III. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira 143

Figura III.53 – Interpretação da seção sísmica na Bacia de Jacuípe,mostrando expressiva erosão afetando os blocos de rifte em águasprofundas e ocorrência de refletores mergulhantes para o mar acimade expressivo refletor profundo

Figure III.53 – Interpretation of the seismic section in the JacuípeBasin, showing expressive erosion affecting the syn-rift blocks in thedeep water region, and occurrence of seaward-dipping reflector wedgesabove an expressive deep seismic reflector

Margem Leste, Sudeste e Sul(segmento divergente)

Na Margem Leste e Sudeste destaca-se a ocorrência deevaporitos de idade aptiana, que formam grandes diápiros emuralhas de sal na região entre as bacias de Camamu e Santos.De uma maneira geral, a plataforma continental, assim comoa área de ocorrência da megasseqüência sinrifte, é relativa-mente estreita na margem nordeste, mas alarga-se na direçãosul, até a região das bacias de Campos e Santos. Ao adentrar-se a Bacia de Pelotas, ao sul do lineamento de Florianópolis,desaparecem os evaporitos aptianos, e a megasseqüênciasinrifte é caracterizada por falhamentos antitéticos.

A Fig. III.26 apresenta a sucessão de colunas estratigráficassimplificadas para as principais bacias da Margem Sudeste eSul.

Bacia de Camamu

A Bacia de Camamu situa-se no litoral do Estado da Bahia,abrangendo a planície costeira, plataforma, talude e sopécontinental, com cerca de 125 km de comprimento na direçãoN–S e 70 km de largura na direção E–W. Sua área total, até a

cota batimétrica de 2.000 m, é de cerca de 9.000 km2, sendo2.000 km2 em terra e 7.000 km2 no mar. A bacia limita-se aosul com a bacia de Almada, pelo Alto de Itacaré, e ao nortecom as bacias de Jacuípe e do Recôncavo, pelas zonas detransferência de Itapoã e da Barra, esta última comcaracterísticas de falha de transferência, com direção E–W(Netto et al. 1994).

A bacia apresenta grande espessura sedimentar, que podeatingir 8.000 m nos depocentros (Gonçalves et al. 2000),podendo ser individualizadas quatro megasseqüências,correspondentes às fases pré-rifte, sinrifte, transicional e pós-rifte. A fase pré-rifte caracteriza-se por pequeno estiramentolitosférico, gerando uma ampla sinéclise na qual se registramsedimentos marinhos da Formação Afligidos (Permiano), comuma seção basal areno-evaporítica e uma seção superior pelíticae sedimentos siliciclásticos das formações Aliança, Sergi eItaípe (Jurássico Superior e Cretáceo Inferior). As formaçõesAliança e Sergi são compostas basicamente por arenitosfluviais, e a Formação Itaípe (Cretáceo Inferior) por folhelhoslacustres. A megasseqüência sinrifte caracteriza-se porintensos falhamentos normais e formação de um lago profundo,confinado e preenchido por uma espessa seqüência alúvio-flúvio-deltaica-lacustre, composta basicamente de folhelhos

Parte I – Geologia144

e arenitos do Cretáceo Inferior, associados às formações Morrodo Barro e Rio de Contas. As primeiras incursões marinhas nabacia, no Aptiano, resultaram numa megasseqüênciatransicional em golfos restritos onde se depositaram osevaporitos, carbonatos e siliciclásticos da Formação TaipusMirim, que engloba o Membro Serinhaém (siliciclásticos) e oMembro Igrapiúna (evaporitos).

A megasseqüência pós-rifte ou marinha é caracterizadapor uma fase transgressiva e uma fase regressiva. Com oestabelecimento de um mar raso (Albiano), formou-se umaplataforma carbonática, com a deposição dos calcarenitos ecalcilutitos da Formação Algodões. A partir do CretáceoSuperior, em mar aberto, depositaram-se os folhelhos detalude da Formação Urucutuca, cuja deposição se estende atéo Recente. O contato basal da Formação Urucutuca se dá comos carbonatos da Formação Algodões por importantediscordância regional de caráter erosivo (Netto et al. 1994). Apartir do Oligoceno, registram-se fácies litorâneas eplataformais (arenitos da Formação Rio Doce e carbonatos deplataforma da Formação Caravelas), que na direção da baciaprofunda transicionam para os pelitos da Formação Urucutuca.

A Fig. III.54 apresenta uma seção geológica através daplataforma continental e atingindo a região do talude, sopécontinental e bacia profunda. Próximo do limite distal daprovíncia de diápiros de sal caracteriza-se notável anomaliamagnética, provavelmente relacionada à formação de crostaoceânica.

Bacia de Almada

A Bacia de Almada está localizada no litoral do Estado daBahia, abrangendo parte da planície costeira e avançandoatravés da plataforma, talude e sopé continentais. Possuicerca de 80 km de comprimento na direção N–S eaproximadamente 50 km de largura na direção E–W. Sua áreatotal, considerando-se a cota batimétrica máxima de 2.000m, é de 4.000 km2, com pequena ocorrência de sedimentosna parte terrestre. Limita-se ao norte com a Bacia de Camamu,pelo Alto de Itacaré, e ao sul com a Bacia de Jequitinhonha,pelo Alto de Olivença (Netto et al. 1994).

Seu arcabouço estrutural consiste de um compartimentode embasamento raso, adjacente à costa, no bloco alto dafalha de Aritaguá; um compartimento intermediário, no blocobaixo desta falha; e a região além da quebra do talude, ondea seção sedimentar pode atingir até 8.000 m de espessura(Netto et al. 1994). No sul da bacia, destaca-se uma expressivaescavação submarina, denominada cânion de Almada, queatravessa os compartimentos intermediário e de embasamentoraso, na direção NW–SE, estendendo-se também pelocontinente adentro.

À semelhança da Bacia de Camamu, o arcabouçoestratigráfico é formado por 4 megasseqüências, corres-

pondentes às fases de incipiente afinamento crustal (pré-rifte), de ruptura (sinrifte), transicional e pós-rifte,caracterizada por subsidência térmica durante a fase de derivacontinental. Na megasseqüência pré-rifte foram depositadosarenitos fluviais e folhelhos lacustres das formações Sergi eItaípe, de idade Jurássico Superior e Cretáceo Inferior,respectivamente.

A megasseqüência sinrifte desenvolveu-se no CretáceoInferior (Andar Rio da Serra ao Alagoas Inferior), sendorepresentada pela Formação Morro do Barro, compostapredominantemente de folhelhos lacustres, e Formação Riode Contas, associada a uma seqüência alúvio-flúvio-deltaica,constituída basicamente de arenitos e conglomerados. Amegasseqüência transicional, de idade aptiana, é associadasa seqüências evaporíticas (Membro Igrapiúna) sobrepostas aoscarbonatos e siliciclásticos continentais (Membro Serinhaém),que compõem a Formação Taipus Mirim. A megasseqüênciapós-rifte marca o início da sedimentação marinha na bacia,com uma seqüência transgressiva e oura regressiva. No Albianoformou-se uma plataforma carbonática rasa, com deposiçãodos calcarenitos e calcilutitos da Formação Algodões, quegradam para margas e folhelhos na direção da bacia. A partirdo Cretáceo Superior, em ambiente marinho, depositou-se aFormação Urucutuca, composta de folhelhos de talude e rarosarenitos. A partir do Eoceno, ocorrem fácies litorâneas eplataformais progradantes, que correspondem às areias daFormação Rio Doce e calcários da Formação Caravelas. Naregião emersa da bacia, ocorrem registros esparsos daFormação Barreiras, de origem aluvial e idade terciária aquaternária.

Na região de águas profundas, além da quebra do talude,poços exploratórios caracterizaram a ocorrência de sedimentossiliciclásticos intercalados com evaporitos, provavelmenteequivalentes ao sal aptiano mais antigo encontrado em algunssegmentos da margem, como, por exemplo, o MembroParipueira na Bacia Sergipe–Alagoas (Uessugui, 1987). A Fig.III.55 apresenta uma seção sísmica na Bacia de Almada,ilustrando o estilo estrutural da tectônica de sal.

Bacia do Jequitinhonha

A Bacia do Jequitinhonha está localizada na porção nordesteda margem leste brasileira, no litoral do Estado da Bahia, emfrente à foz do Rio Jequitinhonha. A norte, limita-se com aBacia do Almada pelo Alto de Olivença, enquanto o bancovulcânico de Royal Charlotte a separa da Bacia de Cumuruxatibaa sul (Fig. III.22). Ocupa uma área de cerca de 10.000 km2,dos quais apenas 500 km2 ocorrem na parte emersa.

Do ponto de vista estrutural a porção norte da baciadistingue-se da porção sul pela presença de um patamar noembasamento, na região da plataforma continental rasa. Trêsmegasseqüências principais caracterizam a evolução da bacia

III. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira 145

Figura III.55 – Seção sísmica na Bacia de Almada (parte marinha),mostrando seqüências estratigráficas sinrifte e pós-rifte e estruturascaracterísticas da tectônica de sal

Figura III.54 – Seção geológica esquemática na Bacia de Camamu(parte marinha), mostrando o arcabouço estrutural e estratigráficodas seqüências sinrifte e pós-rifte

Figure III.54 – Schematic geological section in the Camamu Basin(offshore), showing the structural and stratigraphic framework for thesyn-rift and post-rift successions

Figure III.55 – Seismic section in the Almada Basin (offshore), showingsyn-rift and post-rift stratigraphic sequences, and structures related tosalt tectonics

Parte I – Geologia146

(Santos et al. 1994): a primeira está associada a uma fasesinrifte iniciada no Eoaptiano, cuja seção é mais espessa naparte terrestre e na porção marinha sul, sendo caracterizadapor siliciclásticos (Membro Mucuri da Formação Mariricu). Amegasseqüência transicional caracteriza-se por evaporitos neo-aptianos do Membro Itaúnas (Formação Mariricu), marcandoo início de uma ingressão marinha. A terceira megasseqüência,pós-rifte ou marinha, formou-se durante a fase de derivacontinental e caracteriza-se pela acumulação de sedimentosmarinhos transgressivos, depositados durante uma fase desubsidência termal da bacia, seguindo-se uma fase marinharegressiva. No início da sedimentação marinha ocorremsiliciclásticos e carbonatos neríticos do Grupo Barra Nova(respectivamente, Formação São Mateus e Formação Regência),depositados do Albiano ao Coniaciano, sendo mais espessosno sul da bacia. No Cretáceo Superior e no Terciário Inferiorocorrem depósitos transgressivos de talude e bacia, com ospelitos e arenitos finos da Formação Urucutuca. A partir doEoceno instala-se na bacia uma fase marinha regressiva, comum sistema de leques aluviais (Formação Rio Doce) e carbonatosde plataforma (Formação Caravelas) que gradam para folhelhosbatiais (Formação Urucutuca).

A região de águas profundas da bacia é caracterizada pornotáveis feições compressionais associadas a tectônicagravitacional (Mohriak e Nascimento, 2000). A Fig. III.56apresenta uma linha sísmica ilustrando a tectônica salíferacom empurrões com vergência para o mar, característica dessesegmento da margem continental.

Figura III.56 – Seção sísmica naBacia de Jequitinhonha (partemarinha), mostrando seqüênciasestratigráficas sinrifte e pós-riftee estruturas extensionais ecompressionais características datectônica de sal

Figure III.56 – Seismic sectionin the Jequitinhonha Basin(offshore), showing syn-rift andpost-rift stratigraphic sequencesand extensional and compres-sional structures related to salttectonics

Bacia de Cumuruxatiba

A Bacia de Cumuruxatiba localiza-se em porções emersas esubmersas da margem leste brasileira, no extremo sul doEstado da Bahia, abrangendo uma área total de 21.000 km2.Sua porção emersa se estende ao longo do litoral entre ascidades de Alcobaça e Porto Seguro, compreendendo umaárea de aproximadamente 7.000 km2 e que apresenta somentesedimentos terciários sobre o embasamento pré-cambriano.A parte submersa possui uma área de 9.000 km2, até a lâminad’água de 400 m. A parte de águas profundas, com lâminad’água entre 400 e 2.500 m, possui área aproximada de 5.000km2. A Bacia de Cumuruxatiba encontra-se circundada pelosbancos vulcânicos de Royal Charlotte, ao norte, Abrolhos, aosul e Sulphur Minerva, a leste.

Ao longo da evolução sedimentar da bacia, distinguem-setrês megasseqüências ou fases principais. A fase sinrifte, deidade neocomiana, inclui rochas siliciclásticas fan-deltaicasda Formação Monte Pascoal, folhelhos lacustres da FormaçãoPorto Seguro e rochas siliciclásticas flúvio-lacustres daFormação Cricaré. A fase transicional aptiana é caracterizadapor siliciclásticas fluviais (Membro Mucuri) e evaporitos deambiente lagunar e marinho restrito (Membro Itaúnas daFormação Mariricu). A fase pós-rifte ou marinha inclui rochassiliciclásticas e carbonáticas da Formação Barra Nova, quesão recobertadas por siliciclásticas neo-cretáceas a terciárias,de águas profundas, da Formação Urucutuca. Abriel et al.(2001) sugerem que os carbonatos de alta velocidade da

III. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira 147

plataforma continental diminuem de espessura em direção aoeixo da bacia, em rápida transição para margas e folhelhos.O sistema regressivo neoterciário na bacia é caracterizadopor fácies progradantes de litoral e plataforma, com os arenitosda Formação Rio Doce e carbonatos da Formação Caravelas,que se estendem até a região do Complexo Vulcânico deAbrolhos, com transição para folhelhos batiais da FormaçãoUrucutuca.

O arcabouço estrutural e estratigráfico da bacia écaracterizado por três compartimentos principais, delimitadospor falhamento mestre da borda do rifte, com direção SSW–NNE, e por falhas de transferência com direção NW–SE,destacando-se a Falha de Porto Seguro, que atuaram comozonas de acomodação diferencial durante a evolução da bacia(Gontijo e Santos, 1992). No compartimento proximal ocorremsomente rochas terciárias das formações Rio Doce e Caravelas.O compartimento intermediário apresenta uma colunasedimentar mais expressiva, com sedimentos das fases riftee transicional. Não é observada, neste compartimento, a seçãode idade neocretácea/eoterciária da Formação Urucutuca. Oterceiro compartimento, mais distal, compreende os baixosregionais onde se desenvolveram as maiores espessuras e acoluna sedimentar mais completa da bacia (Santos et al. 1994).Destaca-se na estruturação geral e evolução estratigráfica dabacia a atuação do tectonismo e vulcanismo terciários, bemcomo a notável reentrância de batimetria a oeste dos altosvulcânico Sulphur–Minerva, que provavelmente controlou atectônica halocinética, marcada por feições compressionais

devido ao fluxo convergente do sal. A Fig. III.57 apresentauma seção geológica esquemática na plataforma continental,mostrando a tectônica de sal e a ocorrência de camadasvulcânicas associadas ao complexo vulcânico de Abrolhos.

Bacias de Mucuri e Espírito Santo

As bacias de Mucuri e Espírito Santo ocupam uma áreaexplorável de 18.000 km2 em sua parte terrestre, ao longodos litorais sul do Estado da Bahia e centro-norte do Estadodo Espírito Santo, e estendem-se ainda para a plataformacontinental, onde cerca de 200.000 km2 encontram-se soblâmina d´água de até 3.000 m. O limite sul, com a Bacia deCampos, é a feição geológica conhecida como Alto de Vitória,enquanto o limite norte, com a bacia de Cumuruxatiba,corresponde ao limite norte do Complexo Vulcânico deAbrolhos, que em terra corresponde à região de embasamentoraso do Alto de Alcobaça (Vieira et al. 1994).

A evolução tectono-sedimentar pode ser associada a trêsmegasseqüências ou fases principais (Biassusi et al. 1990;Vieira et al. 1994). A fase sinrifte (Formação Cricaré), deidade Neocomiano/Aptiano, é composta por rochassedimentares depositadas em ambiente continental,registrando-se rochas vulcânicas, representadas pela FormaçãoCabiúnas, que repousam discordantemente sobre oembasamento pré-cambriano, na base da coluna sedimentar,ou intercaladas com sedimentos sinrifte. A megasseqüênciatransicional (Formação Mariricu), de idade aptiana, é composta

Figura III.57 – Seção geológica esquemática na Bacia deCumuruxatiba, mostrando o arcabouço estrutural e estratigráfico dasseqüências sinrifte e pós-rifte. Formações: MTP – Monte Pascoal, PSG– Porto Seguro, CRI – Cricaré, MU – Mucuri, IT – Itaúnas, REG –Regência, URU – Urucutuca, ABR – Abrolhos, SM – São Mateus, RDO– Rio Doce, CV – Caravelas

Figure III.57 – Schematic geological section in the Cumuruxatiba Basin,showing the structural and stratigraphic framework for the syn-rift andpost-rift successions

Parte I – Geologia148

por sedimentos siliciclásticos (Membro Mucuri) e evaporitos(Membro Itaúnas), que marcam as primeiras incursõesmarinhas na bacia. Esta seqüência relaciona-se ao estágiofinal da fase rifte, durante o processo de separação doscontinentes. A megasseqüência pós-rifte ou marinha écaracterizada por uma seqüência marinha de idade albiana,composta por rochas siliciclásticas e carbonáticas do GrupoBarra Nova, recoberta por uma seqüência siliciclástica marinhatransgressiva (Formação Urucutuca) de idade cenomaniana aeo-eocena, seguida por uma seqüência marinha regressiva(formações Rio Doce e Caravelas), do Meso/Eoceno ao Recente.Durante a fase de subsidência termal a evolução da bacia éintensamente influenciada pela tectônica salífera.

O Complexo Vulcânico de Abrolhos é caracterizado porrochas vulcânicas extrusivas e intrusivas recobrindo sedimentosterciários e cretácicos das bacias de Mucuri e Espírito Santo(Cordani, 1970; Cordani e Blazekovic, 1970). A seqüênciavulcanoclástica inclui tipos litológicos distintos como tufos,basaltos, hialoclastitos, brechas, diabásio e gabro, comdatações pelo método K-Ar apresentando idades entre 64 e32 Ma (Cordani e Blazekovic, 1970). Idades obtidas pelo

Figura III.58 – Seção sísmica na Bacia do Espírito Santo (partemarinha), mostrando seqüências estratigráficas sinrifte e pós-rifte eestruturas extensionais e compressionais características da tectônicade sal

Figure III.58 – Seismic section in Espírito Santo Basin (offshore),showing syn-rift and post-rift stratigraphic sequences and extensionaland compressional structures related to salt tectonics

método Ar-Ar sugerem uma concentração de idades nointervalo Paleoceno–Eoceno (Szatmari et al. 2000).

Bacoccoli (1982) e Sobreira (1996) propõem modelosgeológicos em que as vulcânicas de Abrolhos são alimentadaspor diápiros do manto e intrusões ígneas locais, com focosvulcânicos na plataforma continental da Bacia do Espírito Santo,enquanto Parsons et al. (2001) interpretam que as rochasvulcânicas são extrusivas e com fonte distante da área deocorrência. Diques ígneos e evidências de estruturas afetandoa seção sedimentar do Terciário Superior são reportadas porSobreira (1997). Na zona de charneira da bacia são notadasreativações de falhas associadas à fase sinrifte do CretáceoInferior, algumas das quais apresentam movimentações até oTerciário Superior (Sobreira, 1999).

Na região entre as bacias de Mucuri e Espírito Santo,peculiar estilo de tectônica de sal (Fig. III.58) é condicionadopela sobrecarga das vulcânicas de Abrolhos formando frentesde empurrões com vergência na direção do continente (Vander Ven et al. 1998; Biassusi et al. 1999). Numa primeira fasede halocinese, ocorreu a formação de falhas extensionaisnormais com mergulho predominante para leste, à semelhança

III. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira 149

das falhas da Bacia de Campos. Numa segunda fase dehalocinese, a barreira formada pela extrusão e intrusão delavas basálticas e rochas ígneas na região de Abrolhos resultounum obstáculo para o fluxo de sal na direção da bacia profunda,resultando na mobilização de evaporitos e folhelhos em direçãocontrária (oeste), associada a falhas de empurrão com vergênciana direção do continente, e formação de feiçõescompressionais (Fig. III.58). No terceiro estágio, ocorreu aformação de diápiros de sal penetrantes nas camadassedimentares mais jovens, alguns dos quais afetam o TerciárioSuperior e Quaternário. Experimentos de modelagem físicareproduzem com bastante fidelidade esse tipo de estruturação(Guerra et al. 1992).

A Fig. III.59 apresenta uma seção sísmica através docomplexo vulcânico de Abrolhos, desde a plataforma continentalaté a região de crosta oceânica. Observam-se espessa seçãorifte abaixo das seqüências com evaporitos e perda dequalidade do sinal sísmico na região das vulcânicas, próximoda quebra de plataforma. A leste de Abrolhos ocorrem feiçõescompressionais (falhas de empurrão) com vergência para adireção leste, na região de transição com crosta oceânica.

Destacam-se também na região do talude e bacia profunda,particularmente no embainhamento da parte sul da bacia doEspírito Santo, a ocorrência de diápiros de sal (Fig. III.60)que afetam o fundo do mar (Cainelli e Mohriak, 1998).

Figura III.59 – Seção sísmica na Bacia do Espírito Santo (região deAbrolhos), mostrando seqüências estratigráficas sinrifte e pós-rifte eocorrência de abrupta quebra de talude a leste do complexo vulcânico

Figure III.59 – Seismic section in the Espírito Santo Basin (Abrolhosregion), showing syn-rift and post-rift stratigraphic sequences, andabrupt shelf break eastwards of the volcanic complex

Figura III.60 – Seção geológica esquemática na Bacia do EspíritoSanto, mostrando o arcabouço estrutural e estratigráfico dasseqüências sinrifte e pós-rifte

Figure III.60 – Schematic geological section in the Espírito SantoBasin, showing the structural and stratigraphic framework for the syn-rift and post-rift successions

Parte I – Geologia150

Bacia de Campos

A Bacia de Campos está situada no litoral Sudeste do Brasil,costa do Estado do Rio de Janeiro (Fig. III.22). Ocupa a áreade cerca de 120.000 km2 até a batimetria de 3.500 m e,deste total, apenas 500 km2 localizam-se na parte terrestre.Limita-se a norte com a Bacia do Espírito Santo, pelo Alto deVitória, e a sul, com a Bacia de Santos, pelo Alto de CaboFrio.

Genericamente, seu arcabouço tectono-sedimentar podeser caracterizado por três megasseqüências distintas (Rangelet al. 1994). A fase sinrifte é marcada pela ocorrência debasaltos tholeiíticos amigdaloidais (Formação Cabiúnas), nabase da coluna sedimentar, com datação radiométrica entre134 e 122 Ma (Mizusaki et al. 1988). Os sedimentos continentaisda Formação Lagoa Feia correspondem a uma seqüênciacarbonática-siliciclástica predominantemente lacustre, incluindoem sua parte superior um pacote de coquinas de pelecípodes(Membro Coqueiros), intercalada com folhelhos pretoscarbonosos (Pereira et al. 1984; Dias et al. 1988; Guardado etal. 1989; Abrahão e Warme, 1990). A megasseqüênciatransicional é caracterizada por um período de relativaquiescência tectônica, registrando-se depósitos siliciclásticosaptianos acima da discordância break-up, e por depósitosevaporíticos do Membro Retiro, também incluídos na FormaçãoLagoa Feia. A megasseqüência pós-rifte ou marinha éinicialmente representada pelos carbonatos de água rasa daFormação Macaé (Albiano–Cenomaniano), com fácies arenosa(Membro Goitacás) e calcarenítica (Membro Quissamã) quegradam no topo e na direção da bacia para uma seqüência demargas e folhelhos (Membro Outeiro). A Formação Tamoioscorresponde a pelitos de idade turoniano a cretáceo superior,marcando uma fase marinha transgressiva. A partir doCretáceo Superior a Terciário Inferior caracteriza-se uma fasemarinha regressiva, com a deposição de siliciclásticos do GrupoCampos, que inclui uma seqüência proximal (FormaçãoEmborê), uma plataforma carbonática (Formação Grussaí), umaseqüência distal com pelitos de talude (Formação Ubatuba),além de depósitos arenosos turbidíticos (Formação Caraepebus)intercalados nos folhelhos batiais.

A tectônica de sal é pouco desenvolvida na plataformacontinental, mas apresenta grandes diápiros de sal e muralhasna região além da quebra de plataforma, sopé de talude ebacia profunda, influenciando fortemente as seqüências maisjovens, formando anticlinais, roll-overs, depocentros localizadosentre diápiros de sal (mini-bacias), registrando-se tambémfeições compressionais próximas do limite crustal (Figueiredoe Martins, 1990; Demercian et al. 1993; Cobbold et al. 1995;Mohriak et al. 2000).

Ricci e Becker (1991) dividem a fase marinha regressivaem 4 principais unidades estratigráficas ou seqüências: aunidade I (Paleoceno–Eoceno Médio) é tipicamente progra-

dante, a unidade II (Eoceno Médio–Oligoceno Inferior) étipicamente agradacional, a unidade III (Oligoceno Inferior–Mioceno Inferior) é novamente progradacional, e a unidadeIV (Mioceno Inferior–Recente) é caracterizada por grandessigmoidais.

Souza Cruz e Appi (1999) e Souza Cruz (2001) caracterizamhierarquicamente diversas seqüências estratigráficas ediscutem as principais fácies sedimentares observadas nasprogradações sigmoidais do Terciário Superior na Bacia deCampos. Johann (1999) caracteriza os diversos fácies dereservatórios turbidíticos das principais acumulações dehidrocarbonetos da porção central da Bacia de Campos.

A Fig. III.61 apresenta seção sísmica através da porçãocentro-sul da Bacia de Campos, ilustrando a assinatura sísmicadas megasseqüências sinrifte, transicional e pós-rifte. Na partesuperior da figura apresentam-se os perfis de anomaliagravimétrica e de anomalia magnética, caracterizando notávelanomalia magnética na transição de crosta continental para acrosta proto-oceânica, com interpretação análoga à ECMA (EastCoast Magnetic Anomaly) na margem leste norte-americana(Mohriak et al. 1998b). A Fig. III.62 apresenta a interpretaçãoesquemática da arquitetura crustal, com a divisão dos diversosdomínios ou compartimentos tectônicos da bacia, em funçãodo estilo de tectônica de sal (Jackson et al. 1998; Mohriak etal. 1999; Mohriak et al. 2000). O domínio I é caracterizadopor tectônica extensional, com falhas lístricas normaissintéticas e antitéticas, o domínio II é caracterizado poralmofadas de sal, o domínio III por diápiros e muralhas desal, localmente com indicações de incipiente inversão de falhas,e o domínio IV por feições compressionais, particularmentecom empurrões junto ao limite crustal e localmente ocorremlínguas de sal alóctone.

Bacia de Santos

A Bacia de Santos está localizada na porção sudeste damargem brasileira, em frente ao litoral sul do Rio de Janeiro,São Paulo, Paraná e norte de Santa Catarina (Fig. III.22).Geologicamente, trata-se de uma depressão limitada a nortepelo alto de Cabo Frio e a sul pela Plataforma ou Alto deFlorianópolis. A bacia recobre a área de cerca de 350.000 km2,dos quais 200.000 km2 encontram-se em lâminas d’água até400 m e 150.000 km2 entre as cotas de 400 e 3.000 m.

O desenvolvimento de seu arcabouço tectono-estratigráficocompreende três megasseqüências (Pereira e Macedo, 1990;Pereira e Feijó, 1994). A megasseqüência sinrifte oucontinental, de idade neocomiana/barremiana, foi amostradaem poucos poços proximais, registrando-se siliciclásticosgrosseiros (Formação Guaratiba) assentados discordantementesobre rochas vulcânicas (basaltos tholeiíticos amigdaloidais,de cor verde escuro), de idade aproximada de 130–120 Ma(Pereira e Feijó, 1994), englobados na Formação Camboriú.