material transferido das águas rasas formando uma província de sedimentação mista turbidíticacontornítica, onde predominam os sedimentos finos (argila e silte hemipelágicos a pelágicos) nas áreas
desconfinadas e sedimentos mais grossos (siltes e areias muito finas) nas zonas confinadas aos cursos dos
vales submarinos.
F) Aspectos Geológicos e Geomorfológicos do Bloco BM-CAL-13
A BP realizou um estudo de perigos geológicos com base nos dados sísmicos disponíveis para a região de
estudo, o qual cobriu uma área de 4.500 m², englobando os blocos CAL-M-248, CAL-M-312, CAL-M-372,
CAL-M-314 (este correspondente a concessão BM-CAL-13) e CAL-M-374, além de uma área sem
nominação ao norte do Bloco CAL-M-314 e leste do Bloco CAL-M-248 (Figura II.5.1.2.7). Este estudo foi
utilizado como principal referência para a caracterização dos aspectos Geológicos e Geomorfológicos para a
região do Bloco BM-CAL-13.
Para o presente estudo foram consideradas quatro locações (A, B, C e D), sendo que a locação B corresponde
ao poço denominado Pitanga, cuja locação é objeto de estudo pela BP. O poço Pitanga está localizado na
porção norte do Bloco BM-CAL-13. As coordenadas dos poços propostos são apresentadas na tabela a
seguir:
TABELA II.5.1.2.1 – Localização dos poços a serem perfurados no Bloco BM-CAL-13.
Poço
Latitude
Longitude
Lâmina d’Água(m)
Locação A
-14° 18' 29.5574’’
-38° 21' 18.5680"
2.632,50
Locação B (Pitanga)
-14° 18' 29.5567"
-38° 22' 19.1014"
2.578,50
Locação C
-14° 28' 16.3537"
-38° 25' 09.4233"
2.580,00
Locação D
-14° 19' 19.2204"
-38° 23' 32.1022"
2.559,00
Datum: SIRGAS 2000
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FIGURA II.5.1.2.7 – Mapa da região de abrangência do estudo realizado pela
BP, incluindo o Bloco BM-CAL-13. Fonte: BP, 2012.
•
Geologia estrutural
O estudo evidencia que o Bloco BM-CAL-13 está situado no centro da placa tectônica Sul Americana,
inserida em uma margem continental passiva. A sismicidade observada na costa brasileira é considerada
menor do que em outras regiões intra-placa, desta forma não se espera que a Margem Continental Brasileira
seja considerada mais ativa do que regiões continentais. O mapa de simsicidade da USGS (Figura II.5.1.2.8)
indicou que não ocorrem atividades sísmicas significativas na região do Bloco BM-CAL-13 (BP, 2012).
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FIGURA II.5.1.2.8 – Mapa de sismicidade na região próxima ao Bloco
BM-CAL-13. Fonte: USGS, 2012.
Os dados sísmicos da região do Bloco BM-CAL-13 evidenciam que a tectônica de sal (caracterizado por
evaporitos do Aptiano) é o controle estrutural principal para a região (Figuras II.5.1.2.9 à II.5.1.2.13). As
áreas correspondentes a Bacia de Camamu e Jequitinhonha são governados por uma configuração mais
sinuosa da tectônica do sal, quando comparado com outras bacias do sul da Bahia. Esse gradiente deu origem
a diversas falhas lístricas extensionais além de estruturas anticlinais em roll over. Subsequentemente, as
pressões exercidas pela gravidade e a compressão do sal, levaram a sua migração para as regiões mais
superficiais. Falhas extensionais típicas, com pequenos grabens e falhas de compressão, além de
dobramentos ao longo do sopé estão diretamente relacionadas com a tectônica de sal. A inexistência de sinais
de falhamentos na superfície é um indicativo de que as atividades sísmicas principais na região do Bloco
BM-CAL-13 estão diretamente relacionadas com as atividades locais de migração do sal (BP, 2012).
As atividades vulcânicas na região do Bloco BM-CAL-13 estão relacionados com diques intrusivos.
Todavia, nenhum dos diques vulcânicos mapeados aparentam ter atingido a superfície, sendo eles localizados
abaixo do horizonte SB4, datando como E100-E85. As atividades vulcânicas mapeadas estão
primordialmente localizadas abaixo da cama de sal. Soleiras e diques vulcânicos são geralmente facilmente
identificados, todavia nos registros alguns diques podem não estar aparentemente relacionados ou conectados
com a soleira vulcânica (BP, 2012).
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Uma inconformidade regional foi mapeada na área de estudo. Essa inconformidade separa regiões com
refletores caóticos de outros mais contínuos logo abaixo. Este horizonte (Uncf1) foi assumido como sendo o
Mioceno Superior (M100). A espessura dos sedimentos neste intervalo (Unidade I) para a região do Bloco
BM-CAL-13 é de aproximadamente 500 m. O horizonte SB4 foi identificado como sendo do Eoceno
Superior ao Oligoceno Superior (E100 – O85). Este horizonte é truncado devido a uma ascensão de sal (BP,
2012).
A tectônica de margem passiva sugere que hiatos ou horizontes de erosão um ambiente de deposição batial
durante o Eoceno até o Oligoceno não estão diretamente relacionados com a ascensão de sal. Nas unidades I
e II, diversos sistemas de canais puderam ser identificados. Para a região do Bloco BM-CAL-13, a maior
expessura da camada sedimentar foi de 1600 m. O horizonte SB6 foi identificado como sendo do Cretáceo
Superior (K100). Esse horizonte parece estar em conformidade ao longo de toda a área de estudo. Na
unidade III foram identificados largos sistemas de canais. A maior espessura da camada sedimentar para este
horizonte foi de 1900m (BP, 2012).
As unidades I, II, III e IV identificadas durante o estudo na região do levantamento sísmico regional não
apresentaram evidências, de uma maneira geral, de riscos da ocorrência de pressões anômalas nas camadas
sedimentares, zonas de escape de gás (seepages), movimentação de água em profundidade ou falhamentos
que a princípio possam afetar a segurança da instalação e operação dos poços. A unidade I evidenciou a
presença de Complexos de Transporte de Massa ou Mass Transport Complex (MTC), além de blocos
associados a esse transporte, próximos a superfície. A unidade II também apresentou os MTC, identificados
como sendo as porções mais antigas dos canais, também presentes na unidade I. As falhas presentes nesta
unidade estão associadas à crista dos domos salinos, entretanto nenhuma dessas falhas aparenta atuar como
trapas de gás.
A unidade III evidenciou a presença de MTC, bem como falhas associadas a dinâmica de sal na região, além
de intrusões vulcânicas. Tais intrusões serão evitadas durante a perfuração, por conta da diferença de
resistência entre as litologias atrapalhar o ideal funcionamento da broca. A unidade IV apresentou falhas
associadas a tectônica de sal da região, além de diques vulcânicos. Não foram constatadas evidências da
presença de trapas de gás associadas às falhas (BP, 2012).
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II.5.1.2-22/54
FIGURA II.5.1.2.9 – Perfil sísmico W-E no Bloco BM-CAL-13, evidenciando as unidades
deposicionais e a presença de MTCs.
FIGURA II.5.1.2.10 – Perfil sísmico W-E no Bloco BM-CAL-13, evidenciando as unidades
deposicionais, MTCs, falhas, sistemas de canais e diápiros salinos.
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FIGURA II.5.1.2.11 – Perfil sísmico W-E no Bloco BM-CAL-13, evidenciando as unidades
deposicionais, MTCs, falhas, sistemas de canais, diápiros salinos e diques vulcânicos.
FIGURA II.5.1.2.12 – Perfil sísmico S-N no Bloco BM-CAL-13, evidenciando as unidades
deposicionais, MTCs, falhas, sistemas de canais e diápiros salinos.
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FIGURA II.5.1.2.13 – Perfil sísmico S-N no Bloco BM-CAL-13, evidenciando as unidades
deposicionais, MTCs, falhas, sistemas de canais e diques vulcânicos.
A estrutura de sal presente na região data do Aptiano e está abaixo das camadas objetivo para as
investigações propostas no Bloco BM-CAL-13. As informações sísmicas adquiridas indicam que a tectônica
do sal é o principal controlador estrutural da região. A região da Bacia de Camamu possui uma componente
gravitacional que permitiu a formação de uma falha lístrica extensional e anticlinais. Os domos salinos se
propagaram para cima, sendo os domos mais recentes nas águas profundas, originando falhas nas camadas
logo acima. Entretanto, existem poucas evidências de que essas falhas continuem ativas devido à ausência de
escarpas de falhas na superfície do leito oceânico e também devido à baixa sismicidade regional (BP, 2012).
Uma taxa de sedimentação extremamente baixa, como a do Bloco BM-CAL-13, ajudaria a preservar
escarpas possivelmente causadas por falhamentos na superfície, a não ser que estas tenham sido erodidas por
eventos de escorregamentos. A presença de altos topográficos em superfície causados por deslocamentos
tectônicos de sal em profundidade pode estar mascarada por um relevo composto por cânions de gradiente
suave, previamente erodido. Cabe ressaltar que a presença do sal está associada exclusivamente aos domos
salinos de camadas abaixo do objetivo, desta forma, não é esperada a presença de corpos salinos em regiões
mais rasas (BP, 2012).
Além disso, todos os poços propostos estão localizados em porções mais distais da bacia (em direção ao
oceano), o que leva a uma maior espessura da camada sedimentar e, por consequência, aumenta a distância
vertical dos poços e seus objetivos em relação a rochas mais antigas do pré-rifte (4 a 5 km), como as rochas
da Fm. Afligidos. Desta forma, possíveis problemas nas operações de perfuração por conta da reativação de
falhas em rochas mais antigas foram considerados pouco prováveis.
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Embora todas as locações propostas sejam em ambientes sem evaporitos, características da dinâmica de sal
foram consideradas nos modelos de evolução da bacia. Para bacias da margem atlântica, a baixa taxa de
sedimentação permitiu um maior equilíbrio na compactação, dificultando o aprisionamento de água entre as
camadas, por exemplo. Dessa forma, no bloco não foi identificada a presença de camadas de sal que
poderiam abrigar pressões anômalas.
Todavia, a BP está tomando as precauções necessárias com relação a possível ocorrência de pressões
anômalas. Até o momento, a modelagem de velocidades que está sendo realizada a partir de dados sísmicos
para verificar a existência de zonas de alta pressão não indicou a ocorrência de possível risco de pressão
acima do normal no bloco. Desta forma, o bloco está em conformidade com o que é esperado para ambientes
sedimentares antigos e de baixa taxa de sedimentação.
•
Geomorfologia e sedimentologia
O Bloco BM-CAL-13 localiza-se entre as isóbatas de 1100m a 2400m. As quatro locações propostas estão
apresentadas na Figura II.5.1.2.14. O mapa batimétrico foi elaborado a partir de sísmica 3D, com resolução
de 25 m. Ela evidenciou uma morfologia heterogênea, com a presença de diversas elevações e depressões de
distintas dimensões no relevo. As feições mais marcantes, entretanto, são duas depressões alongadas ao norte
e ao sul do bloco, que se estendem por toda a sua extensão. Tais feições foram identificadas como sendo dois
sistemas de canal: o Sistema de Canal Erosivo (mais ao sul) e o Sistema de Canal Meandrante (mais ao
norte).
O Sistema de Canal Meandrante é cercado por terraços e planícies em ambos os lados. Ele diminui sua
sinuosidade e aumenta em largura conforme atinge as regiões mais profundas do bloco. Levantamentos
sísmicos indicam que formam os terraços se formaram após o Mioceno. Já o Sistema de Canal Erosivo tem a
sua configuração controlada por altos salinos, sendo os canais mais profundos e menos sinuosos. Conforme
os canais se deslocam para as regiões basais do Sopé, podem ocorrer pequenas escarpas de escorregamentos
(BP, 2012).
Também foi possível identificar um leque deposicional, sobre o qual o canal norte se localiza. Este leque
possui uma superfície mais suave, com marcas mais espaçadas e de menor amplitude. Também ocorrem
sobre este leque a presença de blocos de Complexos de Transporte de Massa ou Mass Transport Complex
(MTC). Tais blocos podem ter sido transportados por fluxos detríticos na região. Áreas mais elevadas
associadas ao Sistema de Canal Erosivo, ao sul do levantamento, foram consideradas como Altos Erosivos,
por se tratarem de feições mais propícias a escorregamentos. Nesta região também ocorrem escarpas erosivas
associadas.
O estudo de declividade foi derivado da sísmica 3D e posteriormente trabalhado em um Sistema de
Informações Geográficas (SIG). As informações indicam que as regiões com declividades maiores do que3°
estão relacionadas com os Sistemas de Canal Erosivo e Meandrante, bem como os blocos de MTC e regiões
erodidas associadas ao transporte de massa (Figura II.5.1.2.15). De uma maneira geral, a declividade diminui
conforme se atingem as regiões mais profundas do sopé (BP, 2012). No que diz respeito à declividade
exclusivamente na região do poço Pitanga (Figura II.5.1.2.16), não são esperadas declividades superiores a
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II.5.1.2-26/54
1°, sendo as maiores declividades associadas a presença dos canais ao norte, localizadas a mais de 1 km da
locação proposta.
De uma maneira geral, podem-se aferir dois ambientes deposicionais distintos no Bloco BM-CAL-13, sendo
um mais dinâmico (ao sul) e outro menos dinâmico (ao norte). As atividades de transporte de sedimento ao
longo do bloco se dariam pelos canais principais, sendo mais efetivas pelo Sistema de Canal Erosivo (Figura
II.5.1.2.17). Desta forma, espera-se que a distribuição superficial dos sedimentos esteja diretamente
relacionada com movimentos de massa provenientes das Escarpas e Altos Erosivos, na forma de
escorregamentos ou fluxos turbidíticos, tendo a gravidade como principal força motriz.
FIGURA II.5.1.2.14 – Batimetria e locações propostas para o Bloco BM-CAL-13.
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FIGURA II.5.1.2.15 – Declividade da região do Bloco BM-CAL-13. Regiões em vermelho
representam declividades maiores do que 8°.
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FIGURA II.5.1.2.16 – Declividade da região do poço Pitanga. Regiões em vermelho
representam declividades maiores do que 30°. Para o local do poço Pitanga não são
esperadas a ocorrência de declividades maiores do que 1°.
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FIGURA II.5.1.2.17 – Setores geomorfológicos do Bloco BM-CAL-13.
A distribuição granulométrica geral do sedimento superficial a região do Bloco BM-CAL-13 é caracterizado
pela presença predominante de sedimentos finos (Argilas). Entretanto, existe a ocorrência de Areias nas
calhas dos sistemas de canais e Areias Argilosas nas áreas proximais ao Sistema de Canal Meandrante, que
corresponde ao leque deposicional (Figura II.5.1.2.18). Os Sistemas de Canais Erosivos são intercalados por
Argilas Grossas, que acompanham a configuração do canal, em sua totalidade. A transição entre o Sistema
de Canal Erosivo e o Sistema de Canal Meandrante obedece a um padrão, alterando gradualmente de Areias
(na calha dos canais) para Argila Grossa, Argila Fina e Areias Argilosas (sobre o leque deposicional) (BP,
2012).
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II.5.1.2-30/54
O conjunto de informações possibilitou a correlação entre a distribuição granulométrica e a configuração
geomorfológica do Bloco BM-CAL-13. A presença de duas regiões deposicionais distintas fica evidenciada
com a alteração gradual dos tipos de sedimento, relacionados aos sistemas de canais instalados na região.
Embora a região do Sistema de Canal Meandrante seja considerada de menor energia e maior estabilidade, a
presença de Areia Argilosa em toda a sua extensão pode ser explicada pela possível deposição dos
sedimentos durante a formação do leque, resultantes da erosão de regiões mais a montante do canal.
A Figura II.5.1.2.19, mostra um estudo encomendado pela Devon e realizado pela HRT, em 2007, no qual
dez amostras de sedimento no Bloco BM-CAL-13 foram retiradas através do uso de piston core para
correlação de idades por análise bioestratigráfica de foraminídeos. As amostras revelaram que o sedimento
na parte central do bloco é composto por argilas duras cinzas fossilíferas do Pleistoceno e do Plioceno
Superior. O estudo evidenciou que os sedimentos de fundo variam de acordo com as feições
geomorfológicas presentes no bloco, como os canais meandrantes e os sistemas de canais erosivos. Foram
identificadas quatro feições principais de sedimentos, sendo elas: areias, areias-siltosas e argilas grossas e
finas (BP, 2012).
Os canais erosivos são compostos por areias e áreas adjacentes seriam compostas por argilas e sedimentos
mais finos. Entretanto, os solos na região do Bloco BM-CAL-13 foram classificados como sendo mais
rígidos do que os esperados para regiões de águas profundas. Desta forma, os poços propostos não se
encontram sobre regiões de areia, ou seja, são regiões que aparentemente não sofrem influência direta dos
sistemas de canais que, por sua vez, poderiam ter maior possibilidade de instabilidades no solo (BP, 2012).
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II.5.1.2-31/54
FIGURA II.5.1.2.18 – Faciologia do Bloco BM-CAL-13.
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II.5.1.2-32/54
FIGURA II.5.1.2.19 – Faciologia do Bloco BM-CAL-13 realizadas pela HRT
•
Estratigrafia e geopressões
As locações A, B, C, e D possuem o objetivo estimado entre as idades do Albiano Superior e Cenomaniano
inferior. A correlação estratigráfica para a cronologia é ainda incerta. Apenas um objetivo é esperado para
ambas as locações. Perfis sísmicos foram obtidos em dois eixos (S-N e W-E), para cada locação. Foram
interpretadas as principais litologias, sendo as principais: Topo do Eoceno – Topo do Oligoceno, Topo do
Cretáceo, Topo das Margas e o Objetivo (base do Cenomaniano e topo do Albiano). A fase pré-rifte ocorreu
durante o Permiano e Jurássico tardio até o Neocomiano. Neste período foram depositados sedimentos
siliciclásticos e evaporíticos da formação Afligidos, além das formações Aliança, Sergi e Itaipe,
subsequentes. Essas formações são constituídas de sedimentos predominantemente fluvio-lacustrinos e
eólicos. A fase rifte ocorreu do Barreasiano até metade da idade Aptiana. Esta época foi caracterizada por
intensa subsidência e subsequente deposição de sedimentos lacustrinos e fluviais das formações Morro do
Barro e Rio de Contas. Ambas formações possuem rochas fontes de hidrocarbonetos (BP, 2012).
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A fase de transição ocorreu da metade do Aptiano até o Aptiano superior. A sedimentação siliciclástica e
evaporítica da formação Taipus-Mirim foram depositados em um ambiente marinho restrito. As formações
do pós-rifte vão do Aptiano superior ao recente, e engloba a formação Algodões, que é composta por
carbonatos formados em um ambiente marinho raso. Nesta formação é esperada a acumulação dos
hidrocarbonetos. Com a evolução da bacia oceânica do Atlântico sul, os sedimentos foram alternados para a
formação Urucutuca, de mar aberto, durante o Cretáceo. Em seguida a sequência progradacional do Terciário
foi formada pela deposição dos arenitos da formação Rio Doce, Carbonatos de plataforma da formação
caravelas e pelitos da formação Urucutuca. Desta forma, as locações A, B, C e D irão seguir as previsões
geológicas descritas a seguir (Figuras II.5.1.2.20 a II.5.1.2.24):
FIGURA II.5.1.2.20 – Quadro de previsões
geológicas geral para as locações A, B, C e D.
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FIGURA II.5.1.2.21 – Quadro de previsões
geológicas para o poço Pitanga (locação B).
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FIGURA II.5.1.2.22 – Quadro de previsões
geológicas para a locação A.
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FIGURA II.5.1.2.23 – Quadro de previsões
geológicas para a locação C.
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FIGURA II.5.1.2.24 – Quadro de previsões
geológicas para a locação D.
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II.5.1.2-38/54
A análise de sísmica realizada sobre a locação Pitanga (Figura II.5.1.2.25) evidenciou a presença de
elevações submarinas relacionadas a fluxos de detritos, além de anomalias associadas à presença de blocos
que foram carreados durante tais fluxos. Nas porções mais profundas é observada a presença de um
complexo de canais soterrados. Na unidade 2 ocorre na região do horizonte 10, uma inconformidade do topo
do Mioceno. A unidade 3 abriga complexos de canais bem desenvolvidos, com depósitos sedimentares
compostos por sedimentos finos. A unidade 4 apresentou refletores sísmicos paralelos e subparalelos, com
formas de canais discretas. A unidade 5 apresentou refletores que possivelmente apresentam folhelhos,
siltitos ou margas.
FIGURA II.5.1.2.25 – Perfil Sísmico da região proposta para o poço Pitanga. É possível
identificar a presença de blocos, anomalias e marcas fluxos de detritos na região mais
superficial (Unidade 1).
Foram realizados levantamentos sísmicos sobre cada locação, evidenciando as principais camadas
litoestratigráficas, além do topo do objetivo proposto para cada poço (Figuras II.5.1.2.26 à II.5.1.2.33). Uma
análise conjunta entre as previsões geológicas e as seções sísmicas possibilitou identificar as principais
camadas a serem perfuradas, sendo elas o Topo do Eoceno/Oligoceno, o Topo do Cretáceo, o Topo das
Margas e o Objetivo, que se encontra entre o Cenomaniano inferior e o Albiano superior, dentro da formação
Algodões. Os perfis sísmicos nos sentidos S-N e W-E para as locações A, B, C e D são apresentadas a
seguir.
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Revisão 00
II.5.1.2-39/54
FIGURA II.5.1.2.26 – Perfil sísmico S-N da locação A.
FIGURA II.5.1.2.27 – Perfil sísmico W-E da locação A.
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II.5.1.2-40/54
FIGURA II.5.1.2.28 – Perfil sísmico S-N da locação B.
FIGURA II.5.1.2.29 – Perfil sísmico W-E da locação B.
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FIGURA II.5.1.2.30 – Perfil sísmico S-N da locação C.
FIGURA II.5.1.2.31 – Perfil sísmico W-E da locação C.
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II.5.1.2-42/54
FIGURA II.5.1.2.32 – Perfil sísmico S-N da locação D.
FIGURA II.5.1.2.33 – Perfil sísmico W-E da locação D.
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II.5.1.2-43/54
A análise dos dados de sísmica 3D não identificou a presença de Seepages ou Shallow Gas. A maioria das
feições anômalas encontradas no substrato estão relacionadas com a depósitos de escorregamentos, feições
associadas ao sistema de canais e rochas vulcânicas intrusivas. Desta forma, é considerado baixo o risco de
ocorrência regiões de exsudação de gás no solo marinho da região do Bloco BM-CAL-13. A análise de
geopressões para as locações a serem perfuradas no Bloco BM-CAL-13 (locações A, B, C e D) foram
consideradas satisfatórias, tendo em vista que as pressões de fratura de areia e argila, além da pressão
máxima de argila não ultrapassarem a sobrecarga máxima prevista, para todas as locações.
As análises realizadas a partir dos dados de sísmica 3D para a Locação B (Pitanga) também não
evidenciaram a presença de Hidratos de Gás na forma de refletores ou entre os refletores para a alocação dos
poços propostos na área. A presença de hidratos foi considerada pouco provável, no que diz respeito aos
primeiros 500 m de profundidade. Além disso, a análise de dados sísmicos superficiais apresentou para a
região proposta para as locações, um canal que incide sobre a Unidade I, sendo esta região bastante erodida
na sua porção norte. A deposição sedimentar nesta unidade teria ocorrido provavelmente durante o
Pleistoceno. Ocorrem também blocos (Figura II.5.1.2.34) que foram depositados em grandes eventos de
deslizamentos. Esses blocos foram levados em consideração e foram evitados durante a escolha das locações
propostas. Com relação a ocorrências de falhamentos nas porções a serem perfuradas pelo poço Pitanga, não
foi constatada a presença de falhas no trajeto do poço no que diz respeito à porção de superfície.
FIGURA II.5.1.2.34 – Perfil sísmico e de anomalia de alta velocidade, evidenciando a
presença de blocos próximos a locação do poço Pitanga.
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II.5.1.2-44/54
Devido a falta de informações de poços análogos nas região do Bloco BM-CAL-13, não se pode afirmar com
exatidão qual o tipo de rocha geradora de hidrocarbonetos, bem como sua profundidade exata e
características do óleo gerado. Desta forma, a BP adotou, para a caracterização do óleo esperado no poço
Pitanga, informações disponíveis de poços que tenham penetrado zonas semelhantes na Bacia de Campos.
A utilização de informações provenientes da Bacia de Campos se justifica pelo fato de as duas bacias terem
sofrido os mesmos processos tectônicos durante períodos geológicos simultâneos e serem relativamente
próximas. Além da semelhança e proximidade entre as bacias, a BP entende que a comparação é válida uma
vez que todas as rochas geradoras são similares conforme são globalmente depositadas durante eventos
anóxicos, geralmente possuindo a mesma natureza em termos de matéria orgânica. Desta forma, segundo a
BP, o API médio dos óleos encontrados em tais zonas na Bacia de Campos está muito próximo de 30, sendo
19º API e 42° API os valores mínimos passíveis de serem encontrados.
•
Estudo sobre Possibilidade de Existência de Zonas com Pressão Anormalmente Alta
De modo a verificar a possibilidade de existência de zonas com pressão anormalmente alta para a região do
Bloco BM-CAL-13 foi realizado um estudo sobre geopressões baseado em dados do poço e velocidades de
sísmica, o qual não forneceu indicações de geopressões anormais na região. Tal fato pode ser evidenciado
nos gráficos de previsão de pressão apresentados nas Figuras 10 a 13 para as locações Pitanga A, B, C e D a
serem perfuradas Bloco BM-CAL-13. Nos gráficos supracitados pode-se verificar que, para todas as quatro
locações, a pressão normal do poço acompanha a pressão mínima de argila e que as pressões de fratura de
areia e argila, além da pressão máxima de argila, são inferiores à sobrecarga máxima prevista, para todas as
locações.
O estudo de possibilidade de ocorrência de zonas de pressão anômala no Bloco BM-CAL-13 foi calibrado
com base em poços perfurados próximos ao empreendimento (1-BAS-102-BAS e 1-BAS-129-BAS). Foram
realizados ajustes levando-se em consideração as características sísmicas e geológicas esperadas para o
bloco. Como evidenciado no estudo, as pressões para a área do Bloco BM-CAL-13 apresentam gradientes de
pressão que variam entre 8.7 ppg e 8.9 ppg em praticamente todas as seções geológicas (Figuras II.5.1.2.35 a
II.5.1.2.38). Nenhuma zona de alta pressão foi prevista ao longo da seção geológica a ser perfurada (BP,
2012).
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Revisão 00
II.5.1.2-45/54
FIGURA II.5.1.2.35 – Gráfico de Previsão de Pressão para o Poço Pitanga A.
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FIGURA II.5.1.2.36 – Gráfico de Previsão de Pressão para o Poço Pitanga (Locação B).
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FIGURA II.5.1.2.37 – Gráfico de Previsão de Pressão para o Poço Pitanga C.
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II.5.1.2-48/54
FIGURA II.5.1.2.38 – Gráfico de Previsão de Pressão para o Poço Pitanga D.
O gradiente geotérmico para a região do Bloco BM-CAL-13 foi calculado a partir de um modelo,
que utiliza como base uma avaliação do fluxo de calor do manto pela crosta e resulta na taxa de
variação da temperatura com o aumento da profundidade na bacia. De acordo com este estudo, o
grau geotérmico para a Bacia de Camamu-Almada variou de 25°C/km. Levando-se em
consideração a profundidade dos poços propostos, espera-se uma temperatura entre 100°C e 105°C
na região mais profunda do poço.
Outros aspectos geológicos e geomorfológicos das áreas serem perfuradas são apresentados na alínea f do
Item II.5.1.2 – Geologia e Geomorfologia – deste Estudo Ambiental de Perfuração (EAP).
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Revisão 00
II.5.1.2-49/54
A) Incidentes Anteriores
Ainda não foram perfurados poços no Bloco BM-CAL-13 não havendo, portanto, registro de incidentes
referentes a alta pressão na região.
B) Medidas Preventivas e Corretivas
Existem procedimentos previstos pela indústria de petróleo durante a perfuração de um poço com o objetivo
permanente de manter o controle da pressão do mesmo e com isso, prevenir eventuais desequilíbrios no
sistema de fluidos, ter uma resposta rápida em caso de perdas de circulação e influxos de fluido, assim como
retomar o controle do poço sem ocasionar prejuízos aos trabalhadores envolvidos, ao meio ambiente e às
instalações.
Os principais procedimentos preventivos a serem seguidos pela BP durante uma perfuração para manter o
estrito controle do poço são:
•
•
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•
•
•
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Realizar testes de absorção (leak off test) e/ou integridade da formação e revestimento após o fim de
cada operação de descida e cimentação de revestimento (com exceção apenas do condutor de 36”);
Monitorar a pressão de poro e fratura durante a perfuração das diversas fases ou seções do poço. Tal
monitoramento poderá ser realizado por meio do próprio monitoramento da sonda de perfuração, da
perfilagem durante a perfuração (LWD) e das unidades de mud logging, calculando-se a pressão de
poros com as medições de LWD e os parâmetros de perfuração (tais como velocidade da formação,
taxa de penetração, peso sobre broca, rotação, vazão, etc) e, também, através de monitoramento dos
volumes nos tanques e fluxo de fluido de perfuração com alarmes visuais e sonoros, detectores de
gás e características dos cascalhos;
Usar BOP apropriado para conter e controlar qualquer influxo indesejável, circulando para fora do
poço e, depois, ajustando a densidade do fluido de perfuração para suportar a nova pressão de
formação;
Testar o BOP antes de sua descida na superfície, quando da primeira descida e conexão com a
cabeça de poço, após a descida e cimentação de um novo revestimento, e constantemente, conforme
frequência estabelecida pela Agência Nacional de Petróleo e Biocombustíveis (ANP), incluindo
manifolds e válvulas de segurança;
Injetar glicol regularmente no BOP (stack) por meio do ROV da unidade de perfuração, com o
objetivo de prevenir a formação espontânea de hidratos na cabeça do poço, e possuir estoque de
metanol para uso caso seja necessário dissolver hidratos já formados na cabeça do poço;
Monitorar permanentemente o nível do fluido de perfuração nos tanques através de sensores de fluxo
durante a perfuração e do tanque de manobra (trip tank) durante as retiradas e descidas da coluna de
perfuração;
Sempre que for retirada a coluna ou durante paradas de perfuração e conexões, verificar se o nível do
fluido de perfuração está estável no anular, observando se não há perda excessiva, nem influxo de
fluido;
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Revisão 00
II.5.1.2-50/54
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Efetuar periodicamente o treinamento de detecção e controle de “kick” com o objetivo de assegurar
que as equipes envolvidas na perfuração estejam capacitadas para o controle do poço e testar seus
poderes de reação em situações inesperadas;
Realizar diariamente reuniões com foco nos procedimentos de segurança e emergência relacionados
com as operações em curso e as operações a serem futuramente realizadas;
Manter quantidade adequada de baritina estocada na sonda para usar em caso de necessidade de
aumentar a densidade do fluido de perfuração;
Manter material de contingência estocado na sonda para uso caso seja necessário combater uma
perda excessiva de fluido de perfuração para a formação;
Trabalhar com um volume adequado de fluido de perfuração, mantendo permanentemente uma
reserva de 200% do volume do poço aberto disponível durante a perfuração do condutor;
Em caso de detecção de influxo indesejável (kick), o procedimento imediato é parar a perfuração e
fechar o Preventor de Erupção – BOP. Este preventor isola o poço, prevenindo um influxo maior. As
leituras das pressões no tubo bengala e no revestimento são utilizadas para se planejar e dar início à
circulação do poço para retirada do fluido invasor (água, óleo ou gás) pelo método do Sondador ou
do Engenheiro. Qualquer que seja o método adotado para circular o kick, após a expulsão controlada
do fluido invasor do poço, aumentando a densidade do fluido de perfuração para exercer uma
pressão hidrostática maior do que a da formação.
Maio/2013
Revisão 00
II.5.1.2-51/54
MAPA II.5.1.1 – Principais Feições Estruturais da Bacia de Camamu-Almada
Maio/2013
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II.5.1.2-52/54
MAPA II.5.1.2 – Mapa Geomorfológico e Batimétrico da Bacia de Camamu-Almada
Maio/2013
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II.5.1.2-53/54
MAPA II.5.1.3 – Mapa Faciológico da Bacia de Camamu-Almada
Maio/2013
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