Geoeletroestratigrafia Bi-dimensional da Porção Central da ... · do Grupo bambuí que, segundo o modelo de evolução geotectônico proposto por Thomaz Filho et al. (1998), teriam

Observatório Nacional

Geoeletroestratigrafia Bi-dimensional da Porção Central da Bacia do São

Francisco

Autora Ana Lucia Rodrigues

Geoeletroestratigrafia Bi-Dimensional da Porção Central da Bacia do São Francisco Tese de Mestrado – Ana Lucia Rodrigues

Geoeletroestratigrafia Bi-dimensional da Porção Central da Bacia do São Francisco

Autora Ana Lucia Rodrigues

Dissertação da Tese de Mestrado Rio de Janeiro, abril de 2002

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Observatório Nacional – MCT Coordenação de Informação e Documentação R. General José Cristino, 77 – São Cristóvão CEP: 20.921-030 – Rio de Janeiro – RJ – Brasil Tel.: (21) 2585-3215 R. 285 Fax: (21) 2589-3959

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CONSELHO NACIONAL DE DESENVOLVIMENTO CIENTÍFICO E TECNOLÓGICO

OBSERVATÓRIO NACIONAL

COORDENAÇÃO DE GEOFÍSICA

Geoeletroestratigrafia Bi-dimensional da Porção Central da Bacia do São Francisco

Por Ana Lucia Rodrigues

Dissertação de Mestrado apresentada como requisito parcial para a obtenção do Título de Mestre em Geofísica pelo Observatório Nacional – MCT

Orientador: Sergio Luiz Fernandes Abril de 2002

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À minha família: Aos meus pai, Yvoney e Thereza, e

Minha irmã, Ana Claudia

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Agradecimentos A realização deste trabalho foi possível graças à grande colaboração e incentivo de várias pessoas e entidades que, dentre elas, gostaria de agradecer especialmente: - Observatório Nacional / MCT; - Capes, pela bolsa de estudos; - UERJ, que possibilitou a obtenção das informações disponíveis sobre geologia da

área referente a este trabalho; - ANP, pela disponibilização dos dados sísmicos e de poço; - Dr. Sérgio Luiz Fontes, pela orientação, atenção, paciência e apoio, que me

foram dedicados ao longo do trabalho, possibilitando um aprendizado satisfatório; - Dr. Emim Ugur Ulugergeli (Universidade de Ankara, Turquia), pela total

colaboração nas etapas fundamentais deste trabalho. Além disso, agradeço pela atenciosa dedicação e o grande apoio, que foram fundamentais e indispensáveis para a concretização deste projeto;

- Dr. Antonio Thomaz Filho (UERJ), pelo grande apoio, incentivo e colaboração, que também foram fundamentais e que sempre estiveram presentes desde a época da graduação;

- Dr. Jorge Porsani (USP), que disponibilizou informações referentes aos seus trabalhos realizados anteriormente na área;

- Emanuele Francesco La Terra, pelo esclarecimento de dúvidas referentes aos programas utilizados, além de esclarecimentos referentes ao trabalho de campo;

- Dr. Jason Carneiro (ANP) que, atenciosamente, colaborou na obtenção dos dados sísmicos;

- Dra. Patrícia Lugão (Landmark), que contribuiu, disponibilizando recursos de informática necessários para o manuseio dos dados sísmicos, além de fornecer informações referentes à sísmica;

- Dra. Mariela Martins (Petrobras), pelo auxílio no que diz respeito à interpretação da geologia da área, a partir de dados sísmicos e de poço;

- Plínio Tavares (Ibama), que também colaborou com a interpretação dos dados sísmicos fornecidos pela ANP.

Enfim, gostaria de agradecer também a todos que, mesmo não tendo sido citados acima, tenham colaborado, de forma direta ou indireta, para a elaboração deste trabalho.

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Resumo:

O Observatório Nacional realizou 43 sondagens magnetotelúricas (MT), na porção norte do estado de Minas Gerais, ao longo de linhas sísmicas previamente levantadas, cobrindo uma área de 11.000 km2, na Bacia Proterozóica do São Francisco, contribuindo no reconhecimento sobre a geofísica regional da área. A Bacia do São Francisco é constituída de uma seqüência sedimentar pelítico-carbonática (Grupo Bambuí), originada a partir do empilhamento tectônico resultante da compressão da Faixa de Dobramentos Brasília sobre o Cráton do São Francisco (750 a 500 Ma). O levantamento geofísico realizado na área se deu em função das evidências de emanações de gás em poços para água e as abundantes emanações naturais do Remanso do Fogo, que afirmam o potencial para hidrocarbonetos da bacia. Os dados MT obtidos foram interpretados anteriormente a partir da Inversão 1-D de Occam (Porsani e Fontes, 1992; Porsani, 1993) e, neste trabalho, foram reinterpretados, utilizando-se um algorítmo de inversão 2-D (Mackie et al., 1997). A partir da inversão 2-D, foram obtidas novas interpretações geológicas-estruturais que apresentam correlação com os resultados sísmicos.

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ABSTRACT Fourty three Magnetotellurics soundings (MT) were undertaken at the north region

of Minas gerais state along previously stabilished seismic lines, covering 11.000 km2 of the São Francisco Sedimentary Basin aiming at contributy to its regional geophysical knowledge. This basin consist of a sedimentary sequence composed of pelitic and carbonate sediments (Bambui Group) formed during the Brasiliano tectonic event (750-500 Ma). The geophysical surveys were motiveted by evidence of gas emanationfrom both wells and the gas emanations from the “Remando do Fogo” region. The Magnetotelluric data were first interpreted by Porsani and Fontes (1992) and Porsani (1993) using 1-D Occam algorithm. In this work the MT data were inverted employing 2-D algorithm (Mackie et al., 1997). As a result, new interpretation of the geological and structural features were achieve and shown in goog agreement with the seismic results.

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LISTA DAS FIGURAS: Figura 1. Mapa Gelológico simplificado do craton São Francisco e o

contexto da bacia intracratônica do São Francisco

Figura 2. Mapa de Localização das Estações MT

Figura 3. Mapa tectônico-estrutural da Bacia do São Francisco – Grupo Bambuí

Figura 4. Mapa geológico simplificado do craton do São Francisco, com indicações das seqüências sedimentares e principais localidades

Figura 5. Coluna estratigráfica simplificada da bacia intracratônica do São Francisco

Figura 6. Mapa Geológico contendo as Estações MT

Figura 7. Perfis esquemáticos ilustrando, em seções oeste-leste, a evolução da Bacia do São Francisco nos domínios do craton do São Francisco e Faixas Brasília e Araçuaí

Figura 8. Mapa esquemático da bacia, mostrando a distribuição de altos e baicos do embasamento

Figura 9. Polarizações Magnetotelúricas TE e TM

Figura 10. Arranjo de campo de uma estação MT

Figura 11. Diagrama simplificado do equipamento de aquisição de dados MT

Figura 12. Modelos Resultantes da inversão 1-D dos perfis paralelos MT2 e MT4

Figura 13. Modelos Resultantes da inversão 2-D dos perfis MT1 à MT4

Figura 14. Modelos Resultantes da inversão 2-D dos perfis MT5 à MT7

Figura 15. Perfil estratigráfico do poço 1-RF-1MG

Figura 16. Interpretação da seção sísmica referente à linha 0240-RL-060

Figura 17. Representação, aproximadamente na mesma escala, dos perfis sísmico e geoelétrico

Figura 18. Diagrama referente à interpretação geológica dos perfis paralelos MT2 e MT4, com base nos resultados da inversão 2-D

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Anexo 1 Anexo 2 Anexo 3 Anexo 4 Anexo 5 Anexo 6 Anexo 7

Gráficos Referentes aos dados observados e calculados do Perfil MT1 Gráficos Referentes aos dados observados e calculados do Perfil MT2 Gráficos Referentes aos dados observados e calculados do Perfil MT3 Gráficos Referentes aos dados observados e calculados do Perfil MT4 Gráficos Referentes aos dados observados e calculados do Perfil MT5 Gráficos Referentes aos dados observados e calculados do Perfil MT6 Gráficos Referentes aos dados observados e calculados do Perfil MT7

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SUMÁRIO

CAPÍTULO 1

1. Introdução 12 CAPÍTULO 2

2.1. Contexto Geológico-Geotectônico da Bacia proterozóica do São Francisco 17 2.2. Estratigrafia e Ambiente de Sedimentação 18 2.3. Geologia Local 19 2.4. Potencialidade Exploratória para Hidrocarbonetos 25

2.4.1. Histórico das Atividades 25 2.4.2. Geração, Migração e Reservatórios 26 CAPÍTULO 3

3.1. Método Magnetotelúrico (MT) 28 3.2. Fontes do campo Eletromagnético (EM) 31 3.3. Impedância 31 3.4. Resistividade Aparente e Fase 32 3.5. Indução em uma Terra 1-D 33 3.6. Indução em uma Terra 2-D 34 3.7. Anisotropia 35 3.8. Heterogeneidades e “Static Shift” 36 3.9. Aquisição e Processamento de Dados MT 37

CAPÍTULO 4

4.1. Inversão 41 4.2. Inversão 1-D 41 4.3. Inversão 2-D 43

CAPÍTULO 5

5.1. Apresentação e Discussão dos Resultados 46 5.2. Interpretação Geológica 53

CAPÍTULO 6

6.1. Conclusão 58 BIBLIOGRAFIA 60 ANEXOS 66

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CAPÍTULO 1 1. Introdução

A Bacia Proterozóica do São Francisco (ou Bacia do Bambuí) abrange uma área de 216.800 km2 (figura 1). Cortada longitudinalmente pelo curso superior do Rio São Francisco, engloba partes dos estados de Goiás, Minas Gerais e Bahia. A seqüência sedimentar pelítico-carbonática da bacia compreende os sedimentos proterozóicos do Grupo bambuí que, segundo o modelo de evolução geotectônico proposto por Thomaz Filho et al. (1998), teriam se depositados numa bacia de antepaís, originada a partir de um empilhamento sedimentar resultante da tectônica de compressão da Faixa de Dobramentos Brasília sobre o Cráton do São Francisco, entre 750 e 500 Ma. As emanações de gás em poços para água e as abundantes emanações naturais do Remanso do Fogo, constararam a existência de gás termoquímico (Braun et al., 1990). No âmbito de um programa de exploração realizado no início da década de 1990, o Observatório Nacional realizou 43 sondagens magnetotelúricas (MT), na porção norte do estado de Minas Gerais, próximo das cidades de Santa Fé de Minas e São Romão, entre as latitudes 46o e 45o e longitudes 16o e 17o , próximo da zona de confluência dos rios São Francisco e Paracatu, estendendo-se até as margens do Rio Urucuia (região transversal ao Rio São Francisco). Estas sondagens MT perfazem um total de 7 perfis geoelétricos, ao longo de linhas sísmicas previamente levantadas (ver figura 6), cobrindo uma área de 11.000 km2 (figura 2), ao norte do estado de Minas Gerais, na Bacia do São Francisco (ou Bacia Bambuí). Os dados magnetotelúricos (MT) obtidos no levantamento geofísico foram interpretados anteriormente a partir da Inversão 1-D de Occam (Porsani e Fontes, 1992; Porsani, 1993), que supõe a variação da resistividade elétrica apenas com a profundidade, não se admitindo variação lateral ao longo dos perfis. O método consiste em minimizar o grau de irregularidade do modelo, atrvés da técnica dos “mínimos quadrados”, e procura um modelo mais suave que ajuste os dados dentro de um certo erro. Tendo em vista o potencial para hidrocarbonetos da bacia, procurou-se, neste trabalho, reinterpretar os perfis MT obtidos através da Inversão 1-D, utilizando um algorítmo de inversão 2-D (Mackie et al., 1997), que permite observar as mudanças laterais de resistividade elétrica, possibilitando a obtenção de um retrato mais fiel da condutividade elétrica, estimada em subsuperfície na região. Com este procedimento, objetivou-se correlacionar as novas interpretações geofísicas com as informações conhecidas sobre a geologia da área, a fim de se obter perfis geológicos-estruturais mais precisos. A aplicação do método MT, em etapas preliminares de campanhas exploratórias para hidrocarbonets, pode fornecer dados que representam um acréscimo substancial das informações em locais onde a sísmica não é eficiente ou mesmo precedendo o estudo sísmico. As investigações MT atingem grandes profundidades, permitindo o reconhecimento de áreas com grandes espessuras de

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sedimentos. Além disso, é possível o reconhecimento de zonas que apresentam inomogeneidades elétricas locais, freqüentemente associadas às estruturas de falhas. O método tem sido utilizado como uma ferramenta de investigação (muitas vezes em conjunto com a sísmica) em diversas campanhas exploratórias pelo mundo. O trabalho de Hoversten (1996) é um exemplo de sua aplicação. O método MT é um método de prospecção geofísica que tem como objetivo mapear a distribuição da resistividade elétrica das rochas em subsuperfície, através das medidas das variações temporais das componentes horizontais dos campos elétrico e magnético naturais sobre a superfície da Terra (Cagnard, 1953). A distribuição da resistividade elétrica de uma região está relacionada com vários parâmetros físicos e estruturais, tais como: porosidade, permeabilidade, presença de fluido nos poros, etc. O Método MT tem sido amplamente empregado em estudos de bacias sedimentares no Brasil (Porsani, 1991; Lugão e Fontes, 1991; Travassos et al., 1999) e também em vários estudos nos quais se deseja obter informações geofísicas em profundidades associadas à crosta e ao manto (Posgay et al., 1996; Figueiredo, 1997; Davey et al., 1998). O trabalho de Constable et al. (1997), é um exemplo de aplicação do Método MT no mar. A partir do algoritmo de inversão 2-D, procura-se inferir o modelo geofísico causador dos efeitos observados. Para esta operação, foram utilizados os dois modos de propogação da onda eletromagnética: TE (transverso elétrico) e TM (transverso magnético), simultaneamente, para todos os perfis. Estes modos correspondem, respectivamente, ao modo de propagação da onda eletromagnética no qual a propagação é perpendicular ao campo elétrico e ao modo de propagação da onda em que a propagação se dá perpendicularmente ao campo magnético. As informações referentes ao contexo geológico-geotectônico da bacia, além da geologia regional, estrutural, estratigrafia e informações sobre potencialidade exploratória da área, podem ser encontradas no capítulo 2 deste trabalho. No capítulo 3, procura-se abordar, de maneira suscinta, a teoria do método magnetotelúrico, além de informações a respeito da aquisição, processamento dos dados MT e sobre a inversão 1-D e 2-D. Os resultados, as discussões e as interpretações geológicas, são apresentados no capítulo 4, enquanto que o capítulo 5 refere-se às conclusões e às sugestões.

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Figura 1 – Mapa geológico simplificado do Cráton do São Francisco, monstrando a localização geográfica, delimitação e contexto da bacia intracratônica do São Francisco. Modificado de Alkmim et al. (1993).

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Figura 2 – Mapa de Localização das Estações MT

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Figura 3 – Mapa tectônico-Estrutural Simplificado da Bacia do São Francisco – Grupo Bambuí. Fugita, A. M. & Clark Filho, J. G. (2001).

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CAPÍTULO 2

2.1. Contexto Geológico-Geotectônico da Bacia Proterozóica do São Francisco

Estruturalmente, a Bacia de São Francisco é afetada por grandes falhas longitudinais, ativas durante a sedimentação, que representam antigas linhas de fraqueza do embasamento granítico-gnáissico, reatitvadas durante o Ciclo Brasiliano (Alvarenga & Dardenne, 1978) (ver figura 3). Segundo o modelo de evolução geotectônico proposto por Thomaz Filho et al. (1998), o Grupo Bambuí tem a sua sedimentação ligada à fase compressiva do Ciclo Brasiliano, no Neoproterozóico. Os sedimentos teriam se depositados numa bacia de antepaís, originada a partir do empilhamento tectônico resultante da compressão da Faixa de Desdobramentos Brasília sobre o Cráton do São Francisco, entre 750 e 500 Ma. A tectônica brasiliana induziu expressiva deformação regional nas rochas do Grupo Bambuí, de tal modo que apenas uma faixa central foi poupada dos efeitos compressivos no território mineiro (Alkmim et al., 1993). Durante o Ciclo Brasiliano, depositaram-se os sedimentos que constituem o Supergrupo São Francisco, englobando os Grupos Macaúbas e Bambuí, em Minas Gerais (Schöl, 1972; Pflug & Renger, 1973; Alkmim, 1989; Pedrosa Soares et al., 1992), e seus prováveis correlatos na Bahia, o Grupo una (Derby, 1905; Misi, 1973). Além de recobrir grande parte do Cráton do São Francisco, estes sedimentos ultrapassam os seus limites, sendo afetados pelos eventos termo-tectônicos da Orogênese Brasiliana, nos centurões marginais ao cráton (ver figura 7). O Supergrupo São Francisco representa uma seqüência sedimentar que repousa, discordantemente, sobre o embasamento granito-gnáissico (ver figura 8) e o Supergrupo Espinhaço (Mesoproterozóico). Este último constitui a serra homônima em Minas Gerais e Bahia e se estende até a Chapada Diamantina, BA. Costa & Branco (1961) dividiram o Grupo Bambuí em seis unidades sedimentares (coberturas neoproterozóicas do Cráton do São Francisco), as quais, coma algumas alterações, foram confirmadas por Schöl (1972) e Dardenne (1981). Estas unidades litoestratigráficas se depositaram sobre a área cratônica e foram assim definidas, do topo para a base:

• Formação Três Marias – arcósios e siltitos verdes; • Formação Serra da Saudade – siltitos, argilitos e folhedos verdes; • Formação Lagoa do Jacaré – calcários lenticulares intercalados com siltitos

e margas; • Formação Serra de Santa Helena – folhedos e siltitos; • Formação Sete Lagoas – calcários e dolomitos lenticulares intercalados

com seqüência pelítica; • Formação Jequitaí – conglomerado basal, diamictito e tilito.

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2.2. Estratigrafia e Ambiente de Sedimentação O Grupo Bambuí compreende a Formação Três Marias (topo) e Subgrupo Paraopeba, de idade proterozóica superior, que engloba as formações Serra da Saudade, Lagoa do Jacaré, Serra de Santa Helena, Sete Lagoas e Jequitaí (Dardenne, 1981), representando uma extensa plataforma carbonática, que parece ter-se formado por uma rápida transgressão por toda a extensão da bacia hoje preservada (verificar figuras 4 e 5).

• Formação Sete Lagoas: originou-se em ambiente litorâneo, com a ocorrência de depósitos de recifes e fáceis de águas rasas e associados, com abundância de matéria orgânica. Esta formação é representada por uma seqüência margosa e pelítica, onde aparecem lentes carbonatadas de diversas dimensões.

• Formação Serra de Santa Helena: constituída de siltitos, folhedos pretos

calcários. Os siltitos, folhedos pretos, margas e calcários, que passam a predominar na área norte e nordeste da bacia denunciam águas mais profundas, abaixo da influência das ondas e das correntes de maré, assim como os seus calcários escuros finamente laminados.

• Formação Lagoa do Jacaré: constituída por calcarenitos, predominantes

na área central da bacia, principalmente no estafo de Goiás, com estratificação cruzada do tipo hummocky, e calcários argilosos escuros bem laminados, representando altern6ancias de águas rasas e águas pouco profundas.

• Formação Serra da Saudade: grada para siltitos e arenitos e arcósios

cinza-escuros da Formação Três Marias, através de intercalações de siltitos, lâminas da calcário argiloso, arcósios finos calcíferos, arcósios e siltitos escuros não calcíferos, atá predominaream os arcósios líticos de granulação fina e média. Da Formação Serra da Saudade para cima, começa um maior afluxo terrígeno, com ocorrência de ambiente fluvial.

• Formação Três Marias: porção superior do Grupo Bambuí, é constituída

principalmente de arcóseos cinza-escuros, siltitos verdes e arenitos arcoseanos. Representa a sedimentação siliciclástica, em ambiente de bacias antepaís.

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2.3. Geologia Local A geologia da área, representada no mapa geológico (ver figura 6), é caracterizada, principalmente, pelas seguintes unidades:

• Sedimentos Detríticos Quaternários e Terciários: sedimentos inconsolidados, que constituem aluviões e coluviões (areias, cascalhos, siltes, areias silto-argilosas);

• Formação Urucuia (possivelmente do Creático Superior): constituída

por um pacote de arenitos bem selecionados, além de conglomerados e arenitos argilosos na base (Costa, 1976);

• Grupo Aerado: subdividido nas formações (da base para o topo) Abaeté

(conglomerados e arenitos fluviais), Quiricó (siltitos e argilitos, com níveis betuminosos e carbonáticos) e Três Barras (arenitos calcíferos e conglomaráticos, siltitos e argilitos e folhelhos);

• Grupo Santa Fé: caracterizado por diamictitos e arenitos, com pelitos

subordinados (Dardenne, 1990), que repousam em discordância erosiva sobre arcósios e siltitos da Formação Três Marias (Grupo Bambuí);

• Formação Três Marias: consitui o topo do Grupo Bambuí, recobrindo em

parte o Subgrupo Paraopeba (Branco & Costa, 1961). Esta formação é composta por arcósios, arenitos arcosianos, siltios e intercalações conglomeráticas (Branco & Costa, 1961; Braun, 1968; Grossi Sad & Quade, 1985). Estruturas do tipo hummocky evidenciam um ambiente marinho, plataformal, dominado por tempestades.

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Figura 4 – Mapa Geológico Simplificado do Cráton do São Francisco, com indicação das Seqüências Sedimentares e das Principais Localidades (Misi, 1973).

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Figura 5 – Coluna Estratigráfica Simplificada da Bacia Intracratônica do São Francisco (Alkmim & Martins-Neto, 2001)

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Figura 6 – Mapa Geológico contendo as Estações MT

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Figura 7 – Perfis esquemáticos ilustrando, em seções oeste-leste, a evolução da Bacia do São Francisco nos domínios do cráton do São Francisco e Faixas Brasília e Araçuaí (modificado de Martins-Neto et al., 2001)

A) Estágio final das Bacias Paleo/Mesoproterozóicas (Arai e Espinhaço); B) Deposição da Megasseqüência Canastra/Paranoá; C) Cenário do Neoproterozóico Inferior, mostrando subducção e desenvolvimento de arcos magmáticos nos domínios da Faixa Brasília, deposição da Megasseqüência Araxá/Ibiá em Bacia de Backarc e deposição da Megasseqüência Macaúbas, flexura na Região Cratônica e deposição da Megasseqüência Bambuí, concomitante à continuidade da evolução da margem passiva na Faixa Araçuaí; E) Cenário do Neoproterozóico Superior mostrando colisão final da Faixa Brasília e deposição da Megasseqüência Capelinha na Faixa Araçuaí em Bacia associada ao arco magmático; F) Cenário do final do Neoproterozóico mostrando fechamento da Faixa Araçuaí e deposição final da Megasseqüência Bambuí (Formação Três Marias).

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Figura 8 – Mapa esquemático da bacia, mostrando a distribuição de altos e baixos do embasamento. Alkmim & Martins-Neto (2001).

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2.4. Potencialidade Exploratória para Hidrocarbonetos 2.4.1. Histórico das Atividades As primeiras avaliações do potencial petrolífero da Bacia do São Francisco só começaram na década de 60, quando a Petrobrás realizou algumas campanhas exploratórias no local. Os resultados destes trabalhos indicaram prospectividade muito baixa ou mesmo nula para o Grupo Bambuí. Em decorrência destes resultados, as pesquisas estiveram desativadas até 1976, quando novas avaliações consideraram as possibilidades da bacia voltar a ser alvo de pesquisas de gás (Araújo, 1989). Na década de 1980, a constatação de inúmeras emanações superficiais de gás do Bambuí despertou as atenções da Petrobrás. Foram realizadas várias pesquisas de campo, destacando-se a área do Remanso do Fogo (município de Butizeiro, MG), com notáveis borbulhamentos nas águas do Rio Paracatu. Constatou-se, então, produção subcomercial de gás durante a perfuração de alguns poços para água pelo DNOCS (Departamento Nacional de Obras Contra as Secas), inclusive com início de um incêndio no equipamento de perfuração. Foram perfurados três poços profundos, visando a obtenção de informações sobre os possíveis reservatórios e rochas-fontes da bacia. Obteve-se vazão subcomercial de gás, em reservatórios carbonáticos pos poços 1RF-1-MG (Remando do Fogo) e 1-MA-1-MG (Montalvânia). Segundo Araújo (1989), a Metamig, executando pesquisa para a Petrobrás, realizou ainda nesse tempo, uma investigação abrangendo a porção mineira da bacia e reportou mais um conjunto de emanações importantes, onde se destaca a região do Rio Indaiá, próximo à Represa de Três Marias.

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2.4.2. Geração, Migração e Reservatórios Mais comumente, uma rocha-forte de óleo e gás é formada por sedimentos finos ricos em matéria orgânica. Com o soterramento contínuo, esses sedimentos são submetidos a temperaturas e pressões mais elevadas, que produzem a transformação da matéria orgânica em hidrocarbonetos líquidos e gasosos. Esses hidrocarbonetos tendem a migrar até encontrar uma barreira relativamente impermeável, onde irão se acumular logo abaixo nas rochas permoporosas, denominadas de reservatórios. Essas rochas impermeáveis (por exemplo, folhelhos, argilitos, sal, etc.) são chamadas capeadoras. A rocha capeadora pode formar uma estrutura que bloqueia o movimento ascendente dos hidrocarbonetos, chamada armadilha ou trapa, que pode ser basicamente de duas origens distintas: estratigráfica, estrutural ou da associação dessas origens. Segundo Braun et al. (1990), na Bacia do São Francisco, o Subgrupo Paraopeba apresenta níveis de folhelho e siltito negro ricos em matério orgânica. Tanto na Formação Sete Lagoas como na Formação Lagoa do Jacaré, que constituem possíveis rochas-fontes de hidrocarbonetos. Os calcários, fraturados e dolomitizados, com porosidade secundária, também possuem níveis ricos em matéria orgânica e apresentam-se como possíveis reservatórios. Na borda sudeste da bacia, a presença de arenitos e a posição dos quartzitos Paranoá, erguidos por falhas, podem propiciar a ocorrência de reservatórios areníticos com alguma permoporosidade. As zonas mais dobradas apresentam estreitas anticlinais. Porém, segundo Braun et al. (1990), são as estruturas de suave arqueamento, nos blocos menos deformados, que podem fornecer trapas de maior capacidade. De acordo com Braun et al. (1990), apesar de algumas informações obtidas através de poços, a maioria dos dados ainda é de superfície. As zonas menos deformadas, na parte centro-sul da Bacia do São Francisco, deveriam ser áreas alvos de investigações geofísicas mais detalhadas e de mapeamento de semidetalhe. Existem excelentes rochas-fontes, especialmente na faixa Paracatu-Vazante, a sudeste de Brasília. Nesta região foram encontradas espessas seções, com até 700m de espessura e com ocorrência de carbono orgânico. Martins et al. (1998) não descartavam a possibilidade de gases estarem sendo gerados nos pelitos intercalados nos níveis carbonáticos. As rochas capeadoras (selantes) potenciais seriam os folhelhos, as margas e calcilutitos, muito comuns no Grupo Bambuí. Segundo os autores, a tectônica criou mecanismos que destruiram parcial, ou totalmente, as armadilhas estruturais (trapas), colocando os reservatórios em comunicação com a superfície por meio de fraturas. As análises das imagens de satélites das áreas dos rios Paracatu, Urucuia, Borrachudo e Indaiá mostram que as emanações de gás estão controladas normalmente por uma rede de fraturas.

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Testes realizados durante a perfuração de poços indicaram reservatórios com baixíssima permoporosidade, em função do grau elevado de diagênese das rochas. Os melhores reservatórios seriam os dolomitos e calcarenitos microfaturados e com porosidade secundária, que poderiam estar preservados nas partes mais profundas da bacia. Na região do Remando do Fogo – Urucuia, onde ocorrem exsudações de gás, há um espessamento da seqüência sedimentar do Grupo Bambuí para sudoeste. Os dados geofísicos indicam a presença de uma coluna sedimentar maior e mais completa. Estes fatores sugerem maiores profundidades de soterramento, o que favoreceria os processos de geração e trapeamento dos hidrocarbonetos. A Petrobrás continua o seu trabalho de avaliação da Bacia do São Francisco, a fim de conhecer melhor o seu arcabouço estrutural, além dos conhecimentos sobre os ambientes de sedimentação das coberturas Proterozóicas.

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CAPÍTULO 3 3.1. Método Magnetotelúrico (MT) O método MT é um método de prospecção geofísica no qual se obtém informações em subsuperfície, através de medições do campo eletromagnético natural da Terra. O método envolve a detecção, a partir de medidas na superfície dos terrenos, da distribuição da resistividade elétrica aparente dos materiais em subsuperfície. A resistividade elétrica consiste na dificuldade encontrada pela corrente elétrica de se propagar através dos materiais (solo ou rocha). Dentre todas as propriedades físicas das rochas e dos materiais, segundo Souza et al. (1998), a resisitividade elétrica é a que apresenta o maior intervalo de variações: pode atingir valores tão pequenos quanto 10-5 Ω.m. para minerais metálicos, como valores tão grandes como 10-7 Ω.m. para sedimentos extremamente secos ou rochas como gabros. Um mesmo tipo de rocha pode também apresentar variações muito grandes desde parâmetro em função, por exemplo, do conteúdo de eletrólitos (material no qual o fluxo de corrente elétrica ;e representado pelo movimento de íons). Variações da resistividade elétrica podem estar intimamente relacionadas com a presença de estruturas geológicas, tais como falhas e zonas de fraturas. Além disso, a porosidade, a permeabilidade, a presença de fluidos nos poros, pressão, temperatura e a textura de materiais, também condicionam a resistividade elétrica de um meio. O método MT tem sido amplamente empregado em estudos de bacias sedimentares (Porsani, 1991; Lugão & Fontes, 1991; Travassos et al., 1992), e também em vários estudos associados à crosta e manto (Posgay et al., 1996; Figueiredo, 1997; Davey et al., 1998). O método pode ser utilizado na determinação da posição e geometria do topo rochoso, caracterização de estratos sedimentares, identificação de zonas de fraturas, contatos geológicos e diques. A distribuição da resistividade elétrica no método MT é obtida a partir das meddas das variações temporais das componentes horizontais dos campos elétrico e magnético transientes naturais na superfície da Terra TE e TM, respectivamente (ver figura 9). O campo eletromagnético induzido por correntes na ionosfera e magnetosfera se comporta como uma onda plana viajando verticalmente em uma terra estratificada horizontalmente. As flutuações no campo magnético terrestre induzem correntes na Terra, chamadas telúricas, que são correntes elétricas naturais que fluem como corrente contínua ou de freqüência muito baixa, amoldando-se às grandes linhas tectônicas de subsuperfície. A variação no campo magnético ocorre devido à difusão vertical na Terra de uma onda eletromagnética (EM) plana.

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No método MT, a resistividade aparente é obtida a partir do valor da impedância que corresponde à relação do campo elétrico horizontal (E), em uma direção, pelo campo magnético horizontal (H), ortogonal na superfície medida em uma determinada freqüência. O valor da resistividade é então obtido como uma função de freqüência ou período. Pode-se dizer que o método MT é considerado como um método de sondagem em profundidade, pois o campo MT contém um largo espectro de períodos, variando de 0,0001 segundo a vários dias. Através deste método são facilmente captados sinais nas faixas de freqüência de 0,001 a 1 Hz e de 1 a 104 Hz. Os sinais em torno de 1 Hz apresentam dificuldades em serem registrados, devido a um persistente espectro de energia baixo neste intervalo, denominando banda morta.

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Figura 9 – Polarizações Magnetotelúricas TE e TM

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3.2. Fontes do Campo Eletromagnético (EM) As ondas eletromagnéticas que chegam à superfície terrestre têm como fonte importante de interesse no método MT, o sol e a ionosfera. Vale ressaltar que a ionosfera e a atmosfera compõem a magnetosfera, região em torno da Terra que contém gases, onde o campo magnético terrestre principal é trapeado pelo vento solar. As fontes naturais dos campos eletromagnéticos na faixa abaixo de 1 Hz, são resultado do aumento de correntes na magnetosfera, provenientes da atividade solar. As fontes de campos com faixa de freqüência entre 1 Hz e 104 Hz são tempestades elétricas originadas na atmosfera, camada mais baixa da ionosfera. Para alcançar a superfície da terra, os campos devem viajar através da ionosfera e então através da atmosfera (camada isolante). A faixa de freqüência entre 1 Hz e 104 Hz é denominada audiofreqüência. A atividade de temporais de trovão é concentrada nos trópicos e forma a principal fonte de campos eletromagnéticos na faixa de audiofreqüência. Existem três centros de temporais localizados no Brasil, África Central e Malásia. A média de ocorrência de temporais é de 100 por ano, sendo que em algumas regiões esta média atinge 200 temporais por ano. As flutuações de campo geomagnético variam desde a freqüência de 108 Hz (micropulsações geradas na ionosfera) a 10-11 Hz (observadas em estudos paleomagnéticos). O método MT trabalha, tipicamente, na faixa de freqüência de 10-4 a 104 Hz. A maior parte da energia incidente em nosso planeta é refletida, enquanto que uma pequena quantidade se propaga para o interior da Terra. Para os materiais condutivos essa energia se manifesta como um campo eletromagnético que varia no tempo, induzindo campos eletromagnéticos secundários e conseqüentemente, correntes elétricas chamadas telúricas. Esta energia é dissipada rapidamente na forma de calor. 3.3. Impedância A impedância (Z), como foi dito anteriormente, pode ser determinada na superfície da Terra, pela obtenção simultânea das magnetudes e direções dos campos vetoriais elétrico e magnético. No domínio da freqüência, a impedância (Z) é determinada como razão Ex (campo elétrico na direção x) e Hy (campo magnético na direção y), para cada freqüência. A expressão a seguir representa a relação de Tikhonov-Cagniard:

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| Zx | = Ex = | Zxy | = -Ey = √ ωµρ Hy Hx

(3.3.1) onde ω é a freqüência angular (ω = 2 π ρ ), µ é a permeabilidade relativa e ρ corresponde à resistividade aparente num semi-espaço homogêneo (medida em Ω.m.). 3.4. Resistividade Aparente e Fase Para o cálculo da estimativa da resistividade aparente em um semi-espaço homogêneo, utiliza-se a seguinte equação:

ρ = 1 . | Z | 2

ωµ (3.4.1)

Determina-se a fase (medida em graus), que corresponde a um valos angular que uma funcão senoidal apresenta na origem, a partir da expressão:

ϕ = tan-1 ( Zi / Zr ) (3.4.2)

onde: Zi corresponde ao número imaginário e Zr é o número real. As resistividades aparentes e as fases correspondentes representam a impedância da distribuição na Terra, para uma dada freqüência.

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3.5. Indução em uma Terra 1-D No modelo de Terra unidimensional (1-D), a resistividade elétrica varia somente na direção da profundidade. Uma de suas aplicações pode ser no mapeamento geológico-geofísico, se as unidades geológicas possuem grande extensão em área e em profundidade, sem modificações relevantes na propriedade física de interesse. Considera-se a terra estratificada horizontalmente, composta de N camadas, cada uma apresentando um valor de resistividade elétrica ( ρi ) uniforme (livre de perturbações) e uma espessura ( di ). Um campo eletromagético quase-estacionário monocromático (uma única freqüência) incide verticalmente sobre a Terra. O campo é considerado quase-estacionário pois sua variação é bem devagar e as correntes de deslocamentos são ignoradas. Dentro de cada camada uniforme, os campos elétrico e magnético, que compreendem uma onda eletromagnética plana, satisfazem às equações unidimensionais de Helmholtz:

∂2 H + k2jH = 0

∂z2

∂2 E + k2

jE = 0 ∂z2

para Zj-1 + 0 ≤ z ≤ zj-0

(3.5.1) Em que k2j = i ω µ0 ρ é o número complexo de onda para a camada com índice j e Zj = Σj

1di é a profundidade da camada de índice j.

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3.6. Indução em uma Terra 2-D O modelo 1-D, para uma Terra uniforme, no qual a resistividade elétrica tem variação somente em profundidade, é insuficiente para descrever a maioria das feições geológicas conhecidas. Os modelos 2D (bidimensionais) são aproximações mais adequadas para muitas estruturas, proporcionando um progresso na representação da distribuição da resistividade elétrica. Uma estrutura pode ser considerada 2-D quando sua extensão, em uma determinada direção, é maior que o “skin depth” do campo magnético excitante e ela pode ser considerada infinita. Admite-se que, ao longo desta direção, chamada de “direção de strike”, ou simplesmente “strike”, a resistividade permanece constante. Para melhor representar as estruturas 2-D, utiliza-se o sistema de coordenadas cartesianas e a extensão mais longa, a direção Y, corresponde ao “strike”. Vale ressaltar que o “skin depth” corresponde à distância para a qual o campo eletromagnético vale 1/e de seu valor na superfície. Para os problemas MT, o campo eletromagnético é obtido pela superposição dos modos transverso elétrico (TE) e transverso magnético TM, com as componentes (Ey, Hx, Hz) e (Hy, Ex, Ez), respectivamente. A direção vertical z refere-se ao transverso. A fonte de excitação eletromagnética é uma onda plana. Tem-se:

TE: ∂2Ey + ∂2Ey + k2Ey = 0 ∂x2 ∂z2

(3.6.1) TE: ∂ (1 ∂ Hy) + ∂ ( 1 ∂ Hy ) – iωµo = 0

∂x σ ∂x ∂z σ ∂z (3.6.2)

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3.7. Anisotropia Em um meio anisotrópico a condutividade varia com a direção do campo elétrico aplicado, isto é, todos os elementos do tensor condutividade são diferentes de zero. Todas as rochas são anisotrópicas, sendo a densidade de corrente dada por:

Jx σxx σxy σxzJy = σyx σyy σyzJz σzx σzy σzz

(3.7.1)

No meio isotrópico, o tensor condutividade é uma função multiplicada pela matriz identidade. Sendo σ a função de x, para o caso 1-D, de x e y, para o caso 2-D e de x, y e z, para o caso 3-D. Se os campos E = (Ex, 0,0) e H = (0, Hy, 0) são aplicados em um meio anisotrópico, a densidade de corrente J terá componente ao longo de x, y e z, embora o campo elétrico aplicado seja somente na direção x. Como a onda plana incidente tem o campo magnético na direção y, J não será perpendicular a H. A resistividade aparente vai depender da direção de medida, como se fosse uma variação lateral de condutividade. Quando a unidade geológica tem diferentes resistividades na direção vertical e também horizontal, o método MT responde somente para valores horizontais porque o campo elétrico é horizontal. Uma medida independente na qual E tenha uma componente vertical é necessária para a determinação de σz.

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3.8. Heterogeneidades e “Static Shift” As heterogeneidades laterais são responsáveis por um dos problemas mais comuns no método MT, que são as distorções nos valores medidos. Estes efeitos são descritos abaixo segundo Berdichevskiy & Dmitriev (1976):

• Efeito Galvânico: provocado pelo campo elétrico primário que produz cargas elétrics onde ocorrem variações na condutividade (em limites distintos ou em transições contínuas). O excesso de cargas resulta em um campo elétrico galvânico secundário adicionado vetorialmente ao campo elétrico primário;

• Efeito Indutivo: é descrito pela Lei de Faraday, na qual a deriva temporal do

campo magnético primário induz correntes excessivas. Essas correntes fluem em circuitos fechados e produzem campos magnéticos secundários, que são adicionados vetorialmente ao campo primário;

• Efeito indutivo-Galvânico: as correntes induzidas pelo campo magnético

secundário, associadas às correntes secundárias do efeito Galvânico constituem o chamado efeito Indutivo-Galvânico;

Tanto o Efeito Indutivo quanto o Efeito Galvânico podem ser provocados pela topografia. Jiracek (1990) descreve as distorções provocadas por heterogeneidades e propõe técnicas para as correções desses efeitos.

Os efeitos de deslocamento estático (“Static Shift”) provocam o deslocamento das curvas de resistividades.

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3.9. Aquisição e Processamento de Dados MT O levantamento de campo e processamento dos dados MT da Bacia do São Francisco foram realizados entre 1992 e 1993, pelo Observatório Nacional em convênio com a Petrobrás, através do Setor de Geofísica do Centro de Pesquisas Leopoldo A. Miguez de Mello – CENPES / SEGEF. A localização de algumas estações MT (ver figura 6) foi baseada nos cruzamentos das linhas sísmicas existentes e as estações restantes foram distribuídas de forma aproximadamente eqüidistante, na tentativa de conseguir uma distribuição linear homogênea capaz de cobrir toda a linha sísmica. Após a localização da estação MT sobre as linhas sísmicas, a estação MT é preparada, de forma que o seu arranjo tenha a forma de “L”, onde um dos braços aponta para o norte magnético (adotado como direção x) e o outro para o leste (direção y), conforme pode ser visualizado na figura 10. A declinação magnética na área do levantamento é de N 20o W (1992). Nas extremidades e no vértice do “L” são feitos furos de aproximadamente 15 cm de diâmetro por 25 cm de profundidade, para a colocação dos eletrodos não polarizáveis. O comprimento dos fios que caracterizam os braços do “L” é de 100 m. Os fios são enterrados para evitar não só os possíveis danos causados por animais, como para evitar os ruídos provocados pelo vento, que balançam os fios e induzem campos elétricos indesejáveis. Bobinas de indução eletromagnética são posicionadas em trincheiras paralelas ao arranjo dos eletrodos. O equipamento de aquisição dos dados MT, de fabricação americana, pertence ao Observatório Nacional e foi construído pela EMI (Eletromagnetic Instruments). Ele pode ser dividido em quatro módulos: módulo elétrico, módulo magnético, módulo de aquisição e módulo de computação (figura 11). O módulo elétrico é composto por sensores elétricos (eletrodos) e por um condicionador de sinal de campo elétrico-EFSC (pré-amplificador telúrico), que permite ganhos entre 10 e 40 dB para os canais Ex e Ey, dependendo da intensidade dos sinais. O EFSC também possui filtros passa-alta atuando na faixa de 1 a 20 Hz e passa-baixa atuando na faixa de 0,0008 Hz a 3 KHz, que são acionados dependendo da faixa de freqüência que se pretende adquirir os dados. O módulo magnético é composto por três sensores magnéticos (bobinas de indução eletromagnética) dispostos nas direções x, y e z. As bobinas atual na faixa de freqüência entre 0,003 Hz e 500 Hz e possuem pré-amplificadores internos calibrados para uma sensibilidade de 15 mV/nT. O módulo de aquisição MT1 controla a aquisição dos dados. Esta unidade recebe os sinais elétricos e magnéticos dos sensores e realiza amplificações, filtragens e a conversão analógico-digital (16 bits e 32 canais multiplexados). Possui um microprocessador CMX-815 com 160 KB de memória e interfaces RS-232 para comunicação com o módulo de computação. O módulo de computação é composto por um microcomputador ( “laptop” ) que contém os programas de aquisição e processamento. Este módulo permite definir o regime de trabalho, tais como: banda de freqüência desejada, seleção de filtros “notch”, quantidade de dados na banda selecionada, comprimento das séries temporais, etc. Todos os módulos são alimentados independentemente por baterias, para evitar “loops” de corrente.

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Segundo Porsani e Fontes (1993), o tempo total de aquisição dos dados de uma estação variou entre 8 e 9 horas e os dados foram gravados no disco rígido de um “laptop”. Posteriormente, eles foram copiados, como medida de segurança, e enviados para o processamento, realizado a partir do software da EMI. Este software utiliza o procedimento descrito por Gamble et al. (1979). A estimativa dos erros é baseada em Pedersen (1982). Para as freqüências mais altas (banda 6), não utilizadas neste trabalho, a EMI utiliza o modo de detecção síncrona. Neste procedimento, os sinais passam por filtros passa-banda centrados nas freqüências de interesse (uma de cada vez) e a modulação no domínio do tempo do sinal filtrado permite estimar os coeficientes de Fourier, sem fazer uso da FFT. A descrição sobre o processamento também pode ser encontrada em Vozoff (1992), Kaufman & Keller (1983). A estimativa espectral final passou por um processo de edição, objetivando remover os valores que apresentaram espalhamento em relação às estimativas vizinhas. A análise das curvas de (ρ x ƒ) e (ϕ x ƒ), realizada por Porsani (1993), evidenciou que algumas estações MT apresentavam-se afetadas pelo efeito de distorção estática (“static shift”), comum nos levantamentos MT. Este problema caracteriza-se por um deslocamento paralelo arbitrário, para cima ou para baixo, nas curvas de resistividade aparente versus freqüência e é causado pela presença de feições 2-D ou 3-D próximas à superfície com heterogeneidades laterais de resistividade.

Dentre as diversas técnicas de remoção deste efeito, como utilização de fonte controlada, arranjo de muitos pares de eletrodos simultâneos (Eletromagnetic Array Profiling ou EMAP), aplicação de técnicas estatísticas (Oldenburg, 1990), a técnica utilizada por Porsani (1992) foi modificada da literatura (Jones, 1988). Para corrigir este efeito, utilizou-se a mediana na resistividade do primeiro condutor, identificado em todas as estações invertidas pelo algoritmo de Occam. Escolheu-se a mediana por ser estatisticamente robusta, isto é, pouco sensível a erros grosseiros (Porsani, 1992). É importante citar que as séries temporais das sondagens realizadas na Bacia do São Francisco não estavam disponíveis para este presente trabalho, deste modo, apenas as curvas de resistividade e fase foram analisadas. Este fato impediu a aplicação de técnicas robustas de processamento de dados, como por exemplo Egbert (2000), e mesmo aplicação de técnicas de decomposição do tensor de impedância, por exemplo Groom & Bailey (1989).

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Figura 10 – Arranjo de Campo de uma Estação MT (modificado de Vozzoff, 1972)

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Figura 11 – Diagrama Simplificado do Equipamento de Aquisição de Dados MT (Porsani e Fontes, 1992).

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CAPÍTULO 4 4.1. Inversão A inversão consiste em uma operação por meio da qual procura-se inferir o modelo físico causados dos efeitos observados na superfície. Os dados MT medidos durante o levantamento de campo, essencialmente: curvas de resistividade e fase em função da freqüência, assim como valores iniciais para a distribuição de resistividade em subsuperfície, são informações requeridas nos algoritmos de inversão. O processo de inversão consiste em alterações controladas nos valores de resistividade iniciais, de forma a se obter curvas MT calculadas que sejam iguais às curvas MT observadas, dentro de uma precisão pré-estabelecida. 4.2. Inversão 1-D Com a inversão 1-D, assume-se que a condutividade elétrica da Terra varia apenas com a profundidade. Para o Método MT, a Terra é parametrizada em uma sucessão de camadas de resistividade ρ1 e espessura hi, utilizando-se na inversão, em geral, o logaritmo destas grandezas, em função da resistividade aparente mostrar uma distribuição normal logarítmica. Existem diferentes técnicas de inversão 1-D, que são apresentadas na literatura com várias metodologias: Parker (1970, 1977, 1980, 1981, 1982), Jupp & Vozzof (1978), Constable et al. (1987), Meju (1992, 1994). Porsani (1993) aplicou o Algoritmo de Occam, onde a resistividade elétrica varia ao longo da profundidade, através de camadas com resistividade constante. O método consiste em minimizar o grau de irregularidade do modelo através da técnica dos “mínimos quadrados”. O método procura um modelo mais suave, que ajuste os dados dentro de um certo erro considerado adequado. As interpretações dos modelos de inversão 1-D, para os perfis MT2 e MT4, obtidos por Porsani (1993), podem ser visualizados na figura 12.

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Figura 12 – Modelos Resultantes da Inversão 1-D dos perfis paralelos MT2 e MT4 (Porsani & Fontes, 1992; Porsani, 1993)

0 km

5 km

0 km

5 km

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4.3. Inversão 2-D Na inversão 2-D, alteram-se os valores dos campos nos modos transverso elétrico (TE) e transverso magnético TM que correspondem, respectivamente, ao modo de propagação da onda eletromagnética no qual a propagação se dá perpendicularmente ao campo elétrico e modo de propagação da onda em que a propagação se dá perpendicularmente ao campo magnético. Para a aplicação da inversão 2-D, a Terra é discretizada usando uma malha de elementos retangulares, nos quais os valores do campo são associados com cada nodo da malha e as equações que governam os modos TE e TM são reduzidas a uma representação discreta pelo método de diferenças finitas. Existem inúmeros algoritmos para realizar inversão bidimensional (Smith e Booker, 1991; Mackie et al., 1997). Neste trabalho utilizou-se o algoritmo proposto por Mackie et al. (1997), a fim de se obter uma imagem bidimensional mais representativa das principais feições estruturais ao longo dos perfis, do que as fornecidas pelos estudos 1-D realizados anteriormente por Porsani (1993). Este método fornece uma resposta suave para a distribuição da resistividade elétrica em subsuperfície. O programa de inversão de Mackie et al. (1997) procura encontrar soluções para o problema de inversão 2-D dos dados MT usando o Método de Tikhonov, que define a solução regularizada do problema inverso como sendo um modelo m que minimiza a função S: S(m) = (d – F(m))T R-1

dd (d – F(m) + τ) | | L(m – m0)| |2 (4.3.1)

onde:

d = vetor dos dados observados F = operador de modelagem avançado m = vetor do modelo desconhecido Rdd = erro da matriz de covariância L = um operador linear m0 = modelo apriori τ = parâmetro de regularização

A minimização numérica da função S é feita através do Gradiente Conjugado Não-Linear (NLCG), ajustando diretamente ao modelo. A seqüência do modelo é dada por: mj+1 = mj + αj+1 hj+1

(4.3.2) onde hj+1 é uma direção de busca fornecida.

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Os parâmetros de entrada do programa de inversão 2-D utilizado são:

• A combinação dos dados no modo TE e TM;

• Erro RMS (Root-Mean-Square): constitui a raiz quadrada da média dos quadrados das diferenças de uma série de valores. Caso o erro seja atingido antes do número máximo de interações definidas, o programa finalizará a inversão;

• Tau (τ): parâmetro de regularização que controla o ajuste dos dados e

fidelidade do modelo. Os valores típicos utilizados para a inversão de dados MT encontram-se no intervalo entre 3 e 300. Quanto menor o valor empregado, menos será o modelo, o que acarretará melhores ajustes;

• “Damping Factor”: fator de amortecimento do algoritmo de inversão Gauss-

Newton nos estágios preliminares não-lineares da inversão. Este parâmetro reduz-se quando o problema torna-se mais linear e não é utilizado no algoritmo do Gradiente Conjugado Não Linear (GCNL);

• “Noise Floor”: constitui o ruído de fundo dos dados. Recomenda-se valores

maiores do que 1;

• “Fixed Parameters”: pode-se, ou não, fixar parâmetros do modelo para a inversão. Caso esta opção seja utilizada, é necessário criar um arquivo contendo esses parâmetros;

• “Norm”: deve-se escolher a utilização do fator Laplaciano ao Gradiente

Normal. Como procedimento de inversão, adotou-se o semi-espaço com valor fixado para resistividade de 500 Ω.m., representando profundidade superior a 10 Km. O programa realizou 20 iterações com a resistividade fixada para profundidade superior a 10 Km, a partir dos seguintes parâmetros que foram fornecidos no momento da inversão:

• Erro percentual do ajuste: 0,001 • Parâmetro de Amortecimento (entre 3-300): 3 • Fator “dumping” (fator de oscilação): 1 • Ruído de fundo para dados na direção TM e na direção TE: 5 • Fator Laplaciano para calcular os parâmetros de inversão • Número máximo de iterações: 20

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O modelo resultante foi utilizado como modelo de partida para novas inversões, com mais 20 iterações, visando obter um modelo final que apresentasse a melhor resolução possível.

O erro no modelo é obtido através do Método dos Mínimos Quadrados (Least Square Method), que consiste no ajustamento de um conjunto de dados de modo a minimizar a soma dos quadrados das diferenças entre a posição de cada ponto em relação a uma curva analítica.

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CAPÍTULO 5 5.1. Apresentação e Discussão dos Resultados Os resultados obtidos com a inversão 2-D dos dados MT são apresentados na forma de seções e perfis geoelétricos. As seções geoelétricas dos perfis MT1 a MT7 (anexo 1), resultantes da inversão 2-D, apresentam, de uma maneira geral, boa correlação entre os valores observados e calculados de Resistividade Aparente e Fase, nos modos TE e TM. Os gráficos referentes aos dados observados e calculados versus o Log do período (anexo 2), demonstram que os perfis MT1, MT2, MT3 e MT4 apresentam melhores ajustes, principalmente no que se refere às resistividades, enquanto que os perfis MT5, MT6 e MT7, não apresentam um resultado satisfatório. Observam-se, em todos os perfis MT apresentados (figuras 13 e 14), feições de resistividade muito baixas ( ρ ≤ 10 Ω.m.) a moderadas ( 10 ≤ ρ ≤ 70 Ω.m.), nos primeiros 2,5 Km de profundidade, aproximadamente, que corresponde às coberturas sedimentares que consituem a Bacia do Bambuí. Algumas feições mais resistivas, em torno de 70 a 100 Ω.m. (podendo chegar a 200 Ω.m.), são observadas próximas à superfície, nos primeiros 500-700 m de profundidade, aproximadamente, em praticamente todos os perfis MT. Possivelmente, estas feições estão relacionadas às rochas carbonáticas da bacia. Abaixo de 2-2,5 Km de profundidade, aproximadademente, são encontrados valores de resistividade entre 100 e 200 Ω.m., que constituem o embasamento geoelétrico, definido anteriormente por Porsani (1993) e que, na verdade, não correspondem ao embasamento cristalino. De acordo com as informações obtidas do Poço 1-RF-1-MG (figura 15) e da seção sísmica referente à Linha 240-RL-060 (figura 16), aliados aos resultados encontrados com a inversão 2-D, dos dados MT, verifica-se que, possivelmente, essas feições correspondem aos quartzitos, conglomerados e diamictitos do Grupo Araí, que segundo Martins (1999), apresentam-se muito compactados, com porosidade muito baixa, resultando em elevados valores de resistividade elétrica. Abaixo de 4-4,5 Km de profundidade, aproximadamente, são encontrados os maiores valores de resistividade (superiores a 200 Ω.m.), que constituem o embasamento granítico-gnáissico.

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De acordo com Telford et al. (1990), encontram-se os seguintes valores de resistividade elétrica para as rochas:

Tipos de Rocha Intervalo de Resistividade ( Ohm.m )

Argilas inconsolidadas 1 – 100 Aluviões e Argilitos 10 – 800 Arenitos 1 – 6,4 x 108

Folhelhos 20 – 2000 Ardósias 600 – 4 x 107

Calcários 50 – 107

Quartzitos 10 – 2 x 108

Conglomerados 2 x 103 – 104

Rochas Graníticas 300 – 106

Considerando os intervalos de valores de resistividade elétrica observados, de uma maneira geral, nos perfis MT obtidos na inversão 2-D e a geologia conhecida da área, interpretada a partir das informações de poço e da sísmica, tem-se que os valores muito baixos, inferiores a 10 Ω.m., constituem feições muito condutivas que, possivelmente, correspondem às rochas areníticas a às argilas do Grupo Bambuí. As resistividades um pouco superiores a estes valores, em torno de 10 a 70 Ω.m., podem estar relacionadas aos siltitos, argilitos e folhelhos da bacia. Os valores entre 70 e 100 Ω.m., que aparecem próximos à superfície, podem constituir as rochas calcárias. As feições de resistividade em torno de 70 a 100 Ω.m., observados entre 1,5 e 4 Km de profundidade, aproximadamente, podem estar relacionadas às rochas do Grupo Araí (quartzitos, conglomerados e diamictitos bem compactados) e ao pacote de rochas vulcânicas do Grupo Arraias. O embasamento possivelmente se encontra abaixo de 4 a 4,5 Km de profundidade. Perfil MT1 Em relação ao Perfil MT1, onde a sua primeira estação, na direção NE, é coincidente com a localização do Poço 1-RF-1-MG, verifica-se que as baixas resistividades, em torno de 10 a 25 Ω.m., observadas até 1-1,5 Km de profundidade, podem corresponder aos arenitos e siltitos do topo do Grupo Bambuí. A partir desta profundidade observa-se feição de resistividade um pouco maior, em torno de 40 a 70 Ω.m., que possivelmente corresponde aos folhelhos. Aproximadamente a 1,5 e 2 Km de profundidade, a resistividade atinge valores predominantemente superiores a 100 Ω.m. que, possivelmente, correspondem aos quartzitos, conglomerados e diamictitos do Supergrupo Araí que, apresentam-se bem compactados e com pouca porosidade. A feição de resistividade um pouco menos, entre 70 e 100 Ω.m., observada no perfil entre 5 e 7 Km de profundidade, pode estar relacionada à variação de porosidade dentro da mesma rocha. É importante citar que o perfil MT1 tem a sua primeira estação coincidente, perpendicularmente, à terceira estação do Perfil MT2, na direção SE, e os valores de resistividades são coincidentes no local.

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Perfil MT2 Verifica-se a partir de aproximadamente 2 Km de profundidade descontinuidades laterais que constituem, possivelmente, estruturas de falhas do embasamento e que foram recobertas, posteriormente, pelos sedimentos da bacia. As possíveis falhas observadas nos perfis obtidos a partir da inversão 2-D, apresentam direção NE-SW, que correspondem à direção de inúmeras fraturas mapeadas em superfície (ver figura 3, capítulo 2), além de estruturas de falhas do embasamento, observadas na interpretação do perfil sísmico (verificar figura 16). Perfil MT3 As feições de descontinuidades observadas nos dois perfis paralelos MT2 e MT4, não foram verificadas no perfil MT3, também paralelo, em função de sua extensão não ser suficiente para atingir as regiões de falha. No entanto, o perfil MT3 apresenta a mesma variação lateral de resistividade, que passa de valores superiores a 200 Ω.m., a SE do perfil, para valores em torno de 100 a 200 Ω.m., a NW. Esta variação de resistividade pode corresponder ao contato do embasamento com as rochas do Supergrupo Araí ou a inomogeneidade do embasamento, que resulta nos direfentes valores de resistividade elétrica. Perfil MT4 Verifica-se a partir de aproximadamente 2 Km de profundidade, assim como no perfil paralelo MT2, descontinuidade lateral que constitui, possivelmente, estruturas de falhas do embasamento, de direção NE-SE, que corresponde à direção de inúmeras fraturas mapeadas em superfície (ver figura 3). Perfil MT5 No perfil MT5, que tem a sua primeira estação coincidente perpendicularmente à quinta estação do perfil MT4 (da direção SE para NW), observa-se uma significativa feição de muito baixa resistividade (em torno de até 10 Ω.m.) que também é observada no perfil MT4, apesar de não tão significativamente. Esta feição constitui um condutor que, possivelmente, está relacionado à presença de fluidos nos sedimentos. A descontinuidade lateral verificada também pode estar relacionada à estrutura de falha, de direção SE-NW, que também constitui uma das principais direções dos fraturamentos na superfície da bacia. Perfil MT6 Em relação ao perfil MT6, de direção NE-SE, a sua principal característica é o aumento significativo da espessura dos sedimentos, em relação aos perfis anteriores. Possivelmente, isto se dá em função das estações se aproximarem da porção de maior espessura de sedimentos da bacia (depocentro).

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Perfil MT7 O perfil MT7, de direção SE-NW, paralelo aos perfis MT2, MT3 e MT4, não apresenta estrutura de falha, possivelmente em função da sua extensão não atingir as regiões onde elas estão localizadas (NW), como no caso do perfil MT3. A variação lateral dos valores de resistividade, de 100 a 200 Ω.m. a SE para valores superiores a 200 Ω.m. a NW, pode estar relacionada ao contato do embasamento com as rochas do Supergrupo Araí.

Os resultados encontrados a partir da interpretação do perfil sísmico, referente à linha sísmica 240-RL-60, podem ser verificadas na figura 16 e serão discutidos nos próximos capítulos. Os resultados encontrados por Porsani (1992) e Porsani e Fontes (1993), a partir do Algoritmo de inversão 1-D de Occam dos dados MT, podem ser verificados na figura 10 (capítulo 4) e também serão discutidos nos próximos capítulos.

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Figura 13 – Modelos Resultantes da Inversão 2-D dos Perfis MT1 à MT4

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Figura 14 – Modelos Resultantes da Inversão 2-D dos Perfis MT5 à MT7

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Figura 15 – Perfil Estratigráfico do Poço 1-RF-1-MG

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5.2. Interpretação Geológica A interpretação geológica neste trabalho foi obtida a partir da correlação das informações referentes aos perfis resultantes da inversão 2-D dos dados MT, das informações referentes ao Poço 1-RF-1-MG e da interpretação geológica-estrutural de dados sísmicos. Na figura 17, os perfis interpretados: geoelétrico e sísmico, referentes ao Perfil MT2 e à linha sísmica 240-RL-60, respectivamente, são apresentados aproximadamente na mesma escala, para melhor comparação dos resultados encontrados. A localização do poço 1-RF-1-MG sobre os dois perfis na direção SE, possibilitou a identificação das unidades litoestratigráficas. Próximo à superfície, as feições de resistividade em torno de 70-100 Ω.m., atribuídas às rochas calcárias, correspondem às rochas calcárias do grupo bambuí, identificadas na sísmica. A extensa camada de resistividade variando entre 10 e 70 Ω.m., localizada até a profundidade de 1,5 - 2 Km, constituem o Subgrupo paraopeba, composto predominantemente por siltitos, arenitos e folhelhos, além de calcarenitos e calcilutitos. Abaixo de aproximadamente 2 Km, verifica-se que a resistividade aumenta, variando entre 70 e 100 Ω.m. que, possivelmente, correspondem às ardósias, quartzitos e conglomerados, bem compactados, do grupo Paranoá. As resistividades em torno de 100 a 200 Ω.m., localizadas pouco abaixo desta profundidade, podem estar associadas ao pacote de rochas vulcânicas características dos Grupos Canastra e Arraias (Supergrupo Espinhaço). É importante citar que as profundidades citadas acima correspondem as obtidas através das informações de poço, onde se verifica a profundidade em torno de 1,8 e 2 Km para o topo da Formação Jequitaí (Grupo Paranoá). Através do perfil sísmico, identificam-se os possíveis contatos entre o Grupo Paranoá e o Grupo Canastra e entre o Grupo Canastra e o Grupo Arraias. O perfil MT não distingue eletricamente os Grupos Paranoá e Canastra, tendo sido interpretados como Supergrupo Araí na figura 16. As rochas vulcânicas do Grupo Arraias podem ser interpretadas nas duas seções. Na seção geoelétrica, o embasamento cristalino aparentemente está localizado a uma profundidade em torno de 4 a 4,5 Km, que corresponde com a profundidade estimada para o embasamento obtido pela sísmica. Outras semelhanças entre as duas seções estão relacionadas com as zonas de falhas (abaixo das sondagens MT 1 a 4 e 7 a 10), que também são observadas na seção sísmica. Já a estrutura de graben que aparece sob as sondagens MT 4 a 7 não é visualizada com clareza na seção sísmica, na qual se observa estrutura graben-horst-graben para a mesma região. Da mesma forma, a estrutura de graben da seção geoelétrica sob as sondagens MT 10 a 11 (que podem ser artefatos do modelo, em função da baixa amostragem) não são observadas na seção sísmica. As feições de descontinuidades laterais verificadas nos perfis MT (figuras 13 e 14), possivelmente estão associadas às estruturas de falhas do embasamento (estruturas do tipo “horsts” e “grabens”). Essas estruturas são observadas no perfil sísmico que demonstra as mesmas feições para o embasamento.

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Verifica-se que as falhas observadas nos perfis geoelétricos MT-2 e MT-4, com direção NE-SW, correspondem à direção de inúmeras fraturas mapeadas em superfície (figura 3 – Mapa tectônico-estrutural; figura 13 – Perfis Geoelétricos). Vale a pena ressaltar ainda que a falha observada no perfil MT4, de direção aproximada NE-SW, também verificada no perfil MT2, possivelmente está associada ao rifteamento do embasamento, aproximadamente paralelo ao trecho retilíneo do Rio São Francisco (NE). Não se pode descartar contudo que a estrutura observada pode ser um artefato gerado por correção estática inadequada. Outros dados são necessários para confirmar a possibilidade de rifteamento do embasamento. Na comparação da seção sísmica com a seção geoelétrica, alguns pontos precisam ser considerados. Enquanto a seção sísmica foi obtida empregando geofones espaçados de 50m, a seção geoelétrica é resultante de sondagens MT espaçadas 9 Km em média. Obviamente a resolução lateral dos métodos é bastante distinta e certamente bastante superior na seção sísmica. Por outro lado, enquanto a seção sísmica não apresenta informação após cerca de 1,5 segundos, associada à profundidade da ordem de 4,5 Km, tendo em vista que a velocidade média dos sedimentos da região é da ordem de 6000 m/s, a seção MT alcança profundidades superiores, fornecendo informações até cerca de 15 Km.

A seguir tem-se um diagrama simplificado referente à interpretação geológica-estrutural sugerida para os perfis MT2 e MT4 (figura 18).

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Figura 16 – Interpretação da Seção Sísmica referente à Linha 0240-RL-060

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Figura 17 – Representação,aproximadamente na mesma escala,

dos Perfis: Sísmico e Geoelétrico

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Figura 18 – Diagrama referente à interpretação Geológica-Estrutural dos Perfis MT2 e MT4, com base nos resultados na inversão 2-D

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Capítulo 6

6.1. Conclusão Foram geradas sete seções geoelétricas 2-D de perfis MT regionais (figuras 11 e 12) obtidos ao longo de linhas sísmicas na porção central da Bacia do São Francisco, no noroeste do Estado de Minas Gerais (figura 6). A correlação dos resultados encontrados através do método MT, dos dados de poço e do perfil sísmico, permitiu o mapeamento, em superfície, das unidades litoestratigráficas presentes na área em estudo, até uma profundidade de 15 Km, fornecendo boas estimativas para as espessuras destas unidades, além de permitir delinear as estruturas geológicas de subsuperfície. O método MT apresentou resultados satisfatórios principalmente no que diz respeito à determinação do embasamento e das estruturas a grandes profundidades da porção central da bacia do São Francisco (“grabens” e “horts” profundos). A sua correlação com os resultados encontrados através da sísmica (figura 16) demonstrou que o método é eficaz e, deste modo, ele pode ser utilizado em conjunto com diversos outros métodos de investigação geológica e geofísica. Assim, pode ser incluído entre os programas de investigação de hidrocarbonetos, como o mapeamento geológico de campo, os estudos gravimétricos, magnéticos, as imagens de satélite e a própria sísmica.

Para a determinação de áreas alvo para a exportação de óleo e gás, além do conhecimento sobre o contexto geotectônico regional e a história geológica da área, é de extrema importância a determinação do padrão estrutural da região (geometria das feições e distribuição das estruturas). O método MT permite o reconhecimento de zonas com inomogeneidades elétricas locais, freqüentemente associadas às estruturas de falhas, e o reconhecimento de áreas com grandes espessuras de sedimentos. Em função de ser um método de investigação a grandes profundidades, ele pode fornecer dados que representam um acréscimo substancial de informações nas etapas preliminares das campanhas exploratórias. Além disso, o baixo custo dos trabalhos de campo, quando comparado com outros métodos geofísicos, torna o método uma boa alternativa para a aquisição de dados preliminares e mapeamento regional de subsuperfície, o que possibilitaria a determinação de áreas alvo para o posterior mapeamento de detalhe e aplicação da sísmica, significando uma redução considerável nos custos dos levantamentos geofísicos. Uma outra aplicação já consagrada é a sua utilização em áreas onde a sísmica se mostra com baixa resolução.

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Comparando-se os resultados obtidos anteriormente, Porsani e Fontes (1993) e Porsani et al. (1993), através da utilização do algoritmo 1-D de Occam, com os resultados obtidos através do algoritmo 2-D de Mackie et al. (1997), verifica-se que o segundo possibilitou um acréscimo de informações principalmente no que diz respeito às feições estruturais da área, além do mapeamento da profundidade do embasamento. Os resultados da inversão 2-D representam satisfatoriamente as estruturas em subsuperfície e possuem boa correlação com a geologia conhecida da área. A inversão 1-D mostrou-se inadequada para áreas que apresentam feições estruturais complexas.

Como sugestão para futuros estudos, pode-se considerar:

• Comparações de todas as seções geoelétricas com as seções sísmicas da área, que não foram disponibilizadas pela ANP para este trabalho;

• A interpretação estrutural de modelos obtidos a partir de modelagem, e

inversão 3-D, em que são consideradas as variações da resistividade elétrica, das correntes e dos campos eletromagnéticos, nas direções x, y e z, para que se obtenha uma interpretação ainda mais integrada e satisfatória da área, a fim de se determinar possíveis áreas-alvo para novas investigações.

O estudo MT apresentado neste trabalho contribui para o conhecimento geofísico

de uma porção bastante limitada da bacia do São Francisco. Um estudo MT mais complexo desta bacia, objetivando contribuir para o conhecimento de seu potencial petrolífero, poderia ser realizado com o estabelecimento de 3 ou 4 perfis regionais cortando toda a extensão da bacia, dispostos transversalmente às principais direções estruturais, que são predominantemente nordeste-sudoeste.

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65


ANEXO 1

GRÁFICOS DADOS OBSERVADOS E CALCULADOS PERFIL MT-1

66


LOG PERÍODO x RESISTIVIDADE

67


LOG PERÍODO x FASE

68


ANEXO 2


69



70



71


LOG PERÍODO x FASE

72


LOG PERÍODO x FASE

73


ANEXO 3


74



75



76


LOG PERÍODO X FASE

77


ANEXO 4


78



79


LOG PERÍODO X RESISTIVIDADE

80


LOG PERÍODO x FASE

81


LOG PERÍODO x FASE

82


ANEXO 5


83



84



85


LOG PERÍODO x FASE

86


LOG PERÍODO x FASE

87


ANEXO 6


88



89


LOG PERÍODO x FASE

90


ANEXO 7


91



92


LOG PERÍODO x FASE

93

Documents

Geoeletroestratigrafia Bi-dimensional da Porção Central da ... · do Grupo bambuí que, segundo o modelo de evolução geotectônico proposto por Thomaz Filho et al. (1998), teriam