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DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
EVOLUÇÃO MORFO-TECTÔNICA DO ALTO DE FLORIANÓPOLIS
QUE SEGMENTA AS BACIAS DE SANTOS E PELOTAS, MARGEM
SUDESTE DA COSTA BRASILEIRA
Leandro Gonçalves Machado
Niterói
2010
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LEANDRO GONÇALVES MACHADO
EVOLUÇÃO MORFO-TECTÔNICA DO ALTO DE FLORIANÓPOLIS
QUE SEGMENTA AS BACIAS DE SANTOS E PELOTAS, MARGEM
SUDESTE DA COSTA BRASILEIRA
Orientadora: Drª. Eliane da Costa Alves
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-
Graduação em Geologia e Geofísica marinha da
Universidade Federal Fluminense, como requisito
parcial para obtenção do Grau de Mestre. Área de
Concentração: Geologia e Geofísica Marinha.
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M149 Machado, Leandro Gonçalves
Evolução morfo-tectônica do Alto de Florianópolis que segmenta as
bacias de Santos e Pelotas, margem sudeste da costa brasileira /
Leandro Gonçalves Machado. - Niterói: [s.n.], 2010.
125f.
Dissertação (Mestrado em Geologia e Geofísica Marinha) –
Universidade Federal Fluminense, 2010.
1. Geomorfologia. 2. Tectônica. 3. Alto de Florianópolis. 4. Bacia de
Pelotas. 5. Bacia de Santos. I.Título.
CDD 555.41
EVOLUÇÃO MORFO-TECTÔNICA DO ALTO DE FLORIANÓPOLIS QUE
SEGMENTA AS BACIAS DE SANTOS E PELOTAS, MARGEM SUDESTE DA
COSTA BRASILEIRA
______________________________________________________________
Profª. Drª Eliane da Costa Alves - Orientadora
Universidade Federal Fluminense – UFF
_______________________________________________________________
Prof. Dr. André Luiz Ferrari
Universidade Federal Fluminense - UFF
_______________________________________________________________
Prof. Dr. Cleverson Guizan Silva
Universidade Federal Fluminense – UFF
Profª. Drª Márcia Maia
Université de Bretagne Occidentale Brest – França
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-
Graduação em Geologia e Geofísica marinha da
Universidade Federal Fluminense, como requisito
parcial para obtenção do Grau de Mestre. Área de
Concentração: Geologia e Geofísica Marinha.
A Deus que sempre me inspirou e aos meus pais que sempre me amaram
incondicionalmente.
“Eis a premissa de qualquer outra regra:
Faça aos outros aquilo que gostaria que fosse feito a
você e não faça aos outros aquilo que não gostaria que
fosse feito a você”.
“Essa é a regra de ouro, a regra das regras, uma
unanimidade entre todos os livros sagrados.”
Chiara Lubich
SUMÁRIO
Lista de figuras
Agradecimentos
Resumo
Abstract
I – INTRODUÇÃO.............................................................................................................16
II – BASE DE DADOS E METODOLOGIA...................................................................18
2.1. Dados Potenciais...............................................................................................18
2.2. Dados Sísmicos.................................................................................................20
2.2.1. Sismo-estratigrafia............................................................................21
2.3. Modelagem dos horizontes interpretados........................................................23
III – CONTEXTO REGIONAL........................................................................................24
3.1. Fisiografia da área...........................................................................................24
3.2. Evolução Tectono-sedimentar das bacias marginais......................................28
3.3. Bacia de Santos.................................................................................................34
3.4. Bacia de Pelotas................................................................................................43
3.5. Alto de Florianópolis........................................................................................54
IV – RESULTADOS E DISCUSSÕES.............................................................................68
4.1. Análise dos dados potenciais............................................................................68
4.2. Interpretação Sísmica.......................................................................................75
4.3.Mapas estruturais e de isópacas........................................................................97
V – CONCLUSÕES..........................................................................................................111
Vl – REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS...................................................................113
LISTA DE FIGURAS
Figura 1 – Mapa batimétrico com dados do ETOPO2 com as principais feições
fisiográficas do sudesde do Brasil. ................................................................................... 17
Figura 2 – Distribuição dos dados de gravidade recebidos da empresa GETECH. ............ 19
Figura 3 – Distribuição dos dados magnéticos recebidos da empresa GETECH... ............. 19
Figura 4 – Mapa com as linhas 2d e poços utilizados no projeto na dissertação. ............... 21
Figura 5 – Relações de estratos numa sequência, em função da terminação de refletores
(modificado de Della Fávera, 2001). ................................................................................ 22
Figura 6 - Fluxograma utilizado para a modelagem dos horizontes no software Gocad. .... 23
Figura 7 - Figura mostrando o resultado da interpolação feita pelo algoritmo DSI do
software Gocad, que se baseia em interpolação triangulada. ............................................. 23
Figura 8 – Mapa batimétrico com dados do ETOPO2 com as principais feições
fisiográficas do sudesde do Brasil. ................................................................................... 24
Figura 9 - Modelo de rifteamente transtensivo que atingiu o Norte do Brasil (Mohriak,
2003) ............................................................................................................................... 29
Figura 10 - Modelo de rifteamento distensivo (Mohriak, 2003) ........................................ 30
Figura 11 – Mapa batimétrico derivado de dados do ETOPO2 mostrando a localização da
bacia de Santos. ............................................................................................................... 34
Figura 12 - Mapa geológico-tectônico do embasamento Pré-cambriano ao largo das bacias
de Campos e Santos (Pereira & Feijó, 1994). Este mapa localiza as zonas de transferências
definidas por Macedo (1989) e Pereira & Macedo (1990)................................................. 36
Figura 13 – Seção geológica esquemática da Bacia de Santos (Mohriak, 2003). ............... 41
Figura 14 – Nova carta estratigráfica da Bacia de Santos (Moreira et al, 2007). ................ 42
Figura 15 – Mapa de localização da bacia de Pelotas. ....................................................... 43
Figura 16 – Modelo esquemático sugerindo a formação das cunhas basálticas, segundo
Hinz, 1981.. ..................................................................................................................... 45
Figura 17 – Origem das zonas de charneira na bacia de Pelotas.. ...................................... 47
Figura 18 – Sequência das etapas evolutivas de uma margem continental Atlântica.. ........ 47
Figura 19 – Seção geológica da bacia de Pelotas (Barboza et al., 2008). ........................... 52
Figura 20 – Nova carta estratigráfica da Bacia de Pelotas (Bueno et al., 2007) ................. 53
Figura 21 - Mapa esquemático da margem sudeste-sul brasileira ilustrando as principais
estruturas crustais e lineamentos vulcânicos nos limites entre as bacias de Santos e de
Pelotas (Silveira e Machado, 2004). ................................................................................. 54
Figura 22 - Mapa simplificado de feições estruturais e segmentação da bacia de Pelotas,
com localização de poços exploratórios na região do Alto de Florianópolis e na plataforma
continental (levemente modificado de Silveira e Machado, 2004). ................................... 55
Figura 23 - Topo-mapa esquemático da porção sul da bacia de Santos mostrando a porção
emersa da Dorsal de São Paulo.. ....................................................................................... 57
Figura 24 - Mapa de anomalia gravimétrica ar-livre evidenciando feições e lineamentos na
porção sul da bacia de Santos, como a Chaneira de Santos, a Dorsal de São Paulo e o Alto
de Florianópolis (levemente modificado de Gamboa et al., 2008). .................................... 58
Figura 25 - Representação esquemática dos lineamentos Rio Uruguai-Florianópolis. ....... 59
Figura 26 - Representação esquemática da posição dos continentes africano e sul
americano, assim como a paleogeografia do oceano Atlântico Sul central e meridional
durante o Albiano.. ........................................................................................................... 60
Figura 27 - Seção sísmica interpretada ilustrando o contato entre crosta continental e crosta
oceânica ao longo da Zona de Fratura do Rio Grande e a sequência evaporítica restrita à
bacia de Santos (levemente Mohriak e Szatimari, 2008). .................................................. 61
Figura 28 - Arcabouço estrutural e unidades sismo-estratigráficas da Plataforma de
Florianópolis (modificado de Gonçalves et al., 1979). ...................................................... 61
Figura 29 - Linha sísmica perpendicular a costa, mostrando a calha de ruptura albo-aptiana
e unidades sismo-estratigráficas da Plataforma de Florianópolis (levemente modificado de
Gonçalves et al., 1979). .................................................................................................... 62
Figura 30 - Seção estratigráfica entre dois poços: um na bacia de Pelotas e outro na
Plataforma de Florianópolis, situados a mesma distância da costa (redesenhado de
Gonçalves et al., 1979). .................................................................................................... 63
Figura 31 - Reconstrução paleogeográfica do Atlântico Sul durante o Aptiano.. ............... 65
Figura 32 - Reconstrução paleogeográfica para o Albiano, proposta por Azevedo (2004)..
........................................................................................................................................ 66
Figura 33 – Mapa de Anomalia Ar-livre (free-air). ........................................................... 71
Figura 34 – Mapa de Anomalia bouguer com o traçado de limites de crosta Continental-
Transicional para Crosta-ocênica...................................................................................... 72
Figura 35 – Mapa de intensidade magnética total. ............................................................ 73
Figura 36 – Mapa de sinal analítico de campo magnético total com os poços da região da
plataforma de Florianópolis. ............................................................................................. 74
Figura 37 – Linha sísmica que mostra as sequências que foram mapeadas, incluindo o
embasamento no alto de Florianópolis. ............................................................................. 75
Figura 38 – Perfil composto representativo do poço Santa Catarina 1 (SC1), mostrando o
contato dos calcarenitos da sequência Aptiano-Albiano Inferior/Médio com os basaltos da
Plataforma de Florianópolis (Fonte: ANP-BDEP). ........................................................... 78
Figura 39 – Seção arbitrária das linhas 0034-0223 e 0228-0327 por sobre a plataforma de
Florianópolis evidenciando algumas feições como a Bacia rasa, a Charneira Paleocênica,
as cunhas vulcânicas (sdrs), a calha de ruptura, o alto externo, os plugs vulcânicos e mais
SDRs. .............................................................................................................................. 79
Figura 40– Seção arbitrária das linhas 0034-0219 e 0231-1355 com as mesmas
características da figura anterior, evidenciando algumas feições como a Bacia rasa, a
Charneira Paleocênica, as cunhas vulcânicas (SDRs), a calha de ruptura, o alto externo, os
plugs vulcânicos e mais SDRs. ......................................................................................... 80
Figura 41 – Bacia Rasa e Charneira Eocênica. Os refletores do Albiano Inferior (azul-
claro), Turoniano ( e Paleoceno Superior (verde-claro) truncam o Eoceno Inferior
(marrom). Se observa também uma falha do embasamento que é reativada até o Mioceno
Superior. Fortes refletores na região do basculamento podem indicar derramamentos
vulcânicos sobrepostos. .................................................................................................... 81
Figura 42– Grabén internamente falhado, com falhas que são reativadas até o Campaniano.
Internamente a esse gráben ocorrem falhas menores antitéticas, formando pequenos blocos
em dominó no embasamento com indícios de reativação. ................................................. 81
Figura 43 – Plug vulcânico que deforma as camadas com falhas associadas que atingem até
o Campaniano. Esse plug é mais velho que as camadas sobrepostas a ele. ........................ 82
Figura 44– Plug vulcânico no mesmo perfil sísmico com evidência de reativação de falha
até o Eoceno Inferior. O plug é mais velho que os horizontes do Albiano e Turoniano, pois
os mesmos onlapam a estrutura. ....................................................................................... 82
Figura 45 – Outro plug vulcânico no mesmo perfil sísmico com evidencia de reativação de
falha até o Eoceno Inferior. .............................................................................................. 83
Figura 46 – Registros de seeward depping reflectors na reigão de bacia profunda já dentro
da bacia de Pelotas. .......................................................................................................... 83
Figura 47 – Perfil dip NW-SE 0231-0477, evidenciando algumas feições já vistas
anteriormente como parte do gráben, o segundo basculamento e Bacia rasa, a Charneira
Paleocênica, as cunhas vulcânicas (sdrs), a calha de ruptura, o alto externo, os plugs
vulcânicos e mais SDRs. .................................................................................................. 85
Figura 48 – Perfil sísmico 0228-0326 NW-SE. muito similar ao perfil sísmico representado
na figura 60. Localizado mais ao sul dos perfis anteriores apresentam estruturas
semelhantes, como o gráben do segundo Patamar e os plugs vulcânicos. Como
anteriormente observado evidencia-se esse perfil mostra em suas porções distais a presença
de dois plugs vulcânicos, indicando atividades tectono-magmáticas nas regiões distais. ... 86
Figura 49 – Perfil sísmico strike SW-NE 0044-0153 na Plafatorma Continental. As
sequências de espessam para ambos os lados do perfil e uma grande falha normal de
crescimento é vista com possível direção NW-SE. ........................................................... 88
Figura 50 - Perfil sísmico strike SW-NE da linha 0228-0322, cruzando o que seria o Alto
de Torres e a parte mais E do Alto de Florianópolis. Com esse perfil podemos observar que
o Alto de Torres e o Alto de Florianópolis são um grande soerguimento do embasamento,
vindo depois das primeiras sequências já depositadas. ...................................................... 89
Figura 51 – Perfil strike SW-NE 0231-0498 localizado na porção mais externa da bacia de
Pelotas e Alto de Florianópolis com localização da figura 65. .......................................... 90
Figura 52 – Plug vulcânico proeminente ligeiramente localizado na figura 64. As camadas
estão em onlap com a estrutura desde o Albiano Inferior/Médio. ...................................... 91
Figura 53 - Perfil SW-NE que mostra as mulharas de sal da bacia de Santos e os refletores
que vão acunhando em direção a Plataforma de Florianópolis. ......................................... 92
Figura 54 – Mapa com as estruturas mapeadas na região da Plataforma de Florianópolis. 93
Figura 55 – Linhas interpretadas do horizonte do Embasamento com a respectiva escala de
cor correspondente a profundidade em tempo (ms).. ......................................................... 94
Figura 56 – Linhas interpretadas do horizonte do Albiano Inferior/Médio com a respectiva
escala de cor correspondente a profundidade em tempo (ms).. .94
Figura 57 – Linhas interpretadas do horizonte Turoniano/Coniaciano com a respectiva
escala de cor correspondente a profundidade em tempo (ms). . 95
Figura 58 – Linhas interpretadas do horizonte Paleoceno Inferior com a respectiva escala
de cor correspondente a profundidade em tempo (ms).. . .......... 95
Figura 59 – Linhas interpretadas do horizonte Fundo do Mar com a respectiva escala de
cor correspondente a profundidade em tempo (ms). .......................................................... 96
Figura 60 - Mapa estrutural do embasamento acústico (em tempo, ms) da plataforma de
Florianópolis, Norte da bacia de Pelotas e Sul da bacia de Santos feito no software Gocad
onde se observam algumas feições interpretadas no embasamento da região do alto de
Florianópolis. ................................................................................................................. 100
Figura 61 - Mapa de isópacas em tempo do embasamento e do Albiano Inferior/Médio.
Percebe-se que o comportamento desta primeira seqüência apresenta uma individualização
de dois pacotes para N e S nas bacias de Pelotas e Santos, separados pelo Alto de
Florianópolis. ................................................................................................................. 101
Figura 62 - Mapa estrutural em tempo (ms) do horizonte Albiano Inferior/Médio. ......... 102
Figura 63 - Mapa de isópacas em tempo da sequência Albiano Inferior/Médio –
Turoniano/Coniaciano. ................................................................................................... 103
Figura 64 - Mapa estrutural em tempo do horizonte Turoniano/Coniaciano. ................... 104
Figura 65 - Mapa de isópaca da sequência Turoniano/Coniaciano – Paleoceno Inferior. . 105
Figura 66 - Mapa estrutural do Paleoceno Superior (em ms) e mapa estrutural do .......... 107
Figura 67 - Mapa de Isópaca da sequência Paleoceno Inferior – Recente. ....................... 108
Figura 68 - Mapa de isópaca total em tempo, dada pela espessura de toda a camada
sedimentar ..................................................................................................................... 109
Figura 69 - Mapa estrutural do fundo do mar (em tempo) em 3D. .................................. 110
AGRADECIMENTOS
Quero agradecer primeiramente a Deus. Sem ele nada seria possível na minha vida e
digo isso com toda a certeza e convicção. O simples fato de que eu pudesse acreditar na
loucura que estava fazendo ao largar um emprego bem remunerado e ir fazer mestrado já é
um indício que acreditei muito que estava fazendo a Sua vontade pra mim.
Depois, agradecer aos meus pais Almir e Lucimar e ao meu irmão Victor. A eles
devo tudo, sem eles não sou nada. Sinto-me muito orgulhoso da minha família. Nunca
cursaram uma faculdade, mas mesmo assim sempre fizeram o possível e o impossível para
que os filhos tivessem muito mais do que eles tiveram. Ao meu irmão Victor, que me
suporta nesses mais de três anos aqui em Niterói, também teve uma paciência pra lidar
comigo em vários momentos. Com certeza sem eles eu nunca teria chegado até aqui e
nunca teria sido o que sou.
A minha namorada, Cibele Lana, pelo apoio e amor incondicionais e por estar
presente nesses um ano e dois meses juntos. Pela também paciência, mesmo quando eu não
conseguia parar de pensar em outra coisa que não fosse entregar a dissertação.
Aos ex-companheiros da Paradigm Geophysical, que me apoiaram desde o início
quando contei da idéia louca de largar o emprego: Lílian Évile, Jorge Rangel, Márcia
Pinheiro, Fernando Hilário, Thiago Lima e Alexandre Ferro. A eles minha gratidão e a
certeza que podem contar comigo pra tudo.
A minha orientadora Eliane da Costa Alves pela ajuda e orientação dada durante
todo esse período.
Aos amigos de mestrado Dean Melo, Frank Pereira, Rodolfo Marques e Camilo
Aristizábal.
A Dayse Neto da empresa Paradigm Geophysical por ter cedido uma licença do
software Gocad durante dois meses sem custo nenhum.
A todos citados acima e também aos que deixei de citar, meu muito obrigado.
RESUMO
O Alto de Florianópolis, denominado também como Plataforma Estrutural de
Florianópolis, é uma região do embasamento raso com 250 km de largura que limita as
bacias de Santos e Pelotas. No mesmo paralelo a leste formou-se a Dorsal de São Paulo,
que fazem parte da continuidade do Sistema de Zona de Fratura do Rio Grande. Sondagens
sobre o alto evidenciam uma origem vulcânica denominada de Formação Curumim.
Durante o Aptiano, o Alto de Florianópolis e a Dorsal de São Paulo em conjunto formaram
uma barreira que impediu a livre circulação marinha nessa região, contribuindo para a
formação do Sal na bacia de Santos. Através da análise de dados potenciais (Gravimetria e
Magnetometria) e interpretação de dados de sísmica de reflexão 2D e foi possível a
caracterização do Alto de Florianópolis e também definir sua influência na sedimentação
do seu entorno. Nos mapas de anomalia bouguer e ar-livre foi possível caracterizar a
porção relativa ao Alto externo de Florianópolis. Com o mapa de intensidade do campo
total se evidenciou um alto magnético na região do Alto de Florianópolis, de direção SW-
NE e com o mapa de sinal analítico evidenciou-se a característica magmática da região do
Alto, realçando as fontes do magmatismo. Os perfis de sísmica de reflexão 2D
evidenciaram, da linha de costa para a bacia profunda, feições do embasamento. Tais
feições foram denominadas como a bacia rasa, Zona de Charneira, o Alto externo
estruturado com um gráben internamente falhado seguido de outro basculamento e,
adentrando a bacia profunda, foram também observados plugs ou cones vulcânicos, além
dos seeward-dipping reflectors (SDRs). A influência efetiva do Alto de Florianópolis na
sedimentação das bacias de Santos e Pelotas puderam ser evidenciadas a partir dos mapas
estruturais e de isópacas. Observou-se que o Alto se constituiu barreira à sedimentação até
o Albiano Inferior/Médio. No mapa de isópacas da sequência do Albiano Inferior/Médio -
Turoniano/Coniaciano se observa que o alto exercia alguma barreira, mas já permitia a
comunicação entre as bacias de Pelotas e Santos. Após essa fase, na sequência
Turoniano/Coniaciano – Paleoceno Inferior, a região entorno do Alto começa a receber
uma grande quantidade de sedimentos, ao mesmo tempo em que na região a sul do Alto de
Florianópolis, o Arco de Torres começa a se configurar como um alto do embasamento, o
que se confirma na sequência do Paleoceno Inferior – Recente. Assim atualmente o papel
do Arco de Torres caracteriza o que foi o Alto de Florianópolis até o Albiano
Inferior/Médio, como uma expressão que limita geologicamente a deposição da Bacia de
Pelotas e da Bacia de Santos.
ABSTRACT
The Florianopolis High, also called as Florianopolis structural platform, is a
shallow basement area with 250 km wide which limits Santos and Pelotas basins. In the
same parallel to the east the Sao Paulo ridge was formed, part of the continuing Rio
Grande Fracture Zone System. Polls showed a volcanic origin called Curumim Formation.
During the Aptian, the Florianopolis High and Sao Paulo ridge together formed a barrier
that prevented the free water movement in the region, contributing to formation of the salt
in the Santos Basin. Through the analysis of gravity and magnetic potential data and
interpretation of 2D seismic reflection data it was possible to characterize the Florianopolis
High and also define its influence on the sedimentation around. Bouguer and free-air
anomaly maps characterized the external high. The total magnetic intensity map showed a
high magnetic SW-NE direction and the analytic signal map showed the magmatic
characteristic of the Florianópolis high, highlighting the sources of magmatism. The 2D
seismic reflection profiles showed, from coast to the deep basin, a shallow basement zone,
the hinge zone, the external High structured with a graben followed by another basement
high tilting toward the deep basin, volcanic plugs were found beyond seaward-dipping
reflectors (SDRs). The effective influence of the Florianopolis high in the sedimentation of
Santos and Pelotas basins could be observed by structural and isopach maps. It was
observed that the structural high was a barrier to sedimentation until the Lower/Middle
Albian. In the Lower/Middle Albian– Turonian/Coniacian isopach map it is observed that
the high exerted some barrier effect, but already allowed a connection between Pelotas and
Santos basins. After this phase, in the Turonian/Coniacian-Lower Paleocene sequence, the
high begins to receive a great amount of sediment, while in the southern region the Torres
Arc begins to take shape as a basement high, which is confirmed by the Lower Paleocene –
Recent isopach map. Actually the role of Torres Arc characterizes what was the
Florianopolis high until the Lower/Middle Albian, as an expression that limits the
deposition of Pelotas and Santos Basins.
16
l. INTRODUÇÃO
O Alto de Florianópolis, denominado também como Plataforma Estrutural de
Florianópolis (Gonçalves et al., 1979) é uma região do embasamento raso, com 250 km de
largura, que limita as bacias de Santos e Pelotas. No mesmo paralelo a Leste formou-se a
dorsal de São Paulo. Seus prolongamentos para leste fazem parte da continuidade do
Sistema de Zona de Fratura do Rio Grande (Alves, 1981). Durante o Aptiano, o Alto de
Florianópolis e a dorsal de São Paulo em conjunto formaram uma barreira que impediu a
livre circulação marinha nessa região, contribuindo para a formação do Sal na bacia de
Santos.
O Alto de Florianópolis é referenciado na literatura científica como uma importante
feição que delimita ou segmenta as bacias de Santos e Pelotas (figura 1). No entanto, a
literatura científica não evidencia um grande nível das informações de seus atributos
geológico-geofísicos. Entre eles podemos citar: o detalhe do arcabouço estrutural, sua
expressão gravimétrica e magnética, feições estruturais, importância e idades de eventos
magmáticos associados e, finalmente, a expressão morfológica do alto e seu consequente
significado tectono-sedimentar entre as respectivas bacias.
Gonçalves et al. (1979) foram os primeiros autores a estudarem o alto de
Florianópolis. Com base em dados sísmicos e poços esses autores propuseram a divisão da
coluna sedimentar em oito unidades cronoestratigráficas informais, integrando a análise
sismo-estratigrafica aos dados de poços como pontos de amarração, além de caracterizarem
estruturalmente a plataforma de Florianópolis.
Fontana (1996), utilizando estratigrafia de sequências, com base em dados de
sísmica e poços, propôs cartas cronoestratigráficas distintas para a bacia de Pelotas e a
Plataforma de Florianópolis. O referido autor dividiu a coluna sedimentar na plataforma de
Florianópolis em 17 sequências sedimentares, com base em dados de sísmica e poços.
O presente trabalho é fruto do projeto ―Análise Morfo-tectônica e Significado
Estratigráfico dos Altos Estruturais que Segmentam as bacias da Margem Continental
Sudeste Brasileira‖, convênio feito entre a empresa REPSOL Y.P.F. e o Departamento de
Geologia da Universidade Federal Fluminense (LAGEMAR). A partir dos dados de
sísmica multicanal 2D públicos e dados de poços, para reconhecimento dos principais
refletores e buscando evidenciar a área geográfica de impacto topográfico do alto na
sedimentação, por horizonte estratigráfico, e dados potenciais (gravimetria e
17
magnetometria), para reconhecimento e análise de estruturas relacionadas ao alto, na
região de ―fronteira‖ entre as bacias, extrapolando para o Sul da bacia de Santos e Norte da
bacia de Pelotas. Visa entender como o alto de Florianópolis se comportou como barreira
de sedimentação através do tempo geológico, investigando sua morfo-tectônica e evolução.
No capítulo II é descrita a metodologia utilizada no trabalho. No capítulo III é feita
uma revisão bibliográfica da fisiografia da região, mostrando as principais feições
regionais, uma resenha sobre a evolução tectono-sedimentar das bacias marginais do
sudeste, uma descrição sobre as bacias de Santos e Pelotas e sobre o que se sabe sobre a
região do Alto de Florianópolis na literatura. No capítulo IV são apresentados os resultados
e discussões das análises sobre os métodos potenciais, da interpretação sísmica
evidenciando as estruturas e os mapas de isópacas. O capítulo V é destinado às conclusões
do trabalho e o capítulo VI às referências bibliográficas usadas nessa dissertação.
Figura 1 – Mapa batimétrico com dados do ETOPO2 com as principais feições fisiográficas do sudeste do
Brasil.
18
II. BASE DE DADOS E METODOLOGIA
Os dados disponíveis para a realização deste trabalho foram, principalmente, dados
potenciais já processados (Anomalia Bouguer, Ar-livre e Campo Magnético Total)
adquiridos da licença GETECH (www.getech.com), sísmica de reflexão multicanal 2D e
dados de perfilagem e de topos das formações dos poços, oriundos do Banco de Dados de
Exploração e Produção (BDEP – ANP).
Para avaliar a influência do alto de Florianópolis na sedimentação das Bacias de
Santos e Pelotas foi realizada a interpretação e análise dos registros de sísmica de reflexão
integrados aos dados de sondagem. A partir da análise sismo e crono-estratigráfica das
unidades sísmicas sobre o alto com base no trabalho de Fontana (1996) foram gerados
mapas de profundidade (em tempo) de isópacas e estrutural do embasamento e das
principais sequências mapeadas ao longo da área de estudo.
2.1. Dados Potenciais
Para a análise qualitativa dos dados potenciais foi usado o programa Geosoft™
Oasis Montaj. Os dados aqui apresentados foram obtidos do projeto ―Análise Morfo-
Tectônica e Significado Estratigráfico dos Altos Estruturais que Segmentam as Bacias da
Margem Continental Sudeste Brasileira Altos Estruturais‖, (convênio REPSOL -
LAGEMAR/UFF).
Os dados gravimétricos adquiridos foram coletados de estações individuais em
terra, dados marinhos e dados de altimetria de satélite (figura 2). Todos os dados foram
totalmente reprocessados pela empresa GETECH usando a fórmula teórica de gravidade
WGS84 e ajustados ao datum IGSN71. Foi usada uma densidade de 2.67 g/cc para o
Bouguer e a correção de terreno
Os dados magnetométricos envolvem aerolevantamentos da Petrobras e Companhia
de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM) e dados marinhos da Petrobras e do National
Geophysical Data Center (NGDC) (figura 3).
Estes levantamentos gravimétricos e magnetométricos recobriram os domínios de
plataforma, talude e sopé da porção sul da margem continental brasileira, entre o paralelo
18ºS e o paralelo 33ºS.
19
Figura 2 – Distribuição dos dados de gravidade recebidos da empresa GETECH. Todas as áreas offshore que
não foram cobertas por navios foram cobertas por dados de altimetria de satélite.
Figura 3 – Distribuição dos dados magnéticos recebidos da empresa GETECH. As áreas offshore foram
cobertas por levantamentos aeromagnéticos da CPRM e Petrobras e aquisição com navio da Petrobras e
NGDC.
No mapa de Intensidade Magnética Total foi aplicado o filtro de Sinal Analítico,
que nada mais é do que uma derivada nos três eixos x, y e z, de acordo com a equação
abaixo:
20
O filtro de sinal analítico é útil para localizar picos de magnetização remanescente e
em áreas de baixa latitude, delimitando as fontes dessas anomalias magnéticas.
Após a interpolação do dado magnético e aplicação do filtro, os dados de
Intensidade Magnética Total e Sinal Analítico ficaram com buracos, ou ―dummies”. Após
os testes terem sido feitos no próprio software Geosoft, decidiu-se por exportar os dados
xyz desses grids e fechar os buracos da gridagem inicial no software Gocad de modelagem
3D. Os resultados estão evidenciados quando são feitas as análises dos dados Potenciais no
Capítulo IV.
2.2. Dados Sísmicos
Para a interpretação e análise das linhas sísmicas (figura 4) e das primeiras
sequências sísmicas a partir do embasamento, foi utilizado o software SMT Kingdom para a
delimitação dos principais horizontes ao longo dos perfis sísmicos ao longo da área de
estudo com a ajuda dos dados de poços, onde foram feitos sismogramas sintéticos para
ajustar os mesmos à sísmica. A interpretação dos horizontes foi correlacionada com o
trabalho de Fontana (1996). Uma vez mapeados os horizontes, os mesmos foram
exportados em formato colunar XYZ para o software Gocad onde foi confeccionado um
mapa de profundidade do mesmo e também mapas de isópacas. O mapeamento das
seqüências sísmicas identificadas seguiram os critérios estabelecidos por Mitchum e Vail
(1977), Vail e Mitchum (1977) e Mitchum et al (1977), que serão brevemente expostos a
seguir.
21
Figura 4 – Mapa com as linhas 2d e poços utilizados no projeto na dissertação.
2.2.1. Sismo-estratigrafia
A estratigrafia sísmica ou sismo-estratigrafia é um método de interpretação de
dados sísmicos, o qual permite uma melhor compreensão da evolução tectono-sedimentar
de uma bacia (Vail et al., 1977). Os conceitos de sismo-estratigrafia publicados no Memoir
26 da AAPG (Payton, 1977) serviram de base para o que se entende atualmente por
―Estratigrafia de Seqüências‖, estabelecendo relações entre a arquitetura deposicional de
preenchimento de bacias e as oscilações eustáticas (Posamentier et al, 1988).
Segundo Vail et al. (1977) as reflexões sísmicas são geradas a partir do contraste de
impedância das rochas, consistindo principalmente em superfícies de acamamento e
discordâncias. As superfícies de acamamento correspondem a uma paleo-sedimentação,
que são praticamente síncronas em quase toda sua extensão. As discordâncias são
22
superfícies de erosão ou não-deposição, implicando na ausência física de certo intervalo
deposicional.
Neste sentido, as discordâncias possuem um importante valor cronoestratigráfico,
pois delimitam estratos mais jovens acima, de unidades mais antigas, situadas abaixo. Vail
e Mitchum (1977) estipularam 3 etapas a serem seguidas na interpretação sismo-
estratigráfica: (1) Análise das seqüências sísmicas, que consiste em determinar os limites
de uma seqüência, que podem ser representados por discordâncias ou conformidades
correlativas. Os limites da seqüência deposicional são identificados pelas terminações
laterais do estrato em onlap, downlap, toplap e truncamentos (figura 5); (2) Análise de
fácies sísmicas, que corresponde à interpretação da geometria da reflexão, continuidade,
freqüência, intervalo de velocidade, bem como sua forma externa e sua associação com as
seqüências deposicionais. Com o mapeamento das fácies sísmicas é possível interpretar os
processos sedimentares e o ambiente deposicional, permitindo inferir sobre a litologia; (3)
Análise das mudanças relativas do nível do mar, que consiste em construir correlações
cronoestratigráficas e variações relativas do nível do mar nas bacias regionais e compará-
las com dados globais. As variações relativas do nível do mar permitem identificar com
maior acuidade o tempo das discordâncias e paleoambientes. Grandes diferenças entre
curvas regionais e globais indicariam fortes controles estruturais locais ou erros de
interpretação.
Figura 5 – Relações de estratos numa sequência, em função da terminação de refletores (modificado de Della
Fávera, 2001).
23
2.3. Modelagem dos horizontes interpretados
Os mapas confeccionados são resultados de interpolações feitas no software Gocad,
usando o algoritmo DSI (Discrete Smooth Interpolator, figura 7), a partir da interpretação
das seções sísmicas 2D descritos no item 4.2 desta dissertação. Os horizontes sísmicos
interpolados foram: Embasamento, Albiano Inferior/Médio, Turoniano/Coniaciano,
Paleoceno Inferior e Fundo do Mar. O fluxograma das etapas de trabalho está descrito na
figura abaixo:
Figura 6 - Fluxograma utilizado para a modelagem dos horizontes no software Gocad.
Figura 7 - Figura mostrando o resultado da interpolação feita pelo algoritmo DSI do software Gocad, que se
baseia em interpolação triangulada.
24
III. CONTEXTO REGIONAL
3.1. Fisiografia da Área
A margem continental sudeste brasileira reflete uma evolução tectônica associada à
formação de bacias sedimentares do tipo rifte, com intensas atividades tectono-
magmáticas. Essas características foram um fator marcante na formação das províncias
fisiográficas clássicas na região (plataforma, talude e sopé continental) e também
propiciaram a formação do Platô de São Paulo e do próprio alto de Florianópolis, além de
montes submarinos, elevações vulcânicas, cânions e canais, no talude e sopé continental
(figura 8).
Figura 8 – Mapa batimétrico com dados do ETOPO2 com as principais feições fisiográficas do sudeste do
Brasil.
25
A Plataforma Continental constitui uma planície de largura variável, sem feições
topográficas acrescionais ou erosivas de amplitude regional. Consideravelmente ampla,
possui uma largura média de 130 km, atingindo um máximo na altura de Santos (cerca de
200 km), e se estreitando para 50 km ao largo do Alto de Florianópolis onde ocorre então a
quebra da plataforma, se situando em profundidades da ordem de 100-160 m (Palma,
1984).
O Talude Continental é a província que se inclina na borda da plataforma
continental, até profundidades variáveis em torno de 2000 m. Constitui uma encosta, com
pequena inclinação, oscilando entre 1º e 2º, que revelam conformação sob predominância
dos processos deposicionais. Paleocanais e cicatrizes de deslizamentos são identificadas e
provavelmente associadas a fases de sedimentação progradantes (Gorini & Carvalho 1984;
Gorini & Alves, 1988; Alves, 2002).
O Platô de São Paulo é a feição que mais se destaca nesta área da margem
continental sudeste, localizado entre as latitudes de 21º e 28ºS. Fisiograficamente é o platô
marginal mais expressivo de toda a Margem Continental Brasileira. Trata-se de um extenso
patamar, 1000 km de comprimento e uma largura de aproximadamente 150 km, do
extremo norte até altura da cidade de Cabo Frio, para cerca de 550 km em frente à bacia de
Santos. O Platô de São Paulo, definido por uma acentuada diminuição no gradiente
batimétrico (1:19 a 1:45 no talude para cerca de 1:300 no platô), inicia no pé do talude
continental (em torno das profundidades de 1600 a 2900 m) e termina no sopé continental,
em torno das isóbatas de 3000 e 3300 (Palma, 1984). O Banco de Abrolhos e a Cadeia
Vitória-Trindade definem o limite norte do Platô de São Paulo, enquanto o seu limite sul é
representado por uma cadeia submarina de direção aproximada E-W, denominada de
Dorsal de São Paulo (Alves, 1981; Alves, 2002, figura 8).
A Dorsal de São Paulo representa uma importante cadeia linear do embasamento
submarino, com um relevo de 2500 m, que se estende por cerca de 220 km no limite sul do
Platô de São Paulo. Esta cadeia com uma direção aproximadamente E-W, está
geneticamente associada à continuidade da Zona de Fratura do Rio Grande (Alves, 1981 e
2002; Gamboa & Rabinowitz, 1981). Ainda na borda sul do platô, associado à dorsal de
São Paulo, se nota um soerguimento relativo do embasamento local com alto gradiente,
localizado em crosta transicional, que permite supor ser um segmento de característica
transformante correspondente ao Sistema de Zona de Fratura do Rio Grande (SZFRG,
Alves, 2002).
26
O limite externo do Platô de São Paulo é determinado por uma escarpa
relativamente íngreme, que corresponde ao limite leste da ocorrência de sal Aptiano (Ponte
& Asmus, 1976; Leyden et al., 1976), frente a uma coluna de sedimentação oceânica
marcadamente plano-paralela. O seu limite interno, localizado na porção externa das bacias
de Campos e Santos, não define uma divisão estrutural nítida entre as bacias e o platô, o
pacote sedimentar se prolonga continuamente, recobrindo o mesmo.
Com uma morfologia bastante acidentada, o platô exibe uma topografia de detalhe,
de modo geral, extremamente rugosa, gerada por processos associados a halocinese,
causada pelos evaporitos do Aptiano e, também pela presença de montes submarinos na
sua borda sul, que podem caracterizar uma crosta transicional (Alves, 2002).
Segundo Gamboa & Kumar (1977), Souza (1991) e Alves (2002), no limite
Aptiano/Albiano se rompe a crosta continental e se instala a crosta oceânica na altura da
bacia de Santos. O eixo de espalhamento, que estava a meio caminho entre um continente e
o outro, ao sul do Platô de São Paulo (entre a bacia de Pelotas e a costa da Namíbia), não
continuo ao alinhamento, passa a se formar no extremo leste do rifte, em frente à bacia de
Santos / Platô de São Paulo. Ainda segundo os mesmos autores este eixo junto ao
continente africano promove um espalhamento oceânico local. Em conseqüência, todo o
Platô de São Paulo ficou anexado ao continente sul-americano, por ocasião da partição
durante o Gondwana.
Realmente, o imenso pacote evaporítico espalhado na bacia de Santos e no platô
não encontra similar no lado africano, na Costa Angolana, o que reforça a sugestão do
pacote ter sido arrancado daquela costa. Nesta mesma linha de raciocínio Souza (1991 e
1993) propõe que as cunhas vulcano-sedimentares (seaward dipping reflectors)
identificadas no extremo sul do Platô de São Paulo, mergulhando para o centro do platô,
sejam interpretadas como parte de uma seqüência vulcano-sedimentar originalmente
formada junto à costa angolana e que, por ocasião da separação assimétrica dos continentes
teria ficado do lado da América do Sul.
Segundo Brehme (1984) e Alves (2002), o sopé continental, a província mais
extensa em área, é definido por uma cunha de sedimentos que se inclina desde a base do
Platô de São Paulo até as regiões abissais. Esta cunha, proveniente predominantemente de
material terrígeno da plataforma continental, é transportada por fluxos gravitacionais de
massa (deslizamentos, desmoronamentos e correntes de turbidez) que se iniciam
preferencialmente no talude continental. Ainda segundo os mesmos autores. a morfologia
27
do sopé continental é ainda influenciada pela erosão e deposição das correntes de contorno
ou geostróficas, no caso a Corrente de Fundo da Antártica (AABW - Antarctic Bottom
Water).
As profundidades do sopé continental variam de 3000 m (ao norte) e 3500 m (ao
sul) junto à base do Platô de São Paulo, até as isóbatas de 4800-5000 m junto a uma
província de colinas abissais da bacia oceânica adjacente (Brehme, 1984).
Outras feições proeminentes na região do sopé continental e bacia oceânica
adjacente são os altos topográficos de origem ígnea. Os derrames basálticos, abrangendo
extensas áreas do fundo das bacias, originaram as elevações oceânicas, as cadeias de
colinas e montes submarinos, isolados, em agrupamentos ou formando expressões
fisiográficas de vulcanismo mais localizado (Alves, 2002). Destacam-se as elevações
oceânicas como a Dorsal de São Paulo e alguns pontos isolados a leste do Alto de
Florianópolis (figura 8).
Durante o período Aptiano, o Alto de Florianópolis e a Dorsal de São Paulo,
juntamente com a Elevação de Rio Grande - Elevação ou cadeia de Walvis (Walvis ridge),
formaram uma barreira que afetou profundamente a circulação marinha, propiciando a
formação de espessos pacotes evaporíticos em uma bacia oceânica fechada a norte,
favorecendo condições marinhas abertas para sul, bacia de Pelotas (Leyden et al., 1971;
Leyden & Nunes, 1972; Ponte & Asmus, 1976; Souza, 1993). O confinamento da
circulação de águas marinhas oriundas do sul restringiu os depocentros salinos lacustrinos
nas bacias de Santos e Campos, tornando-os hipersalinos, propiciando a precipitação de
espessas sequências evaporíticas em um curto período de tempo. Esta fase evolucionária,
de confinamento do oceano, da Margem Continental Brasileira é conhecida como Fase
Transicional Evaporítica (Chang et al., 1992), que precedeu a Fase Drifte ou de
Subsidência Termal nas bacias Marginais Brasileiras.
28
3.2. Evolução Tectono-sedimentar das bacias marginais
As bacias da margem brasileira são resultantes de um processo de estiramento
litosférico gradativo, desenvolvendo-se de Sul para Norte, que culminou com a separação
do supercontinente Gondwana, há aproximadamente 185 Ma durante o Triássico Superior
(Ponte & Asmus 1976; Ojeda, 1980). Marcado por vários pulsos tectônicos de natureza
extensional que afetaram toda a costa do Atlântico criando diferentes tipos de margens ao
longo das porções sul, central e Norte.
No Atlântico Sul, o rifteamento teria afetado inicialmente as atuais margens
continentais sul sudoeste africana e sul-americana, há cerca de 150-130 Ma. (Mascle et al.,
1988 apud Alves 2002). Aproximadamente no Cretáceo Inferior, mas não antes do
Aptiano, acredita-se que este processo tenha se iniciado na área do Atlântico Equatorial,
resultando nas atuais margens norte-nordeste da América do Sul e oeste da África (Mascle
et al., 1988 apud Alves 2002; Nüernberg & Miller, 1991). Graças a essa diferenciação,
podemos observar na margem brasileira três tipos de padrões: a) Margem do tipo
equatorial (Marajó a Potiguar), afetadas por transpressões e transtensões (figura 9)
decorrentes de movimentações strike-slip (Gorini, 1981; Szatmari et al., 1987; Mascle et
al., 1988; Basile & Mascle, 1990; Silveira, 1993; Silveira et al., 1994, apud Alves, 2002);
b) Margem do tipo Leste (Sergipe-Alagoas a Pelotas), caracterizada pelo desenvolvimento
de bacias de caráter predominantemente distensivo, cujo padrão geral de deformações se
deve basicamente à movimentação divergente e semi-ortogonal entre as referidas placas
(figura 10), além de movimentações locais strike-slip (Conceição et al., 1988; Souza, 1991
apud Alves 2002; Mohriak et al., 1995; Gomes et al., 2000; Alves et al., 1997b; Alves,
2002); c) Rifte Abortado, caracterizado pelas bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá, que
tiveram seu processo de rifteamento abortado ainda na fase continental.
29
Figura 9 - Modelo de rifteamento transtensivo que atingiu o Norte do Brasil (Mohriak, 2003)
30
Figura 10 - Modelo de rifteamento distensivo (Mohriak, 2003)
A sequência evolutiva da margem continental brasileira é enquadrada em quatro
estágios evolutivos distintos. Estes estágios variam de acordo com o modelo geodinâmico
de deriva continental e da história de subsidência tectônica e das variações eustáticas. Os
estágios podem ser subdivididos em: fase pré-rifte, rifte, transicional e drifte (Asmus,
1975; Asmus & Guazelli 1981; Ponte & Asmus, 1976; Ojeda, 1982; Chang et al., 1982).
A abertura do Atlântico Sul evoluiu pela divergência das placas africanas e sul-
americanas, originando bacias sedimentares de margem passiva em ambos os lados. Essas
bacias se caracterizam por estarem implantadas na transição entre a crosta continental e
oceânica de uma mesma placa litosférica (Nüernberg & Muller, 1991). Na maior parte das
31
bacias sedimentares que formam a margem continental brasileira reconhecem-se feições
estruturais e estratigráficas de uma margem do tipo Atlântico, cuja coluna estratigráfica
segue um padrão sistemático bem definido, passando de seqüências continentais para
seqüências marinhas (Fontana, 1990).
No estágio pré-rifte, durante o Neojurássico-Eocretáceo, ocorreram eventos que
precederam o fraturamento da crosta continental, entre eles o soerguimento crustal e a
formação de bacias periféricas, que foram preenchidas por sedimentos flúvio-deltaico-
lacustrinos (Estrella, 1972, Ojeda, 1982).
O estágio rifte corresponde à fase inicial de formação da bacia e está associado à
taxa de estiramento crustal e à subsidência inicial. Esta fase desenvolveu-se sob ação de
falhamentos que fragmentaram a litosfera, e localmente acompanhada de vulcanismo.
Nesta fase depositam-se seqüências clásticas continentais de origem flúvio-deltaico-
lacustres, depositadas em fossas tectônicas do tipo rift-valley (Chang & Kowsmann, 1984).
Segundo Ojeda (1982), durante essa fase, desenvolvida no Eocretáceo
(Neocomiano-Barremiano) e estendendo-se até o Neocretáceo (Cenomaniano) na margem
equatorial, houve intensa atividade tectônica, com fraturamento de áreas previamente
soerguidas e formação de um graben central possivelmente simétrico (ao longo do eixo de
intumescimento) e de rift valleys assimétricos, distribuídos adjacentes e paralelamente a
ambos os lados deste graben, cobrindo parte das antigas bacias periféricas.
Ainda segundo Ojeda (1982), na área de rift valleys, formou-se o arcabouço básico
das bacias da margem continental brasileira, com o desenvolvimento síncrono dos dois
sistemas de blocos falhados escalonados com basculamento sintético e antitético, unidos
pela zona de inversão. Ao mesmo tempo ocorria ativa sedimentação flúvio-deltaico-
lacustrina. O eixo de inversão representa áreas de máxima subsidência, situada entre o
graben central e a área estável do embasamento cristalino (não afetada por movimentos
crustais da tectônica de placas, onde se localizavam as áreas-fontes de detritos).
Consequentemente, o sistema de blocos falhados com basculamento sintético encontrar-se-
á, normalmente, nas áreas próximas das bacias ora focalizadas.
A sedimentação ocorreu em bacias lacustrinas alongadas, tipo rift valleys,
controladas por estruturas de meio-graben, em evolução concomitante. Assim, as
culminâncias estruturais constituíam barreiras intrabaciais, que geraram sub-bacias e
balizaram parcialmente os sistemas deposicionais e a distribuição faciológica. Como
exemplos, bem estudados- podem-se citar as bacias de Barreirinhas e Sergipe-Alagoas.
32
Atividade ígnea desta fase é representada por extrusões basálticas e andesíticas, nas
bacias de Santos, Campos, Bahia-Sul, Espírito Santo e Potiguar.
A fase transicional, desenvolvida no Aptiano, está associada a barreiras restritivas e
a condições climáticas marcadas por acentuada aridez caracterizada por extensos depósitos
evaporitos que representam a passagem do regime tectônico de intensa tafrogenia para a
fase de basculamento para a bacia e deformação adiastrófica da fase de migração
continental divergente (Asmus, 1983). Segundo Ojeda (1982), Neste período, a barreira
topográfica-vulcânica de Rio Grande - Walvis Ridge teria desempenhado papel importante
para a bloqueio das águas e formando um extenso golfo salgado a norte da bacia de Pelotas
estendendo-se até a bacia de Sergipe-Alagoas, possibilitando a deposição de espessas
camadas de evaporitos nas bacias de Santos, Campos e Espírito Santos.
O estágio oceânico (drifte), que se desenvolveu do Albiano até o Recente,
caracteriza-se pelo basculamento generalizado das bacias, com formação da charneira com
grabens de compensação e consequente definição de extensa estrutura homoclinal e
plataforma rasa (Ojeda, 1982), em função do mecanismo de subsidência termal, que
responde por mais de 85% da história de subsidência das bacias (Chang & Kowsmann,
1984). Ainda segundo Ojeda (1982), o tectonismo adiastrófico (representado por falhas de
crescimento com rollover e diápiros de sal ou de folhelho) foi intenso, com intensa
atividade ígnea. E com base nas variações litoestratigráficas foram diferenciados dois
períodos evolutivos: Albiano-Cenomaniano (instalação de condições oceânicas definitivas,
desenvolvimento de plataforma e talude continentais, sedimentação de sequências clástico-
carbonáticas, desenvolvimento de falhas de crescimento com rollovers associadas a
deslocamento de sal ou de folhelho) e Turoniano-Recente (migração divergente com
crescimento de crosta oceânica, definição completa de uma plataforma rasa e bacia
profunda, formação de talude e plataforma continentais e acumulação de espessa cunha
sedimentar por meio do megaciclo transgressivo regressivo inferior, predominantemente
carbonático, de plataforma e talude; e o superior, clástico-carbonático, representando
depósitos de talude superior, plataforma e leques deltaicos (Ojeda,1982).
Neste estágio oceânico drifte, o mar começa a desempenhar um papel importante
sobre as fácies sedimentares, desenvolvendo ambientes dominados por condições marinhas
francas. Três subseqüências marinhas são associadas a esta fase: plataforma carbonática,
seqüência marinha transgressiva seguida de marinha regressiva (Ojeda,1982; Chang &
Kowsmann, 1984).
33
O desenvolvimento do oceano marinho franco acentuou o processo de subsidência
tectônica destas bacias. Durante a fase de nível de mar ascendente, os efeitos tectônicos e
eustáticos irão se somar, ocasionando uma taxa ainda maior de subsidência, a chamada
subsidência composta. Em nível de mar descendente, a taxa de subsidência composta
torna-se relativamente menos acentuada que a subsidência tectônica, pois os efeitos
tectônicos e eustáticos se subtraem (Chang & Kowsmann 1984).
34
3.3. Bacia de Santos
A bacia de Santos está localizada na região sudeste da margem continental
brasileira, entre os paralelos 23° e 28° Sul, englobando uma área de 352.000 km2 (Chang
et al., 2008). A bacia abrange os litorais dos Estados do Rio de Janeiro, São Paulo, Paraná
e Santa Catarina, limitando-se ao norte com a bacia de Campos pelo Alto de Cabo Frio e
ao Sul com a bacia de Pelotas pelo Alto de Florianópolis (figura 11).
Figura 11 – Mapa batimétrico derivado de dados do ETOPO2 mostrando a localização da bacia de Santos.
Estruturalmente a bacia de Santos pode ser dividida em duas partes distintas: uma
parte rasa (interna), próxima à zona litorânea, onde a cobertura sedimentar não atinge mais
35
de 2000 m de espessura; e uma porção profunda (externa) onde o embasamento está a mais
de 8000 m (Leyden et al., 1971; Ponte & Asmus, 1976). Localmente, seus depocentros
chegam a atingir cerca de 12 a 13 km (Chang & Kowsmann, 1984). As duas partes da
bacia de Santos estão separadas por um sistema de falhamentos normais com mergulhos
sintéticos, que se comportam como uma charneira (Ponte & Asmus, 1976; Chang &
Kowsmann, 1984). Esta feição tectônica com direção paralela à da linha de costa,
localizada na parte intermediária da plataforma continental, é denominada de Charneira de
Santos ou Charneira Cretácea ou Charneira Pré-Aptiana. O prolongamento para norte desta
charneira, em rochas mais antigas (Proterozóico), está diretamente afetado pelo Ciclo
Orogênico Brasiliano (Heilbron et al., 2000) do bordo continental adjacente.
Como o processo de distensão da crosta nessa área parece ter tido uma direção
principal aproximadamente E-W, se estima que o estiramento tenha possuído fortes
componentes transtracionais devido à obliqüidade das falhas pré-existentes (NE-SW), com
direção de estiramento E-W (Macedo, 1989; Pereira & Macedo, 1990). Estas extensões
diferenciais da crosta continental durante a fase rifte favoreceram a implantação de três
importantes zonas ou faixas de transferência, a saber: Zona de Transferência do Rio de
Janeiro, Zona de Transferência de Florianópolis e a Zona de Transferência de Curitiba
(Macedo,1989; Pereira & Macedo, 1990). A Zona de Transferência de Curitiba divide
praticamente a bacia em duas sub-bacias, denominadas embaiamentos Norte e Sul. Estas
zonas constituem importantes faixas preferenciais (tanto na área marinha, quanto na
continental) de recorrência de processos tectônicos e vulcânicos (Pereira & Macedo, 1990,
figura 12). Segundo Alves et al. (1996, 2000a e b) e Alves (2002), na área oceânica estas
zonas de transferências podem estar relacionadas aos prolongamentos para leste das Zonas
de Fraturas Oceânicas como: a ZFMV associada à Zona de Transferência Rio Janeiro, o
Sistema de Zonas de Fratura do Rio Janeiro (SZFRJ) com a Zona de Transferência Curitiba
e o Sistema de Zona de Fratura de Rio Grande (SZFRG) com a Zona de Transferência de
Florianópolis.
36
Figura 12 - Mapa geológico-tectônico do embasamento Pré-cambriano ao largo das bacias de Campos e
Santos (Pereira & Feijó, 1994). Este mapa localiza as zonas de transferências definidas por Macedo (1989) e
Pereira & Macedo (1990).
A evolução tectono-sedimentar da bacia de Santos teve seus grandes traços
balizados pela evolução da Margem Leste do Brasil durante o Mesozóico. Todos os
megaprocessos comumente envolvidos na formação de uma margem passiva (estiramento
crustal, rompimento da crosta continental e implantação da crosta oceânica, subsidência
termal) deixaram seus registros na sedimentação da bacia (Moreira et al, 2007).
Segundo Moreira et al, (2007), outras variáveis da mesma importância como a
eustasia, o tectonismo local (tanto o profundo quanto raso - thin-skinned) e o clima se
combinaram para gerar a estratigrafia hoje conhecida. Os sedimentos da bacia de Santos
englobam clásticos finos e grosseiros, sedimentos carbonáticos, evaporitos e rochas
vulcânicas máficas (Moreira et al., 2007).
O embasamento cristalino da bacia de Santos aflorante na região do estado de São
Paulo é caracterizado por granitos e gnaisses de idade pré-cambriana, pertencentes ao
Complexo Costeiro e metassedimentos da Faixa Ribeira. Uma importante feição do
embasamento da bacia é a charneira cretácica ou charneira de Santos, que limita os
37
mergulhos suaves do embasamento a oeste dos mais acentuados a leste. A sedimentação
cretácea ocorre somente costa afora dessa feição (Moreira et al., 2007).
De acordo com a nova carta estratigráfica proposta pela Petrobras (Moreira et al.,
2007), a supersequência rifte (± 138 Ma até 122 Ma, figura 14) é composta pela antiga
formação Guaratiba que foi elevada à categoria de Grupo e consiste em derrames
basálticos e traqui-andesitos da Formação Camboriú, que representam o embasamento
econômico da bacia, podendo ser correlacionada à Formação Cabiúnas da bacia de
Campos e Formação Ibituba da bacia de Pelotas. Esses derrames cobrem discordantemente
o embasamento Pré-Cambriano. De acordo com os referidos autores, também fazem parte
da sequência rifte a formação Piçarras (leques aluviais e arenitos polimíticos nas porções
proximais e por arenitos, siltitos e folhelhos nas porções lacustres) e a formação Itapema,
composta por intercalações de calcirruditos e folhelhos escuros. Os calcirruditos são
constituídos por fragmentos de conchas de pelecípodes que freqüentemente encontram-se
dolomitizados e/ou silicificados. Nas porções mais distais ocorrem folhelhos escuros, ricos
em matéria orgânica. Leques aluviais de conglomerados e arenitos representam as fácies
proximais desta unidade (Moreira et al., 2007).
O limite superior é a discordância da base do Alagoas, conhecida por discordância
pré-Alagoas (DPA) na bacia de Campos. A discordância Pré-Alagoas (~118 Ma.) bastante
representativa na bacia de Campos, não se encontra bem definida na bacia de Santos.
Raramente é observada em trabalhos sobre a bacia, sugerindo não estar presente como uma
superfície erosional que nivelou os últimos sedimentos da fase rifte (Moreira et al., 2007).
A supersequência Pós-Rifte (± 122 Ma até 112 Ma, figura 13 e 14), também
pertencente ao grupo Guaratiba, está representada pelas formações Barra Velha e Ariri. O
ambiente deposicional da formação Barra Velha é caracterizada por um ambiente
transicional, entre continental e marinho raso, bastante estressante, com deposição de
calcários microbiais, estromatólitos e laminitos nas porções proximais e folhelhos nas
porções distais. Ocorrem também grainstone e packstones compostos por fragmentos dos
estromatólitos e bioclástos (ostracodes) associados. Tais carbonatos encontram-se por
vezes parcial ou totalmente dolomitizados (Moreira et al., 2007).
Segundo Dias (1998), a formação Ariri é composta por evaporitos. Diferente das
cartas anteriores, o tempo estimado de deposição é de 0,7 a 1 Ma. Geralmente, os
evaporitos são compostos por halita e anidrita. Ainda segundo Dias (1998), entretanto,
38
constatou-se a presença de sais mais solúveis, tais como, taquidrita, carnalita e, localmente,
silvinita.
A supersequência Drifte (± 112 Ma até o recente, Moreira et al., 2007, figuras 13 e
14) inicia com a formação Florianópolis, que corresponde às fácies proximais e está
constituída por conglomerados, arenitos e folhelhos associado a sistemas de leques aluviais
e deltaicos. Os sedimentos grossos (conglomerados avermelhados) da Formação
Florianópolis foram relacionados a episódios de reativação tectônica do embasamento do
bordo continental adjacente (Demercian, 1996).
A Formação Guarujá é caracterizada pela implantação de uma plataforma
carbonática ao longo do Albiano e corresponde às fácies distais. Os carbonatos do Albiano
apresentam-se basculados, devido à movimentação tectônica do sal aptiano subjacente,
originou falhamentos em blocos rotacionados e estruturas do tipo turtleback (casco de
tartaruga), (Souza, 1993).
A formação Itanhaém é caracterizada por folhelhos e, mais raramente, margas de
origem marinha distribuídas desde a plataforma até as regiões bacinais. Interacamadados
na formação Itanhaém encontram-se os depósitos arenosos de sistemas originados por
fluxos gravitacionais densos que compõem o Membro Tombo. Estes arenitos geralmente
ocorrem encaixados em baixos deposicionais gerados e controlados pela tectônica salífera
albiana. Esta seqüência apresenta um padrão retrogradante e seus depósitos são resposta a
uma progressiva subida relativa do nível do mar com afogamento da plataforma rasa pelos
sedimentos pelágicos (Moreira et al, 2007). As formações Florianópolis, Guarujá e
Itanhaém fazem parte do Grupo Camburi (Albiano – Cenomaniano, Moreira et al, 2007).
Durante o Albiano-Cenomaniano a bacia de Santos manteve as mesmas
características de uma enorme área de transição costeira. A seção sedimentar formada na
bacia de Santos neste período foi dominantemente de siliciclásticos (Mohriak et al., 1995).
Segundo Moreira et al (2007), o Grupo Frade está presente através das formações
Santos, Juréia e Itajaí-Açu. Ainda segundo o mesmo autor, a formação Santos ocorre na
porção proximal como sedimentos conglomeráticos avermelhados e de origem continental.
A Formação Juréia ocorre sob a forma de sedimentos arenosos, folhelhos, siltitos e
argilitos depositados desde os ambientes continentais até as porções mais distais da
plataforma. Interacamado a estes depósitos ocorre intenso vulcanismo extrusivo, assim
como níveis de coquinas e calcilutitos podem ocorrer intercalados. Ainda segundo Moreira
et al (2007), a formação Itajaí-Açu é caracterizada por folhelhos e argilitos cinza-escuros
39
depositados nos ambientes de plataforma distal, talude e bacia. Os arenitos relacionados ao
Membro Ilhabela do andar Turoniano, depositados em ambiente batial superior, foram
gerados a partir de fluxos hiperpicnais, associados a deltas, que produziram depósitos
menos encaixados que os da sequência inferior. Segundo Moreira et al (2007), este
vulcanismo Santoniano está associado ao aumento da taxa de subsidência na bacia e a
outras feições vulcânicas e tectônicas presentes no continente com o surgimento da Serra
do Mar.
Apesar do nível do mar ter se mantido eustaticamente mais elevado do
Cenomaniano ao Maastrichitiano, os sedimentos representados pelas Formações Itajaí-
Açu, Juréia e Santos foram associados a pelo menos quatro fortes pulsos regressivos de
intensidades únicas na margem continental brasileira (Macedo,1989; Pereira et al., 1986;
Pereira & Macedo, 1990). Estes pulsos regressivos são reflexos do soerguimento da Serra
do Mar no bordo continental adjacente durante o Cretáceo Superior (Macedo, 1989).
Segundo Pereira et al (1986), o registro sedimentar desses pulsos regressivos é
notadamente bem desenvolvido na porção central da bacia de Santos. Ainda segundo os
mesmos autores, é caracterizada por um padrão fortemente agradacional e progradacional,
a partir de uma deposição continental grosseira de leques aluviais, rios anastomosados e
meandrantes, passando de um ambiente costeiro a um sistema amplamente marinho. Neste
mesmo período, a porção norte da bacia de Santos teve uma deposição retrogradacional e
agradacional, constituída dominantemente de folhelhos associados a raras ocorrências de
areias turbidíticas (Mohriak & Magalhães, 1993).
O fluxo do volume de sedimentos oriundos do soerguimento da Serra do Mar foi
maior do que o espaço de acomodação da bacia. Esses sedimentos continentais aluviais,
fluviais e deltaicos das Formações Santos e Juréia ultrapassaram a borda da plataforma e
sua progradação é notada até hoje (Cainelli & Mohriak, 1999). Segundo Apperson et al.
(1999), os sedimentos anteriormente citados podem ser os sedimentos turbidíticos do
Cenomaniano–Turoniano Inferior que se depositaram na porção central da bacia e
poderiam ser importantes reservatórios petrolíferos.
A porção inferior da Formação Itajaí corresponde aos folhelhos escuros depositados
durante o Evento Global Anóxico ocorrido durante o Médio Cretáceo (Arai, 1988). Estes
folhelhos anóxicos podem atingir espessuras superiores a 500 m, o que é
consideravelmente maior as observadas nos furos do DSDP 364 (na Margem Continental
de Angola) e do DSDP 356 (no Platô de São Paulo). Gibbons et al. (1983) sugere que
40
devido à posição marginal em que se encontra a bacia de Santos o potencial de fontes de
hidrocarbonetos registrados nestes furos é bem superior aos da bacia. Além do que, os
folhelhos em Santos são relativamente imaturos, apesar de sua grande profundidade de
deposição, variando de 3000 m até 4000 m. Os pulsos regressivos ocorridos durante o
Cretáceo Superior fizeram com que a sedimentação se concentrasse no baixo norte-central
da bacia de Santos, limitados a leste por falhamentos antitéticos gerados pela
movimentação do sal (Demercian, 1996).
Durante esse período Cretácico, o tectonismo na porção central da bacia foi
bastante expressivo dando origem ao falhamento antitético, denominado de Falha Central
por Demercian et al. (1993) e Falha de Cabo Frio por Mohriak et al. (1995). Além de um
período de intensa erosão que acarretou na formação do chamado Gap Albiano, que afetou
profundamente as seqüências pós-sal, cuja evolução é por vezes controvertida (Mohriak et
al., 1995; Demercian, 1996; Cainelli & Mohriak, 1999). Em conseqüência, é possível
detectar a presença de carbonatos Albianos na direção do eixo da bacia, próximo deste
falhamento. Esta deposição formou feições de pinch out de encontro ao gap, onde se
acredita que em direção às regiões mais profundas possa se constituir num reservatório em
potencial (Mohriak et al., 1995; Cainelli & Mohriak, 1999).
O padrão regressivo também é característico desta supersequência e, nesta unidade,
a linha de costa apresenta seu máximo deslocamento durante o Cretáceo, se posicionando
cerca de 200 km costa afora (Moreira et al, 2007).
As seqüências do Paleoceno ao Holoceno assentadas sobre a discordância do final
do Cretáceo, de características progradacionais e geralmente transgressivas do grupo
Itamambuca, constituem as Formações Ponta Aguda e Marambaia (Pereira & Macedo,
1990; Pereira & Feijó, 1994, Moreira et al, 2007).
Segundo Moreira et al (2007), a Formação Ponta Aguda é caracterizada por
arenitos avermelhados depositados em ambiente de leques aluviais, sistemas fluviais e
depósitos costeiros. A Formação Marambaia é depositada nas regiões de plataforma distal,
talude e bacia predominam os siltitos e folhelhos, além de diamictitos e margas.
Desenvolvem-se expressivos cânions que cortam esses sedimentos. Ainda segundo o
mesmo autor, em seu interior e nas regiões batiais ocorrem os arenitos resultantes de fluxos
turbidíticos densos fortemente canalizados que compõe o Membro Maresias da Formação
Marambaia.
41
Segundo Oreiro (2006), durante o Oligoceno, um significativo vulcanismo
extrusivo de caráter basáltico-alcalino ocorre na bacia, permitindo o reconhecimento de
cones vulcânicos e derrames submarinos. Ainda segundo o mesmo autor, a ocorrência
deste tipo de vulcanismo é mais comum na medida em que se aproxima do alto de Cabo
Frio. Ocorrem também corpos vulcânicos intrusivos sob a forma de soleiras de diabásio,
que sismicamente apresentam uma forma de ―vitória-régia‖. Litologicamente trata-se de
diabásio contendo textura subofítica e matriz vítrea (Silva et al. 2003 apud Moreira et al.
2006).
Segundo Macedo (1989), os sedimentos depositados durante esse período são de
granulometria mais fina que os do Cretáceo Superior. Esta sedimentação pode refletir uma
mudança na direção da dispersão dos sedimentos da bacia de Santos para a bacia de
Campos, em resposta ao soerguimento da Serra do Mar e do sistema de drenagem do Rio
Paraíba do Sul no bordo continental (Macedo, 1989; Modica e Brush, 2004).
Foram identificados eventos magmáticos pós-Aptianos nos seguintes períodos:
Albiano, Santoniano, Maastrichtiano, Paleoceno e Eoceno (Oreiro, 2006). Ainda segundo
Oreiro (2006), as rochas magmáticas extrusivas do Paleoceno e do Eoceno constituem,
principalmente, estratovulcões de formato cônico, que contêm uma sismofácies caótica no
seu interior.
Foram identificados três eventos de magmatismo básico pré-albianos, datados pelo
método Ar/Ar: derrames basálticos provavelmente subaéreos associados ao embasamento
econômico (130? Ma); basaltos subaquosos intercalados à seção rifte (121-130 Ma) e na
porção inferior do Pós-Rifte (118 Ma) (Moreira et al, 2007).
Figura 13 – Seção geológica esquemática da Bacia de Santos (Mohriak, 2003).
42
Figura 14 – Nova carta estratigráfica da Bacia de Santos (Moreira et al, 2007).
43
3.4. Bacia de Pelotas
A bacia de Pelotas situa-se entre as latitudes 28ºS a 34ºS (figura 15), cobrindo uma
área de 210.000 km
2
até a cota batimétrica de 2.000 m (Abreu, 1998). Tem seu limite norte
no Alto de Florianópolis que a separa da bacia de Santos, com seu limite sul estendendo-se
até o Uruguai definido pelo Alto de Polônio. Esta pode ser dividida em duas sub-bacias:
Norte, a partir do Alto de Florianópolis até o Arco de Torres (Terraço de Rio Grande), e
Sul, do Arco de Torres até o Alto de Polônio, definida pela região do Cone de Rio Grande
(Alves, 1977; Silveira e Machado, 2004; Fontana, 1996).
Figura 15 – Mapa de localização da bacia de Pelotas.
44
A implantação do rifte na porção da margem da bacia de Pelotas fragmentou rochas
crustais e supracrustais de idade paleozóica e pré-cambriana, gerando falhas antitéticas
predominantes na bacia de Pelotas (Asmus, 1975, 1984; Fontana, 1990 e 1996). Esse
intenso fraturamento da crosta continental facilitou a intrusão de diques e rochas basálticas,
em ambiente subaéreo. Segundo Gladczenko et al. (1997) e Abreu (1998), o
desenvolvimento deste vulcanismo estaria associado à atividade da Pluma Mantélica de
Tristão da Cunha, que foi também responsável pela deposição de espessas camadas de
basalto na bacia Walvis (Namíbia), margem vulcânica conjugada à de Pelotas. Abreu
(1998) ainda identificou dois padrões distintos de deposição dessas cunhas vulcânicas ao
longo da bacia de Pelotas, igualmente identificáveis na bacia de Walvis: na porção sul
essas cunhas vulcânicas são menos acentuadas e estão associadas às falhas antitéticas,
anteriormente descritas por Fontana (1996), caracterizando um embasamento mais
profundo, se comparado à porção norte onde as rochas vulcânicas são mais proeminentes,
sem a presença de falhas antitéticas. Ainda segundo Abreu (1998), a partir destes eventos,
a taxa de subsidência ao longo da bacia de Pelotas torna-se diferenciada ao longo das
porções sul e norte.
Segundo Bueno et al (2007), em geral, se aceita que o desenvolvimento de
separações continentais ocorra de forma episódica ao longo de uma extensa faixa, com
múltiplas fases de rifteamento e oceanização, processo conhecido como Rifte Propagante,
isto é, ao longo da separação, enquanto um determinado segmento já se encontra na fase de
espalhamento oceânico, outros ainda encontram-se na fase rifte em graus diferenciados de
extensão de crosta, trazendo implícito o conceito de evolução progressiva e diácrona
(Bueno et al, 2007). Com base nas variações das larguras de ocorrência da província de
seaward dipping reflectors (SDRs) e às diferentes idades indicadas pelos lineamentos
magnéticos a ela associados, Bueno (2001, 2004) propôs uma evolução polifásica para o
espalhamento oceânico à frente da margem brasileira na qual se encontra a bacia de
Pelotas. De acordo com citado autor, o primeiro estágio de breakup teria se estendido para
nordeste até a Sinclinal de Torres, onde se encontram os afloramentos basálticos da
Província Vulcânica Paraná, praticamente coincidindo com o limite entre as sub-bacias Sul
e Norte proposto por Silveira e Machado (2004). O segundo teria alcançado a latitude da
dorsal de São Paulo, atual limite sul do Platô de São Paulo na bacia de Santos (Bueno et al,
2007).
45
Segundo Fontana (1996), a subsidência local gerada pela carga crustal dos
depósitos basálticos, aliado ainda à taxa de resfriamento, transmitiu a esses horizontes um
mergulho crescente em direção à área fonte de vulcanismo. Ainda segundo o mesmo autor,
estas estruturas se expressam sismicamente pelos chamados ―seaward dipping reflectors‖
(SDR), cuja expressão sísmica é representada por refletores superpostos, que mergulham
em direção ao mar, sendo localmente convexos na superfície, sem uma terminação
identificável e que correspondem à extrusão vulcânica depositada sobre a crosta
continental recém-fragmentada (figura 16).
Como a área fonte de vulcanismo, que originou tais estruturas (SDR), é geralmente
associada à região onde provavelmente ocorreu o desenvolvimento dos primeiros
fragmentos de crosta oceânica após a ruptura crustal, supõe-se que o limite entre a crosta
continental e oceânica esteja localizado próximo ao limite externo dos ―seaward dipping
reflectors‖ (Fontana, 1996).
Figura 16 – Modelo esquemático sugerindo a formação das cunhas basálticas, segundo Hinz, 1981. (A)
Diques alimentadores funcionando como duto de magma. (B) O empilhamento do magma se dá em
ambientes subaéreos. (C) O aumento do peso da crosta gera uma consequente subsidência. (D) Os derrames
basálticos em forma de cunha são indicados em direção à bacia. (Modificada de Mutter, 1985).
46
Segundo Basseto, et al. (2000), na porção mais proximal, essas seqüências
basálticas apresentam ainda, no topo dos refletores uma configuração mais côncava,
sugerindo que estas rochas vulcânicas preencheram antigas depressões do embasamento,
sofrendo a sobrecarga dos depósitos acima, o que originou esta concavidade.
Segundo Fontana (1996), é bem provável que boa parte da margem continental da
bacia de Pelotas esteja sobrejacente às rochas metamórficas de alto e baixo graus do
Escudo Sul-rio-grandense. E ainda segundo Fontana (1996) é razoável supor que da região
de Torres até a plataforma de Florianópolis, as rochas da bacia do Paraná ou parte delas
constituam o embasamento da bacia de Pelotas, de acordo com fortes evidências sísmicas.
Segundo Bueno et al (2007), as feições mais notáveis na Bacia de Pelotas são
linhas de charneira (flexuras) que marcam um abrupto aumento do mergulho deposicional
dos estratos no sentido mais profundo da bacia. Essas linhas também marcam uma
separação entre uma sub-bacia rasa e uma sub-bacia mais profunda (Alves, 1977). Asmus
(1975) e Fontana (1996) acreditam que as linhas de charneiras foram formadas como
conseqüência do intenso aporte sedimentar para bacia. Gonçalves et al. (1979)
desenvolveram um modelo para a bacia de Pelotas para tentar explicar a formação destas
linhas de flexura (figura 17). De maneira esquemática, ilustrando uma situação
estratigráfica e estrutural que pode ter ocorrido na bacia de Pelotas. A validação deste
modelo pode vir a explicar a presença de duas linhas de flexura presentes na porção sul da
margem continental brasileira (Asmus, 1983). Fontana (1996) admite que a partir do
Mioceno, estas flexuras começaram a ser ainda mais intensificadas devido ao processo de
subsidência térmica na bacia de Pelotas, permitindo o desenvolvimento de um espesso
pacote sedimentar. Asmus (1983) ainda conclui que a parte sul desta Bacia compreenderia
uma etapa de desenvolvimento já bastante adiantada em termos de estágio evolutivo, visto
que esta porção é caracterizada pelo progressivo avanço das sequências sedimentares
marinhas em direção ao interior do continente (figura 18).
47
Figura 17 – Origem das zonas de charneira na bacia de Pelotas. O esquema sugere um padrão para o
desenvolvimento da inclinação da superfície do embasamento cristalino (Modificado de Gonçalves et al.
1979).
Figura 18 – Sequência das etapas evolutivas de uma margem continental Atlântica. A bacia de Pelotas (D)
estaria atualmente em um estado mais avançado (ocânico) do que as demais bacias ao norte (Modificada de
Asmus, 1983).
A fase de Sinéclise da bacia de Pelotas (figura 20) faz parte da sequência Juro-
Cretácea (± 150 Ma até 138 Ma) e é basicamente formada pelos arenitos da Formação
Botucatu, que se constituiu num extenso campo de dunas, que cobriu inteiramente a
sinéclise do Paraná (Milani et al. 1994).
Segundo Bueno et al, (2007), as rochas representantes do estágio Pré-rifte
(Hauteriviano ao Barremiano, figura 20), se constituem em basaltos da Província do Paraná
48
e são considerados como pertencentes ao contexto evolutivo da bacia do Paraná. Ainda
segundo o mesmo autor, a natureza dos estratos pré-rifte está intimamente relacionada ao
comportamento de ascensão da astenosfera. O volumoso vulcanismo basáltico da Província
do Paraná precedeu o rifteamento do Atlântico Sul, produto da atividade de plumas
mantélicas e fusão do manto por descompressão, no caso o hot spot Tristão da Cunha
(Milani, 1987).
Milani et al. (1994) consideraram os espessos derrames basálticos da Formação
Serra Geral, sotopostosa Formação Imbituba na porção norte da bacia de Pelotas, como
uma manifestação magmática no estágio pré-ruptura do Gondwana, o que conceitualmente
reflete o estágio inicial do processo de rifteamento, sendo considerados como os estratos
pré-rifte na evolução da bacia de Pelotas. Estes se encontram rotacionados e em contato
discordante com as rochas do estágio rifte. Segundo Fontana (1996), é razoável supor que
da Região de Torres até a plataforma de Florianópolis, as Rochas da bacia do Paraná ou
parte delas constituam o embasamento da bacia de Pelotas de acordo com fortes evidências
sísmicas.
Segundo Stewart et al. (1996 apud Bueno et al. 2007), a datação dos derrames
basálticos continentais Paraná (Brasil)-Etendeka (África) pelo método Ar-Ar a partir de
uma criteriosa análise de amostras de superfície e de poços, obtiveram uma visão
tridimensional do sucessivo empilhamento e calcularam para todo o magmatismo uma
idade entre 138 a 127 Ma. Os mesmos autores constataram que as taxas de erupção
aumentaram ao longo do tempo conforme o grau de extensão para atingirem o pico em
torno de 132 ± 2 Ma, quando o magmatismo intracontinental decresce substancialmente
em decorrência do breakup, deslocando o vulcanismo para os espaços gerados no interior
dos meio-grábens formados pelo processo de rifteamento (Bueno et al, 2007).
O estágio Rifte (figuras 19 e 20) é basicamente representado pelos basaltos de
afinidade básica da Formação Imbituba, com idades Ar-Ar de 118 ± 1,9 Ma no topo da
formação e 125,3 ± 0,7 Ma em sua base, correlacionada com o membro Nova Prata da
bacia do Paraná (Lobo 2007 apud Bueno et al., 2007) e o Rifte II – constituído pelas fácies
siliclásticas da Formação Cassino, clásticos grossos e finos de idade Aptiana, que tal como
a Formação Guaratiba, sua correlata na bacia de Santos, se apresentam como cunhas que se
espessam de encontro a falhas antitéticas em direção à bacia (Bueno et al., 2007). São
preenchidas por conglomerados, diamictitos e siltitos, cujos fragmentos de rocha mostram
uma forte presença de vulcânicas, que diminui para o topo acompanhado por um aumento
49
de rochas metamórficas, evidência de mudança na área fonte (Bueno et al., 2007). Estas
sequências preenchem uma associação de meio-grábens antitéticos, dando o aspecto que a
Bacia de Pelotas herdou da borda flexural do rifte precursor, restando à borda falhada a
bacia conjugada da Namíbia, na África (Fontana 1996, Bueno et al, 2007).
Segundo Bueno et al., (2007), estes depósitos são interpretados como leques
aluviais progradantes da borda flexural em direção a depocentros lacustres. Tanto o contato
inferior com os basaltos da Formação Imbituba quanto o superior, ora com os arenitos da
Formação Tramandaí (poço 1-RSS-3), ora com as vulcânicas da Formação Curumim
(sísmica), são discordantes, sendo que este último representa a discordância de breakup
(Bueno et al., 2007).
Durante o Aptiano (113 Ma), o avanço da subsidência térmica e o espalhamento do
fundo oceânico estabeleceram um maior espaço para a acomodação sedimentar sobre a
seqüência Rifte (Bueno et al, 2007). Posteriormente, ainda segundo o mesmo autor, uma
discordância transgressiva de idade Albo-Aptiana (108 M.a) encobriu essas unidades
inferiores através do progressivo onlap em direção à linha de charneira. Entre o Albo-
Aptiano e o Mioceno (23,5 Ma), a bacia de Pelotas experimentou a fase mais intensa de
subsidência térmica, condicionando o processo de flexura da bacia. Assim, durante o
Mioceno, as áreas que sofreram uma maior subsidência térmica e flexural permitiram o
desenvolvimento de uma progradação sedimentar bastante espessa, que constitui a feição
sedimentar mais proeminente na área, o Cone do Rio Grande (Fontana, 1990).
A supersequência Pós-Rifte é representada pela formação Curumim, que equivale à
suíte vulcânica (basaltos, andesitos e traquiandesitos), cuja datação via método Ar-Ar,
efetuada em amostra do poço 1-SCS-1, resultou na idade de 113 ± 0,1 Ma (Dias et al.
1994).
Segundo Bueno et al. (2007), esta unidade é recoberta em discordância tanto pelos
evaporitos da Formação Ariri quanto pela seção carbonática da Formação Porto Belo.
Ainda segundo o referido autor, embora a base destas vulcânicas não tenha ainda sido
atingida por poços, a análise de seções sísmicas permite interpretar um contato discordante
com a seção rifte sotoposta, bem como inferir espessuras superiores a 6 km para a seção
pós-rifte, que se caracteriza pela típica geometria sag.
Segundo Bueno et al. (2007), pelo registro de poços sua presença fica restrita à
porção norte da bacia. Já quanto aos aspectos petrológicos podem-se identificar sedimentos
interderrames constituídos por arenitos continentais na base que se alternam para arenitos
50
marinhos e carbonatos no topo, sugerindo uma deposição inicial lacustre que grada para
um ambiente marinho. Neste, a presença de algas vermelhas, oncólitos e oólitos sugerem
um ambiente de plataforma formada por bancos, e entre estes e a praia teria havido uma
laguna, representada por fácies de calcarenitos peloidais e intraclásticos. Um ambiente de
plataforma externa teria o seu registro na ocorrência de calcilutito bioclástico com
foraminíferos plantônicos e calcíferas (Bueno et al., 2007).
Cunhas de SDRs de diferentes idades podem ser vistas em seções sísmicas ao longo
do contato crosta-continental/crosta-oceânica na bacia de Pelotas (Bueno et al., 2007). A
observação das relações dos contatos entre elas conduz a interpretar as mais velhas na
porção sul da bacia, já na idade da Formação Imbituba, passando as mais jovens na porção
norte ao tempo da Formação Curumim (Bueno et al., 2007). Assim, enquanto a Sub-bacia
de Torres (Norte) ainda sofria o processo de rifteamento, a Sub-bacia de Pelotas (Sul) já
experimentava o estágio de subsidência flexural produzido pelo resfriamento e contração
termal da crosta oceânica (Martins-Neto et al., 2006 apud Bueno et al., 2007). Segundo
Fontana (1996), basaltos encontrados no poço RSS-3, são posicionados no campo de
transição entre os basaltos oceânicos e os continentais. Ainda segundo Fontana (1996), o
processo mais provável para explicar a presença dessas rochas basálticas seria a extrusão
de lava através de diques alimentadores que facilitariam o empilhamento sucessivo de
diversos derrames, em zonas de menor estiramento e extensão crustal. Em alguns locais a
cunha de rochas basálticas apresenta-se falhada, indicando que, de certa forma, o rifte
continuou ativo após a fase tectônica principal responsável pelo aparecimento dos basaltos
(Fontana, 1996). Neste aspecto, ainda segundo Fontana (1996), a bacia de Pelotas difere
dos demais locais em que ocorrem litologias semelhantes, nos quais parece não haver
associação espacial das rochas basálticas com a presença de falhas extensionais e, ao
contrário dos demais modelos, a bacia de Pelotas apresenta ambas as características: a de
uma bacia de margem vulcânica e a de um rifte marginal.
Segundo Bueno et al., (2007) a supersequência Drifte pode ser considerada em três
fases: A fase inicial, representada por depósitos de plataforma rasa no Albiano, formada
pelos depósitos carbonáticos e siliciclásticas da Formação Portobelo, caracterizando uma
plataforma mista. Em direção ao continente, suas camadas de calcarenitos bioclásticos e
oolíticos se interdigitam com os arenitos da Formação Tramandaí. Em direção à bacia,
gradam para calcilutitos. Seu contato inferior ora se dá em concordância com os delgados
depósitos evaporíticos da Formação Ariri (anidrita e carbonatos), ora em discordância com
51
as vulcânicas da Formação Curumim. O contato superior é discordante em relação aos
pelitos da Formação Atlântida.
De acordo com Bueno et al. (2007), a fase intermediária, um período transgressivo
que se estende do Albiano ao Oligoceno, marcado pelos pelitos da Formação Atlântida,
que recobrem em discordância os carbonatos da Formação Portobelo. Os folhelhos gradam
para margas e siltitos que se interdigitam com os arenitos da Formação Tramandaí. Para os
arenitos finos intercalados a folhelhos e siltitos da Formação Tramandaí, interpreta-se um
ambiente marinho raso, que sofre a transgressão dos pelitos de plataforma externa da
Formação Atlântida. A partir do Coniaciano observa-se uma alternância de transgressões e
regressões de maior ordem, onde passam a ocorrer erosões mais acentuadas intercaladas a
eventos transgressivos de ampla distribuição, como o ocorrido no Paleoceno. Ainda
segundo Bueno et al. (2007), o ambiente costeiro passa a ser dominado pelos leques de
clásticos grossos e finos da Formação Cidreira, que irão se estender até o Holoceno. Em
direção à bacia, estes depósitos se interdigitam com os folhelhos e siltitos cinza-
esverdeados da Formação Imbé. A presença de camadas de arenitos turbidíticos nesta
última lhe confere uma deposição em ambientes marinhos profundos, com plataforma
externa, talude e bacia. Ambas as formações posicionam-se estratigraficamente em
discordância aos depósitos sotopostos das formações Tramandaí e Atlântida (Bueno et al.,
2007). Ainda segundo Bueno et al. (2007), a partir do Eoceno médio, as transgressões
predominam e passa a dominar um ambiente de águas profundas com a presença de
depósitos turbidíticos. Reativações de lineamentos a noroeste propiciam a ascensão de
intrusões alcalinas, principalmente na porção norte da bacia de Pelotas.
A fase final, segundo Bueno et al (2007), constituindo-se de uma cunha clástica
regressiva no Neógeno, Esta seção é representada pelas rochas das formações Cidreira e
Imbé, onde os siltitos e arenitos finos da primeira progradam sobre os pelitos da segunda,
caracterizando uma cunha sedimentar regressiva no Neógeno, à semelhança do que ocorre
com a maioria das bacias da margem leste brasileira (figura 20).
É neste contexto, segundo Bueno et al (2007), de aumento do suprimento
sedimentar, que se origina a feição conhecida como o Cone de Rio Grande. O rápido
aporte de pelitos na porção distal do cone gerou uma instabilidade no talude, produzindo
movimentações gravitacionais em direção à bacia (Bueno et al 2007). O resultado, ainda
segundo o referido autor, bem visível em seções sísmicas, são falhamentos normais junto
ao talude e dobramentos e cavalgamentos na bacia. Segundo Abreu (1998) o início da
52
sedimentação siliciclástica correspondente à progradação do Cone do Rio Grande
provavelmente teria se iniciado durante o Oligoceno.
Figura 19 – Seção geológica da bacia de Pelotas (Barboza et al., 2008).
53
Figura 22 Figura 23 - Nova carta estratigráfica da Bacia de Pelotas (Bueno et al, 2007).
Figura 20 – Nova carta estratigráfica da Bacia de Pelotas (Bueno et al., 2007)
54
3.5. Alto de Florianópolis
O Alto de Florianópolis é a porção mais proximal de um arco do embasamento,
com direção geral WNW-ESE, em continuação ao qual se encontra a Plataforma de
Florianópolis (Gonçalves et al., 1979; Asmus e Guazelli, 1979; Silveira e Machado,
2004). O conjunto Alto-Plataforma de Florianópolis constitui um amplo anticlinal do
embasamento raso, com cerca de 250 km de largura, localizado na altura do paralelo 28
S, desenvolvido num cenário de notável influência vulcânica (Silveira e Machado, 2004).
Juntamente com a Dorsal de São Paulo, representada por uma extensa muralha de direção
E-W com mais de 200 km de extensão mais a leste, formam um lineamento de
construções vulcânicas ao longo do paralelo 28 S, chamado Lineamento de Florianópolis
(Gamboa, 1976; Kumar et al. 1977; Asmus 1978; Alves, 1981). Tal lineamento delimita
estruturalmente as Bacias de Pelotas, a sul, e a bacia de Santos a norte (Asmus e Guazelli,
1981; Gonçalves et al., 1979; Alves, 1981; Azevedo, 2004,figura 21).
Figura 21 - Mapa esquemático da margem sudeste-sul brasileira ilustrando as principais estruturas
crustais e lineamentos vulcânicos nos limites entre as bacias de Santos e de Pelotas (Silveira e Machado,
2004).
55
Sondagens da Petrobrás sobre o Alto de Florianópolis evidenciam parte de seu
componente vulcânico, sob forma de construções dômicas (Asmus e Guazelli, 1981;
Dias et al., 1994; Fontana, 1996):
traquiandesitos e andesitos cinza esverdeados, datados em torno de 113,2
0,1 Ma pelo método Ar
40
/Ar
39
no poço SCS-1 (figura 22). Este
traquiandesito, com tendência ácido-alcalina, é diferente dos toleítos
basálticos na bacia do Paraná;
Figura 22 - Mapa simplificado de feições estruturais e segmentação da bacia de Pelotas, com localização
de poços exploratórios na região do Alto de Florianópolis e na plataforma continental (levemente
modificado de Silveira e Machado, 2004).
56
Na região próxima ao poço SCS-2 (figura 22), as feições sísmicas
mostram sedimentos preenchendo meio-grábens da fase rifte, cujos
planos de falha foram ativos provavelmente até o Turoniano-Coniaciano.
Este poço registra a presença de vulcanismo intrusivo do
Eo/Mesocampaniano, datado de 78 ± 2,6 Ma (método K/Ar em rocha
total);
No poço SCS-3 (figura 22) foram encontradas as mesmas litologias do
poço SCS-2, tendo sido atingindo, no entanto, rochas basálticas com
idade de até 135,6 ± 6,6 Ma, datadas pelo método K/Ar em rocha total.
Estas vulcânicas podem estar relacionadas aos mesmos eventos tectono-
magmáticos ocorridos durante o início dos pulsos magmáticos
tafrogênicos do rifteamento continental.
A Dorsal de São Paulo, por outro lado, nunca foi amostrada por sondagem. O
furo 356 (Leg 39) do programa Deep Sea Drilling Project, realizado nas imediações da
Dorsal de São Paulo, amostrou apenas unidades sedimentares não tendo atingidos as
rochas vulcânicos (Kumar et al, 1977; Fodor et al., 1984). Seu relevo é bastante
irregular, típico de rochas vulcânicas. Segundo Alves (2002), o relevo exibe
características bastante semelhantes às cadeias transformantes observadas por Bonatti
(1988). Em suas porções aflorantes, pode atingir até cerca de 2000 m de desnível
morfológico na sua fachada sul (bacia de Pelotas), e até cerca de 500 m para norte
(Platô de São Paulo) (Kumar et al.,1977) (figura 26). O conjunto vulcânico Alto-
Plataforma de Florianópolis-Dorsal de São Paulo compõe um lineamento em
prolongamento para leste com o Sistema de Zona de Fratura do Rio Grande (figuras 23
e 26; Alves, 2002;).
57
Figura 23 - Topo-mapa esquemático da porção sul da bacia de Santos mostrando a porção emersa da
Dorsal de São Paulo. Base- Seção sísmica LEPLAC ilustrando a província de domos salinos na bacia de
Santos e a morfologia da porção aflorante da Dorsal de São Paulo (Dias, 2008).
Embora gravimetricamente a continuidade lateral entre Alto-Plataforma de
Florianópolis-Dorsal de São Paulo seja menos evidente (figura 24), atividades
vulcânicas eo-cretácicas são também encontradas na porção continental emersa (Asmus
e Guazelli, 1981). Ainda segundo o mesmo autor, essas atividades indicam a presença
de importantes anomalias térmicas, como os derrames de basalto da Serra Geral (130-
110 Ma, Asmus e Guazelli, 1981), os enxames de diques de diabásio do Arco de Ponta
Grossa, os sítios vulcânicos de Anitápolis e de Lages, respectivamente de 129 Ma e 86
± 6 Ma (Amaral et al., 1967; Scheibe et al., 1985) (figura 25). Além disso, ainda no
continente emerso e na mesma faixa de latitude do conjunto vulcânico Alto-Plataforma
de Florianópolis - Dorsal de São Paulo, observa-se um contexto estrutural marcado por
áreas soerguidas e área subsidentes do embasamento cristalino pré-cambriano (Alves,
1981; Gamboa & Rabinowitz, 1981), como o Arco de Ponta Grossa e a Sinclinal de
Torres (Alves, 1981; Asmus e Guazelli, 1981). Tal arcabouço estrutural teria
representado condições suficientes para acumulação de esforços durante o rifteamento
continental neocomiano, que teria se propagado sob a forma de lineamento estrutural
58
em continuidade com o Sistema de Zonas de Fratura de Rio Grande (Alves, 1981 e
Gamboa & Rabinowitz, 1981; Alves, 2002; Alves et al., 2000a, figura 25).
Figura 24 - Mapa de anomalia gravimétrica ar-livre evidenciando feições e lineamentos na porção sul da
bacia de Santos, como a Charneira de Santos, a Dorsal de São Paulo e o Alto de Florianópolis (levemente
modificado de Gamboa et al., 2008).
59
Figura 25 - Representação esquemática dos lineamentos Rio Uruguai-Florianópolis-. O símbolo 356
identifica o furo do Deep Sea Drilling Project na região da Dorsal de São Paulo. O símbolo SCS-1
identifica um poço perfurado pela Petrobrás (levemente modificado de Asmus, 1978).
Na porção centro-norte marinha da Bacia de Pelotas (bacia norte, figura 22) há
também as mais expressivas ocorrências de feições caracterizadas como seaward-
dipping reflectors, relacionadas à implantação de crosta proto-oceânica (Fontana, 1990;
Fontana, 1996; Mohriak et al. 1995b; Cainelli e Mohriak, 1998), e ainda outros cones e
picos vulcânicos alinhados na direção leste-oeste (Mohriak et al. 1995; Fontana, 1996),
indicando a presença de fortes anomalias térmicas e magmáticas. Assim, o lineamento
Alto-Plataforma de Florianópolis - Dorsal de São Paulo, que marca o limite entre as
bacias de Pelotas e Santos, marca também na sua porção mais distal o contato entre
crosta oceânica na bacia de Pelotas e crosta continental afinada na bacia de Santos
(figuras 26 e 27). Esse limite evidencia um lineamento vulcânico entre bacias
desenvolvido num contexto da segmentação tectônica da margem sul-sudeste brasileira,
desenvolvido a partir da ruptura do Gondwana (Alves, 1981 e Gamboa & Rabinowitz,
1981; Alves, 2002; Alves et al., 2000).
60
Figura 26 - Representação esquemática da posição dos continentes africano e sul americano, assim como
a paleogeografia do oceano Atlântico Sul central e meridional durante o Albiano. B - Principais feições
fisiográficas da margem continental brasileira e bacias marinhas adjacentes (Azevedo, 2004).
61
Figura 27 - Seção sísmica interpretada ilustrando o contato entre crosta continental e crosta oceânica ao
longo da Zona de Fratura do Rio Grande e a sequência evaporítica restrita à bacia de Santos (levemente
Mohriak e Szatimari, 2008).
Estruturalmente, segundo Gonçalves (1979), o arcabouço estrutural da
plataforma de Florianópolis resultou fundamentalmente do episódio de ruptura (de idade
neocomiana) e de basculamentos (de idade albo-aptiana e paleocênica superior) da
crosta continental. Neste arcabouço, de oeste para leste, destacam-se feições alongadas
subparalelamente a costa: Bacia Rasa, Charneira Paleocênica, Patamar de Florianópolis,
Calha de ruptura Albo-Aptiana, Alto Externo, Charneira Albo-Aptiana e Bacia Profunda
(figura 28 e 29):
Figura 28 - Arcabouço estrutural e unidades sismo-estratigráficas da Plataforma de Florianópolis
(modificado de Gonçalves et al., 1979).
62
Figura 29 - Linha sísmica perpendicular a costa, mostrando a calha de ruptura albo-aptiana e unidades
sismo-estratigráficas da Plataforma de Florianópolis (levemente modificado de Gonçalves et al., 1979).
a. A Bacia Rasa, segundo Gonçalves (1979), junto ao continente, é representada
por uma faixa com cerca de 50 km de largura, formada unicamente de
sedimentos terciários, que recobrem em onlap o embasamento, é cujo topo
apresenta-se aplainado e mergulhando suavemente na direção offshore;
b. A Charneira Neopaleocênica representa a situação na qual a erosão que sucede
o episódio de basculamento atinge o embasamento nos grábens constitutivos da
calha de ruptura. A charneira assinala o limite entre a ocorrência dos sedimentos
cretácicos e a borda leste da ―bacia rasa‖, e estende-se ao longo de toda a
plataforma de Florianópolis;
c. O Patamar de Florianópolis constitui a ―bacia profunda‖ do basculamento
neopaleocênico. Com sedimentos depositados fundamentalmente a partir do
Albiano (Neo-Albiano), exibe em sua seção cretácica mergulhos relativamente
acentuados a oeste, os quais se atenuam para leste, ou mesmo se horizontalizam,
invertendo-se localmente junto a calha de ruptura albo-aptiana. A largura média
do Patamar de Florianópolis é de 60km;
d. A calha de ruptura Albo-Aptiana apresenta-se como um gráben assimétrico com
cerca de 10 km de largura, internamente muito falhado, que se estende por toda a
Plataforma de Florianópolis a uma distância aproximada de 110 km da costa;
e. O Alto externo ocorre bordejando a zona de ruptura pelo lado leste. Seu limite
oriental só é observado nas linhas sísmicas mais extensas;
63
f. A Charneira Albo-aptiana , que segundo Gonçalves et al. (1979) só foi
alcançada por algumas linhas sísmicas longas, na parte média da Plataforma de
Florianópolis.
g. A Bacia profunda, situada a leste da charneira albo-aptiana, constitui o bloco
basculado no episódio de ruptura da mesma idade. Contém sedimentos
depositados antes do basculamento, cuja espessura deve ser relativamente
modesta, porque se admite que a plataforma de Florianópolis comportou pouca
sedimentação até o basculamento Albo-Aptiano.
Gonçalves et al. (1979), dividiu também a coluna sedimentar sobre a região da
Plataforma de Florianópolis em oito unidades sismo-estratigráficas,
cronoestratigraficamente amarradas à análise do poço 1-SCS-2, cujos limites das
unidades coincidem com os principais episódios transgressivos representados na Bacia
de Pelotas (figura 30).
Figura 30 - Seção estratigráfica entre dois poços: um na bacia de Pelotas e outro na Plataforma de
Florianópolis, situados a mesma distância da costa (redesenhado de Gonçalves et al., 1979).
64
Segundo vários autores (por exemplo, Leyden et al., 1976; Asmus, 1978; Kumar et
al., 1977; Alves, 1981 e 2002; Alves et al., 1997, 2000 e 2005; Asmus e Guazelli, 1981;
Gambôa & Rabinowitz, 1981; Chang et al. 1992; Fontana, 1990; Fontana, 1996; Mohriak
et al. 1995; Cainelli e Mohriak, 1998, Talwani e Abreu, 2000), o lineamento Alto de
Florianópolis-Dorsal de São Paulo teria desempenhado papel de barreira topográfica à
incursão de águas marinhas do Atlântico Sul Austral após o fim do rifteamento,
favorecendo o estabelecimento de condições evaporíticas a norte (ambiente de golfo
hipersalino). Segundo Dias et al. (2004), o limite meridional dos evaporitos aptianos
posiciona-se muito mais para sul no Brasil (limite sul da bacia de Santos) do que na
África (bacia da Namíbia). Para Gamboa et al. (2008), tal distribuição pode ser a
evidência de que todo o sal aptiano observado na bacia de Santos corresponde à totalidade
da porção mais meridional da bacia evaporítica, que teria ficado integralmente retida
adjacentemente à margem brasileira, devido a um deslocamento para leste do centro de
espalhamento oceânico após a deposição do sal (figura 31). Desta forma, o limite sul da
bacia evaporítica teria sido marcado exclusivamente pelo conjunto Alto de Florianópolis-
Dorsal de São Paulo (idade em torno de 113,2 0,1 Ma de vulcânicas perfuradas na região
do Alto de Florianópolis - Formação Curumim), (Alves, 1981; Gamboa & Rabinowitz,
1981; Alves, 2002, Dias, 2004). Exemplos de sequências evaporíticas na bacia de Pelotas
se restringem à ocorrência localizada de anidritas aptianas e carbonatos albianos de águas
rasas da Formação Ariri que recobrem as vulcânicas da Formação Curumim (Dias et al.,
1994).
65
Figura 31 - Reconstrução paleogeográfica do Atlântico Sul durante o Aptiano. A linha B-B’ representa a
posição de um eixo de espalhamento hipotético entre as placas continentais africana e sul americana. A
linha A-A’ representa a posição final do eixo de espalhamento, após sua migração para leste (levemente
modificado de Gamboa et al., 2008).
Segundo Gonçalves et al. (1979), a plataforma de Florianópolis teria se
comportado como um alto estrutural até o Aptiano. A partir de então, teria sido
estabelecida a comunicação franca entre as bacias de Santos e Pelotas, provavelmente
no Albiano Inferior, logo após o basculamento albo-aptiano, quando a região teria se
tornado uma extensa plataforma, com deposição de carbonatos de alta energia nos
paleoaltos, como indicado pelo poço 1-SCS-1. A partir daí, a evolução estratigráfica
desta província acompanharia o modelo de bacia marginal aberta. Segundo Fontana
(1996), ao contrário da Bacia de Pelotas, o empilhamento das seqüências na Plataforma
de Florianópolis mostra que o padrão geral é de aparente offlap, até o Eoceno,
transformando-se em onlap a partir desta época, assim permanecendo até o Recente.
Para Fontana (1996) tal comportamento (aparente offlap) na plataforma deve ser o
66
resultado de uma intensa erosão ocorrida após o soerguimento generalizado da região,
associado ao vulcanismo. Contudo, mais recentemente, Azevedo (2004) demonstra, por
análises paleontológicas (presença de fauna thetiana) e reconstruções paleogeográficas,
que o ambiente carbonático albiano desenvolvido entre as bacias de Santos e Sergipe-
Alagoas se desenvolveu primeiramente de conexões entre o Oceano Atlântico Sul
Central com o Oceano Atlântico Norte (Tethiano) durante o Eo-Aptiano-Eo-Albiano), e
só posteriormente (Neo-Albiano) com o Atlântico Austral (presença de fauna austral).
Tais correlações sugerem que a barreira Alto de Florianópolis-Dorsal de São Paulo teria
atuado como feição restritiva à conexão dos oceanos Atlântico Sul central e meridional
ate o Albiano Inferior (figura 32, Azevedo, 2004).
Figura 32 - Reconstrução paleogeográfica para o Albiano, proposta por Azevedo (2004). Notar a conexão
entre o Oceano Atlântico Norte (Tethiano) e o Oceano Atlântico Sul Central, separado do Oceano
Atlântico Austral pela presença fisiográfica do Lineamento de Florianópolis (levemente modificado de
Azevedo, 2004).
67
I V. RESULTADOS E DISCUSSÕES
4.1. Análise dos dados potenciais
O estudo que segue é oriundo da aplicação e análise qualitativa dos métodos
geofísicos com o objetivo de identificar suas respostas sobre a região e contextualizar
geofisicamente a região do Alto de Florianópolis e adjacências. Os dados que serão
analisados serão de Anomalia Ar-livre, Anomalia Bouguer, campo magnético total e
Sinal analítico do campo magnético total.
O mapa de anomalia Ar-livre (figura 33), reflete de uma maneira geral a
topografia do fundo oceânico, sendo possível observar áreas de deposições de
sedimentos (anomalias negativas, cores frias) ou de soerguimento da Moho (anomalias
positivas, cores quentes). Na região de estudo, as amplitudes negativas que variam de -
55 mGal até -40 mGal, representadas no mapa pelos tons de cores em azul e as que
variam do -30 mGal até -13 mGal, representadas no mapa pelos tons de cores em verde,
podem estar relacionadas a grande espessura de sedimentos.
Paralelamente a linha de costa se observa uma anomalia representada por
amplitudes positivas (50 mGal) que foi associada a charneira flexural cretácica definida
nas bacias (Zalán et al., 2005; Meisling et al 2001), marcada pela linha tracejada preta
da figura 33. As anomalias negativas presentes nessa região acompanhando a amplitude
positiva da linha de charneira foi correlacionada a anomalia da quebra da plataforma
continental, com amplitudes de até 55 mGal.
Próximo a cidade de Florianópolis foi também possível identificar uma anomalia
de alta amplitude negativa de forma circular que foi relacionada a um alto externo do
embasamento, de influência ígnea (polígono preto hachurado, figura 33). Entre essa
anomalia circular e a anomalia que representa a linha de charneira se observa uma
anomalia que foi interpretada como um possível gráben. O comportamento dessa
anomalia está representado também no perfil A-A’ (figura 33), onde podemos visualizar
as feições interpretadas, desde a linha de costa até a Bacia profunda. A Nordeste dessa
amplitude positiva relacionada a um alto externo do embasamento se observa também
outra anomalia positiva, relacionada à cadeia de Avedis, fora da área de estudo,
interpretada por Meisling et al., (2001) como sendo uma cadeia de espalhamento
abortada (figura 33).
68
O mapa de Anomalia Bouguer (figura 34) nos mostra uma variação lateral de
densidade da crosta, que na região de estudo marcada por um aumento de intensidade da
anomalia no sentido linha de costa – bacia oceânica. Esses valores variam de -65 mGal,
representada no mapa pela cor verde, mais paralelo a costa, até a parte mais distal, de
até aproximadamente 210 mGal, já na bacia oceânica, representada no mapa pela cor
lilás. O aumento de intensidade no mapa de anomalia Bouguer poder ser associado à
gradativa diminuição da raiz de compensação isostática devido à instalação de crosta
oceânica, caracterizando um progressivo afinamento crustal. O perfil A-A’ (figura 34)
traçado no mapa de Anomalia Bouguer evidencia também esse aumento de intensidade
relacionado a variação lateral de densidade das rochas.
Com base nessa afirmação, foi possível definir três faixas de valores,
interpretados como setores de espessura crustal similares, limitados pelas linhas
tracejadas azuis no mapa (figura 34). Assim, esses setores, interpretados como resposta
de um progressivo afinamento crustal e consequente subida do manto superior podem
ser propostos como sendo o primeiro setor relativo à Crosta Continental, o segundo
setor relativo à Crosta Transicional (crosta continental afinada) e o terceiro setor
relativo à crosta exclusivamente oceânica. Esse limite revelou extrema concordância
com limites impostos pelo LEPLAC – Plano de Levantamento da Plataforma
Continental Brasileira assim como inúmeros autores, como Aguiar (1997) a partir de
métodos potenciais e Fontana (1996) que se pautou principalmente em.sísmica. Esses
setores serão descritos a seguir.
O primeiro setor do mapa de Anomalia Bouguer, que varia em amplitude de -65
mGal até cerca de 60 mGal, representada no mapa pela cor verde (Figura 34). Sua
distribuição espacial tem início junto à linha de costa e estende-se numa largura
variável, de até 330 km na região da bacia de Santos para cerca de 100 km junto à bacia
de Pelotas. Dentro dessa primeira faixa encontramos uma intensa anomalia de cerca de
80 mGal que acompanha de forma grosseira a linha de costa e possui uma largura de
aproximadamente 30 km, relativo a mesma anomalia observada no mapa de anomalia
Ar-livre, associada a charneira flexural Cretácica, também representada no mapa pela
linha preta tracejada (figura 34).
O segundo setor do mapa de Anomalia Bouguer inicia-se com anomalias de
cerca de 65 mGal, estendendo-se até cerca de 140 mGal (Figura 34). Na Bacia de
Pelotas, de sul para norte, esse limite está a cerca de 270 km da costa e a medida que se
69
vai para o norte da Bacia de Pelotas esse limite chega até a 320 km, se estendendo cada
vez mais a medida que se entra na bacia de Santos na altura do platô e dorsal de São
Paulo, onde então se inicia o terceiro setor. Ainda no segundo setor, no seu limite
interno observam-se áreas definidas de fortes amplitudes positivas, como a região
correspondente ao Alto de Florianópolis (anomalias em torno de 130 mGal) que pode
ser caracterizada como um alto externo. Evidencia-se também uma forte anomalia (em
torno190 mGal) representada no mapa pelo polígono hachurado, assim como no mapa
de anomalia Ar-livre relacionada à cadeia de Avedis (figura 34).
O mapa de intensidade magnética total (figura 35) mostra um grande baixo
magnético na região do alto de Florianópolis seguido de um alto magnético de direção
SW-NE, que controla as anomalias e que corrobora a depressão e o alto magnético
observados no mapa de anomalia Air-livre. Para o Sul da Plataforma de Florianópolis
podemos encontrar esses lineamentos relativos aos baixos magnéticos tanto na direção
SW-NE quanto NW-SE. Prosseguindo para SE no perfil A-A’ se observa uma alta
anomalia magnetométrica E-W, na direção do Lineamento de Florianópolis. Nessa
mesma anomalia lineamentos com direção NW-SE parecem também estar presentes,
podendo estar relacionadas com direções de lineamentos do Arco de Ponta Grossa. Na
latitute 47° também se observa uma alta anomalia E-W, porém não tão expressiva
quanto à alta anomalia citada anteriormente. Tanto para Sul da Plataforma de
Florianópolis quanto para Norte essas direções de estruturas SW-NE e NW-SE estão
presentes.
As anomalias do Sinal Analítico de Campo Total (figuras 36) mostram um
grande número de estruturas elípticas e circulares na região da plataforma de
Florianópolis, principalmente na área da feição observada nos mapas de anomalia
bouguer e Ar-livre relacionada a um alto externo do embasamento. Com o mapa de
sinal analítico do campo total se observam grandes anomalias positivas contornando a
costa, muito similares àquelas vistas nos mapas de anomalia Bouguer, Ar-livre,
correlacionados à Charneira Cretácea. O perfil A-A’ (figura 36) também nos mostra a
magnitude dessas anomalias, principalmente sobre a plataforma de Florianópolis na área
associada ao alto externo. Essas anomalias são interpretadas como provenientes de
atividade ígnea. Essa hipótese é corroborada pela presença de rochas vulcânicas nos
poços da região, SCS-01, 02 e 03 (figura 22).
70
A análise dos mapas potenciais evidenciou o caráter magmático da Plataforma
de Florianópolis, justificado pelas rochas vulcânicas encontradas nos poços, marcado
por uma grande anomalia que ocorre na região podendo estar relacionada a um alto do
embasamento. Essas anomalias podem estar sendo controladas por direções de antigas
zonas de fraqueza ligadas à zonas de fratura, como o Lineamento de Florianópolis,
ligadas a estruturas NW-SE ligadas ao arco de Ponta grossa e estruturas SW-NE
relacionadas às direções dos diques que ocorrem nessa região.
71
A
A’
Figura 33 – Mapa de Anomalia Ar-livre (free-air). possível observar as estruturas de
caráter regional, tais como a delimitação da plataforma continental, linha de
charneira e também uma anomalia gravimétrica de forma circular, interpretada como
uma possível intrusão ígnea. O perfil A-A’ mostra o comportamento da anomalia
free-air passando pelas principais feições na região da Plataforma de Florianópolis.
mGal
72
Figura 34 – Mapa de Anomalia bouguer com o traçado de limites de crosta
Continental-Transicional para Crosta-ocênica. Em amarelo Fontana (1996), em
verde levantamento LEPLAC, em vermelho Aguiar (1997), em marrom Mohriak
(2001). A resposta ao soerguimento do embasamento está representada na linha de
cor preta e a anomalia mais forte que a média do setor 2, representada pelo polígono
de mesma cor ao Norte do mapa, na mesma direção de Florianópólis. Perfil A-A’
mostrando o comportamento da anomalia bouguer. O aumento de intensidade em
relação ao distanciamento da linha de costa pode ser associado a diminuição do
espessamento da crosta e implantação de crosta oceânica.
A
A’
mGal
73
Figura 35 – Mapa de intensidade magnética total. Mostra um grande baixo gravimétrico na região da Plataforma de Florianópolis seguido de um alto gravimétrico de direção
SW-NE, que controla as anomalias e que corrobora a depressão e o alto gravimétrico observados no mapa de anomalia Air-livre. Outras direções de estruturas também são observadas
como E-W, NW-SE e N-S.
nT
74
Figura 36 – Mapa de sinal analítico de campo magnético total com os poços da região da plataforma de Florianópolis. Estruturas elípticas e circulares sobre a plataforma de
Florianópolis. Altas anomalias positivas contornando a costa, similares àquelas vistas nos mapas gravimétricos, correlacionados à Charneira Cretácea. O perfil A-A’ (figura 49)
também nos mostra a magnitude dessas anomalias. Sobre a plataforma de Florianópolis, na área associada ao alto externo se observa que essas anomalias são bastante proeminentes
e interpretadas como provenientes de atividade ígnea.
A
A’
nT
75
4.2. Interpretação Sísmica
A análise sísmica dos registros de reflexão multicanal 2D ajustadas aos dados de
poço possibilitou a subdivisão estratigráfica na escala da região mapeada
correspondente ao Alto de Florianópolis (porção sudoeste da bacia de Santos e nordeste
da bacia de Pelotas) em pacotes deposicionais limitados por superfícies lateralmente
contínuas. Com base em Gonçalves et al. (1979) e Fontana (1996), são limitadas
superfícies que caracterizam discordâncias erosivas e/ou deposicionais que sugerem o
caráter evolutivo morfotectônico da região de estudo. A figura abaixo apresenta uma
seção representativa de um perfil modelo das sequências sísmicas mapeadas (figura 37):
Albiano Inferior/Médio, Turoniano/Coniaciano, Paleoceno Inferior até o recente. A
seguir são feitas descrições sobre os horizontes sísmicos mapeados e a descrição dos
perfis sísmicos mais representativos. Logo após serão descritos os mapas de isópacas e
estruturais das sequências sísmicas mapeadas.
Figura 37 – Linha sísmica que mostra as sequências que foram mapeadas, incluindo o embasamento no
alto de Florianópolis. Em vermelho o embasamento. Em azul-claro a primeira sequência do Aptiano até o
Albiano Inferior/Médio. Em amarelo a segunda sequência, do Albiano Inferior/Médio até o
Turoniano/Coniaciano. Em verde do Turoniano/Coniaciano até o Paleoceno Superior. E em azul do
Paleoceno Superior até o Fundo do mar.
Os perfis sísmicos arbitrários dips NW-SE 0034-0223/0028-0327 e 0034-
0219/0231-1355, (figuras 38 e 39) mostram o contexto em que se desenvolveu o Alto de
Florianópolis. Observa-se que a Plataforma estrutural de Florianópolis configura uma
76
porção mais rasa, definida pela zona de charneira e uma porção externa adjacente,
caracterizada por uma feição definida como um alto externo através da análise dos
dados potenciais (mapa de anomalia Ar-livre, figura 33), que sugerem evidência
vulcânica. Esse magmatismo é confirmado pelos dados de sondagem na região, a
exemplo o poço Santa Catarina 2 (perfil composto representativo na figura 38), que
perfurou basaltos na base.
A porção mais rasa, caracterizada nos perfis de sísmica de reflexão como alto
interno mostra que o refletor do topo do embasamento foi um refletor difícil de ser
mapeado, pois os derrames se encontram subparalelos e dificultam o seu rastreamento.
Gonçalves et al (1979) e Fontana (1996) definiram esse embasamento como sendo de
característica vulcânica, corroborados através dos dados de poços como basaltos de
características traqui-andesíticas de idade 113Ma no poço Santa Catarina 1. O poço
Santa Catarina 2 e Santa Catarina 3 também mostram basaltos, figura 22, capítulo 3.5).
Como observado na figuras 39 e 40 e localmente nas figuras 41, 42, 43, 44 e 45,
a característica de refletividade da discordância do Albiano Inferior/Médio é marcada
por um refletor forte e de fácil identificação, ondulado nas regiões proximais e
subparalelo nas regiões distais, mapeável em toda a região estudada em torno da
Plataforma Estrutural de Florianópolis, norte da bacia de Pelotas e sul da bacia de
Santos. A discordância do Turoniano/Coniaciano é definida também por um refletor
forte, de características similares ao refletor do Albiano Inferior médio, identificado
praticamente em toda a região, a exceção da porção sul da bacia de Pelotas, onde é mais
difícil o seu rastreamento. A discordância do Paleoceno Inferior também é caracterizada
por um refletor forte subhorizontal, com pequenas ondulações nas porções proximais e
plano paralelo nas porções distais, fácil de ser mapeado por toda a região de estudo,
tanto na Plataforma de Florianópolis quanto ao sul da bacia de Santos e norte da bacia
de Pelotas. O refletor representativo da superfície do assoalho marinho é
caracteristicamente forte e fácil de ser mapeado em toda a região.
Nos perfis das figuras 39 e 40 (no sentido da linha de costa até bacia profunda) é
interessante notar a feição da bacia rasa identificada por Gonçalves et al. (1979) que se
estende desde a plataforma continental interna até a zona de flexura (Charneira)
formando um extenso patamar. Nessa região se observam falhamentos verticais no
embasamento que provavelmente foram erodidos por uma discordância de idade
Eocênica e outras falhas que cortam o pacote sedimentar até o Mioceno Superior,
77
evidenciando processo de reativação nessa região, representado em detalhe na figura 41.
Ainda nesses perfis na zona de flexura da bacia rasa se observam que os horizontes
representativos do Albiano Inferior/Médio, Turoniano/Coniaciano e o Paleoceno
Inferior são truncados pela discordância de idade Eocênica.
Logo após a Charneira Eocênica, um basculamento do embasamento se observa
que os refletores são fortes e acamadados que podem sugerir derrames vulcânicos
sobrepostos. Gonçalves et al (1979) chamou refletores sobrepostos, embora basculados,
de ―Patamar de Florianópolis‖ e constituiriam uma ―bacia profunda‖ do basculamento
neopaleocênico. Nessa região podemos observar que os falhamentos são verticais,
diferentemente da parte mais ao sul da bacia de Pelotas, onde nessa porção se formam,
segundo Fontana (1996), falhas antitéticas do embasamento que afetam também os
sedimentos da fase rifte em semi-grábens.
Após os refletores superpostos, o embasamento se horizontaliza, onde então um
patamar parece se formar. Este patamar foi caracterizado como um Alto externo à
Plataforma de Florianópolis. Neste patamar observa-se um gráben internamente falhado,
de aproximadamente 10 km de largura (figura 42). O flanco esquerdo do gráben é
definido por uma falha vertical normal e o flanco direito uma falha antitética normal,
ambas as falhas provenientes do embasamento, com indício de reativação que
perduraram até o Turoniano/Coniaciano. Internamente a esse gráben ocorrem falhas
menores antitéticas, formando pequenos blocos em dominó no embasamento. Essas
falhas internas também apresentam indícios de reativação que ultrapassam o Turoniano
e uma das falhas internas atinge até o Campaniano (70 Ma). É possível que todas essas
falhas do gráben, inclusive os seus flancos sofreram reativações até o Campaniano. No
interior do gráben também se observa que há um espessamento das sequências do
Albiano Inferior/Médio, Turoniano/Coniaciano e Campaniano, indicando que a criação
de espaço e deposição dos sedimentos ocorreu juntamente com a reativação tectônica.
Esse patamar caracterizado como um Alto externo é limitado até o segundo
basculamento mais suave a Leste, que Gonçalves et al (1979) chamou como Charneira
Albo-Aptiana. Após esse segundo basculamento, plugs ou cones vulcânicos são
observados em direção a bacia profunda (figuras 43, 44 e 45, todos observados na figura
39).
A análise desses plugs mostra que os mesmos se formaram de maneira diversa
em diferentes períodos geológicos. O plug mais interno a margem (em detalhe na figura
78
43) mostra que a sedimentação sobrepõe a sua morfologia, indicando que o mesmo não
havia sido intrudido quando as camadas foram depositadas, havendo então deformação
das mesmas quando a intrusão ocorreu. O reflexo da deformação é visto até o horizonte
do Paleoceno Inferior, podendo, desse modo, ser sugerida essa idade para o vulcanismo
(entorno de 65 Ma). Para os dois outros plugs mais externos (figuras 44 e 45) o
mecanismo de formação é diferente, pois as camadas estão em onlap com as estruturas,
indicando que os plugs já estavam ali intrudidos quando as camadas foram depositadas.
Desse modo, evidenciando que eles seriam mais novos ou de mesma idade da base da
primeira sequência mapeada (Aptiano - Albiano Inferior/Médio), sugerindo que
poderiam corresponder ao vulcanismo da Formação Curumim, em torno de 113 Ma
(coluna geológica da bacia de Pelotas, figura 20). Além disso, as camadas superiores
mostram um reflexo de deformação com associação ao processo de reativação de falhas
que perdurou até o Eoceno Inferior.
Na região mais distal, também se observam refletores, convexos e acunhados em
direção a terminação superior em discordância angular, determinando a presença de
seeward-dipping reflectors (SDRs - figura 39, 40 e 46), observadas por Fontana (1996),
dentre outros. Nessa região, já na bacia profunda, as sequências superiores não
apresentam qualquer deformação, mostrando uma sedimentação praticamente
concordante à morfologia do embasamento.
Figura 38 – Perfil composto representativo do poço Santa Catarina 1 (SC1), mostrando o contato dos
calcarenitos da sequência Aptiano-Albiano Inferior/Médio com os basaltos da Plataforma de
Florianópolis (Fonte: ANP-BDEP). As rochas do embasamento cristalino não foram atingidas pelo poço.
O mesmo contato é visto para os poços Santa Catarina 2 e Santa Catarina 3 (figura 5).
79
Figura 39 – Seção arbitrária das linhas 0034-0223 e 0228-0327 por sobre a plataforma de Florianópolis evidenciando algumas feições como a Bacia rasa, a Charneira
Paleocênica, as cunhas vulcânicas (sdrs), a calha de ruptura, o alto externo, os plugs vulcânicos e mais SDRs.
80
Figura 40 – Seção arbitrária das linhas 0034-0219 e 0231-1355 com as mesmas características da figura anterior, evidenciando algumas feições como a Bacia rasa, a Charneira Paleocênica, as
cunhas vulcânicas (SDRs), a calha de ruptura, o alto externo, os plugs vulcânicos e mais SDRs.
81
Figura 41 – Bacia Rasa e Charneira Eocênica. Os refletores do Albiano Inferior (azul-claro), Turoniano (
e Paleoceno Superior (verde-claro) truncam o Eoceno Inferior (marrom). Se observa também uma falha
do embasamento que é reativada até o Mioceno Superior. Fortes refletores na região do basculamento
podem indicar derramamentos vulcânicos sobrepostos.
Figura 42 – Grabén internamente falhado, com falhas que são reativadas até o Campaniano. Internamente a
esse gráben ocorrem falhas menores antitéticas, formando pequenos blocos em dominó no embasamento com indícios
de reativação.
82
Figura 43 – Plug vulcânico que deforma as camadas com falhas associadas que atingem até o
Campaniano. Esse plug é mais velho que as camadas sobrepostas a ele.
Figura 44 – Plug vulcânico no mesmo perfil sísmico com evidência de reativação de falha até o Eoceno
Inferior. O plug é mais velho que os horizontes do Albiano e Turoniano, pois os mesmos onlapam a estrutura.
83
Figura 45 – Outro plug vulcânico no mesmo perfil sísmico com evidencia de reativação de falha até o
Eoceno Inferior.
Figura 46 – Registros de seeward depping reflectors na região de bacia profunda já dentro da bacia de
Pelotas.
84
O perfil sísmico dip NW-SE 0231-0477, (figura 47), localizado a sul dos dois
perfis sísmicos anteriores, mostra a correlação das estruturas mapeadas para o sul da
Plataforma Estrutural de Florianópolis, tais como o gráben do segundo Patamar. Nesse
perfil sísmico podemos observar dois plugs vulcânicos. No primeiro plug, mais interno,
as camadas se sobrepõem ao plug e se mostram deformadas. Associado aos falhamentos
observados pode-se sugerir que provavelmente esse plug sofreu reativações até o
Paleoceno Inferior, como observado no plug mais interno do perfil da figura 56. No
plug mais distal desse perfil, de menor expressão, as camadas do Albiano
Inferior/Médio e do Turoniano/Coniaciano onlapam ao plug e nele se observam falhas
indicando reativação até o Eoceno Inferior, semelhantes às atividades tectono-
magmáticas evidenciadas nas porções nos plugs localizados em porções mais distais
vistos.
O perfil sísmico dip NW-SE 0228-0326 (figura 48) é muito similar ao perfil
sísmico representado na figura 60. Localizado mais ao sul dos perfis anteriores
apresentam estruturas semelhantes, como o gráben do segundo Patamar e os plugs
vulcânicos. Como anteriormente observado evidencia-se esse perfil também mostra a
presença de dói plugs vulcânicos em suas porções distais, indicando atividades tectono-
magmáticas nessas regiões.
O perfil strike SW-NE 0044-0153 (figura 49), localizado sobre a plataforma,
também mostra uma região soerguida onde as sequências também cruzam em toda a sua
extensão e se espessam para ambos os lados do perfil. Pode-se visualizar uma grande
falha estruturada NW-SE, porém pelo fato do perfil ser 2D a direção da estrutura não
pode ser exatamente plotada, sendo a direção observada apenas uma direção aparente.
Porém como a falha tem um ângulo alto é bem admissível essa orientação. Essa
estrutura se prolonga desde o embasamento até a sequência Albiano Inferior/Médio,
com componente de crescimento entre a sequência Albiano Inferior/Médio e
Turoniano/Coniaciano, indicando reativação tectônica. A maioria das falhas se restringe
ao embasamento, algumas que ultrapassam e atingem as sequências do Albiano
Inferior/Médio.
85
Figura 47 – Perfil dip NW-SE 0231-0477, evidenciando algumas feições já vistas anteriormente como parte do gráben, o segundo basculamento e Bacia rasa, a Charneira Paleocênica, as
cunhas vulcânicas (SDRs), a calha de ruptura, o alto externo, os plugs vulcânicos e mais SDRs.
86
Figura 48 – Perfil sísmico 0228-0326 NW-SE, muito similar ao perfil sísmico representado na figura 60. Localizado mais ao sul dos perfis anteriores apresentam estruturas semelhantes, como
o gráben do segundo Patamar e os plugs vulcânicos. Como anteriormente observado evidencia-se esse perfil mostra em suas porções distais a presença de dois plugs vulcânicos, indicando
atividades tectono-magmáticas nas regiões distais.
87
O perfil sísmico strike SW-NE 0228-0322 (figura 50), localizado numa posição
mais externa a Plataforma de Florianópolis, nos mostra uma visão mais regional da
região da Plataforma de Florianópolis e bacia de Pelotas, passando pelo arco de Torres.
Nesse perfil se observa a grande quantidade de falhamentos que ocorre em toda a
região, sejam as que afetam somente o embasamento ou as que sofreram alguma
reativação tectônica e afetam as sequências superiores. As sequências interpretadas se
espessam tanto para SW quanto para NE do perfil sísmico. Observa-se especificamente
na região distal do Alto externo de Florianópolis que a sequência do Albiano
Inferior/Médio se espessa, causando um falhamento, que também pode estar associado
ao plug vulcânico que também atua nessa região. As falhas pertinentes a este plug
também influenciam até a sequência do Eoceno Inferior.
No perfil sísmico strike 0231-0498 (figura 51), localizado ainda na parte mais
distal da Plataforma de Florianópolis e bacia de Pelotas, também se observa o possível
desenvolvimento conjunto da Plataforma de Florianópolis com o Arco de Torres, num
mesmo contexto geotectônico, assim como visto no outro perfil strike da figura 62. Em
direção ao Arco de Torres, as sequências do Albiano Inferior/Médio e
Turoniano/Coniaciano são truncadas pelo Paleoceno Inferior. Na região mais distal do
Alto de Florianópolis se observa uma grande estrutura vulcânica (figura 52) onde os
refletores terminam em onlap sobre a estrutura desde a sequência do Albiano até o
Eoceno Inferior, com falhas associadas que influenciam as sequências no mínimo até o
Eoceno Superior.
O perfil sísmico SW-NE 0248-0106 (figura 53) mostra o comportamento do Sal
Aptiano no sul da Bacia de Santos e Alto de Florianópolis. Nesse registro se pode
observar que as muralhas de sal na região sofrem um brusco afinamento e são reduzidas
a um forte refletor, que paulatinamente perde sua expressão em direção ao alto de
Florianópolis, evidenciando que essa região possa ter atuado como barreira sedimentar
durante esse período. Nesse perfil se pode observar que a fina camada de sal não exerce
nenhum controle sobre as camadas à medida que se aproxima da região do Alto de
Florianópolis. Especialmente nessa área foi difícil o estabelecimento do limite dessa
camada de sal, pois a reflexão da sequência carbonática representada na sequência do
Aptiano – Albiano Inferior/Médio apresenta interferência sobre a mesma.
88
Figura 49 – Perfil sísmico strike SW-NE 0044-0153 na Plafatorma Continental. As sequências de espessam para ambos os lados do perfil e uma grande falha normal de crescimento é vista
com possível direção NW-SE.
89
Figura 50 - Perfil sísmico strike SW-NE da linha 0228-0322, cruzando o que seria o Alto de Torres e a parte mais E do Alto de Florianópolis. Com esse perfil podemos observar que o Alto de
Torres e o Alto de Florianópolis são um grande soerguimento do embasamento, vindo depois das primeiras sequências já depositadas.
90
Figura 51 – Perfil strike SW-NE 0231-0498 localizado na porção mais externa da bacia de Pelotas e Alto de Florianópolis com localização da figura 65.
91
Figura 52 – Plug vulcânico proeminente ligeiramente localizado na figura 64. As camadas estão em onlap
com a estrutura desde o Albiano Inferior/Médio.
Com o que foi observado nos dados potenciais e sísmicos, foi compilado um
mapa com as estruturas vistas na região de trabalho entorno do Alto de Florianópolis,
representadas na figura 54.
Também estão representados os mapas de todos os perfis sísmicos interpretados
na Plataforma de Florianópolis, extrapolando para o Norte da Bacia de Pelotas e Sul da
Bacia de Santos. Estão representados o Embasamento (figura 55), Albiano
Inferior/Médio (figura 56), Turoniano/Coniaciano (figura 57), Paleoceno Inferior (figura
58) e Fundo do Mar (figura 59).
92
Figura 53 - Perfil SW-NE que mostra as muralhas de sal da bacia de Santos e os refletores que vão acunhando em direção a Plataforma de Florianópolis.
93
Figura 54 – Mapa com as estruturas mapeadas na região da Plataforma de Florianópolis.
94
Figura 55 – Linhas interpretadas do horizonte do Embasamento com a
respectiva escala de cor correspondente a profundidade em tempo (ms).
Figura 56 – Linhas interpretadas do horizonte do Albiano Inferior/Médio com
a respectiva escala de cor correspondente a profundidade em tempo (ms)..
.
95
Figura 57 – Linhas interpretadas do horizonte Turoniano/Coniaciano com
a respectiva escala de cor correspondente a profundidade em tempo (ms).
.
Figura 58 – Linhas interpretadas do horizonte Paleoceno Inferior com a
respectiva escala de cor correspondente a profundidade em tempo (ms).
.
96
Figura 59 – Linhas interpretadas do horizonte Fundo do Mar com a respectiva escala de cor correspondente a
profundidade em tempo (ms).
97
4.3. Mapas estruturais e de isópacas
A influência efetiva do Alto de Florianópolis na sedimentação das bacias de
Santos e Pelotas pôde ser observada em caráter regional e local a partir dos mapas
estruturais e de isópacas. Foram gerados os mapas estruturais do Embasamento, do
Albiano Inferior/Médio, Turoniano/Coniaciano e do Paleoceno Inferior. Além destes,
foram confeccionados os mapas de isópacas das sequências Aptiano – Albiano
Inferior/Médio, Albiano Inferior/Médio - Turoniano/Coniaciano, Turoniano/Coniaciano
– Paleoceno Inferior e Paleoceno Inferior – Recente. Estes mapas foram definidos a
partir de cálculos de variação de espessura vertical existente entre os diferentes mapas
estruturais. A partir desta análise foi possível estimar qual a carga sedimentar
depositada em cada um dos intervalos mencionados e até quando foi efetiva a
contribuição do Alto de Florianópolis na sedimentação das bacias de Santos e Campos.
A seguir serão descritos cada um dos mapas estruturais e de isópacas:
O mapa estrutural do embasamento (figura 60) caracteriza por diferenças
altimétricas na região da Plataforma de Florianópolis. Isso se deve ao fato de haver uma
notável elevação do embasamento definida como a região do Alto de Florianópolis, com
valores em torno de 3000 ms, separando regiões com níveis de profundidade bastante
inferiores. A mesma feição é evidenciada pelo mapa 3D do embasamento que define
com grande clareza a região do alto que se manifesta logo após a quebra da linha de
charneira cretácea e a manifestação dos plugs vulcânicos. Nessa região os mergulhos
em direção a porção distal são mais abruptos em comparação com a parte mais ao Sul,
associada ao Arco de Torres, onde também se observa uma região com morfologia
semelhante a um platô com valores em torno de 5300 a 4500ms, apresentando
mergulhos suaves e com uma possível direção NW-SE.
O mapa de isópaca da sequência Aptiano – Albiano Inferior/Médio (figura 61)
mostra a que na região do Alto de Florianópolis não se nota nenhuma deposição
significativa, em contrapartida às áreas adjacentes. Observa-se um grande depocentro na
bacia de Santos (com valores de até 800 ms) e, na Bacia de Pelotas, se evidencia uma
carga sedimentar, porém sem formar um grande depocentro. Entre a região de charneira
e o alto externo é evidenciada uma deposição que pode ser atribuída a um pequeno
gráben discutido no item 4.2 de interpretação sísmica.
98
Segundo Fontana, a sequência Aptiano – Albiano Inferior/Médio se
desenvolveu, aproximadamente, entre 113 e 104 Ma e é caracterizada pela biozona de
nanofósseis N250 e palinomorfos P-200. Ainda segundo o mesmo autor, a base desta
sequência trata-se da discordância no topo da Megasequência da Fase Rifte e a partir
dela iniciou-se uma fase de calmaria tectônica.
O mapa estrutural do Albiano Inferior/Médio (figura 62) mostra a proeminência
significativa do Alto de Florianópolis, com valores de 3000 ms. A região adjacente a
Sul mostra um comportamento suave característico de uma morfologia de platô, em
comparação à região do Alto de Florianópolis, que mostra mergulhos mais abruptos em
direção às porções distais.
No mapa de isópaca da sequência Albiano Inferior/Médio -
Turoniano/Coniaciano (figura 63) mostra que a região do Alto de Florianópolis ainda se
comporta como uma barreira sedimentar, porém mostrando já a entrada de uma delgada
sedimentação, com valores em torno de 250 ms, localmente chegando até a 450 ms.
Observa-se assim uma pequena conexão entre as porções sul de Santos e norte de
Pelotas. Na Bacia de Santos, se observa que a sequência sofre um afinamento, com
valores em torno de menos de 100 ms, podendo indicar que parte da sequência nessa
região possa ter sofrido erosão. Em direção à linha de costa na bacia de Santos a
sequência se espessa, com valores superiores a 700 ms, demonstrando um grande aporte
sedimentar em direção à bacia de Santos. Para Sul, já na bacia de Pelotas se observa que
localmente mais próximo a costa se configura mini-depocentro, com valores de até 600
ms, com regiões mais rasas ao redor, com valores por volta de 200 a 250 ms de
espessura. Para Sul desse mini-depocentro a sequência afina (com valores de 200 ms)
podendo ter influência da região do Arco de Torres e para Sudoeste espessura com
valores em torno de 200ms para sul da bacia de Pelotas. Segundo Fontana (1996), essa
sequência provavelmente se desenvolveu entre 104 e 90 Ma (Neoalbiano-
Neoturoniano/Eoconiaciano). De acordo com o citado autor, na bacia de Pelotas houve
um processo de subsidência acelerada e sem grandes variações do nível do mar. Isso
promoveu um afundamento da bacia mais rápido, permitindo a criação de espaço para a
entrada de sedimentos. Os dados de backstripping dos poços da bacia sugerem estágios
de subsidência diferenciados, com ocorrência de forte extensão crustal da fase de deriva
continental e resfriamento termal.
99
O mapa estrutural do Turoniano/Coniaciano (figura 64) é bem similar ao mapa
estrutural do Albiano Inferior/Médio, mostrando ainda a proeminência do Alto de
Florianópolis, com valores de cerca de 3000 ms. A região adjacente ao Sul mostra ainda
um comportamento suave característico de uma morfologia de platô, em comparação à
região do Alto de Florianópolis que apresenta mergulhos mais abruptos em direção às
porções distais.
O Mapa de isópaca da sequência Turoniano/Coniaciano – Paleoceno Inferior
(figura 65) mostra que na região quase como um todo ocorre o espessamento da
sedimentação, causado provavelmente por um grande aporte sedimentar. Esse
espessamento vem desde a bacia de Santos e se prolonga pela bacia de Pelotas, sofrendo
um afinamento, provavelmente causado por um afinamento que pode sugerir um
truncamento do Turoniano/Coniaciano no Paleoceno Inferior, causado por uma erosão
ou não-deposição na região mais ao Sul, correspondente ao Arco de Torres. Na região
onde se constituía o Alto de Florianópolis são identificados depocentros, com valores de
até 900 ms, indicando que o aporte de sedimentos foi significativo nessa porção. A
região do Alto de Florianópolis nesse período não exerceu mais nenhuma influência
como barreira para a sedimentação nas bacias de Santos e Pelotas.
Segundo Fontana (1996), a sequência compreendida do Turoniano
Superior/Coniaciano – Paleoceno Inferior se desenvolveu entre 90 e 60 Ma. Ainda
segundo o mesmo autor, na base dessa sequência se deu a completa extinção dos
carbonatos na bacia de Pelotas e Plataforma de Florianópolis, com a ocorrência de
processos transgressivos e erosionais com a deposição subseqüente de arenitos e pelitos,
com alguns níveis de calcáreo. Ainda de acordo com o autor, a plataforma de
Florianópolis não foge à regra geral que parece caracterizar a passagem Cretáceo-
Terciário em diversas margens continentais, de ter ocorrido em um cenário de intensas
remobilizações em nível global, as quais foram responsáveis por extensas superfícies
erosivas, causadas por rebaixamentos eustáticos de origem tectônica, com orogenias e
vulcanismo associados em diversas partes do mundo.
100
Figura 60 - Mapa estrutural do embasamento acústico (em tempo, ms) da
plataforma de Florianópolis, Norte da bacia de Pelotas e Sul da bacia de Santos feito no
software Gocad onde se observam algumas feições interpretadas no embasamento da
região do alto de Florianópolis.
ms
101
Figura 61 - Mapa de isópacas em tempo do embasamento e do Albiano Inferior/Médio. Percebe-se que o
comportamento desta primeira seqüência apresenta uma individualização de dois pacotes para N e S nas
bacias de Pelotas e Santos, separados pelo Alto de Florianópolis.
No mapa estrutural do Paleoceno Inferior (figura 66) se observa que a região do
alto de Florianópolis apresenta uma continuidade para as porções mais rasas do Arco de
Torres mostrando uma região significativa mais alta do que as regiões adjacentes, como
uma feição que pode indicar uma progradação na plataforma. Na região correspondente
ao Arco de Torres ainda se observa a feição com uma morfologia suave, semelhante a
um platô.
ms
102
Figura 62 - Mapa estrutural em tempo (ms) do horizonte Albiano Inferior/Médio.
ms
103
Figura 63 - Mapa de isópacas em tempo da sequência Albiano Inferior/Médio – Turoniano/Coniaciano.
O mapa de isópaca da sequência Paleoceno Inferior – Recente (figura 67) mostra
na porção mais rasa da Plataforma de Florianópolis pouca sedimentação, com valores de
até 2000 ms que se estende para a região do Arco de Torres. Na porção distal o que se
evidencia é a presença de um grande depocentro, com valores de até 3500 ms, que se
estende desde a bacia de Santos incluindo a porção norte da bacia de Pelotas. O que se
caracteriza é que o Arco de Torres, nesse período, funcionou como uma barreira de
sedimentação, onde na porção sul é evidente a presença de outro grande depocentro
correspondente a bacia de Pelotas.
ms
104
Figura 64 - Mapa estrutural em tempo do horizonte Turoniano/Coniaciano.
ms
105
Figura 65 - Mapa de isópaca da sequência Turoniano/Coniaciano – Paleoceno Inferior.
Segundo Fontana (1996), a sequência Paleoceno Inferior – Recente se
desenvolveu desde 57/58 Ma até o recente, constituída de folhelhos com alguns níveis
de arenito alternados com folhelhos e calcilutitos. A sequência também foi marcada por
uma intensa atividade tectônica e magmática principalmente no Eoceno Inferior,
semelhante ao vulcanismo que ocorreu em toda a costa brasileira e áreas continentais
segundo Fontana (1996). A partir de então, o pacote sedimentar desenvolvido representa
a fase de deposição pós-deriva continental e é caracterizado por espessas cunhas
clásticas progradantes, o que Fontana (1996) chama de Cunha Passiva de Estágio Final.
O Mapa de isópaca Total, que corresponde a toda a sedimentação ocorrida na
região, desde o embasamento até o recente (figura 68), ficam ainda mais evidentes os
depocentros anteriormente citados na figura 67, onde valores de até quase 6000 ms são
ms
106
observados para ambos os depocentros, tanto na bacia de Pelotas quanto na bacia de
Santos. Nesse mapa se evidencia ainda mais o papel do arco de Torres que é hoje uma
expressão que limita geologicamente a deposição entre Sul e Norte da Bacia de Pelotas,
semelhante ao que foi o Alto de Florianópolis que funcionou como barreira sedimentar
até pelo menos o Albiano Inferior/Médio No mapa 3D da figura 71 se observa
claramente a expressão da isópaca total na topografia do fundo do mar (figura 69),
evidenciando ainda mais os depocentros para a porção sul da bacia de Pelotas e um
grande depocentro que se estende desde a porção norte da bacia de Pelotas adentrando a
bacia de Santos.
107
Figura 66 - Mapa estrutural do Paleoceno Superior (em ms) e mapa estrutural do
Paleoceno Inferior em 3D.
ms
108
Figura 67 - Mapa de Isópaca da sequência Paleoceno Inferior – Recente.
ms
109
Figura 68 - Mapa de isópaca total em tempo, dada pela espessura de toda a camada sedimentar
desde o embasamento.
ms
110
Figura 69 - Mapa estrutural do fundo do mar (em tempo) em 3D.
ms
111
V. CONCLUSÕES
O Alto de Florianópolis é definido como o limite estrutural entre as bacias de
Santos e Pelotas, caracterizado como a porção mais próxima de um arco do
embasamento, com direção geral WNW-ESE, estendendo-se rumo à Plataforma de
Florianópolis. Essa plataforma apresenta cerca de 250 km de largura e está localizada na
altura do paralelo 28° S, próximo a cidade de Florianópolis – SC. A partir da análise de
dados potenciais e interpretação de dados de sísmica de reflexão 2D amarrados com
dados de poços foi possível a caracterização do Alto propriamente dito e também definir
sua influência na estruturação da região do seu entorno.
O mapa de Anomalia Ar-livre identificou regiões com maior deposição de
sedimentos representados pelos baixos gravimétricos e regiões com soerguimento da
crosta representado pelos altos gravimétricos. Na região do Alto de Florianópolis
destacou-se a localização de uma anomalia circular, individualizada como um alto mais
externo.
No mapa de anomalia Bouguer foram propostos limites de Crosta-
Continental/Crosta-Transicional e de Crosta-Transicional/Crosta-Oceânica baseados na
variação de amplitude da anomalia no sentido linha de costa-bacia oceânica. Essa
proposta mostrou ter uma boa correlação com outros autores anteriores que já o haviam
proposto. No limite entre Crosta-Continental/Crosta-Transicional na região do Alto de
Florianópolis, se observou uma área definida por uma anomalia gravimétrica positiva,
caracterizada como um Alto externo.
No mapa de campo magnético total (TMI), para o Sul do Alto se encontram
lineamentos tanto na direção SW-NE, NW-SE como E-W. Essas anomalias podem estar
sendo controladas por direções de antigas zonas de fraqueza ligadas a zonas de fratura,
como o Lineamento de Florianópolis (E-W), ligadas a estruturas do arco de Ponta
grossa (NW-SE) e estruturas relacionadas às direções dos diques que ocorrem nessa
região (SW-NE).
O mapa de Sinal Analítico evidenciou as fontes magmáticas, confirmado pelos
dados de poços e seções sísmicas apresentadas, representadas por estruturas magmáticas
plugs vulcânicos e seeward-deeping reflectors.
Os perfis de sísmica de reflexão 2D evidenciaram feições no Alto de
Florianópolis como a Bacia rasa, representada junto ao continente por uma faixa com
112
cerca de 50 km de largura. A Linha de Charneira, truncada por uma discordância do
Eoceno Inferior em toda a região, que trunca todas as unidades mais antigas mapeadas,
e seu respectivo basculamento, representada por refletores fortes, superpostos e
similares a derramamentos vulcânicos. Logo após a esse basculamento um patamar
parece se formar, mais externo à bacia rasa. Este patamar foi denominado como Alto
externo de Florianópolis, de direção SW-NE. Nesta mesma feição também foi
reconhecido um gráben, com aproximadamente 10 km de largura, internamente falhado
e com indício de reativações. Após o alto externo, outro basculamento ocorre em
direção à bacia profunda, onde foram encontrados plugs ou cones vulcânicos. A estes
foram atribuídas duas idades para as intrusões, baseados na relação de idade das
camadas: Os mais proximais à costa, do Eoceno Inferior e os mais distais, pré-Aptianos,
podendo corresponder à fase Pós-rift (formação Curumim). Essa mesma metodologia
foi associada para os outros plugs encontrados. Todos esses plugs têm falhas associadas
com indícios de reativação. Indícios de reativação foram observados na Bacia rasa, em
falhas que atingiram até o Mioceno Inferior, no gráben central, com reativações até o
Campaniano e, associados aos plugs, até o Eoceno Inferior. Já na bacia profunda foram
encontrados refletores convexos e acunhados em direção à extremidade superior, em
discordância angular chamados de seeward deeping reflectors.
A influência efetiva do Alto de Florianópolis na sedimentação das bacias de
Santos e Pelotas pôde ser observada em caráter regional e local a partir dos mapas
estruturais e de isópacas. O mapeamento das primeiras sequências na região do Alto de
Florianópolis mostrou que a mesma ainda exercia uma barreira sedimentar até o
Albiano Inferior/Médio. No Turoniano/Coniaciano mostra-se que a região do Alto de
Florianópolis ainda se comporta como uma barreira sedimentar, porém mostrando já a
entrada de uma delgada sedimentação, observando-se uma conexão entre as porções sul
de Santos e norte de Pelotas. No Paleoceno Inferior, na região quase como um todo já
ocorre o espessamento da sedimentação, devido a um grande aporte sedimentar desde a
bacia de Santos se prolongando pela bacia de Pelotas. Nessa época a região não exercia
mais nenhuma função como barreira para a sedimentação e quase concomitante na região
adjacente a sul começa a se configurar um alto do embasamento, relativo ao Arco de
Torres.
Daí até o recente se evidencia ainda mais o papel do Arco de Torres como uma
expressão que limita geologicamente a deposição entre o Sul e o Norte da Bacia de
Pelotas, semelhante ao que foi o Alto de Florianópolis no Albiano Inferior/Médio.
113
VI. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
ABREU, V.S. 1998. Geologic Evolution of Conjugate Volcanic Passive Margins:
Pelotas Basin (Brazil) and Offshore Namíbia (Africa): Implication for Global sea-Level
Changes. Tese de Doutorado - Rice University, Houston, Texas.USA. 354p.
ALMEIDA, F. F. M.; CARNEIRO, C. D. R. & MIZUSAKI, A. M. P. Correlação do
magmatismo das bacias da Margem Continental Brasileira com o das áreas emersas
adjacentes. Revista Brasileira de Geociências, v. 26, n. 3, p. 125-138, 1996.
ALVES, E.C; MELLO; S.L.M.; DIAS, M.S. 1996. Zona de Fratura do Rio de Janeiro e
suas implicações tectônicas. XXXIX Congresso Brasileiro de Geologia, Salvador / BA,
Anais, 2:404-406. PETROBRÁS/CENPES/DINTEP, Série PROJETO REMAC, 9:145-
170.
ALVES, E.C. 1977. Estrutura Rasa do Talude e Sopé da Margem Continental do Rio
Grande do Sul e Uruguai. Dissertação de Mestrado. UFRGS, 74p.
ALVES, E.C. 1981. Estruturas da margem continental sul brasileira e das áreas
oceânicas e continentais adjacentes. In. Asmus, H.E. (editor), Estruturas e tectonismo da
margem continental brasileira e suas implicações nos processos sedimentares e na
avaliação do potencial de recursos minerais. Rio de Janeiro,
PETROBRÁS/CENPES/DINTEP, Série PROJETO REMAC, 9:145-170.
ALVES, E.C.; SICHEL, S.E.; MAIA, M. 2000a. Behavior of Rio de Janeiro Fracture
Zone System, from MAR to Brazilian Coast. 31rd Congresso Internacional de Geologia,
Rio de Janeiro, CD ROOM.
ALVES, E.C.; SICHEL, S.E.; MAIA, M. 2000b. Martins Vaz Fracture Zone and their
evolution through Time. 31rd Congresso Internacional de Geologia, Rio de Janeiro, CD
ROOM.
114
ALVES, E.C. 2002. Zonas de Fraturas Oceânicas e suas Relações com a
Compartimentação Tectônica do Sudeste do Brasil. Universidade Federal do Rio de
Janeiro. Tese de doutorado, 233p.
ALVES, E. d. C., Maia, M., Sichel, S. E. (2005). Zona de Fratura de Vitória-Trindade
no Atlântico Sudeste e suas Implicações Tectônicas e Magmáticas com o Bordo
Continental Sudeste. III Simpósio de Vulcanismo e Ambientes Associados. Cabo Frio,
RJ: 6.
AMARAL, G.; BUSHEE, J.; CORDANI, U.G.; KAWASHITA, K.; REYNOLDS, J.H.
1967. K/Ar ages of alkaline rocks from southern Brazil. Geochimica et Cosmochimica
Acta, 31(2):117-142.
ARAI, M. 1988. Geochemical reconnaissance of the Mid-Cretaceous anoxic event in
the Santos Basin, Brazil. Revista Brasileira Geociencias, 18(3):273-282.
ASMUS, H.E., 1975, Controle estrutural da deposição mesozóica nas bacias da margem
continental brasileira. Rev. Bras. Geoc., São Paulo, 5 (3): 160 – 175.
ASMUS, H.E. 1978. Hipóteses sobre a origem dos sistemas de zonas de fraturas
oceânicas/alinhamentos continentais que ocorrem nas regiões sudeste e sul do Brasil. In:
PROJETO REMAC. Aspectos estruturais da margem continental leste sudeste do
Brasil. Rio de janeiro, PETROBRAS, CENPES. DINTEP, p. 39-73 (Série projeto
REMAC, n. 4).
ASMUS, H.E.; GUAZELLI, W. 1979. Geologia da Bacia de Pelotas e da Plataforma de
Florianópolis. Boletim Técnico da PETROBRAS, Rio de Janeiro, v. 22, n. 3, p. 157-
174.
ASMUS, H.E. & GUAZELLI, W. 1981. Descrição sumária das estruturas da margem
continental brasileira e das áreas oceânicas e continentais adjacentes: hipóteses sobre o
tectonismo causador, e implicações para os prognósticos do potencial de recursos
minerais. In: Asmus (ed). Estruturas e tectonismo da margem continental brasileira, e
suas implicações nos processos sedimentares e na avaliação do potencial de recursos
115
minerais. Rio de Janeiro, PETROBRAS/CENPES/DINTEP. (Série REMAC 9) p187-
269.
ASMUS, H.E.1983. A Bacia de Pelotas no Esquema Evolutivo da Margem Continental
Brasileira. In: Atas do I Simpósio sul - Brasileiro de Geologia, Porto Alegre-RS.
pp.245-253.
ASMUS, H. E., 1984. "Geologia da Margem Continental Brasileira. In:
SCHOBBENHAUS, C., 1984 – Geologia do Brasil; texto explicativo do mapa
geológico do Brasil e da área oceânica adjacente incluindo depósitos minerais, escala
1:2.500.000." In: SCHOBBENHAUS.
AZEVEDO, R. L. M. Paleoceanografia e a evolução do Atlântico Sul no Albiano.
Boletim de Geociências da PETROBRAS, Rio de Janeiro, v. 12, n. 2, p. 231-249. 2004.
BARBOZA, E. G.; ROSA, M. L. C. C.; AYUP-ZOUAIN, R. N. (2008).
Cronoestratigrafia da Bacia de Pelotas: uma revisão das seqüências deposicionais.
Gravel (Porto Alegre), v. 6, p. 125-138.
BASILE, C. & MASCLE, J. 1990. Block fauting in oceanic crust: example of intraplate
deformation in equatorial Atlantic. Marine Geology, 95:45-50.
BASSETO, M., ALKIMIN, F.F., SZATIMARI, P., and MOHRIAK W., 2000. The
ocean segment of the southern Brazilian margin: morpho-structural domains and
their tectonic significance. In: Mohriak, W. and Talwani, M., eds.
Atlantic rifts and continental margins. Geophysical Monograph 115. America
Geophysical Union.
BLAKELY, J. R. 1995. Potencial theory in Gravity & Magnetic Applications.
Cambridge University Press, 445p.
BUENO, G. V. Discordância pré-Aratu: marco tectono-isotópico no rifte afro-brasileiro.
2001. Tese (Doutorado) – Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Porto Alegre,
2001.
116
BUENO, G. V. Diacronismo de eventos no rifte Sul-Atlântico. Boletim de Geociências
da Petrobras, Rio de Janeiro, v. 12, n. 2, p. 203-229, 2004.
BUENO, G.V., Zacharias, A.A., Oreiro, S.G., Cupertino, J.A., Falkenhein, F.U.H.,
Martins Neto, M.A. Bacia de Pelotas. Boletim de Geociências da Petrobras, Rio de
Janeiro, v. 15, n. 2, p. 551-559, maio/nov. 2007.
BREHME, I. 1984. Vales submarinos entre o Banco de Abrolhos e Cabo Frio, Rio de
Janeiro, Universidade Federal do Rio de Janeiro, Dissertação de Mestrado, 116 p.
CAINELLI, C. & MOHRIAK, W.U. 1999. Some remarks on the evolution of
sedimentary basins along the Eastern Brazilian continental margin. Episodes, Journal of
Internacional Geoscience, 22(3):206-216.
CHANG, H.K. & KOWSMANN, R.O. 1984. Subsidência térmica e espessura crustal na
Bacia de Santos, Anais XXXIII Congresso Brasileiro de Geologia, 1:110-121.
CHANG, H.K.; KOWSMANN, R.O.; FIGUEIREDO, A.M.F.; BENDER, A.A. 1992.
Tectonics and stratigraphy of the east Brazil rift system: an overview, Tectonophysics,
213:97-138. Sistemas petrolíferos e modelos de acumulação de hidrocarbonetos na
Bacia de Santos.
CHANG, H.K.; ASSINE, M.L.; CORRÊA, F.S.; TINEM, J.S.; VIDAL, A.C.; KOIKE,
L. 2008. Sistemas petrolíferos e modelos de acumulação de hidrocarbonetos na Bacia de
Santos. Revista Brasileira de Geociências, 38(2 - suplemento): 29-46.
CONCEIÇÃO, J.C.J.; ZALAN, P.V.; WOLFF, S. 1988. Mecanismo, evolução e
cronologia do rift Sul-Atlântico. Boletim de Geociências da Petrobrás, 2(2/4):255- 265.
DELLA FÁVERA, J. C. (2001). Fundamentos da Estratigrafia Moderna. EdUERJ, 264
p.
117
DEMERCIAN, S.; SZATMARI, P.; COBBOLD, P. R. 1993. Style and pattern of salt
diapirs due to thin-skinned gravitational gliding, Campos and Santos basins, offshore
Brazil. Tectonophysics, 228(3-4):393-433.
DEMERCIAN, L.S. 1996. A halocinese na evolução do sul da Bacia de Santos do
Aptiano ao Cretáceo Superior. Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Dissertação
de Mestrado, 200p.
DIAS, J. L.; SAD, A. R. E.; FONTANA, R. L.; FEIJÓ, F. J. 1994. Bacia de Pelotas.
Boletim de Geociências da Petrobras, Rio de Janeiro, v. 8, n. 1, p. 235-245, jan./mar.
1994.
DIAS, J. L. Tectônica, estratigrafia e sedimentação no Andar Aptiano da margem leste
brasileira. Boletim de Geociências da Petrobras, Rio de Janeiro, v.13, n.1, p. 7-25, 2004.
DIAS, J. L. 2008. Estratigrafia e sedimentação dos evaporitos neo-aptianos na margem
leste brasileira. In: Mohriak, W., Szatimari, P. e Anjos, S. M. C. (eds). Sal- Geologia e
Tectônica: exemplos de bacias brasileiras. Petrobras, p. 230-249
DIAS, J. L.; SAD, A. R. E.; FONTANA, R. L.; FEIJÓ, F. J. Bacia de Pelotas. Boletim
de Geociências da PETROBRAS, Rio de Janeiro, v. 8, n. 1, p. 235-245, jan./mar. 1994.
ESTRELA, G.O., 1972, O estágio rift nas bacias marginais do Leste Brasileiro: XXVI
Congr. Bras. Geol. , Soc. Bras. Geol., Belém, Pará, v.3, p. 29 – 34.
FODOR, R.V.; MCKEE, E.H.; ASMUS, H.E. 1984. K-Ar ages and the opening of the
South Atlantic ocean: basaltic rocks from the Brazilian Margins. Marine Geology,
54(1/2):M1-M8.
FONTANA, R.L. 1990. Desenvolvimento Termomecânico da Bacia de Pelotas e Parte
Sul da plataforma de Florianópolis. In: Origem e evolução de Bacias sedimentares.
PETROBRAS. p.377-400.
118
FONTANA, R.L. 1996. Geotectônica e Sismoestratigrafia da Bacia de Pelotas e
Plataforma de Florianópolis. Tese de Doutorado. UFRGS. Porto Alegre, RS. 214p.
GAMBOA, L.A.P & RABINOWITZ, P.D. 1981. The Rio Grande Fracture Zone in the
Western south Atlantic and its Tectonic Implications. Earth and Planetary Science
Letters, 52: 410-418.
GAMBOA, L.A.P., 1976, Morphology, stratigraphy, structure and evolution of São
Paulo Plateau (Southeastern Brazilian Margin) and implications for the early history of
South Atlantic: M.Sc. thesis, Federal University of Rio Grande do Sul, Brazil, 380 p.
GAMBOA, L.A.P. KUMAR, N. 1977. Synthesis of the geological and geophysical
data in a square area around site 356. Leg 39 DSPG. In: DEEP SEA DRILLING
PROJECT. Initial Reports. Lamont-Doherty Geological Observatory of Columbia
University, Palisades, New York La Jolla, Univ. of California, Scripps Institution of
Oceanography, Leg 39, p. 947-954.
GAMBOA, L.A.P. & RABINOWITZ, P.D. 1981. The Rio Grande Fracture Zone in the
western South Atlantic and its tectonic implications. Earth Planetary Science Letters,
52:410-418.
GAMBOA L.A.P., MACHADO M.A.P., SILVA D.P., FREITAS J.T.R., SILVA S.R.P.
2008. Evaporitos estratificados no Atlântico Sul: interpretação sísmica e controle
tectono-estratigráfico na Bacia de Santos. In: Mohriak W., Szatmari P., Anjos S.M.C.d.
(ed.). Sal: Geologia e Tectônica. São Paulo, Beca Edições, p. 340-359.
GIBBONS, M.J.; WILLIAMS, A.K.; PIGGOTT, N.; WILLIAMS, G.M. 1983.
Petroleum geochemistry of the southern Santos Basin, offshore Brazil. Journal
Geological Society of London, 140(3):423-430.
GLADCZENKO, T., P; HINZ, K; ELDHOLM, O.; MEYER, H.; NEBEN, S;
SKOGSEID, J. 1997. South Atlantic volcanic margins. Journal of the Geological
Society; v. 154; issue.3; p. 465-470.
119
GOMES, P.O.; GOMES, B.S.; PALM, J.J.C.; JINNO, K.; SOUZA, J.M. 2000. Ocean-
continent transition and tectonic framework of the oceanic crust at the Continental
Margin off NE Brazil: Result of LEPLAC Project. In: Mohriak, W.U. & Talwani. M.
(editors). Atlantic Rifts and Continental Margins. Geophysical Monograph Series,
American Geophysical Union, 115:261-291.
GONÇALVES, A.; OLIVEIRA, M.A.M.; MOTTA, S.O. Geologia da bacia de Pelotas e
Plataforma de Florianópolis. Boletim técnico da Petrobrás, Rio de Janeiro, 22 (3): 157-
174, jul./set. 1979.
GORINI, M.A. 1981. The Tectonic fabric of the Equatorial Atlantic and adjoining
continental margins: Gulf of Guinea to Northeastern Brazil. In. Asmus, H.E. (editor)
Estruturas e tectonismo da margem continental brasileira e suas implicações nos
processos sedimentares e na avaliação do potencial de recursos minerais. Rio de Janeiro,
PETROBRÁS/CENPES/DINTEP, Série PROJETO REMAC, 9:11-116.
GORINI, M.A. & CARVALHO, J.C. 1984. Geologia da margem continental inferior
brasileira e fundo oceânico adjacente, In: Schobbenhaus, C.; Campos,D.A.; Derze,
G.R.; Asmus, H.E. (editores). Geologia do Brasil, coord.: Texto explicativo do mapa
geológico do Brasil e da área oceânica adjacente, incluindo depósitos minerais - Escala
1:2500000 MME/DNPM, Brasília, p 473-489.
GORINI, M.A. & ALVES, E.C. 1988. Hiatos e seqüências sedimentares progradantes
na Bacia de Santos, ao longo do Rio de Janeiro e suas prováveis relações com a gênese
da Serra do Mar. 1st Congresso da Sociedade Brasileira de Geofísica, Anais, 7(1):58.
HEILBRON, M.; MOHRIAK, M. U.;VALERIANO, C.M.; MILANI, E. J.; ALMEIDA,
J.C.H.; TUPINAMBÁ, M. 2000. From collision to extension: The roots of the
southeastern continental margin of Brazil. In: Mohriak, W.U. & Talwani. M. (editors).
Atlantic Rifts and Continental Margins. Geophysical Monograph Series, American
Geophysical Union, 115:1-32.
120
HINZ, K., 1981. A hypothesis on terrestrial catastrophes- Wedges of very thick
oceanward dipping layers beneath passive continental margins – Their origin and
Paleoenvinronmental significance. Geologisches Jahrbuch, Reihe E, 22: 5-28.
KUMAR, N.; GAMBOA, L.A.P.; SCHREIBER, B.C.; MASCLE, J. 1977. Geologic
history and origin of São Paulo Plateau (Southeastern Brazilian Margin) comparison
with the Angolan Margin, and the early evolution of the Northern South Atlantic, In:
DEEP SEA DRILLING PROJECT. Initial Reports. La Jolla, Univ. of California,
Scripps Institution of Oceanography, Leg 39, p. 927-945.
LEYDEN, R.; LUDWIG, W.; EWING, M. 1971. Structure of continental margin off
Punta del Este, Uruguay, and Rio de Janeiro, Brazil, Amer. Assoc. Petr. Geol. Bull.,
55:2.161-2.173.
LEYDEN, R. & NUNES, J.R. 1972. Diapiric structures offshore Southern Brazil, XXVI
Congresso Brasileiro de Geologia, Anais, 2:45-50.
LEYDEN, R.; ASMUS, H.E.; ZEMBRUSCKI, S.; BRYAN, G. 1976. South Atlantic
diapiric structures, American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 60(2):196-
212.
LOBO, J. T. Petrogênese das rochas basálticas do eocretáceo das Bacias de Campos e
Pelotas e implicações na geodinâmica de fifteamento do Gondwana Ocidental. 2007.
Tese (Doutorado) – Universidade do Estado do Rio de Janeiro, Rio de Janeiro, 2007.
MACEDO, J.M. 1989. Evolução tectônica da Bacia de Santos e áreas continentais
adjacentes, Boletim Geociências da Petrobrás, 3(3):159-173.
MARTINS-NETO, M. A.; FALKENHEIN, F. U. H.; CUPERTINO, J. A.; MARQUES,
E. J. J.; BUENO, G. V.; PORSCHE, E.; BARBOSA, M. S. C.; GOMES, N. S.; EV, L.
F. & LEITE, M. G. P. Breakup propagation in Pelotas Basin, southern Brazil. In:
CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 43., 2006, Aracaju. Anais. Aracaju:
Sociedade Brasileira de Geologia, 2006. v. 1, p. 13.
121
MASCLE, J.; BLAREZ, E.; MARINHO, M. 1988. The shallow structures of the Guinea
and Ivory Coast-Ghana transform margins: their bearing on the Atlantic Equatorial
Mesozoic evolution. Tectonophysics, 155:193-209.
MEISLING, K. E., COBBOLD, P. R., MOUNT, V. S. 2001. Segmentation of an
obliquely
rifted margin, Campos and Santos basins, southeastern Brazil. AAPG Bulletin, v. 85,
no. 11 (November 2001), pp. 1903–1924.
MILANI, E. J. Aspectos da evolução tectônica das bacias do Recôncavo e Tucano Sul,
Bahia, Brasil. Rio de Janeiro: PETROBRAS, 1987. 61 p. (Ciência Técnica Petróleo.
Seção: Exploração de Petróleo, 18).
MILANI, E. J.; FRANÇA, A. B.; Schneider, R. L. Bacia do Paraná. Boletim de
Geociências da Petrobras, Rio de Janeiro, v. 8, n. 1, p.69-82, jan./ mar. 1994.
MITCHUM Jr., R.M., VAIL, P.R., THOMPSON III, S., 1977. Seismic stratigraphy and
global changes of sea-level, part 2: the depositional sequence as a basic unit for
stratigraphic analysis. In: Payton, C.E. (Ed.), Seismic Stratigraphy — Applications to
Hydrocarbon Exploration. Memoir, vol. 26. American Association of Petroleum
Geologists, pp. 53–62.
MITCHUM Jr., R.M., VAIL, P.R., 1977. Seismic stratigraphy and global changes of
sea level, part 7: stratigraphic interpretation of seismic reflection patterns in depositional
sequences. In: Payton, C.E. (Ed.), Seismic Stratigraphy — Applications to Hydrocarbon
Exploration. Memoir, vol. 26. American Association of Petroleum Geologists, pp. 135–
144.
MODICA, C, J.; BRUSH, E. Postrift sequence stratigraphy, paleogeography, and fill
history of the deep-water Santos Basin, offshore southeast Brazil. AAPG Bulletin, v. 88,
no. 7, pp. 923–945. 2004.
122
MOREIRA, J. L. P.; ESTEVES, C. A.; RODRIGUES, J. J. G. & VASCONCELOS, C.
S. 2006. Magmatismo, sedimentação e estratigrafia da porção norte da Bacia de Santos.
Boletim de Geociências da Petrobras, v.14(1): 161-170.
MOREIRA, J.L.P.; MADEIRA, C.V.; GIL, J.A.; MACHADO, M.A.P.; Bacia de
Santos, Boletim Geociências. Petrobras, Rio de Janeiro, v.15, n.2, p. 531-549,
maio/nov. 2007.
MOHRIAK, W.U.; MACEDO,J.M.; CASTELLANI, R.T.; RANGEL, H.D.; BARROS,
A.Z.N.; LATGÉ, M.A.L.; RICCI, J.A.; MIZUSAKI, A.M.P.; SZATMARI, P.;
DEMERCIAN, L.S.; RIZZO, J.G.; AIRES, J.R. 1995. Salt tectonics and structural
styles in the deep-water province of the Cabo Frio region, Rio de Janeiro, Brazil. In:
JACKSON, M.P.A.; ROBERT; D.J. & SNELSON, S. (editors) Salt Tectonics: A Global
Perspective: American Association of Petroleum Geologists Bulletin, Memoir, 65:273-
304.
MOHRIAK, W.U. Bacias sedimentares da margem continental brasileira. In: Geologia,
tectônica e recursos minerais do Brasil. BIZZI, L.A., SCHOBBENHAUS, C.,
VIDOTTI, R.M., GONÇALVES, J.H. Centro de Pesquisas em Recursos Minerais –
Brasília: CPRM – Serviço Geológico do Brasil, 2003. 692 p.
MOHRIAK, W.U. & MAGALHAES, J.M. 1993. Estratigrafia e evolução estrutural da
área norte da Bacia de Santos. 3rd Simpósio de Geologia do Sudeste, Anais, 1:19-26.
MUTTER, J.C. 1985. Seaward dipping Reflectors and the Continental-Ocean Boundary
at Passive Continental Margins. Tectonophysics, 114: 117-131.
NÜERNBERG, D. & MULLER, R.D. 1991. The tectonic evolution of the South
Atlantic from late Jurassic to present. Tectonophysics, 191(1-2):27-53.
OJEDA, H.A.O. 1982. Structural framework, stratigraphy, and evolution of Brazilian
marginal basins. American Association Petroleum Geology Bulletin, 66(6):732-749.
123
OREIRO, S. G.; CUPERTINO, J. A.; SZATMARI, P.; THOMAZ FILHO, A. Estudo
sobre o magmatismo no limite entre as bacias de Santos e Campos. In : SIMPÓSIO DE
VULCANISMO E AMBIENTES ASSOCIADOS, 3., 2005, Cabo Frio, RJ. Anais... Rio
de Janeiro : Sociedade Brasileira de Geologia, Núcleo RJ/ES, 2005, p. 189-194.
OREIRO, 2006. Magmatismo e sedimentação em uma área naPlataforma Continental
de Cabo Frio, Rio de Janeiro, Brasil, no intervalo Cretáceo Superior – Terciário. B.
Geoci. Petrobras, Rio de Janeiro, v. 14, n. 1, p. 95-112, nov. 2005/maio 2006.
PAYTON, C. E. 1977. Seismic Stratigraphy - Application to Hidrocarbon Exploration,
Tulsa, AAPG, 516 p. (Memoir # 26)
PALMA, J.J.C. 1984. Fisiografia da área oceânica. In: Schobbenhaus, C.; Campos,
D.A.; Derze, G.R.; Asmus, H.E. (editores), Geologia do Brasil: Texto explicativo do
mapa geológico do Brasil e da área oceânica adjacente, incluindo depósitos minerais -
Escala 1:2500000. MME/DNPM, p. 429-444.
PEREIRA, M.J.; BARBOSA, C. M.; AGRA, J.; GOMES, J.B.; SAITO, M.; RAMOS,
M. A.; CARVALHO, M.D.; STAMATO, M.; SA, O.A.R. 1986. Estratigrafia da Bacia
de Santos: análise das seqüências, sistemas deposicionais e revisões litoestratigráficas,
34th Congresso Brasileiro de Geologia, Anais, 1:65-79.
PEREIRA, M.J. & MACEDO, J.M. 1990. A Bacia de Santos: perspectivas de uma nova
província petrolífera na Plataforma Continental Sudeste Brasileira. Boletim de
Geociências da Petrobrás, 4(1):3-11.
PEREIRA, M.J. & FEIJÓ, F.J. 1994. Bacia de Santos. Boletim de Geociências da
Petrobrás, 8: 219-234.
PONTE, F.C. & ASMUS, H.E. 1976. The Brazilian Marginal Basins: Current state of
knowledge. Anais da Academia Brasileira de Ciências, 48:215-239.
POSAMENTIER, H.W., JERVEY, M.T., VAIL, P.R., 1988. Eustatic controls on clastic
deposition. I. Conceptual framework. In: Wilgus, C.K., Hastings, B.S., Kendall,
124
C.G.St.C., Posamentier, H.W., Ross, C.A., Van Wagoner, J.C. (Eds.), Sea Level
Changes––An Integrated Approach, vol. 42. SEPM Special Publication, pp. 110– 124.
SCHEIBE, L.F.; KAWASHITA, K.; GOMES, C. 1985. Contribuição à geocronologia
do complexo alcalino de Lajes SC. II Simpósio Sul-Brasileiro de Geologia,
Florianópolis, Anais, p. 229-308.
SEVERIANO RIBEIRO. Estratigrafia de Sequências: Fundamentos e Aplicações. São
Leopoldo, RS: Editora UNISINOS, 2001.
SILVA, A. J. P. d. L., R. da C.; VASCONCELOS, A.M.; BAHIA, R.B.C (2003).
Bacias sedimentares paleozóicas e meso-cenozóicas interiores. Geologia, tectônica e
recursos minerais do Brasil. Brasília, Centro de Pesquisas em Recursos Minerais:
CPRM – Serviço Geológico do Brasil: 692.
SILVEIRA, D.P. 1993. Interessantes estruturas geológicas interpretadas em linhas
sísmicas do ―LEPLAC Equatorial‖. In: III Congresso Internacional da Sociedade
Brasileira de Geofísica, Rio de Janeiro, Anais, 2:1.231-1.236.
SILVEIRA, D.P.; GOMES, B.S.; SUAREZ, C.R.; GOMES, P.O. 1994. Projeto
LEPLAC: Interpretação integrada de dados geofísicos do ―LEPLAC Equatorial‖. In:
XXXVIII Congresso Brasileiro de Geologia, Balneário de Camburiú, SC, Anais, 2:35-
37.
SILVEIRA, D. P.; MACHADO, M. A. P. Bacias Sedimentares Brasileiras: Bacia de
Pelotas. Aracaju: Fundação Paleontológica Phoenix, 2004. (Séries Bacias Sedimentares,
ano 6, n. 67).
SOUZA, K.G. 1991. La Marge Continental Bresilienne Sud-Orientale et domains
oceaniques adjacents: structure et evolution. Tese de Doutorado, Laboratorie de
Géodynamiques Sous-Marine de Villefrance sur Mer, Université. Pierre et Marie Curie,
230p.
125
SOUZA, K.G. 1993. The tectono-magmatic periodocity of the Southern Brazilian
Margin and the adjacent Cretaceous magnetic quiet zone in respect to the evolution of
the South Atlantic Ocean. Tese apresentada para aplicação no concurso para Professor
Titular, Departamento de Geologia/UFF, 43p.
STEWART, K.; TURNER, S.; KELLEY, S.; HAWKESWORTH, C.; KIRSTEIN, L.;
MANTOVANI, M. 3-D, 40Ar/39Ar geochrnology in the Paraná continental flood basalt
province. Earth and Planetary Science Letters, Amsterdam, n. 143, p. 95-109, 1996.
SZATMARI, P.; FRANCOLIN, J.B.L.; ZANOTTO, O.; WOLFF, S., 1987. Evolução
tectônica da margem equatorial Brasileira. Revista Brasileira de Geociências,
17(2):180-188.
TALWANI, M.; ABREU, V. 2000. Inferences Regarding Initiation of Oceanic Crust
Formation from the U.S. East Coast Margin and Conjugate South Atlantic Margins. . In
: Mohriak, W. U., Talwani, M. (eds.). Atlantic Rifts and Continental Margins, AGU
Geophysical Monograph 115: 211-223.
VAIL, P.R., MITCHUM Jr., R.M., THOMPSON III, S., 1977. Seismic stratigraphy and
global changes of sea level, part 3: relative changes of sea level from coastal onlap. In:
Payton, C.E. (Ed.), Seismic Stratigraphy — Applications to Hydrocarbon Exploration.
Memoir, vol. 26. American Association of Petroleum Geologists, pp. 63–81.
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