ARCABOUÇO ESTRATIGRÁFICO E CICLICIDADE DEPOSICIONAL …livros01.livrosgratis.com.br/cp132868.pdf · C837 Costa Maia, Renata Moreira da ARCABOUÇO ESTRATIGRÁFICO E CICLICIDADE DEPOSICIONAL

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

ARCABOUÇO ESTRATIGRÁFICO E CICLICIDADE

DEPOSICIONAL DOS SISTEMAS SEDIMENTARES

PLATAFORMAIS AO LARGO DO ESTADO DO

RIO DE JANEIRO – BACIA DE SANTOS

Renata Moreira da Costa Maia

Niterói

2009

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ii

RENATA MOREIRA DA COSTA MAIA

ARCABOUÇO ESTRATIGRÁFICO E CICLICIDADE

DEPOSICIONAL DOS SISTEMAS SEDIMENTARES

PLATAFORMAIS AO LARGO DO ESTADO DO


Dissertação apresentada ao Curso de Pós-Graduação em Geologia e Geofísica Marinha da Universidade Federal Fluminense, como requisito parcial para obtenção do grau de Mestre em Ciências (M.Sc.). Área de concentração: Geologia e Geofísica Marinha.

Orientadores: Profa. Dra. Eliane da Costa Alves Prof. Dr. Antonio Tadeu dos Reis

iii

FICHA CATALOGRÁFICA

C837 Costa Maia, Renata Moreira da ARCABOUÇO ESTRATIGRÁFICO E CICLICIDADE DEPOSICIONAL DOS SISTEMAS SEDIMENTARES PLATAFORMAIS AO LARGO DO ESTADO DO RIO DE JANEIRO – BACIA DE SANTOS Renata Moreira da Costa Maia; - Niterói: [s.n.], 2009. 144f. Dissertação (Mestrado em Geologia e Geofísica Marinha) –

Universidade Federal Fluminense, 2009. 1. Estratigrafia. 2. Sismoestratigrafia. 3. Bacia de Santos. 4. Título.

CDD 551.7098153

iv

Renata Moreira da Costa Maia

ARCABOUÇO ESTRATIGRÁFICO E CICLICIDADE DEPOSICIONAL DOS

SISTEMAS SEDIMENTARES PLATAFORMAIS AO LARGO DO ESTADO DO


Dissertação apresentada ao Curso de Pós-Graduação em Geologia e Geofísica Marinha da Universidade Federal Fluminense, como requisito parcial para obtenção do grau de Mestre em Ciências (M.Sc.). Área de concentração: Geologia e Geofísica Marinha.

Aprovada em 30 de Outubro de 2009

________________________________________________________ Profa. Dra. Eliane da Costa Alves

Orientadora: Universidade Federal Fluminense

________________________________________________________ Prof. Dr. Antonio Tadeu dos Reis

Co-orientador: Universidade do Estado Rio de Janeiro

________________________________________________________ Dr. Jobel Lourenço Pinheiro Moreira

Petrobrás

________________________________________________________

Prof. Dr. Luiz Antônio Pierantoni Gamboa Universidade Federal Fluminense

________________________________________________________ Prof. Dr. Alberto Garcia de Figueiredo Jr.

Universidade Federal Fluminense

v

Dedico à minha mãe.

vi

SUMÁRIO

Lista de Figuras viii

Agradecimentos xiv

Resumo xv

Abstract xvi

I – Introdução 1

II - Área de Estudo 3

II.1 - Aspectos Geológicos da margem continental 4

II.1.1 - Evolução Tectono-sedimentar 4

II.2 – Quaternário 9

II.3 – Geomorfologia e distribuição sedimentar superficial

da plataforma continental 11

III – Objetivos 21

IV - Materiais e Métodos 23

IV.1 – Base de Dados 23

IV.1.1 - Dados batimétricos 23

IV.1.2 - Poços exploratórios 24

IV.1.3 - Perfilagem sísmica rasa monocanal das operações

GEOMAR XVI e XX 26

IV.1.4 - Dados de sísmica rasa referentes à Campanha

Sísmica 203 26

IV.1.5 - Dados sísmicos profundos 2D 26

IV.2 – Métodos 27

IV.2.1 – Confecção de mapas e perfis batimétricos 27

IV.2.2 – Digitalização da perfilagem sísmica rasa monocanal das

operações GEOMAR XVI e XX 27

IV.2.3 – Análise sismo estratigráfica das seções sísmicas 28

IV.2.3.3 - Modelos de seqüências estratigráfica 37

IV.2.4 - Estimativa da ciclicidade deposicional das principais

seqüências sísmicas a partir das discordâncias 40

IV.2.5 – Confecção de mapas de isópacas 42

V - Resultados 43

vii

V.1 - Morfologia da plataforma continental da porção nordeste da

Bacia de Santos 43

V.2 - Arquitetura sísmica do topo da seção da plataforma

continental da porção nordeste da Bacia de Santos 52

V.2.1 - Conjunto I 54

V.2.2 - Conjunto II 54

V.2.2.1 - Elementos arquiteturais da seqüência sísmica Sq1 55





V.3 - Distribuição espacial e variabilidade lateral das seqüências

sísmicas do Conjunto II 63

V.3.1 - Seqüência Sísmica Sq1 74





V.4 - Correlação Cronoestratigráfica 82

4.4.1. - Poço exploratório 1 (P1) 83

4.4.2. - Poço exploratório 2 (P2) 84

VI - Discussão 88

VI.1 – Seqüências deposicionais e arcabouço estratigráfico 88

VI.2 – Ciclicidade Deposicional 92

VI.3 – Variabilidade lateral da espessura e do grau de preservação

das seqüências regressivas do Conjunto II (Sq1-Sq4) 100

VI.4 – Morfologia versus eustatismo na plataforma continental

da área de estudos 105

VII - Conclusão 112

VIII – Referências Bibliográficas 116

viii

LISTA DE FIGURAS

Figura 1: Mapa batimétrico regional da porção centro-norte da Bacia de Santos e

porção sul da Bacia de Campos. ------------------------------------------------------- 3 Figura 2: Tabela geológica modificada de Moreira et al. (2007) e informações

tectônicas regionais de Modica e Brush (2004).--------------------------------------- 6 Figura 3: Mapa batimétrico da área de estudos. Traçado proposto do pretérito rio

Paraíba do Sul de Modica e Brush (2004), traçado do atual offlap break e do offlap break eocênico (Modica e Brush, 2004) e posição da linha sísmica de Moreira et al. (2001). ------------------------------------------------------------------- 8

Figura 4: Interpretação de um perfil sísmico da seqüência eocênica. Esse perfil foi subdividido em três seqüências: a primeira representa ciclo de 9 Ma e a segunda e a terceira representam ciclos de 1,5 Ma cada. As três seqüências juntas formam uma seqüência maior que representa um ciclo com 12 Ma (levemente modificado de Moreira et al., 2001). --------------------------------------------------- 9

Figura 5: Interpretação de uma seção sísmica em frente à Araruama, destacando as relações cronoestratigráficas das seqüências e discordâncias (Artusi, 2004).---10

Figura 6: Mapa topográfico com imagens de satélite de ambientes costeiros do Estado do Rio de Janeiro (de Fleming et al., 2009, levemente modificadas de Muehe e Velentini, 1998). -------------------------------------------------------------11

Figura 7: Perfis batimétricos da região nordeste da Bacia de Santos e sul da Bacia de Campos (modificado de Zembruscki, 1979).--------------------------------------13

Figura 8: Relação estratigráfica Pleistoceno-Holoceno e a escarpa remanescente de nível do mar 110 m abaixo do atual (Kowsmann et al., 1977). ---------------------14

Figura 9: Perfil batimétrico da plataforma continental do Rio de Janeiro, exemplificando as escarpas observadas na morfologia de fundo até 100 m de profundidade (modificado de Corrêa et al., 1980).-----------------------------------14

Figura 10: Perfis batimétricos da plataforma continental do Rio de Janeiro, ressaltando as escarpas observados por Costa et al. (1988). A) Perfil batimétrico em frente à Araruama; B) perfil batimétrico em próximo a Ilha São Sebastião (levemente modificado de Costa et al., 1988).---------------------------------------15

Figura 11: Mapa destacando alguns perfis batimétricos na porção nordeste da Bacia de Santos (modificado de Figueiredo Jr e Tessler, 2004). --------------------16

Figura 12: Perfis batimétricos ao longo da porção nordeste da Bacia de Santos. Localização na figura 11. (Figueiredo Jr e Tessler, 2004). ---------------------------17

Figura 13: Mapa de grau de declividade da morfologia do fundo marinho da plataforma continental entre o nordeste da Bacia de Santos e sul da Bacia de Campos (modificado do autor do mapa: Gilberto T. M. Dias, 1999, no trabalho de Figueiredo Jr e Madureira, 2004).-----------------------------------------------------17

Figura 14: Mapa regional da área de estudo, indicando as principais correntes que se deslocam e se deslocaram na área. A área sombreada representa o Sistema Santos Drift, composto, de acordo com Duarte e Viana (2007), pelos dois maiores conturitos observados na área. (levemente modificado de Duarte e Viana, 2007).---------------------------------------------------------------------------18

Figura 15: Mapa de distribuição de sedimentos segundo a classificação granulométrica tipo Shepard na Bacia de Santos e Bacia de Campos (levemente modificado de Figueiredo Jr e Tessler, 2004). ----------------------------------------19

Figura 16: Mapa de composição de sedimentos segundo a classificação de Larsonneur, na Bacia de Santos e Bacia de Campos (levemente modificado de Figueiredo Jr e Tessler, 2004). --------------------------------------------------------20

Figura 17: Mapa mostrando a área recoberta pela batimetria das folhas de bordo (área rachurada em rosa).-------------------------------------------------------------24

Figura 18: Mapa de localização da base de dados sísmicos e dos poços de sondagem utilizados neste estudo.----------------------------------------------------25

ix

Figura 19: Esquema simplificado dos parâmetros que controlam o registro sedimentar de um margem passiva (levemente modificado de Homewood et al., 2003). ----------------------------------------------------------------------------------23

Figura 20: Modelo de variação na taxa de subsidência ao longo de uma margem continental divergente (levemente modificado de Catuneanu, 2006). --------------29

Figura 21: Diferentes padrões arquiteturais (progradacional, retrogradacional e agradacional) desenvolvidos em função de variações na razão A/S (espaço de acomodação/aporte sedimentar) da bacia (Homewood et al., 2003). --------------30

Figura 22: Tipos de terminações estratais (Homewood et al., 2003).----------------32 Figura 23: Padrões de fácies sísmicas (modificado de Mitchum Jr. et al., 1977). ----33 Figura 24: Esquema ilustrativo mostrando a configuração dos topsets, bottomsets,

clinoformas e da evolução da posição da linha de offlap break em sistemas sedimentares progradantes (levemente modificado de Emery e Myers, 1999). ----35

Figura 25: Tempo de formação dos tratos de sistemas e dos limites de seqüência em cada modelo de seqüências (levemente modificado de Catuneanu, 2002). ----37

Figura 26: Esquema ilustrando o posicionamento do Limite de Seqüência de acordo com o modelo de Seqüência Deposicional. A) arquitetura dos depósitos de regressão forçada e normal; B) posicionamento do Limite de Seqüência de acordo com o modelo de Seqüência Deposicional II; C) posicionamento do Limite de Seqüência de acordo com o modelo de Seqüência Deposicional III e IV (Catuneanu, 2006). --------------------------------------------------------------------38

Figura 27: Modelo esquemático ilustrando a deposição dos diferentes tratos de sistemas e a relação entre as superfícies limitantes (Catunenau, 2006).-----------39

Figura 28: Compilação dos dados de variação do nível do mar baseados na razão isotópica de δ18O calibradas pela datação de feições morfológicas, diagenéticas e orgânicas nas plataformas continentais (levemente modificado de Rabineau et al., 2006). ------------------------------------------------------------------------------41

Figura 29: Mapa batimétrico regional da porção nordeste da Bacia de Santos.. -----43 Figura 30: Série de perfis morfológicos extraídos dos dados batimétricos gridados.-44 Figura 31: Mapa simplificado ilustrando os principais domínios morfológicos da

plataforma continental ao largo do Estado do Rio de Janeiro: domínio de plataforma interna-média morfologicamente marcada por feições deposicionais; e domínio de plataforma externa composta por feições irregulares. A cota batimétrica de -100 m marca regionalmente o limite entre os dois domínios. -----45

Figura 32: Detalhes de perfis sísmicos monocanais (seções em tempo) ilustrando a variação da morfologia da plataforma continental da porção nordeste da Bacia de Santos. ---------------------------------------------------------------------------------46

Figura 33: Detalhes de perfis sísmicos monocanais (seções em tempo) ilustrando o fundo submarino de morfologia suave e convexa, que caracteriza a batimetria da plataforma continental interna (até cerca de 50 m de profundidade) da porção nordeste da Bacia de Santos. ---------------------------------------------------------47

Figura 34: Detalhes de perfis sísmicos monocanais (seções em tempo) ilustrando o fundo submarino de morfologia suave e convexa, que caracteriza a batimetria da plataforma continental interna (até cerca de 100 m de profundidade) da porção nordeste da Bacia de Santos. ---------------------------------------------------------47

Figura 35: Mapa batimétrico regional da porção nordeste da Bacia de Santos e localização de perfis sísmicos.---------------------------------------------------------48

Figura 36: Detalhes de perfis sísmicos monocanais (seções em tempo) ilustrando os traços morfológicos que caracterizam o fundo submarino do setor da plataforma continental média-externa. -----------------------------------------------49

Figura 37: Detalhes de seções sísmicas em tempo ilustrando os traços morfológicos mais marcantes da região de quebra de plataforma-talude superior: sísmica multicanal 2D nos detalhes A e B; e sísmica monocanal GEOMAR nos detalhes C e D. -------------------------------------------------------------------------50

Figura 38: Mapa de localização da perfilagem sísmica GEOMAR utilizada neste trabalho, com posicionamento de detalhes de linhas sísmicas apresentadas nesta seção.-----------------------------------------------------------------------------------51

x

Figura 39: Perfil sísmico monocanal (seção Geomar XVI em tempo) ilustrando as seqüências sísmicas e seu padrão de empilhamento que caracteriza o arcabouço estratigráfico da seção rasa da plataforma continental da porção nordeste da Bacia de Santos. -----------------------------------------------------------------------52

Figura 40: Detalhes de seções sísmicas em tempo ilustrando os elementos arquiteturais das seqüências sísmicas SqA, SqB e SqC (Conjunto I).---------------54

Figura 41: Linedrawing interpretativo de linha sísmica, ressaltando os elementos arquiteturais que configuram a seqüência sísmica Sq1. -----------------------------55


Figura 43: Detalhes de seção sísmica em tempo ilustrando os elementos arquiteturais da seqüência sísmica Sq2. ----------------------------------------------56


Figura 45: Detalhes de seções sísmicas em tempo ilustrando os elementos arquiteturais da seqüência sísmica Sq3. ----------------------------------------------57




Figura 49: Mapa batimétrico ilustrando a distribuição geográfica da feição prismática que compõe o topo da seqüência Sq4 e que imprime a morfologia abaulada da plataforma continental até aproximadamente a cota batimétrica de –100 m. --------------------------------------------------------------------------------60



Figura 52: Mapa batimétrico ilustrando a distribuição geográfica da feição prismática que compõe a seqüência Sq5 junto à costa, imprimindo uma morfologia abaulada que acompanha aproximadamente a cota batimétrica de –50 m. -----------------------------------------------------------------------------------62

Figura 53: Mapa de localização da perfilagem sísmica GEOMAR utilizada neste trabalho, com posicionamento das linhas sísmicas apresentadas nesta seção. ----63

Figura 54: Perfil sísmico dip da base de dados GEOMAR, destacando os principais elementos arquiteturais.---------------------------------------------------------------64








Figura 62: Perfil sísmico strike da base de dados GEOMAR, destacando os principais elementos arquiteturais.----------------------------------------------------72

Figura 63: Mapa de isópacas da seqüência sísmica Sq1 na plataforma continental ao largo do Estado do Rio de Janeiro.-------------------------------------------------74

xi




Figura 67: Mapa de distribuição sedimentar da seqüência sísmica Sq5 na plataforma continental ao largo do Estado do Rio de Janeiro. -----------------------80

Figura 68: Mapa da área de estudo com a localização das linhas sísmicas da base de dados GEOMAR. No detalhe é destacada a área de estudo de Silva (1992), as linhas sísmicas (linhas 1 a 10, assinaladas em vermelho) e o poço P2, utilizados pelo autor para a datação do topo da seção sedimentar da plataforma da Bacia de Campos. A linha sísmica A (em verde) representa a seção sísmica selecionada na base de dados GEOMAR para a correlação com os horizontes sísmicos “datados” por Silva (1992). -----------------------------------------------------------82

Figura 69: Representação esquemática dos intervalos mais superiores amostrados (o poço amostrou até 3070 m de profundidade) e datados no poço 1 (poço 1-SPS-0003-SP). -------------------------------------------------------------------------82

Figura 70: Linhas sísmicas utilizadas para a calibração dos dados cronoestratigráficos disponíveis no poço 1 (poço 1-SPS-0003-SP). A coluna em branco da seções sintética de datação representa intervalos não amostrados do poço exploratório.----------------------------------------------------------------------83

Figura 71: Representação esquemática dos intervalos mais superiores amostrados e datados no poço 2 (poço RJS-001-RJ) e segundo dados de Silva (1992). --------84

Figura 72: Zonação bioestratigráfica levemente modificada de Antunes (1994). ----85 Figura 73: A) Linhas sísmicas 1, 3 e 10 selecionadas de Silva (1992) para a

correlação do Marco P com a base de dados GEOMAR (levemente modificado de Silva, 1992). B) Linha sísmica selecionada da base de dados GEOMAR na Bacia de Campos para correlação com as linhas sísmicas de Silva (1992) e transferência do Marco P. A superfície em amarelo representa o Marco P transferido para a base sísmica GEOMAR, através do qual o horizonte sísmico foi estendido à bacia de Santos. ----------------------------------------------------------86

Figura 74: Linha sísmica da base de dados GEOMAR identificando os horizontes crono-estratigraficamente identificados. A superfície S1 interpretada como correspondente a discordância “Marco P” de Silva (1992), e um horizonte Pliocênico identificado entre as superfícies SB e SA. ---------------------------------87

Figura 75: Exemplo de perfil sísmico interpretado mostrando as superfícies sísmicas truncando os refletores internos das seqüências (terminações indicadas pelas setas brancas), e, em destaque, a correlação dessas superfícies com a curva de variação do nível do mar. À esquerda está um esquema com a organização das seqüências (SqC, SqB, SqA, Sq1, Sq2, Sq3, Sq4 e Sq5) em dois conjuntos (Conjunto I e Conjunto II), e as suas superfícies limitantes (SB, SA, S1, S2, S3, S4 e S5). ------------------------------------------------------------------89

Figura 76: Principais elementos da arquitetura sedimentar das seqüências sísmica que compõem os Conjunto I e o Conjunto II. ----------------------------------------91

Figura 77: Modelo esquemático da arquitetura sedimentar resultante de condições de regressão forçada na plataforma da porção nordeste da Bacia de Santos (modificado de Ridente e Trincardi, 2002). A) Deposição dos sistemas sedimentares transgressivos e de mar alto; B) Rebaixamentos sucessivos do nível de base, com a formação de prismas de regressão forçada e erosão subseqüente do seu topo a cada rebaixamento do nível marinho; C) Perfil final, com os prismas regressivos truncados acima pela superfície erosiva final de exposição subaérea, formando a superfície considerada como limite de seqüência deposicional (“sequence boundary”) no sentido de Hunt e Tucker (1992; 1993); Plint e Nummedal (2000). O detalhe de perfil sísmico representa um exemplo de seqüência regressiva formada por regressão forçada nos perfis sísmicos interpretados. --------------------------------------------------------------------------92

xii

Figura 78: Correlação cronoestratigráfica entre as seqüências e superfícies sísmicas interpretadas com os dados cronoestratigráficos dos dois poços de sondagem (P1 e P2).-------------------------------------------------------------------94

Figura 79: A) Correlação entre as superfície limites das seqüências sísmicas mapeadas, com a interpretação de suas posições nas curvas isotópicas de “variações eustáticas” globais compiladas por Rabineau et al. (2006), baseadas na razão isotópica de δ18O calibradas pela datação de feições morfológicas, diagenéticas e orgânicas nas plataformas continentais. Através dessa correlação pode-se sugerir uma ciclicidade de aproximadamente 100-120 ka para cada seqüência deposicional. B) Estágios isotópicos marinhos referentes a cada máximo glacial. ------------------------------------------------------------------------95

Figura 80: Correlação de cada seqüência sísmica de um perfil sísmico interpretado com o respectivo ciclo de variação glacio-eustática. ---------------------------------97

Figura 81: (A) Detalhe sísmico da seqüência Sq2 indicando uma superfície erosiva que limita uma unidade deposicional na base da seqüência. Esta unidade provavelmente se desenvolveu durante (B) estágio de transgressão do nível do mar entre ~330 a 360 ka A.P., como indicado pela terminação em onlap de seus refletores internos contra a superfície basal. -----------------------------------------98

Figura 82: A) Detalhe da seqüência sísmica Sq3 mostrando uma feição prismática basal que pode ser interpretada como dunas transgressivas (DT) ou como prismas regressivos (PR); B) Possíveis períodos de desenvolvimento da feição prismática durante o ciclo de variação do nível do mar. -----------------------------98

Figura 83: Interpretação da seqüência Sq4 , ressaltando os principais padrões sísmicos observados: na plataforma interna/média são observados depósitos de forma externa prismática, interpretados como unidade deposicional de nível de mar alto; na plataforma média depósitos com refletores internos plano-paralelos são interpretados como unidades deposicionais transgressivas; e na plataforma externa/talude superior depósitos de regressão forçada, desenvolvidos durante a descida do nível do mar.---------------------------------------------------------------99

Figura 84: Comparação entre as dunas interpretadas nos perfis sísmicos (em rosa no detalhe acima) com as dunas observadas por Rabineau et al. (2005) na plataforma continental do Golfo de Lion. Essas dunas são interpretadas pelos autores como dunas transgressivas. ------------------------------------------------ 100

Figura 85: A a D) Mapas de isópacas de cada seqüência deposicional. E) Mapa de isópacas total das cinco seqüências sísmicas Sq1-Sq5 que compõem o Conjunto II (para cálculo de espessura foi utilizado valor estimado de velocidade intervalar de 1.600 m/s, segundo Lobo et al., 2005).----------------------------------------- 101

Figura 86: Mapa batimétrico ilustrando a posição da linha de quebra de plataforma (“offlap break”) das seqüências deposicionais que compõem o Conjunto II. A seta em preto indica em quilômetros a progradação da plataforma continental ocorrida entre o topo da seqüência deposicional SqA (~500 ka) e a quebra de plataforma atual.--------------------------------------------------------------------- 103

Figura 87: Perfil sísmico em posição “strike” posicionado sobre o principal depocentro da área de estudo no período considerado para o desenvolvimento do Conjunto II. ----------------------------------------------------------------------- 104

Figura 88: Relação entre unidades deposicionais das seqüências Sq4 e Sq5 e sua influência na morfologia atual da plataforma continental entre Cabo Frio e Ilha de São Sebastião, entre a costa e a cota batimétrica de -100 m. (A) perfil batimétrico de Corrêa et al. (1980); (B) detalhes de feições observadas nas linhas sísmicas do presente estudo. ------------------------------------------------ 106

Figura 89: Esquema comparativo relacionando a interpretação prévia disponível literatura científica sobre algumas feições morfológicas presentes na área de estudo, e a interpretação para as mesmas feições consideradas no presente estudo. (A) e (C) correspondem a perfis batimétricos de Costa et al. (1988); (B) e (C) correspondem a detalhes de feições observadas nas linhas sísmicas do presente estudo. --------------------------------------------------------------------- 108

xiii

Figura 90: Esquema ilustrativo do resultado morfológico de condições de regressão forçada em (A) (escalonamentos do fundo submarino em posição topográfica sucessivamente mais baixa em direção à borda de plataforma) e sua relação com a morfologia da plataforma externa da área de estudos em (B). ------------ 109

Figura 91: Mapa morfológico ilustrando a sinuosidade da região de quebra de plataforma na porção nordeste da bacia de Santos, formando reentrâncias que são acompanhados por um talude superior escalonado por patamares morfológicos entre as profundidades de aproximadamente 500-900 m. (A), (B), (C) e (D) representam detalhes de perfis sísmicos mostrando a arquitetura sedimentar em diferentes pontos ao longo da região de quebra de plataforma. A superfície vermelha interpretada em (D) representa uma superfície de transgressão que teria afogado a plataforma e forçado a retrogradação dos sistemas sedimentares.-------------------------------------------------------------- 111

Figura 92: Esquema ilustrando A) a interpretação sísmica das seqüências sísmicas e suas superfícies limitantes; B) relação entre as seqüências interpretadas e os dados cronoestratigráficos obtidos através dos poços; C) curva com a amplitude máxima das variações de nível do mar, relacionando os máximos glaciais às superfícies interpretadas nas seções sísmicas e; D) estágios isotópicos relacionados com as variações dos níveis eustáticos. ------------------------------ 113

Figura 93: Mapa de isópacas total das cinco seqüências sísmicas Sq1-Sq5 que compõem o Conjunto II, ilustrando o depocentro alongado localizado na região de borda de plataforma e a progradação da plataforma (para cálculo de espessura foi utilizado valor estimado de velocidade intervalar de 1.600 m/s, Lobo et al., 2005). E em detalhes os avanços progradacionais desenvolvidos pelo Conjunto II em diferentes setores da porção nordeste da Bacia de Santos.------ 115

xiv

AGRADECIMENTOS

Quero agradecer primeiramente aos meus orientadores Tadeu e Eliane que

acreditaram no meu potencial e me incentivaram. Ao Tadeu, pela suas excelentes

aulas que me ensinaram a base da geologia e fez da geologia uma das minhas

paixões, por estar sempre pronto a me responder qualquer duvida e por me ajudar em

qualquer problema. A Eliane que abriu minha mente para conceitos de geologia que

eram obscuros pra mim, e também pelas suas caronas que me faziam chegar mais

cedo em casa. A orientação deles foi essencial para o desenvolvimento desse trabalho.

Quero agradecer ao Lagemar por fornecer os dados utilizados e também aos

professores e funcionários do Lagemar que sempre estavam prontos a me ajudar. Não

esquecendo também do Bdep, que forneceu os dados de poços para que fosse possível

a cronoestratigrafia deste trabalho e à ANP que financiou a minha bolsa de mestrado

todo esse tempo.

Quero agradecer também ao Dr. Jobel Moreira, ao prof. Alberto Figueiredo Jr. e

ao prof. Luiz Gamboa por terem aceito o convite para a banca tão em cima da hora.

Aos meus amigos, que são tantos e que sempre me apoiaram. Quero agradecer

especialmente ao Rodriguinho, por ter tido tanta paciência em me auxiliar no GMT. E a

Fernandinha que, através da sua monografia, abriu novos horizontes para o

desenvolvimento dessa dissertação.

E quero agradecer finalmente, a minha família. Que é o pilar mais importante da

minha vida. Aos meus pais, principalmente a minha mãe, que desde pequena sempre

me incentivou, sempre se sacrificou para que pudesse prosseguir em frente. Ao meu

irmão que estava sempre pronto a ajudar não só na faculdade como também em

questões financeiras e conselhos pessoais. Ao meu namorado que estava sempre do

meu lado, me incentivando quando estava desanimada, e principalmente me dando

força nessa ultima etapa do desenvolvimento da dissertação. A minha madrinha e

primos, que também estavam sempre prontos a me ajudar em qualquer decisão, ou

em qualquer problema. Aos meus avós que apesar de estarem tão longe sempre se

interessaram e me ajudaram a concluir minha faculdade. A toda minha família não só

quero agradecer como também dizer que sem eles eu não chegaria tão longe.

xv

RESUMO

A análise sísmica de dados monocanal das Operações GEOMAR XVI e XX permitiu a

elaboração de um primeiro cenário arquitetural da seqüência marinha rasa (~300 ms)

que compõe a plataforma continental progradante do Estado do Rio de Janeiro, norte

da bacia de Santos. Dois conjuntos de seqüências sísmicas identificados foram

interpretados como seqüências deposicionais induzidas por oscilações glacio-

eustáticas. O conjunto I (SqA-SqC) é composto por seqüências dominantemente

sigmoidais, refletindo condições de geração de espaço de acomodação sedimentar

capaz de preservar seus componentes agradacionais-progradacionais; enquanto o

conjunto II (Sq1-Sq5) é na maioria formado por prismas de regressão forçada de

borda de plataforma, indicando diminuição relativa de espaço para acomodação

sedimentar. A correlação entre dados sísmicos e cronoestratigráficos de poços

exploratórios permitiu ainda posicionar o registro estratigráfico mapeado na janela

plio-quaternária. Além disso, uma estimativa de idade Quaternário Superior (~0,5 Ma)

é atribuída para a deposição do conjunto II; enquanto as seqüências do Conjunto I

são provavelmente de idade Plioceno (indiferenciado). A correlação entre a base de

dados com curvas globais de variações eustáticas, baseadas em variações isotópicas

de δ18O, permitiu ainda sugerir que o conjunto II (Sq1-Sq5) registra essencialmente

seqüências regressivas de quarta ordem, refletindo deposição durante ciclos glacio-

eustáticos de cerca de 100-120 Ka durante os últimos 500 ka, enquanto Sq5

representa a última seqüência (holocênica) ainda em construção.

xvi

ABSTRACT

Seismic analysis of GEOMAR XVI and XX sparker lines allowed to address a first order

stratigraphic scenario for the shallow sedimentary record (~300 msec) of the

prograding continental shelf off Rio de Janeiro State that corresponds to the northern

sector of Santos basin. Two distinct sets of seismic sequences were identified and

interpreted as a succession of depositional sequences induced by repeated glacio-

eustatic cycles. Depositional sequences composing Set I (SqA-SqC) are dominantly

sigmoidal reflecting periods of increasing accommodation space able to preserve both

aggradational and progradational units in the basin; on the other hand, sequences of

Set II (Sq1-Sq5) are essentially seaward-thickening stacks of forced-regression

wedges, implying periods of declining accommodation space for sediments.

Comparison between seismic lines and available drilling data made it possible to place

the mapped stratigraphic sequences within the Plio-Quaternary. Correlations also

suggest that sequences of Set I were deposited during the Pliocene stratigraphic

window (Undifferenciated Pliocene), while sequences of Set II can be tentatively

placed within the Upper Quaternary (~0.5 My). Correlation of chronostratigraphic data

with δ18O isotopic “sea level curves” also supports the hypothesis that sequences Sq1-

Sq4 are fourth-order forced-regression sequences that record 100-120 kyr glacio-

eustatic cycles for the last 500 kyr, while deposits labeled as Sq5 are mostly

represented by Holecene transgressive lags and inner-shelf prisms.

________________________________________________________ Capítulo I - Introdução

1

Capítulo I

Introdução

Esta dissertação se insere no contexto de estudos de ambientes deposicionais

marinhos, envolvendo a investigação dos sistemas sedimentares plataformais da

porção nordeste da bacia de Santos, ao largo do Estado do Rio de Janeiro. O estudo

focaliza a organização e as modificações do registro estratigráfico sob a influência dos

sucessivos deslocamentos das fácies sedimentares sobre a plataforma continental,

induzidos principalmente pelas oscilações glacio-eustáticas durante o Quaternário e

parte do Plioceno.

As variações climáticas e glacio-eustáticas plio-quaternárias impactaram

significativamente as margens continentais ao redor do globo, modificando sua

construção e fisiografia, com fortes implicações sobre o desenvolvimento e evolução

da plataforma e dos sistemas costeiros, como estuários, deltas e planícies costeiras.

Inúmeros estudos ao redor do globo investigam a arquitetura deposicional e a

reconstituição paleo-ambiental de plataformas continentais, buscando o conhecimento

da interação entre ambientes continentais costeiros e marinhos registrados na

arquitetura das margens, mas também a compreensão da evolução dos ciclos

climáticos e glacio-eustáticos registrados nas margens proximais (Tesson et al., 1990;

Tesson et al., 1993; Evans et al., 1995; Foyle e Oertel, 1997; Trincardi e Correggiari,

2000; Tesson et al., 2000; Hernandez-Molina et al., 2000; McHugh et al., 2002;

Ridente e Trincardi 2002; Jin et al., 2002; Lofi et al., 2003; Osterberg, 2006;

Rabineau et al., 2006; Grossman et al., 2006; Tezcan e Okyar 2006; Liquete et al,

2008; Tripsanas et al., 2008).

Na comunidade científica nacional, grande parte do conhecimento sobre a

plataforma continental advém ainda do projeto REMAC realizado nos anos 70

________________________________________________________ Capítulo I - Introdução

2

(Kowsmann e Costa, 1979; Kowsmann et al., 1979). Estudos abrangendo a

arquitetura deposicional e a evolução ambiental em grandes porções das plataformas

continentais têm sido desde então relativamente raros no Brasil, e mesmo inexistentes

na plataforma continental adjacente ao Estado do Rio de Janeiro, porção nordeste da

Bacia de Santos e área do estudo aqui proposto (fig. ii.1, Capítulo II - Área de

Estudos). Deste modo, o intervalo estratigráfico Plio-Quaternário permanece, até o

momento, como uma grande lacuna no conhecimento sobre a evolução sedimentar da

plataforma continental da Bacia de Santos, e da margem continental brasileira como

um todo.

Nesta dissertação, o alvo central das pesquisas é o estudo da evolução

sedimentar da porção nordeste bacia de Santos, com base em dados de sísmica de

reflexão rasa e em dados cronoestratigráficos de poços. O tema e os objetivos de

estudos parecem significativamente relevantes diante da necessidade de se

estabelecer relações espaciais e temporais entre os variados ambientes costeiros e

plataformais ao longo do Estado do Rio de Janeiro, devido ao pouco conhecimento

disponível sobre os principais fatores que condicionaram a evolução fisiográfica,

sedimentar e estratigráfica dos ambientes de plataforma continental como um todo

durante o Quaternário. Além da relevância do tema, o projeto de dissertação

representou ainda a oportunidade de se resgatar um antigo acervo de dados sísmicos

(cruzeiros oceanográficos das Operações GEOMAR), produto de esforços conjuntos da

comunidade científica e da Diretoria de Hidrografia e Navegação-Marinha do Brasil nos

anos 80, mas que permanecia até o momento sub-explorado na área de estudos.

____________________________________________ Capítulo II – Área de Estudo

3

Capítulo II

Área de Estudo

A área de estudo se localiza na porção nordeste da Bacia de Santos, abrangendo

a região entre a plataforma continental interna até a região de quebra da

plataforma/talude superior, imediatamente adjacente ao Estado do Rio de Janeiro e

parte do Estado de São Paulo, aproximadamente entre a Ilha de São Sebastião e Cabo

Frio (fig. 1).

Figura 1: Mapa batimétrico regional da porção centro-norte da Bacia de Santos e porção sul da Bacia de Campos. E em destaque, a área de estudo (porção nordeste da Bacia de Santos). Batimetria predita de Smith e Sandwell (1997).


4

II.1 - Aspectos Geológicos da margem continental

A Bacia de Santos abrange uma área de aproximadamente 350.000 Km2

(Moreira et. al., 2007) englobando a costa dos estados de Santa Catarina, Paraná, São

Paulo e Rio de Janeiro, entre as latitudes 23ºS e 28ºS e longitudes 48,5ºW e 42ºW

(fig. 1). A bacia está compreendida entre dois altos estruturais principais: Alto de

Cabo Frio, ao norte, e o Alto de Florianópolis, ao sul, separando-a das bacias de

Campos e Pelotas, respectivamente. A bacia se estende, a leste, até aproximadamente

a cota batimétrica de -3000 metros, avançando sobre a feição fisiográfica do Platô de

São Paulo, cujo limite leste coincide aproximadamente com o limite entre as crostas

continental e oceânica (Lobo e Ferradaes, 1983 apud Mohriak et al., 1995; Chang e

Kowsmann, 1987 apud Mohriak et al., 1995; Palma, 1984 apud Alves, 2002; Moreira

et al. 2007), e a oeste (área continental) a bacia é limitada pelo cinturão de Serras

costeiras (Serras do Mar e da Mantiqueira), o que a restringe ao domínio oceânico

(Macedo, 1990) (fig. 1).

II.1.1 - Evolução Tectono-sedimentar

É bastante significativo o conhecimento disponível sobre o intervalo estratigráfico

Cretáceo Superior-Mioceno nas bacias de Santos e de Campos, especialmente bem

documentado em inúmeros estudos que vêm sendo realizados há décadas, baseados

em levantamentos geofísicos sistemáticos e em informações lito- e bioestratigráficas a

partir de testemunhos (ex. Pereira et al., 1986; Dias et al., 1990; Chang et al., 1990;

Carminatti e Scarton, 1991; Azeredo, 1991; Pereira, 1994; Cainnelli et Mohriak, 1999;

Moreira et al., 2001; Cobbold et al., 2001; Moreira e Carminatti, 2004; Modica e

Brush, 2004 ; Moreira et al., 2007)

A evolução tectono-sedimentar da Bacia de Santos ocorre no mesmo contexto

evolutivo das demais bacias da margem leste do Brasil, associada ao processo de

ruptura do megacontinente Gondwana (Cainnelli e Mohriak, 1999).

O início de formação da bacia ocorreu a partir do Eocretáceo, com o início da

deposição de sedimentos continentais de fase rifte, sobrepostos às rochas do

embasamento. No Aptiano, após a fase rifte, estabeleceu-se entre a América do Sul e

a África a formação de uma bacia tipo golfo, de rápida subsidência, e com deposição

sedimentar de natureza transicional, constituída de clásticos continentais proximais e

de uma espessa seqüência evaporítica. Após a deposição evaporítica é que ocorre a

efetiva separação dos continentes africano e sul-americano, com a formação da cadeia


5

Meso-Atlântica e incursão marinha, dando inicio à fase Drifte da bacia. Esse ambiente

propiciou o desenvolvimento de uma ampla plataforma carbonática de águas rasas

durante o Albiano. E nessa época, com a formação de crosta oceânica, que se inicia o

processo de subsidência termal da bacia, causando um basculamento generalizado da

plataforma (Macedo, 1990). Com a deposição dos carbonatos, foram iniciados, devido

à carga de sedimentos, escorregamentos gravitacionais sobre o sal, dando início à

halocinese na bacia (Macedo, 1990). Essa movimentação halocinética é responsável

pela intensa estruturação dos depósitos sobrejacentes.

Entre o Cretáceo Inferior e o Superior foram desenvolvidos sistemas

deposicionais de padrão arquitetural retrogradacional, em resposta a uma progressiva

subida do nível do mar com afogamento da plataforma rasa, compondo a chamada

Megasseqüência Transgressiva. Entre o Meso-Albiano e o Turoniano (104-88 ma), com

a contínua transgressão marinha e aprofundamento da bacia, a seqüência carbonática

passa a ser substituída por depósitos de mais baixa energia (Pereira e Feijó, 1994;

Nunes et al., 2004). Segundo Macedo (1990), esses depósitos formaram espessos

pacotes sedimentares, principalmente na área nordeste da bacia de Santos, e foram

depositados em duas seqüências transgressivas. A condição de máximo afogamento

da bacia ocorreu durante o Cenomaniano-Turoniano (90 ma) com a contínua e rápida

subida do nível do mar e continuada subsidência termal (Modica e Brush, 2004),

quando foram depositados folhelhos nas áreas mais distais da bacia (Milani et al.,

2000).

Ainda no Cretáceo Superior se desenvolve a proto-Serra do Mar, mais

recentemente denominada de Serra do Mar Cretácea por Zalán e Oliveira (2005) (fig.

2). A Serra do Mar Cretácea foi formada devido a um soerguimento dômico uniforme

de origem térmica na região sudeste do Brasil (Zalán e Oliveira, 2005). Desde o seu

soerguimento, a Serra do Mar Cretácea forneceu grande quantidade de sedimentos

que se acumulou na plataforma externa e na borda proximal da Bacia de Santos

(Almeida e Carneiro, 1998). Esse soerguimento resultou, entre o Cretáceo Superior e

o Terciário, em uma grande superfície de erosão denominada de Superfície de

Aplainamento Japi. Essa superfície de erosão nivelou várias intrusões vulcânicas da

área continental adjacente à Bacia de Santos (Macedo, 1990) e resultou em um

grande aporte sedimentar na Bacia.


6

Figura 2: Tabela geológica modificada de Moreira et al. (2007) e informações de tectonismo regional de Modica e Brush (2004).


7

O grande aporte sedimentar originário da erosão da Serra do Mar Cretácea

resultou a partir do Neoturoniano (~80 Ma) na implantação de uma arquitetura

progradacional (regressiva) na Bacia de Santos. Este padrão regressivo se insere num

contexto de aumento relativo do nível do mar e de forte subsidência da margem e

nível de mar alto, compondo a chamada Megasseqüência Regressiva (Almeida e

Carneiro, 1998; Cainelli e Mohriak, 1999; Modica e Brush, 2004), antecipando o estilo

progradacional de deposição que normalmente se implanta nas bacias marginais a

partir da diminuição da taxa de subsidência térmica (Macedo, 1990; Chang et. al.,

1990; Nunes et al., 2004). Em termos de arquitetura sedimentar, a Megasseqüência

Regressiva é formada pela acresção lateral de sucessivas cunhas offlap, tendo como

resultado a expressiva progradação da margem.

Durante o Neo-Campaniano (75 Ma) ocorreu uma reorganização das drenagens

proximais da Serra do Mar, direcionando a drenagem do proto-rio Paraíba do Sul para

a porção nordeste da Bacia de Santos (Modica e Brush, 2004; fig. 3). A drenagem do

Paraíba do Sul promoveu, então, episódios fortemente progradacionais fazendo com

que a linha de costa avançasse significativamente mar adentro (Pereira et al., 1986

apud Macedo, 1990).

A partir do final do Paleoceno, a atual Serra do Mar se desenvolveu, resultante

de um colapso gravitacional da chamada Serra do Mar Cretácea (com desnível de três

mil metros em relação à Bacia de Santos). Esse pulso colapsante teria ocorrido devido

ao desequilíbrio isostático entre a bacia cada vez mais sobrecarregada de sedimentos

e a área continental elevada e em contínua erosão (Asmus e Ferrari, 1978). Esse jogo

de esforços a que foi submetida à crosta resultou em falhamentos normais que

desencadearam o basculamento dos blocos (Zalán e Oliveira, 2005). Esse período

coincidiu com o nível de mar baixo mais intenso, que possibilitaria a erosão que

forneceu grande quantidade de sedimentos para a Bacia de Santos e deu forma à

atual Serra do Mar. O nível de mar baixo possibilitou a implantação de inúmeros

cânions, principalmente na porção nordeste da Bacia de Santos, onde o nível de mar

mais baixo parece ter sido mais acentuado devido a um soerguimento termal em torno

de Cabo Frio (Modica e Brush, 2004).

O padrão progradacional foi ainda intensificado a partir do Eoceno Inferior-Médio

(Pereira, 1994; Moreira et al., 2001; Moreira e Carminatti, 2004; Zalán e Oliveira,

2005), quando houve um aumento da taxa de aporte siliciclástico fornecida à Bacia de

Santos em função da reativação cenozóica da Serra do Mar no domínio continental

emerso (Chang et al., 1990; Zalán e Oliveira, 2005). De acordo com Macedo (1990),

processos distensivos ocorridos durante o Eoceno podem ser os causadores da

reativação da Serra do Mar atual, e também de deslocar a drenagem do proto Rio


8

Paraíba do Sul (fig. 3) no Oligoceno, que passou a fornecer os sedimentos mais

grossos para a Bacia de Campos. Com a drenagem do Paraíba do Sul desviada para a

Bacia de Campos, a porção nordeste da Bacia de Santos passa a ser uma bacia com

pouco aporte sedimentar fazendo com que a borda da plataforma continental Eocênica

e seus sistemas progradacionais migrassem em direção ao continente em cerca de 50

km (fig. 3).

Figura 3: Mapa batimétrico da área de estudos - Bacia de Santos (dados batimétricos de Smith e Sandwell, 1997). Traçado proposto do pretérito rio Paraíba do sul de Modica e Brush (2004), traçado do atual offlap break e do offlap break eocênico (Modica e Brush, 2004) e posição da linha sísmica de Moreira et al. (2001).

Entre o Eoeoceno-Mesomioceno e o Mesomioceno-recente são desenvolvidas

duas grandes seqüências progradacionais (Mohriak e Magalhães, 1993), que são

separadas por uma marcante discordância do Mesomioceno (Nunes et al., 2004).

Essas seqüências são constituídas por sedimentos bem mais finos que os do Cretáceo

Superior, pois a sedimentação mais grosseira passaria a ser capturada pelo Rio

Paraíba do Sul, que hoje deságua na Bacia de Campos. Esta seria a razão pela qual a

seqüência terciária da Bacia de Campos é bem mais expressiva que a da Bacia de


9

Santos, o inverso do observado no Cretáceo Superior (Nunes et al., 2004; Macedo,

1990).

Moreira et al. (2001), Moreira et al. (2004) e Moreira e Carminatti (2006)

discutem os sistemas deposicionais de borda de plataforma e talude superior

focalizando a arquitetura sedimentar e ciclicidade deposicional de seqüências

eocênicas numa área localizada na porção nordeste da Bacia de Santos. Tratam-se de

seqüências deposicionais de 3ª ordem, cuja deposição registra ciclos eustáticos de

1.5-9 Ma e 12 Ma, compostos por sistemas de mar baixo, e as fases agradacionais

como sistemas transgressivos e de mar alto (fig. 4). Contudo, a literatura científica

não traz informações sobre a arquitetura sedimentar dos sistemas plataformais de

seqüências estratigráficas mais superiores, como o Plioceno e o Quaternário na Bacia

de Santos.

II.2 - Quaternário

Diferentemente do intervalo estratigráfico Cretáceo Superior-Mioceno, os

estudos sobre o arcabouço estratigráfico pliocênico e quaternário da plataforma

continental da Bacia de Santos, e mesmo da plataforma continental brasileira, são

praticamente inexistentes.

Nos anos 80, alguns estudos baseados em dados sísmicos, já indicavam a

ocorrência de um padrão sísmico progradacional na região de borda de plataforma

continental da Bacia de Santos (Alves e Ponzi, 1984; Gorini e Alves, 1988), atribuído a

um Quaternário indiferenciado (Pleistoceno Superior ?), mas não analisado num

contexto de arquitetura sísmica ou de ciclicidade deposicional. Mais recentemente,

Artusi (2004) e Artusi e Figueiredo Jr. (2007) propuseram algumas correlações

Figura 4: Interpretação de um perfil sísmico da seqüência eocênica. Esse perfil foi subdividido em três seqüências: a primeira representa ciclo de 9 Ma e a segunda e a terceira representam ciclos de 1,5 Ma cada. As três seqüências juntas formam uma seqüência maior que representa um ciclo com 12 Ma (levemente modificado de Moreira et al., 2001). Localização do perfil na figura 3.


10

estratigráficas para uma área da plataforma interna da porção nordeste da Bacia de

Santos à frente do sistema lagunar de Araruama, associando-as a mudanças de nível

de base causadas pelas oscilações glacio-eustáticas do Pleistoceno Médio-Superior.

Neste trabalho foram mapeadas 4 seqüências, SI, SII, SIII e SIV (fig. 5) separadas

por 4 discordâncias, DI, DII, DIII e DIV, com idades inferidas através da comparação

com resultados de outros autores, correlacionando à discordância DII com o Marco

cinza (Neo-Mioceno a Neo-Plioceno) e a discordância DIII com o Marco “P” (500.000

anos) de Silva (1992). Já a discordância DIV foi atribuída ao rebaixamento relativo do

nível do mar após 123.000 anos. Além disso, Artusi e Figueiredo Jr. (2007)

identificaram nos perfis sísmicos paralelos à linha de costa paleocanais incisos na

seqüência SIII, identificados por estruturas de corte e preenchimento em

subsuperfície. Alguns destes paleocanais tiveram idades relacionadas ao último

máximo glacial, ocorrido entre 16.000 e 18.000 anos AP.

Figura 5: Interpretação de uma seção sísmica em frente à Araruama, destacando as relações cronoestratigráficas das seqüências e discordâncias (Artusi, 2004).

A região costeira da porção nordeste da Bacia de Santos concentra um maior

número relativo de estudos sobre a evolução de sistemas sedimentares transicionais e

costeiros durante o Quaternário, principalmente durante o Pleistoceno Superior e o

Holoceno (p. ex., Martin et al., 1979; Maia et al., 1984; Ireland, 1987, Muehe e

Valentini, 1998; Turcq et al., 1999; Borges, 1998; Catanzaro, 2002; Pereira et al.,

2009). Planícies costeiras arenosas, e uma série de sistemas lagunares associados,

dominam o setor costeiro do RJ entre Guaratiba e Araruama (fig. 6). Os estudos neste

setor revelam que os sistemas lagunares são isolados por duas gerações de cordões


11

arenosos (coastal barriers): o sistema de cordões arenosos externo teve seu último

desenvolvimento durante a transgressão holocênica; enquanto o sistema de cordões

interiores data de aproximadamente 123 ka B.P., de acordo com Turcq et al. (1999),

baseado em datações de 14C. Por outro lado, ambientes costeiros afogados dominam a

região do setor oeste do RJ (fig. 6): a Baía de Sepetiba é um embaiamento raso

isolado por uma restinga de cerca de 45 km de comprimento, onde predominam

condições estuarinas; enquanto a Baía de Ilha Grande é um embaiamento

parcialmente fechado pela Ilha Grande e recoberto essencialmente por águas

plataformais.

Figura 6: Mapa topográfico (dados de Smith e Sandwell, 1997) com imagens de satélite de ambientes costeiros do Estado do Rio de Janeiro (de Fleming et al., 2009, levemente modificadas de Muehe e Velentini, 1998).


12

II.3 – Geomorfologia e distribuição sedimentar superficial da plataforma

continental

A grande maioria dos estudos quaternários na região da plataforma continental

da Bacia de Santos têm se concentrado na investigação geomorfológica de distribuição

de sedimentos superficiais correlacionados geralmente com as flutuações eustáticas,

principalmente das ultimas glaciações, e em alguns estudos sobre dinâmica

sedimentar (ex., Kowsmann e Costa, 1979; Kowsmann et al., 1979; Zembruscki,

1979 ; Côrrea et al., 1980; Dias et al., 1982; Alves e Ponzi, 1984; Costa et al., 1988;

Martin e Flexor, 1989; Muehe, 1989; Muehe e Carvalho 1993; Mahiques et al., 2004;

Figueiredo Jr e Tessler, 2004; Figueiredo Jr e Madureira, 2004; Mahiques et al., 2007)

Zembruscki (1979) apresenta uma primeira descrição morfológica da plataforma

continental brasileira. Na porção nordeste da Bacia de Santos, a plataforma

apresentaria, de acordo com o autor, sua extensão mínima próximo ao Alto de Cabo

Frio, de aproximadamente 80 Km (perfil 3 da figura 7) e sua extensão máxima

próxima à Baía de Ilha Grande, de aproximadamente 120km, (perfil 4 da figura 7). De

acordo com Zembruscki (1979), a plataforma continental possui três (ou quatro)

desníveis de gradiente topográfico (fig. 7): um nível na plataforma interna com limite

externo que chega até a cota de -60 m e acompanha a curvatura costeira; um nível

na plataforma média entre as cotas de -80 e -100 m; e outro nível na plataforma

média/externa até a borda da plataforma. Já no trabalho de Alves e Ponzi (1984) a

morfologia da plataforma é dividida em dois níveis limitados pela cota batimétrica de

aproximadamente -100 m: nível superior, mais inclinado, com relevo mais regular; e o

nível inferior marcado por irregularidades até a zona da borda da plataforma. Essa

divisão da plataforma em dois niveis com diferentes graus de irregularidades

separados pela cota batimétrica de -100 m também foi constatada por Simões (2007)

numa area da plataforma em frente à Lagoa de Araruama.

Estudos de detalhe da plataforma foram realizados por Southard e Standley

(1972 apud Zembruscki, 1979), onde associaram as formas topográficas das

plataformas aos regimes de energia de cada área batimétrica. As interpretações

dessas feições topográficas foram, então, relacionadas por Zembruscki (1979) aos

estágios de oscilações do nível do mar, tanto no nível do mar mais baixo do ultimo

Máximo Glacial como também durante a transgressão marinha.

As últimas retrações e avanços do mar submeteram a plataforma à ação de

ambientes subaéreos e marinhos. Desde o Pleistoceno Superior até o Recente, a

plataforma continental foi submetida a uma regressão (Regressão Wisconsiniana,

~130-18 ka), que expôs subaereamente quase toda a plataforma continental


13

(Kowsmann et al., 1977), e a uma transgressão do nível do mar (Transgressão

Flandriana, a partir de ~11 ka), que modelou o relevo da plataforma atual e afogou a

drenagem continental.

Figura 7: Perfis batimétricos da região nordeste da Bacia de Santos e sul da Bacia de Campos (modificado de Zembruscki, 1979).

Zembruscki (1979) propõe um modelo estratigráfico para o as feições

topográficas observadas na plataforma continental sul brasileira (fig. 8). Os

sedimentos depositados durante a Regressão Wisconsiniana se acham truncados por

uma superfície de erosão bem caracterizada, principalmente na plataforma externa

(fig. 8). A datação por 14C dos biodetritos sobrepostos a essa superfície revela idades

em torno de 17000 e 14000 anos A.P.. De acordo com Kowsmann et al. (1977), esses

biodetritos pleistocênicos foram em grande parte canibalizados pela superfície de

erosão do último máximo glacial, retrabalhados e selecionados resultando na

concentração dos depósitos na linha de praia do Máximo Glacial (Corrêa et al., 1980;

Costa et al.,1988). Com o progressivo desenvolvimento da transgressão holocênica,

depositou-se um lençol arenoso em toda a plataforma, resultante primeiro da erosão

dos sedimentos pleistocênicos, e, depois das próprias areias transgressivas (Corrêa et

al., 1980). De acordo com Côrrea et al. (1980), os cinco níveis topográficos

observados em seu estudo sobre a topografia plataformal até 100 m de profundidade,

estariam relacionados à fácies de cordões arenosos formadas durante períodos de

estabilização durante a transgressão holocênica (fig. 9). Outro exemplo de estudo

sobre feições relacionadas as variações de nivel de mar é o trabalho de Costa et al.

(1988), onde são identificados escarpamentos nas profundidades de 130 m, 110 e 60


14

m na porção nordeste da Bacia de Santos (fig. 10) e são interpretados como

resultante de deposições e erosões litorâneas durante estabilizações no Máximo

Glacial e durante a ultima transgressão.

De acordo com Zembruscki (1979), acima do depósito de areias transgressivas,

sedimentaram lamas de plataforma (fig. 8), que cobriram progressivamente as areias

à medida que a elevação do nível do mar tornou o ambiente de deposição mais calmo.

Por fim, uma segunda unidade de lamas de plataforma, depositada já na fase de mar

quase estacionário, ao término da transgressão, sobrepôs-se a grande parte dos

sedimentos anteriores, só deixando descobertos as areias e biodetritos da plataforma

externa (Zembruscki, 1979) (fig. 8). Essa ausência de cobertura pode ser atribuída à

alta energia característica da borda da plataforma (Southard e Stanley, 1976) e à

retenção dos sedimentos finos em ambientes lagunares e estuarinos costeiros.

Figura 8: Relação estratigráfica Pleistoceno-Holoceno e a escarpa remanescente de nível do mar 110 m abaixo do atual (Kowsmann et al., 1977).

Figura 9: Perfil batimétrico da plataforma continental do Rio de Janeiro, exemplificando as escarpas observadas na morfologia de fundo até 100 m de profundidade (modificado de Corrêa et al., 1980).


15

Figura 10: Perfis batimétricos da plataforma continental do Rio de Janeiro, ressaltando as escarpas observados por Costa et al. (1988). A) Perfil batimétrico em frente à Araruama; B) perfil batimétrico em próximo a Ilha São Sebastião (levemente modificado de Costa et al., 1988).

Regionalmente, Figueiredo Jr e Tessler (2004) apresentam perfis da margem

continental da Bacia de Santos, onde a quebra de plataforma é caracterizada por um

perfil convexo transicional entre o continente e o talude. A quebra da plataforma se

situa há uma profundidade de aproximadamente 180 m (figs. 11 e 12), com pouca

variação ao longo da área, e com pouco mais de 200 m na porção mais central da

área de estudo (radial 02 da figura 12 - em frente à Baía de Ilha Grande).


16

Figura 11: Mapa destacando alguns perfis batimétricos na porção nordeste da Bacia de Santos (modificado de Figueiredo Jr e Tessler, 2004).

Através do mapa de declividade do relevo da figura 13 e as figuras 11 e 12

pode-se observar que os maiores gradientes de talude estão localizados nos extremos

da área de estudo, e gradientes bem mais suaves nas porções mais centrais. De

acordo com Figueiredo Jr. e Madureira (2004), as áreas com maior declividade se

distribuem em três formas: em banda larga com feições sinuosas (na porção sul da

área de estudo); pontos esparsos (porção central da área) e; banda estreita e

contínua, porção norte da área. As porções com pontos esparsos de maior declividade

estão relacionados com taludes mais irregulares, que podem ser resultado do

desenvolvimento de cânions ou de movimentos de massa.


17

Figura 12: Perfis batimétricos ao longo da porção nordeste da Bacia de Santos. Localização na figura 11. (Figueiredo Jr e Tessler, 2004).

Figura 13: Mapa de grau de declividade da morfologia do fundo marinho da plataforma continental entre o nordeste da Bacia de Santos e sul da Bacia de Campos (modificado do autor do mapa: Gilberto T. M. Dias, 1999, no trabalho de Figueiredo Jr e Madureira, 2004).


18

Duarte e Viana (2007) apontam e discutem as variações morfológicas mais locais

na região de quebra da plataforma continental da porção nordeste da Bacia de Santos,

marcadas por uma morfologia ondulada, caracterizada por domínios de protuberância

e reentrâncias (recuo) da região de quebra de plataforma, como também observado

na distribuição de grau de declividade na figura 13. Os autores creditam estas

variações geomorfológicas à ação erosiva de correntes de contorno (fig. 14). Algumas

áreas do talude continental da área apresentam algumas irregularidades com provável

presença de cânions e/ou cicatrizes de deslizamento (Figueiredo Jr. e Madureira,

2004), que também poderiam explicar a presença dessas reentrâncias existentes na

plataforma/talude da porção nordeste da Bacia de Santos.

Figura 14: Mapa regional da área de estudo, indicando as principais correntes que se deslocam e se deslocaram na área. A área sombreada representa o Sistema Santos Drift, composto, de acordo com Duarte e Viana (2007), pelos dois maiores conturitos observados na área. (levemente modificado de Duarte e Viana, 2007).


19

A maioria das plataformas continentais ao redor do mundo são capeadas por

sedimentos relictos, com sedimentos modernos apenas numa estreita faixa junto à

costa (Kowsmann e Costa, 1979). A plataforma continental da área de estudo (desde

Cabo Frio até Ilha de São Sebastião) é caracterizada predominantemente por lamas

presentes principalmente a partir da cota batimétrica de -100 m (Figueiredo Jr. e

Madureira, 2004). A plataforma interna e média da região entre Guaratiba e Cabo Frio

é constituída por areias muito grossas, e na região a partir de Guaratiba constituído

por lamas e areias muito finas (fig. 15). Essa constituição é correlacionável com os

ambientes costeiros da área, onde são observados cordões litorâneos próximos às

regiões com sedimentos mais grossos e embaiamentos próximos às regiões com

sedimentos mais finos, característico de ambientes estuarinos (Muehe e Valentin,

1998).

Figura 15: Mapa de distribuição de sedimentos segundo a classificação granulométrica tipo Shepard na Bacia de Santos e Bacia de Campos (levemente modificado de Figueiredo Jr e Tessler, 2004).

A cobertura sedimentar da área de estudo possui dois domínios bem definidos:

um terrígeno, de plataforma interna/média, e outro carbonático, de plataforma

externa (Figueiredo Jr. e Madureira, 2004). De acordo com Artusi (2004) e Simões

(2007) esses domínios são limitados aproximadamente pela cota batimétrica de 105

m, onde acima dessa cota há sedimentos com teores de CaCO3 < 20% e abaixo dessa

cota há sedimentos com teores de CaCO3 > 80%.


20

Na área de estudo são observados sedimentos bioclásticos que se apresentam

distribuídos em faixas maiores e mais contínuas, recobrindo não só a plataforma

externa, mas estendendo-se a plataforma media e interna, onde estão associados a

sedimentos litobioclásticos e com manchas isoladas de sedimentos biolitoclásticos

(Figueiredo Jr. e Madureira, 2004) (fig. 16).

Figura 16: Mapa de composição de sedimentos segundo a classificação de Larsonneur, na Bacia de Santos e Bacia de Campos. Para a caracterização da distribuição sedimentar Figueiredo Jr. e Madureira (2004) utilizaram a classificação de Larsonneur (1977), onde sedimentos com percentagem de carbonatos menor que 30% são classificados como litoclásticos, sedimentos com percentagem maior que 30 e menor que 50% são litobioclásticos, sedimentos com percentagem maior que 50 e menor que 70% são biolitoclásticos e sedimentos com mais de 70% são bioclásticos (levemente modificado de Figueiredo Jr e Tessler, 2004).

_______________________________________________________ Capítulo III - Objetivos

21

Capítulo III

Objetivos do trabalho:

O alvo principal do projeto é o estudo da história deposicional da área durante

o Plio-Quaternário, sob a influência dos fatores que afetam as bacias marginais,

focalizando: (i) a evolução espacial e temporal dos sistemas sedimentares de

plataforma continental e seus fatores condicionantes; (ii) a ciclicidade deposicional e o

grau de preservação das seqüências; (iii) as diferentes etapas evolutivas e de

construção da plataforma continental e sua correlação com a evolução dos sistemas

sedimentares costeiros.

O projeto tem como objetivos específicos:

(1) identificar as seqüências sísmicas e suas superfícies limitantes

através da interpretação da base de dados sísmicos GEOMAR na bacia de Santos

(Operações GEOMAR XVI e XX) para o mapeamento do intervalo estratigráfico Plio-

Quaternário na escala da plataforma continental, buscando conhecer as principais

discordâncias indicativas de rupturas climáticas no registro sedimentar, e a

configuração dos sistemas deposicionais marinhos na bacia (variabilidade das fácies

sísmicas e da geometria, extensão e espessura das seqüências sísmicas);

(2) datação das seqüências sísmicas mapeadas através do cruzamento de

informações de dados cronoestratigráficos de poços exploratórios da base pública de

dados da ANP e sua correlação com variações glacio-eustáticas globais, deduzidas

principalmente de curvas de variações da razão isotópica de δ18O;

_______________________________________________________ Capítulo III - Objetivos

22

(3) compreender a evolução estratigráfica da região da plataforma

continental. A integração da cartografia e das análises realizadas permite entender o

comportamento deposicional em relação a variações externas, como a variação do

nível do mar e da subsidência da bacia. O padrão arquitetural auxilia a posicionar a

construção das unidades sísmicas dentro do contexto dinâmico das oscilações glacio-

eustáticas e dos fatores regionais ou locais que controlam o padrão geométrico e

arquitetural da construção sedimentar da margem;

(4) elaboração de modelos de evolução estratigráfica para a plataforma

continental das bacias durante o Plio-Quaternário, com base na integração da

cartografia das seqüências sedimentares na escala da plataforma e de sua correlação

com os sistemas sedimentares costeiros.

_________________________________________________ Capítulo IV – Materiais e Métodos

23

Capítulo IV

Materiais e Métodos

IV.1 – Base de Dados

A base de dados para a realização deste estudo compreende dados de batimetria

predita e de detalhe (fig. 17), dados de poços exploratórios disponibilizados pela ANP

e três conjuntos de dados sísmicos (de diferentes níveis de resolução e de penetração

do sinal sísmico) (fig. 18), que possibilitaram a confecção de mapas e perfis

batimétricos, correlações cronoestratigráficas e mapas de isópacas.

IV.1.1 - Dados batimétricos

Neste trabalho foram utilizados três tipos de dados batimétricos diferentes, de

diferentes resoluções. A batimetria de satélite, com resolução de 1 minuto de Smith e

Sandwell (1997), foi obtida no site Satélite Geodesy

(http://topex.ucsd.edu/marine_topo/) e permite a visualização de grandes feições

plataformais dentro da área de estudo. A batimetria da GEBCO (Generic Bathymetric

Chart of Oceans), com resolução 30 segundos, também foi obtida no site

http://www.gebco.net/ e possui uma resolução intermediária, fornecendo dados com

maior riqueza de detalhes que a base de dados de Smith e Sandwell (1997). As duas

bases de dados batimétricos, tanto de resolução de 1 minuto quanto a de 30

segundos, recobrem toda a área de estudo, mas para realização de mapas de maior

detalhamento foi utilizada a base de dados batimétricos obtidos pela digitalização de

folhas de bordo que recobrem apenas a porção da área entre a Baía de Ilha Grande e

Cabo Frio, até aproximadamente o talude médio (fig. 17).


24

Figura 17: Mapa mostrando a área recoberta pela batimetria das folhas de bordo (área rachurada em rosa).

IV.1.2 - Poços exploratórios

Informações de quatro poços exploratórios da base pública de dados da ANP

foram disponibilizados para a utilização nesse trabalho, poço P1 (poço 1-SPS-0003-

SP), o poço P2 (poço RJS-001-RJ), o poço 3 (poço 1-SPS-0003-SP), e o poço 4 (poço

1-RJS-0067-RJ) (fig. 18). Contudo, apenas os poços P1 e P2 contêm informações

dentro da janela estratigráfica utilizada nesse trabalho; os outros poços (P3 e P4)

contêm informações apenas abaixo da profundidade máxima alcançada pela base

principal de dados sísmicos (base sísmica GEOMAR). Dentre as informações inclusas

nesses poços estão a crono-estratigrafia, a sedimentologia e curvas de geofísica de

poço (gamma ray, densidade e log sônico), contudo apenas a crono-estratigrafia (dos

poços P1 e P2) foi efetivamente utilizada, mas também possui poucas informações no

intervalo de tempo considerado no estudo. Esses dados de poço foram utilizados para

a datação de horizontes sísmicos, através da correlação direta com horizontes

cronoestratigráficos nos poços.


25

Figura 18: Mapa de localização da base de dados sísmicos e dos poços de sondagem utilizados neste estudo.

IV.1.3 - Perfilagem sísmica rasa monocanal das operações GEOMAR XVI

e XX

Trata-se de dados de sísmica rasa coletadas com sistema Sparker de 500-1000

J, freqüências na faixa de 100-1400 Hz, penetração do sinal sísmico de cerca de 300-

400 ms e resolução vertical média da ordem de 6-12 m, dependendo da linha

considerada. Essa base de dados perfaz 5.000 Km de perfilagem (fig. 18). As

operações ou cruzeiros oceanográficos GEOMAR são um produto de esforços conjuntos

da comunidade científica nacional e da Diretoria de Hidrografia e Navegação-Marinha

do Brasil, realizados entre 1969 e 1986. Todas os dados se encontram sob a forma

analógica (rolos originais impressos durante a realização da perfilagem). A Operação

GEOMAR XX foi a principal base de dados utilizada, enquanto apenas parte da

GEOMAR XVI (linhas que recobrem a área de estudo) foi utilizada (fig. 18).


26

IV.1.4 - Dados de sísmica rasa referentes à Campanha Sísmica 203

Esses dados se encontram posicionados na plataforma externa da Bacia de

Campos, com cerca de 500 ms de penetração. A utilização dessa base de dados é

principalmente para a calibração dos dados do poço 2 e a transposição de suas idades

para o restante da base de dados sísmicos, como os dados sísmicos monocanal das

Operações GEOMAR (fig. 18).

IV.1.5 - Dados sísmicos profundos 2D

Os dados sísmicos profundos 2D estão localizados na plataforma/talude entre a

Baía de Ilha Grande e a Baía de Guanabara (fig. 18) e possuem cerca de 7-8 segundos

de penetração. Esses dados foram fornecidos pelo Bdep (Banco de dados de

Exploração e Produção de Petróleo) e pela Gaia/PGS. A principal finalidade nesse

trabalho é a sua correlação com os dados sísmicos das Operações Geomar e para uma

visualização mais ampla do talude superior da área de estudo.

IV.2 – Métodos

A metodologia aqui proposta compreende etapas de preparação da base de

dados sísmicos, de interpretação analítica dos dados e de carregamento e calibração

de dados de poços. As principais etapas metodológicas são:

IV.2.1 – Confecção de mapas e perfis batimétricos

Para a confecção dos mapas batimétricos, primeiramente foi selecionada a base

de dados batimétricos a ser utilizada. No caso de mapa batimétrico regional, que não

necessita de maiores detalhes, foi utilizada a base de dados batimétricos de Smith e

Sandwell (1997). Para a confecção de mapas batimétricos de maior detalhe na

plataforma continental da área de estudos foi necessária a combinação da base de

dados batimétricos da GEBCO (30 segundos) e da batimetria das folhas de bordo, que

apresenta maior resolução, mas que não cobre toda a área de estudo. Para a

realização dos perfis batimétricos foi utilizada também a composição GEBCO e folhas


27

de bordo. Todos os mapas e perfis batimétricos foram desenvolvidos pelo programa

GMT (Generic Mapping Tools).

IV.2.2 – Digitalização da perfilagem sísmica rasa monocanal das

operações GEOMAR XVI e XX

Grande parte do trabalho empreendido para a preparação da base de dados foi

dedicada à localização, triagem e organização dos dados de sísmica de reflexão

monocanal das Operações GEOMAR XX e GEOMAR XVI (fig. 18) que se encontravam

dispersos. Como toda a perfilagem original se encontra disponível em rolos contínuos

na forma analógica (rolos originais impressos durante a realização da perfilagem), foi

necessário o seu escaneamento a fim de separá-los perfil a perfil. Essa etapa foi

necessária para a obtenção dos dados no formato de imagens (digital) para o seu

carregamento em programas de digitalização de horizontes, como o Autocad e

Canvas. Foi realizado o escaneamento de toda a Operação GEOMAR XX e GEOMAR

XVI, totalizando aproximadamente 120 metros de rolos, que correspondem a 38 perfis

da Operação GEOMAR XX e 31 perfis da GEOMAR XVI (destes somente alguns foram

utilizados recobrindo a área de estudo).

IV.2.3 – Análise sismo estratigráfica das seções sísmicas

A análise sismo estratigráfica das seções sísmicas permitiu a identificação das

principais seqüências sísmicas. A configuração das unidades acústicas (geometria

externa e padrão de empilhamento estratigráfico) permitiu, por exemplo, a

identificação dos principais parâmetros ambientais que controlam a arquitetura

sedimentar, como a relação entre taxa de aporte sedimentar e taxa de criação de

espaço de acomodação, evidenciando finalmente as grandes mudanças ambientais na

bacia. A interpretação das seções sísmicas consiste na interpretação de fácies sísmicas

e estratigráfica dos perfis sísmicos selecionados. Para isso, traçamos os principais

horizontes sísmicos e identificamos as principais unidades sísmicas. Após a

identificação dos principais pacotes sedimentares e suas superfícies limitantes e com

base nos princípios da Estratigrafia Sísmica e da Estratigrafia de Seqüências podemos

estabelecer modelos de evolução estratigráfica da margem (Hacq et al., 1987;

Posamentier e Vail, 1988a; 1988b; Tesson et al., 1990; Mitchum e Van Wagoner,

1991; Tesson et al.,1993; Evans et al., 1995; Foyle e Oertel, 1997; Abreu e Anderson,

1998; Hernandez-Molina et al., 2000; Homewood et al., 2000; Muto e Steel, 2000;


28

Tesson et al., 2000; Catuneanu, 2002; Jin et al., 2002; McHugh et al., 2002; Ridente

e Trincardi 2002; Trincardi e Correggiari, 2002; Cattaneo e Steel, 2003; Locker et al.,

2003; Lofi et al., 2003; Okyar et al., 2005; Rabineau et al., 2005; Catuneanu, 2006;

Grossman et al., 2006; Osterberg, 2006; Rabineau et al., 2006; Tezcan e Okyar,

2006; Zhao et al., 2007; Liquete et al., 2008; Tripsanas e Piper, 2008; Vail et al.,

1977).

IV.2.3.1 - Parâmetros condicionantes da arquitetura sedimentar das margens

Para se compreender a natureza de um registro sedimentar de uma margem é

necessário distinguir o efeito dos três principais fatores alocíclicos que controlam sua

arquitetura: a variação eustática, a tectônica local e o aporte sedimentar (fig. 19).

Eustasia – trata-se da variação absoluta do nível do mar. Este fator controla

principalmente a extensão lateral da bacia (transgressões e regressões eustáticas) e,

assim, em certa medida, o volume da bacia.

Tectonismo – em um sentido amplo se refere a movimentos em escala crustal

(subsidência e soerguimento). A subsidência pode ocorrer através de três

mecanismos: estiramento, quando a litosfera se afina e se aprofunda; resfriamento

(subsidência térmica), quando a litosfera se esfria se tornando mais densa e mais

pesada; e sobrecarga, quando é adicionada uma grande quantidade de sedimentos.

Figura 19: Esquema simplificado dos parâmetros que controlam o registro sedimentar de um margem passiva (levemente modificado de Homewood et al., 2003).


29

Em escala plataformal a subsidência total (estiramento + resfriamento + sobrecarga)

apresenta taxas diferenciadas desde a plataforma interna até a borda da plataforma,

como observado na figura 20, onde a taxa de subsidência é progressivamente maior

nas porções mais distais da plataforma (Catunenau, 2006).

Figura 20: Modelo de variação na taxa de subsidência ao longo de uma margem continental divergente (levemente modificado de Catuneanu, 2006).

Aporte sedimentar – este parâmetro influencia a extensão da bacia (efeito de

preenchimento) e também a sua geometria (diferentes geometrias arquiteturais

refletem variações no tipo e na taxa de aporte). Este fator depende em parte dos

fatores precedentes; por exemplo, o soerguimento tectônico induz à erosão e a uma

maior taxa de aporte sedimentar.

Variação relativa do nível do mar e espaço de acomodação

A variação relativa do nível do mar pode ser definida como a combinação entre a

eustasia e o tectonismo, que fornece a quantidade de espaço de acomodação

disponível para a acumulação de sedimentos (Della Favera, 2001). Dependendo da

taxa do aporte sedimentar e também da variação relativa do nível do mar pode

ocorrer uma transgressão ou uma regressão da linha de costa (fig. 21).

Assim, podem-se definir as relações entre a variação relativa do nível do mar

(exemplo de subida relativa do nível do mar - fig. 21) e variação do aporte sedimentar

que irão definir a profundidade d’água e por sua vez as associações de fácies:


30

- taxa de aporte sedimentar menor que a taxa de criação de espaço de

acomodação – profundidade d’água aumentará – resultará em uma transgressão

marinha e uma retrogradação de fácies (fig. 21A).

- taxa de aporte sedimentar maior que a taxa de criação de espaço de

acomodação – profundidade d’água diminuirá – resultará em uma regressão marinha

e uma progradação de fácies (fig. 21B).

- taxa de aporte sedimentar e taxa de aumento de espaço de acomodação iguais

– profundidade continuará a mesma – resultará em uma linha de costa estacionária e

um empilhamento de fáceis (agradação) (fig. 21C).

Figura 21: Diferentes padrões arquiteturais (progradacional, retrogradacional e agradacional) desenvolvidos em função de variações na razão A/S (espaço de acomodação/aporte sedimentar) da bacia (Homewood et al., 2003).

IV.2.3.2 - Estratigrafia Sísmica e Estratigrafia de Seqüências

Neste estudo foram utilizados os princípios da Estratigrafia Sísmica e da

Estratigrafia de Seqüências para determinação das fácies sísmicas e geometrias das

unidades (p. ex: Mitchum et al., 1977), particularmente aqueles aplicados à análise de

seqüências de alta freqüência, como Mitchum e Van Wagoner (1991). Mas na

verdade, a arquitetura dos sistemas sedimentares pleistocênicos responde a ciclos


31

climáticos e de oscilações glacio-eustáticas de quarta e quinta ordens (ciclicidade de

~100-120 ka e de 40-20 ka, Ciclos de Milankovitch, Hays et al., 1976). Este padrão de

ciclicidade não é assim contemplado pela clássica Estratigrafia de Seqüências,

concebida por Vail e colaboradores a partir da década de 70 (Memoir #26 da AAPG,

1977) para interpretação de seqüências de centenas de metros de espessura de

interesse da indústria de petróleo, correspondentes a ciclos deposicionais da ordem de

0,5-3,0 Ma (Posamentier e Vail, 1988; Hacq et al., 1987; Abreu e Anderson, 1998).

Desta forma, no presente trabalho são usadas correlações teóricas e de estudos de

caso da Estratigrafia Sísmica de Alta Resolução, mais apropriadas ao estudo da

ciclicidade de sistemas sedimentares pleistocênicos (ex., Tesson et al., 1990; Tesson

et al.,1993; Evans et al., 1995; Foyle e Oertel, 1997; Tesson et al., 2000; Hernandez-

Molina et al., 2000; Homewood et al., 2000; Muto e Steel, 2000; McHugh et al., 2002;

Ridente e Trincardi, 2002; Trincardi e Correggiari, 2002; Catuneanu, 2002; Jin et al.,

2002; Lofi et al., 2003; Locker et al., 2003; Cattaneo e Steel, 2003; Rabineau et al.,

2005; Okyar et al., 2005; Catuneanu, 2006; Osterberg, 2006; Grossman et al., 2006;

Tezcan e Okyar, 2006; Rabineau et al., 2006; Zhao et al., 2007; Liquete et al., 2008;

Tripsanas e Piper, 2008).

Estratigrafia Sísmica

Os conceitos fundamentais da sismo estratigrafia foram publicados no trabalho

de Mitchum Jr. et al. (1977) no Memoir # 26 da AAPG. O método sismo estratigráfico

utiliza como ferramenta as reflexões sísmicas, que são o registro das interfaces entre

pacotes sedimentares. De acordo com Vail et al. (1977) as superfícies estratais e as

discordâncias (superfícies de erosão ou de não deposição que separam estratos mais

novos dos mais antigos) são as principais interfaces causadoras dessas reflexões.

Análise de Seqüências Sísmicas

Uma seqüência sísmica é definida como uma sucessão de reflexões

concordantes, geneticamente relacionadas, resultando em um padrão identificável,

limitada na base e no topo por superfícies de descontinuidades. O padrão de

terminação dos refletores internos contra a superfície de descontinuidade (fig. 22) é

um dos principais critérios para o reconhecimento dos Limites das Seqüências sísmicas

(item IV.2.3.3 - Modelos de seqüências estratigráfica). A terminação das reflexões

contra o limite superior de uma unidade sísmica pode ser dividida em: truncamento

erosivo, toplap e concordância.


32

Figura 22: Tipos de terminações estratais (Homewood et al., 2003).

- Truncamento erosivo – as reflexões terminam lateralmente por terem sido

seccionadas no seu limite deposicional superior original (Mitchum Jr. et al., 1977) (fig.

22).

- Toplap – as reflexões terminam lateralmente, diminuindo gradualmente de

espessura mergulho acima até alcançar o limite superior. O toplap evidencia um hiato

não deposicional e indica uma região de passagem sedimentar (bypass), impedindo a

deposição agradacional (Mitchum Jr. et al., 1977) (fig. 22).

As reflexões do limite inferior ou baselap de uma unidade sísmica podem ser

subdivididas em: onlap, downlap e concordância.

- Onlap – as reflexões inicialmente horizontais ou de pequena inclinação

terminam deposicionalmente mergulho acima contra uma superfície de maior

inclinação (Mitchum Jr. et al., 1977) (fig. 22).

- Downlap – as reflexões inicialmente inclinadas terminam mergulho abaixo

contra uma superfície horizontal ou com pouca inclinação (Mitchum Jr. et al., 1977)

(fig. 22).

- Conformidade ou concordância – as reflexões das duas unidades adjacentes

se apresentam paralelas com a superfície que as delimitam. Esse tipo de reflexão pode

ocorrer tanto na base como no topo de uma unidade sísmica.


33

Análise de Fácies Sísmicas

A fácies sísmica pode ser definida como uma unidade tridimensional

caracterizada por parâmetros tais como a geometria externa e a configuração dos

refletores internos, distinguíveis daqueles das unidades de fácies sísmicas adjacentes

(Brown Jr. e Fisher, 1980 apud Severiano Ribeiro, 2001a; Della Favera, 2001; Johan,

2004).

A análise de fácies sísmica é utilizada para interpretar as variações dos

parâmetros sísmicos causadas por variações geológicas dentro das seqüências (Della

Favera, 2001). A configuração dos refletores (fig. 23) é o parâmetro que melhor

caracteriza uma fácies sísmica, sendo por isso o mais utilizado na sua análise. As

principais configurações geométricas dos refletores da fácies sísmicas são:

A - Paralelas e Subparalelas (fig. 23A) – esse tipo de configuração sugere

taxas de deposição uniformes em superfícies estáveis ou uniformemente subsidentes.

Elas podem apresentar um padrão paralelo horizontal, subparalelo e ondulado

(Mitchum Jr. et al., 1977);

Figura 23: Padrões de fácies sísmicas (modificado de Mitchum Jr. et al., 1977).


34

B - Divergentes (fig. 23B) – sugere variações laterais nas taxas de deposição

ou progressiva subsidência da superfície de deposição (Mitchum Jr. et al., 1977);

C - Progradantes (fig. 23C) – caracterizadas por sobreposição lateral dos

estratos, que se constituem em superfícies inclinadas chamadas clinoformas. Esse tipo

de configuração é relacionado ao padrão offlap, que é caracterizado pela presença de

terminações em onlap ou toplap no limite superior e em downlap no limite inferior de

uma seqüência sísmica e pode ser utilizado para indicar uma progradação dentro de

uma bacia (Mitchum Jr. et al., 1977). Variações na taxa de aporte sedimentar e no

nível de mar relativo resultam em diferentes configurações das clinoformas

progradantes, sendo cada uma delas relacionadas a ambientes deposicionais distintos

(Mitchum Jr. et al., 1977).

Em perfis de sísmica de reflexão, os sistemas sedimentares progradantes das

bacias marginais apresentam uma geometria deposicional marcante, cujo perfil

deposicional é caracterizado por: camadas de topo (topsets) / clinoformas / camadas

de fundo (bottomsets) (fig. 24) (Emery e Myers, 1999). Os topsets são usados para

descrever a porção proximal do perfil deposicional. Os topsets geralmente aparecem

nos dados sísmicos como refletores planos de baixo gradiente (<0.1º) refletindo a

deposição de sistemas aluvionares, deltaicos e ambientes deposicionais marinhos

rasos. Clinoformas são usadas para descrever a porção mais inclinada do perfil

deposicional (geralmente >1º) que se desenvolvem a frente dos topsets. Essas feições

normalmente contêm sistemas deposicionais de águas mais profundas, característicos

de talude. Bottomset é normalmente usado para descrever a porção distal do perfil

deposicional na base das clinoformas. Os bottomsets são caracterizados por refletores

de baixo gradiente contendo sistemas deposicionais de águas profundas. A principal

quebra no gradiente do perfil deposicional, o chamado offlap break, ocorre entre os

topsets e as clinoformas (fig. 24). A evolução da posição do offlap break indica a

predominância de processos agradacionais, progradacionais ou retrogradacionais (fig.

21).

As configurações das reflexões das clinoformas vão depender da composição do

material depositado, da taxa de sedimentação e quantidade de aporte sedimentar, da

salinidade da água, da profundidade da água e da energia do ambiente de deposição.

Algumas configurações de clinoformas são descritas abaixo (Veeken, 2008):


35

Figura 24: Esquema ilustrativo mostrando a configuração dos topsets, bottomsets, clinoformas e da evolução da posição da linha de offlap break em sistemas sedimentares progradantes (levemente modificado de Emery e Myers, 1999).

- Clinoforma oblíqua (fig. 23C1 e 23C2) – Nesse tipo de configuração, os topsets

não são preservados, servindo de área de bypass. Indica ambiente de alta energia

com possíveis depósitos de granulometria mais grossa (Veeken, 2008). Padrão sísmico

é caracterizado por ângulo de mergulho relativamente alto, com terminações em

toplap e em downlap (Mitchum Jr. et al., 1977), que indica rápida queda do nível

relativo do mar. As clinoformas oblíquas são divididas em dois padrões diferenciados.

- Clinoforma oblíqua paralela (fig. 23C1) – Esse tipo de configuração é

caracterizada pelo downlap em alto ângulo contra a superfície inferior (Mitchum Jr. et

al., 1977), com pouca mudança de direção da progradação, sugerindo um

preenchimento da bacia mais uniforme (Veeken, 2008). Esse tipo de configuração

normalmente está relacionado com ambiente de mais alta energia.

- Clinoforma oblíqua tangencial (fig. 23C2) – Esse tipo de configuração é

caracterizada pelo decréscimo gradual do ângulo do downlap até atingir a superfície

inferior (Mitchum Jr. et al., 1977). Os sedimentos são transportados eficientemente

através dos topsets e se espalham ao alcançar as clinoformas até chegar aos

bottomsets, bem desenvolvidos nesse tipo de configuração (Veeken, 2008);

- Clinoforma sigmoidal (fig. 23C3) – Padrão caracterizado pela preservação dos

topsets e dos bottomsets. Possui uma disposição lateral dos refletores em forma de

“S” com construção progressiva em direção à bacia, e apresenta na porção mais

superior da fácies sísmica uma construção agradacional que passa a uma construção

progradacional. Esse tipo de clinoforma sugere um suprimento sedimentar


36

relativamente baixo com rápida subsidência ou rápida subida relativa do nível do mar

em ambiente de baixa energia (Mitchum Jr. et al., 1977).

- Complexo sigmoidal-oblíquo (fig. 23C4) – Padrão caracterizado pela

combinação alternada de clinoformas sigmoidais e oblíquas em uma mesma fácies

sísmica. A porção mais superior da fácies sísmica é caracterizada por construções

agradacionais referentes às clinoformas sigmoidais e toplap referente às clinoformas

oblíquas, sendo interpretado como uma alternância entre regimes construtivos e de

bypass sedimentar em um ambiente de alta energia (Mitchum Jr. et al., 1977).

- Shingled (fig. 23C5) – É um padrão caracterizado por pequena espessura e

limites superiores e inferiores paralelos. Os refletores apresentam mergulhos suaves

com terminações em toplap na porção superior, e downlap na porção inferior. Esse

padrão é normalmente interpretado como depósitos de ambiente de água rasa

(Mitchum Jr. et al., 1977).

D - Caótico (fig. 23D) – Apresenta refletores discordantes sugerindo um arranjo

desordenado das superfícies de reflexão, sendo interpretados como depósitos

sedimentares de energia relativamente alta ou depósitos que originalmente

apresentavam reflexões contínuas e foram posteriormente deformados (Mitchum Jr. et

al., 1977).

E - Transparente (fig. 23D) – Caracterizado pela ausência de refletores; pode

ser interpretado como intervalos com ausência de reflexão, pacotes sedimentares com

litologia homogênea ou não estratificada ou, pacotes intensamente dobrados ou com

mergulhos muito abruptos (Mitchum Jr. et al., 1977).

F - Hummocky (fig. 23D) – Caracterizado por refletores descontínuos e

subparalelos com terminações não sistemáticas, mas que normalmente gradam

lateralmente a um padrão mais bem definido (Mitchum Jr. et al., 1977). Esse padrão

pode ser interpretado, por exemplo, como lobos de estratos interdigitados no prodelta,

área interdeltáica de águas rasas ou leques turbidíticos de sopé de talude.


37

IV.2.3.3 - Modelos de seqüências estratigráfica

Uma seqüência estratigráfica é uma unidade estratal da estratigrafia de

seqüências que corresponde ao produto deposicional final de um ciclo completo de

variações do nível de base ou trajetória de linha de costa, dependendo de onde for

empregada. O conceito de seqüência é aceito através dos limites que a definem

(Catuneanu, 2006). Cinco modelos de seqüência estratigráfica são normalmente

utilizados, todas decorrentes da seqüência deposicional original da estratigrafia

sísmica (fig. 25). Esses modelos diferem entre si principalmente no estilo do

acamamento do registro estratigráfico, usando diferentes posições para os tratos de

sistema e limites de seqüência (sequence boundary) em relação ao ciclo de trajetória

do nível de base (fig. 25).

Figura 25: Tempo de formação dos tratos de sistemas e dos limites de seqüência em cada modelo de seqüências (levemente modificado de Catuneanu, 2002).


38

Seqüência deposicional - utiliza as discordâncias subaéreas e sua conformidade

correlativa marinha como limite de seqüência. A discordâncias subaérea é formada no

estágio de descida do nível de base da bacia. De acordo com o modelo de seqüência

deposicional II, o limite de seqüência é posicionado na base dos depósitos de

regressão forçada e inclui uma porção da discordância subaérea, da conformidade

correlativa (no sentido de Posamentier et al., 1988), e da porção proximal (mais

velha) da superfície regressiva de erosão marinha (fig. 26B). De acordo com os

modelos de seqüência deposicional III e IV, o limite de seqüência é posicionado no

topo dos depósitos de regressão forçada e incluem toda a discordâncias subaérea, a

conformidade correlativa (no sentido de Hunt e Tucker, 1992) e a porção distal (mais

nova) da superfície regressiva de erosão marinha que está coberta pelos estratos de

mar baixo da regressão normal (fig. 26C).

Figura 26: Esquema ilustrando o posicionamento do Limite de Seqüência de acordo com o modelo de Seqüência Deposicional. A) arquitetura dos depósitos de regressão forçada e normal; B) posicionamento do Limite de Seqüência de acordo com o modelo de Seqüência Deposicional II; C) posicionamento do Limite de Seqüência de acordo com o modelo de Seqüência Deposicional III e IV (Catunenau, 2006).


39

Seqüência genética - utiliza a superfície de máxima inundação como limite de

seqüência, tanto na porção marinha como na porção continental da bacia sedimentar.

A seqüência estratigráfica genética é subdividida nos tratos de sistemas de mar alto

(final da subida), de mar baixo (descida e começo da subida), e transgressivo, usando

a mesma terminologia da seqüência deposicional II.

Seqüência Transgressiva-Regressiva - é limitada pela composição que inclui a

discordância subaérea na margem da bacia e a porção marinha da superfície de

regressão máxima em direção ao mar (fig. 27). O modelo reconhece o valor das

discordâncias subaéreas como limites de seqüência, mas não considera as

conformidades correlativas (superfícies do começo e final da queda do nível de base)

como parte do limite de seqüência devido a problemas no reconhecimento que eles

apresentam nas sucessões marinhas rasas (fig. 27). A conformidade correlativa do

modelo de seqüência T-R é representada pela porção da superfície de máxima

regressão.

IV.2.4 - Estimativa da ciclicidade deposicional das principais seqüências

sísmicas a partir das discordâncias

Para tal, tivemos auxílio de curvas de amplitudes de variações eustáticas, a

maioria delas deduzidas pela razão isotópica de δ18O, baseada em carapaças de

foraminíferos. Na verdade, houve grandes esforços nas últimas décadas para se obter

curvas de mudanças paleoclimáticas durante o Quaternário, através de testemunhos

continentais, marinhos e de gelo e, especialmente, de curvas de razão isotópica de

oxigênio, uma vez que tais mudanças estão diretamente relacionadas a variações

climáticas induzidas por avanços e recuos de glaciações no continente (p.ex., Imbrie

et al., 1984; Chappell e Shackleton, 1986; Labeyrie, 1987; Fairbanks, 1989; Bard et

al., 1990; Bassinot et al., 1994; Skene et al., 1998; Toscano e Lundberg, 1999;

Figura 27: Modelo esquemático ilustrando a deposição dos diferentes tratos de sistemas e a relação entre as superfícies limitantes (Catunenau, 2006).


40

Shackleton, 2000; Lambeck e Chappell, 2001; Waelbroeck et al., 2002; Siddall et al.,

2003; Cutler et al., 2003; Rabineau et al., 2006). As curvas isotópicas oferecem uma

primeira aproximação das variações glacio-eustáticas, pois refletem a relação entre o

registro isotópico e o volume de acúmulo de gelo nos continentes e/ou aumento do

volume dos oceanos (Mix e Ruddiman, 1984; Shackleton, 1987; Shackleton, 2000;

Waelbroeck et al., 2002). No entanto, deve-se obter evidências morfológicas e

sedimentares diversas, de paleo-posições de nível de mar (ex., terraços, beach rocks,

tufas, etc) para a devida calibração dessas curvas. Além disso, esses mesmos dados

devem ser corrigidos para se anular ou minimizar o efeito relacionado a movimentos

crustais verticais, decorrentes da subsidência térmica, sobrecarga sedimentar,

compactação e efeitos glacio-isostáticos, característicos de cada bacia. Deste modo,

tanto os dados geológicos quanto isotópicos isoladamente apresentam limitações para

uma reconstituição de paleo-níveis marinhos, devendo então serem usados em

conjunto e em cenários de comparação. Embora ainda existam discrepâncias entre os

métodos, este tipo de estudo conjunto tem sido bem sucedido, principalmente para

reconstituição dos níveis eustáticos a partir de 20 ka BP, usando datação direta em

corais (14 C e Th/U, Fairbanks, 1989; Chappell et al., 1996; Bard et al., 1990),

modelos glacio-hidro-isostáticos (Lambeck, 1997; Yokoyama et al., 2000; Yokoyama

et al., 2001), e mesmo modelos hidráulicos de recarga d’água (Siddall et al., 2003).

Na verdade, no caso de reconstituição de curvas de variações eustáticas de mais longa

duração, 500 ka por exemplo, poucos estudos têm usado datação direta, evidências

de campo e modelagens para se estimar paleo-amplitudes de nível de mar. Rabineau

et al. (2006) é um dos poucos exemplos de estimativas de amplitudes de variações

glacio-eustáticas para os últimos cinco períodos interglaciais, a partir de datação e de

evidências geológicas na plataforma do Golfo de Lion.

No caso da Bacia de Santos, não dispomos de evidências geológicas indicativas

de variações eustáticas durante o Quaternário. No entanto, como se trata de uma

bacia termicamente madura e com pouco aporte sedimentar relativo durante o

Quaternário, não se deve esperar movimentos verticais significativos nos últimos 500

ka que se superponham às variações das amplitudes eustáticas globais, deduzidas por

curvas isotópicas de δ18O. Deste modo, e na ausência de dados geológicos diretos, as

curvas de variações isotópicas nos fornecem um primeiro cenário de aproximação para

a correlação entre amplitudes das variações glacio-eustáticas globais e o padrão de

ciclicidade deposicional dos sistemas sedimentares plataformais durante

principalmente os últimos 500 ka. As curvas isotópicas utilizadas neste trabalho para

correlação dos ciclos eustáticos com as seqüências interpretadas são uma compilação

de curvas de vários autores, realizada por Rabineau et al. (2006, fig. 28).


41

Figura 28: Compilação dos dados de variação do nível do mar baseados na razão isotópica de δ18O calibradas pela datação de feições morfológicas, diagenéticas e orgânicas nas plataformas continentais (levemente modificado de Rabineau et al., 2006).

IV.2.5 – Confecção de mapas de isópacas

Primeiramente foi realizada a interpretação sísmica dos perfis das Operações

GEOMAR, que serviram como base de dados para a confecção de mapas de isópacas.

Para a confecção dos mapas foi necessária a digitalização de cada horizonte sísmico

interpretado nos perfis através do programa Canvas, que também serviu para o

desenvolvimento da maioria das figuras deste trabalho. Com cada horizonte sísmico

digitalizado seguiu-se o passo de georeferenciamento, realizado através de uma

tabela de equações dentro do programa Excel, feita especialmente para este trabalho.

Com os horizontes digitalizados e georeferenciados pode-se então gridar os dados no

programa GMT. Esses arquivos gridados correspondem simplesmente às

profundidades das principais superfícies sísmicas interpretadas. Para a geração de

mapas de isópacas de uma determinada seqüência sísmica foram utilizados os

arquivos das superfícies superior e inferior que limitam essa seqüência, que foram

então subtraídos um do outro (superfície limitante superior da seqüência – superfície

limitante inferior da seqüência) resultando na espessura da camada correspondente.

Todo o procedimento foi realizado utilizando-se profundidade em tempo, para a

conversão para metro utilizou-se a velocidade de onda de 1600 m/s.

_______________________________________________ _ Capítulo V - Resultados

42

Capítulo V

Resultados:

Arcabouço estratigráfico do topo da seção sísmica da plataforma

continental da porção nordeste da Bacia de Santos

Os resultados apresentados neste capítulo se referem à investigação sísmica da

seção sedimentar mais superficial (~300 ms) da plataforma continental da porção

nordeste da Bacia de Santos, e se organizam em torno de quatro itens principais:

(V.1) Morfologia da plataforma continental da porção nordeste da Bacia de Santos;

(V.2) Arquitetura sísmica do topo da seção sedimentar da plataforma continental da

porção nordeste da Bacia de Santos; (V.3) Distribuição espacial e variabilidade lateral

das seqüências sísmicas do Conjunto II; e, (V.4) Correlação cronoestratigráfica.

V.1 - Morfologia da plataforma continental da porção nordeste da Bacia de Santos

A área de estudo compreende a porção nordeste da Bacia de Santos, entre a Ilha

de São Sebastião, a oeste, e o Alto de Cabo Frio, a leste, perfazendo uma área

submersa de cerca de 350 km de extensão ao largo do Estado do Rio de Janeiro (fig.

29).

A linha de costa da área possui uma orientação aproximada E-W, enquanto a

linha de quebra da plataforma continental apresenta uma série de irregularidades

(reentrâncias e protuberâncias), mas adquirindo uma orientação geral NE-SW,


43

resultando numa maior largura na porção oeste da área, ao largo da Ilha de São

Sebastião (fig. 29).

Figura 29: Mapa batimétrico regional da porção nordeste da Bacia de Santos. Os dados batimétricos utilizados são uma compilação de dados de batimetria predita com resolução de 30 segundos (GEBCO- General Bathymetric Chart of the Oceans, GEBCO_08 Grid - version 20090202) e dados de folhas de bordo fornecidos pelo Centro Hidrográfico da Marinha do Brasil-CHM (porção da área entre a costa e a quebra de plataforma entre aproximadamente Ilha Grande e Cabo Frio).

A variação da largura e da morfologia da plataforma continental ao largo do

Estado do Rio de Janeiro pode ser mais claramente observada através dos perfis

morfológicos extraídos dos dados batimétricos: na porção mais a leste (próximo à

Lagoa de Araruama e Cabo Frio), a plataforma alcança sua largura mínima, de cerca

de 75 km, e gradiente da ordem de 0,05º (perfis A e B da figura 30), apresentando as

menores profundidades de quebra de plataforma, com aproximadamente 160 m de

profundidade (perfil A da figura 30); enquanto no centro-oeste da área (à frente da

Ilha de São Sebastião e da Baía de Ilha Grande), a plataforma atinge sua largura

máxima de cerca de 125 km (perfil F e H da figura 30) com gradientes maiores, da

ordem de 1º, em frente à Ilha de São Sebastião (perfil H da figura 30). Para o oeste

da área, a quebra da plataforma se aprofunda progressivamente, acompanhando o


44

aumento de largura, até atingir cerca de 180 m de profundidade ao largo da Baía de

Sepetiba (perfil F da figura 30).

Figura 30: Série de perfis morfológicos extraídos dos dados batimétricos gridados (GEBCO - General Bathymetric Chart of the Oceans, GEBCO_08 Grid -version 20090202), ilustrando as dimensões, gradientes, profundidades de quebra e variações morfológicas da plataforma continental ao largo do Estado do Rio de Janeiro, porção nordeste da Bacia de Santos. Localização dos perfis na figura 29.


45

A plataforma continental ao largo do Estado do Rio de Janeiro apresenta também

variações marcantes nos traços morfológicos locais no sentido plataforma rasa-

plataforma externa, além de variações significativas na morfologia da região de borda

de plataforma-talude superior, variável regionalmente no sentido leste-oeste:

(1) variações morfológicas no sentido plataforma rasa-plataforma externa. A

plataforma continental da área de estudos pode ser dividida em dois setores

morfológicos claramente definidos em termos da batimetria de detalhe: um setor mais

raso de morfologia mais suave, englobando a plataforma interna, e um setor mais

profundo, de morfologia residual bastante irregular, representado pela plataforma

média e externa (figs. 31 e 32). A cota batimétrica de -100 m marca regionalmente o

limite aproximado entre os dois domínios.

Figura 31: Mapa simplificado ilustrando os principais domínios morfológicos da plataforma continental ao largo do Estado do Rio de Janeiro: domínio de plataforma interna-média morfologicamente marcada por feições deposicionais; e domínio de plataforma externa composta por feições irregulares. A cota batimétrica de -100 m marca regionalmente o limite entre os dois domínios (linha pontilhada). Os dados batimétricos utilizados são uma compilação de dados de batimetria predita da GEBCO - General Bathymetric Chart of the Oceans (GEBCO_08 Grid, version 20090202) e dados de folhas de bordo fornecidos pelo Centro Hidrográfico da Marinha do Brasil-CHM, correspondendo à porção da área entre a costa e a quebra de plataforma entre aproximadamente Ilha Grande e Cabo Frio.

________________________________________________ Capítulo V - Resultados

46

Figura 32: Detalhes de perfis sísmicos monocanais (seções em tempo) ilustrando a variação da morfologia da plataforma continental da porção nordeste da Bacia de Santos. A área em cinza representa o domínio morfológico mais irregular. Localização dos perfis morfológicos na figura 31.


47

O setor da plataforma interna é caracterizado pela existência de morfologias

convexas de fundo submarino, sem a presença de feições erosivas mapeáveis no nível

de resolução dos dados batimétricos e sísmicos (sísmica monocanal sparker 500-1000

J). Esta morfologia resulta em setores de fundo submarino abaulados, cujos limites

externos acompanham regionalmente o traçado das isóbatas de -50 m (fig. 33) e -100

m (fig. 34), que logo se distanciam da costa e se alargam no sentido E-W da área de

estudos (figs. 31, 32, 33 e 34).

Figura 33: Detalhes de perfis sísmicos monocanais (seções em tempo) ilustrando o fundo submarino de morfologia suave e convexa, que caracteriza a batimetria da plataforma continental interna (até cerca de 50 m de profundidade) da porção nordeste da Bacia de Santos. Localização na figura 31.

Figura 34: Detalhes de perfis sísmicos monocanais (seções em tempo) ilustrando o fundo submarino de morfologia suave e convexa, que caracteriza a batimetria da plataforma continental interna (até cerca de 100 m de profundidade) da porção nordeste da Bacia de Santos. Localização na figura 31.


48

O setor da plataforma média-externa se caracteriza morfologicamente pela

evidente presença de irregularidades locais com desnível morfológico marcante:

abaixo da cota batimétrica de -100 m, observa-se zonas com feições de fundo

altamente irregulares (figs. 31 e 32), com presença de escarpamentos de extensão e

altura variáveis (figs. 35 e 36). A maioria das escarpas é paralela à quebra da

plataforma e apresenta alturas de até 19m de altura sobre a plataforma (fig. 36).

Alguns escarpamentos são oblíquos ou mesmo perpendiculares às isobátas e

delimitam depressões morfológicas de forma, grosso modo, circulares ou elípticas,

com tendência a alinharem-se às isóbatas (fig. 36). Sobre esses escarpamentos

podem ainda ser observadas pequenas irregularidades que caracterizam um relevo

corrugado às feições plataformais (fig. 36). Essas pequenas irregularidades de fundo

podem ser observadas sobre feições de preenchimento e também sobre

escarpamentos.

Figura 35: Mapa batimétrico regional da porção nordeste da Bacia de Santos e localização de perfis sísmicos. Os dados batimétricos utilizados são uma compilação de dados de batimetria predita (GEBCO - General Bathymetric Chart of the Oceans, GEBCO_08 Grid - version 20090202) e dados de folhas de bordo fornecidos pelo Centro Hidrográfico da Marinha do Brasil-CHM (porção da área entre a costa e a quebra de plataforma entre aproximadamente Ilha Grande e Cabo Frio).


49

Figura 36: Detalhes de perfis sísmicos monocanais (seções em tempo) ilustrando os traços morfológicos que caracterizam o fundo submarino do setor da plataforma continental média-externa (a partir de cerca de -100 m de profundidade) da porção nordeste da Bacia de Santos. Localização na figura 35.

(2) variações morfológicas na região de borda de plataforma-talude superior. De

forma geral, a região de borda de plataforma-talude superior apresenta mudanças

abruptas de gradiente de fundo submarino, com valores em torno de 1,9º (fig. 37).

Mas a região de borda de plataforma é também marcada por um linha de quebra

bastante sinuosa que ilustra, regionalmente, amplas zonas de indentação e de

protuberância (fig. 35). As zonas de indentação, e recuo da linha de quebra de

plataforma, são acompanhadas de um talude superior escalonado formando

patamares entre as profundidades de aproximadamente 500-900 m, observados nos

perfis de sísmica multicanal 2D (PM nas figuras 35 e 37A). Nas zonas de quebra mais

protuberantes, o talude apresenta alto gradiente porém mais contínuo (figs. 35 e


50

37B). Em ambos os casos, ou seja, ao longo de toda região de quebra de plataforma,

o fundo é impactado por escarpamentos erosivos mais superficiais, mapeáveis

somente nos perfis sísmicos de mais alta resolução (dados GEOMAR). Neste caso,

representam o produto de processos de instabilidade gravitacional de fundo e

remobilização das camadas sedimentares mais superiores, formando escarpas

erosivas de desnível da ordem de algumas dezenas de metros, que delimitam zonas

de cabeceiras com cicatrizes de remoção que afetam toda a região de quebra de

plataforma continental (figs. 37C e 37D). Localmente, como ao largo da Baía de

Sepetiba, tais escarpas podem atingir até cerca de 100 m de altura, quando aparecem

associadas a planos de escarpas de falhas associadas às rotações de blocos (fig. 37C).

Desta forma, toda a região de quebra de plataforma (zonas de indentações e de

protuberâncias) é impactada por escarpamentos erosivos oriundos de processos

gravitacionais.

Figura 37: Detalhes de seções sísmicas em tempo ilustrando os traços morfológicos mais marcantes da região de quebra de plataforma-talude superior: sísmica multicanal 2D nos detalhes A e B; e sísmica monocanal GEOMAR nos detalhes C e D. Localização na figura 35.


51

V.2 - Arquitetura sísmica do topo da seção da plataforma continental da porção nordeste da Bacia de Santos

A análise sismo-estratigráfica de cerca de 5.000 km de sísmica monocanal

sparker (fig. 38) permitiu a subdivisão da seção estratigráfica mais superior da porção

nordeste da Bacia de Santos em unidades sísmicas claramente definíveis, limitadas

acima e abaixo por superfície lateralmente contínuas na escala de toda a plataforma

continental.

Figura 38: Mapa de localização da perfilagem sísmica GEOMAR utilizada neste trabalho, com posicionamento de detalhes de linhas sísmicas apresentadas nesta seção. Batimetria predita de Smith e Sandwell (1997).

A interpretação sísmica revela um padrão arquitetural composto pelo

empilhamento de oito seqüências sísmicas principais, nomeadas, da mais antiga para

mais nova, de SqC, SqB, SqA, Sq1, Sq2, Sq3, Sq4 e Sq5 (fig. 39, Maia et al.,

submetido). Essas seqüências apresentam um padrão deposicional dominantemente

progradacional, definido pelo contínuo deslocamento dos offlap breaks de cunhas


52

sedimentares plataformais (clinoformas) em direção à bacia mais profunda. De acordo

com a geometria das clinoformas e com os elementos arquiteturais dos estratos

internos, as seqüências sísmicas foram agrupadas em dois conjuntos estratigráficos

distintos, identificados como Conjunto I (seqüências sísmicas SqA a SqC) e Conjunto

II (seqüências sísmicas Sq1 a Sq5), separados pela superfície S1.

Figura 39: Perfil sísmico monocanal (seção Geomar XVI em tempo) ilustrando as seqüências sísmicas e seu padrão de empilhamento que caracteriza o arcabouço estratigráfico da seção rasa da plataforma continental da porção nordeste da Bacia de Santos. As setas brancas representam as principais terminações de refletores identificadas. Localização na figura 38.

As oito seqüências sísmicas identificadas são limitadas por horizontes

subparalelos ou levemente inclinados em direção à bacia, expressos por superfícies

bastante irregulares, identificadas como SB, SA, S1, S2, S3, S4 e S5. De forma geral,

a superfície topo de cada seqüência do Conjunto I (refletores SB, SA e S1) é

representada por horizontes levemente erosivos na plataforma interna, gradando em

direção à plataforma externa para horizontes mais fortemente erosivos, marcados em

alguns casos pela terminação em toplap dos refletores internos das seqüências

subjacentes (figs. 39 e 40). Por outro lado, a superfície topo de cada seqüência do

Conjunto II (refletores S1 a S5) apresenta características mais erosivas que as

superfícies mais antigas da área (como as superfícies SB e SA) e são levemente

escalonadas e truncam as seqüências sísmicas subjacentes Sq1 a Sq4, numa relação

de toplap de alto ângulo. (figs. 39 e 41). Finalmente, a superfície S1 que separa os

dois conjuntos estratigráficos I e II definidos acima, é caracterizada por um refletor de

grande amplitude, ilustrando uma superfície facilmente mapeável na escala regional

das linhas sísmicas disponíveis (fig. 39).


53

V.2.1 - Conjunto I

V.2.1.1 - Elementos arquiteturais das seqüências sísmicas SqA, SqB e SqC

As seqüências que compõem o conjunto estratigráfico inferior (Conjunto I,

representado em escala de cinza nas figuras 39 e 40) são facilmente identificadas no

setor leste da plataforma da área de estudo, mas pobremente imageadas no setor

central e oeste, devido à presença de fortes reflexões múltiplas que as mascaram,

e/ou à fraca penetração e retorno do sinal acústico (fig. 40A). Onde mapeáveis, os

dados sísmicos mostram que as seqüências SqA, SqB e SqC são compostas, na

plataforma interna, por um conjunto de unidades sísmicas plano-paralelas (PP na

figura 40B) e em alguns casos, por feições de clinoformas oblíquas paralelas (COP na

figura 40C). Na plataforma externa essas seqüências são compostas por clinoformas

sigmoidais (CS na figura 40), caracterizadas por uma pequena divergência de

refletores em alto ângulo (~0,6 – 0,7º) na plataforma externa (fig. 40D). No setor

leste da plataforma, onde são mais visíveis, as unidades sísmicas SqA, SqB e SqC

podem gradar em direção à bacia para clinoformas oblíquas tangenciais (COT na

figura 40E, de acordo com a classificação de Mitchum et al., 1977), compondo cunhas

sedimentares progradacionais com ângulos relativamente altos (~0,7º) e de

espessuras que alcançam 30-40 m na plataforma média (fig. 40B e 40C) e 70-80 m

no nível do respectivo offlap break (fig. 40E) (para uma velocidade intervalar estimada

de 1600 m/s).

V.2.2 - Conjunto II

As seqüências sísmicas que compõem o conjunto estratigráfico superior

(Conjunto II, nomeadas da mais antiga para a mais nova de Sq1 a Sq5, e

apresentadas em cores nos perfis) são lateralmente correlacionáveis na escala

regional de toda a área de estudo entre Cabo Frio e Ilha de São Sebastião. Essas

seqüências sísmicas diferem das seqüências inferiores que compõem o Conjunto I,

sendo compostas dominantemente por clinoformas oblíquas paralelas na plataforma

média e tangenciais na plataforma externa/talude superior que se espessam em

direção à bacia, limitadas acima e abaixo por truncamentos erosivos, apresentando

internamente altos ângulos das terminações em toplap. Ao contrário das seqüências

sísmicas do Conjunto I, as seqüências que compõem o Conjunto II (Sq1–Sq5)

apresentam maior variação de espessura no sentido plataforma-bacia.


54

Figura 40: Detalhes de seções sísmicas em tempo ilustrando os elementos arquiteturais das seqüências sísmicas SqA, SqB e SqC (Conjunto I). Localização na figura 38.

V.2.2.1 - Elementos arquiteturais da seqüência sísmica Sq1

A seqüência sísmica Sq1 representa a seqüência mais basal do Conjunto II,

sendo restrita à região de borda da plataforma. A seqüência se desenvolve sobre a

superfície S1 e é limitada no seu topo por um truncamento erosivo representado pela

superfície S2, uma superfície bastante irregular que mergulha em direção à bacia (fig.

41).

A seqüência é composta por clinoformas oblíquas tangenciais (COT na fig. 41)

com refletores internos de alto ângulo (até ~0,85º, na porção leste da área, próximo à

Lagoa de Araruama), que terminam em toplap contra a superfície topo S2 e se

paralelizam em direção à bacia mais profunda. Estas clinoformas desenvolvem cunhas

sedimentares progradacionais que podem alcançar uma espessura máxima de 70-80

m no nível de seu offlap break.


55

Figura 41: Linedrawing interpretativo de linha sísmica, ressaltando os elementos arquiteturais que configuram a seqüência sísmica Sq1. Localização na figura 38.


A seqüência sísmica Sq2 é também de distribuição lateral restrita, embora seu

limite interno remonte à plataforma média recobrindo a seqüência Sq1. A seqüência

se desenvolve sobre a superfície S2 e é limitada no seu topo por um truncamento

erosivo representado pela superfície S3. Esta superfície mergulha em direção à bacia e

é bastante irregular (fig. 42), apresentando em alguns locais morfologia escalonada,

sob forma de degraus sucessivos (fig. 42).


A seqüência Sq2 é caracterizada por clinoformas oblíquas paralelas na

plataforma média (COP na fig. 43) que gradam a clinoformas oblíquas tangenciais na

plataforma externa/talude superior (COT na fig. 42). As clinoformas são geralmente

pouco espessas (com apenas alguns metros) na região de plataforma média, com

refletores internos de baixo ângulo (0,2º-0,5º) que terminam em downlap contra a

superfície basal S2 e tem toplap contra a superfície S3. Em direção à borda de


56

plataforma, as clinoformas apresentam refletores internos de mais alto ângulo (0,5º-

0,8º) que são truncados no topo pela superfície S3. Os refletores internos que tendem

a se paralelizar sob o talude superior, resultam em cunhas progradantes com

espessuras que podem chegar a 110 m, na posição do offlap break da seqüência Esta

seqüência apresenta ainda um unidade sísmica basal formada por refletores em

possível onlap contra a superfície inferior (superfície S2), truncados no seu topo por

superfície erosiva (linha pontilhada em vermelho na figura 43).

Figura 43: Detalhes de seção sísmica em tempo ilustrando os elementos arquiteturais da seqüência sísmica Sq2. Localização na figura 38.


A seqüência Sq3 se empilha sobre as seqüências Sq1 e Sq2, formando também

uma seqüência de extensão limitada em direção ao continente, recobrindo porções

mais distais da plataforma. Mas a seqüência Sq3 termina a montante com um alcance

progressivamente mais próximo ao continente em relação às seqüências Sq1 e Sq2

(fig. 44). Ela se desenvolve sobre a superfície S3 e é limitada no seu topo pela

superfície S4. Esta superfície é bem mais irregular que as anteriormente descritas e

também mergulha em direção à bacia. Em alguns locais a superfície apresenta uma

morfologia fortemente escalonada, delineando degraus sucessivos (fig. 45A). As

superfícies S2, S3 e S4, embora sejam as superfícies topo de seqüências sísmicas de

extensão limitada à montante, se amalgamam à superfície S1 localizada abaixo, e se

tornam superfícies erosivas de escala regional (fig. 44).

Além disso, sobre a região da plataforma continental, a seqüência Sq3 apresenta

grande variedade lateral de fácies sísmicas. Proximamente à costa, a seqüência

apresenta forma externa tabular e refletores internos plano-paralelos no setor leste da

área (fig. 44), e reflexões internas caóticas com múltiplas canalizações no setor oeste

(fig. 45B). Na plataforma média de toda a área, a seqüência grada para fácies

sísmicas progradantes que podem chegar a 32 m de espessura, caracterizadas por

clinoformas obliquas paralelas (COP na fig. 44) de baixo ângulo, com refletores

internos que terminam em downlap contra a superfície S3 e são truncados em toplap


57

pela superfície S4 (fig. 44). Em alguns perfis foi possível o reconhecimento de

pequenas feições deposicionais prismáticas com aproximadamente 18m de espessura

inseridas na base da seqüência Sq3 (fig. 45C). Na região de plataforma externa/talude

superior a seqüência exibe clinoformas oblíquas tangenciais com refletores de alto

ângulo (COT na fig. 44). No setor leste da plataforma, são ainda observados refletores

contorcidos e caóticos em regiões de taludes íngremes, indicativos da ocorrência de

movimentos de massa e da transferência sedimentar de origem gravitacional para a

bacia mais profunda (fig. 45A)


Figura 45: Detalhes de seções sísmicas em tempo ilustrando os elementos arquiteturais da seqüência sísmica Sq3 . Localização na figura 38.


58


A seqüência Sq4 se distingue das demais seqüências descritas acima tanto por

sua distribuição espacial como pelas fácies sísmicas internas. Esta seqüência

apresenta expressão plataformal, se estendendo continuamente da região costeira à

borda de plataforma. A seqüência se desenvolve sobre a superfície S4 e é limitada no

seu topo pela superfície S5, que representa o próprio fundo submarino por quase toda

sua extensão. A superfície S5 apresenta o mesmo alto grau de irregularidade

morfológica que a superfície basal S4, e também mergulha em direção à bacia (fig.

46); ela pode ser fortemente escalonada na plataforma externa, delineando degraus

sucessivos (fig. 46). Em alguns locais de plataforma externa, a superfície S4 é

fortemente impactada por erosão, formando amplas depressões preenchidas ou não

(fig. 36 do item V.1-Morfologia).


A seqüência Sq4 é também aquela que exibe a maior variabilidade de fácies

sísmicas dentre as seqüências observadas na área de estudos. Na região de

plataforma interna, a seqüência apresenta forma externa tabular, apresentando

internamente refletores plano-paralelos no setor leste (figs. 46 e 47A) e refletores

caóticos com múltiplas canalizações no setor oeste (fig. 47B). Além disso, a seqüência

Sq4 é constituída principalmente por unidades sísmicas de forma externa tabular e

refletores internos plano-paralelos ao longo de toda a plataforma média e externa da

área, com espessuras de ~20-25 m na plataforma média, passando a 33-65 m na

plataforma externa (fig. 46). Diferentemente das demais, apenas na região de quebra

de plataforma/talude superior a seqüência grada para clinoformas com refletores

internos inclinados. Os refletores dessas clinoformas oblíquas tangenciais (COT na fig.

46) apresentam variações de gradientes ao longo da plataforma: no setor leste, a

inclinação é de cerca de 0,56º próximo ao offlap break da seqüência e de 2,13º no


59

talude superior; enquanto no setor oeste a inclinação é de 0,4º próximo ao offlap

break e de e de 1,15º no talude superior. Este conjunto de fácies sísmicas ilustra uma

seqüência de mais forte componente agradacional que as demais, enquanto a

contribuição de unidades progradantes é relativamente restrita ao talude mais

superior (fig. 46).

Figura 47: Detalhes de seções sísmicas em tempo ilustrando os elementos arquiteturais da seqüência sísmica Sq4. Localização na figura 38.

Na porção superior da seqüência Sq4 pode ser observada uma feição côncava

contínua ao longo de toda a área de estudo, já descrita no subitem V.1-Morfologia.

Essa feição apresenta refletores internos progradantes caracterizando um prisma

situado na plataforma média e acompanha aproximadamente a cota batimétrica de

-100 m (fig. 48 e 49).



60

Figura 49: Mapa batimétrico ilustrando a distribuição geográfica da feição prismática que compõe o topo da seqüência Sq4 (fig. 48) e que imprime a morfologia abaulada da plataforma continental até aproximadamente a cota batimétrica de –100 m.


A seqüência Sq5 também se distingue na sucessão estratigráfica da plataforma

por sua distribuição espacial e por suas fácies sísmicas. Trata-se da seqüência sísmica

de distribuição mais irregular na área e a de menor espessura (nunca excedendo cerca

de 15-20 m, figs. 50 e 51).

A seqüência se desenvolve localmente sobre a superfície S5. Na plataforma

interna, ela consiste em uma unidade sísmica com forma externa prismática,

formando uma unidade contínua ao longo de toda a costa ao largo do Estado do Rio

de Janeiro, seguindo aproximadamente a cota batimétrica de -50 m e apresentando

espessura de até 18m (figs. 50, 51A e 52). Na plataforma, a seqüência é distribuída

em domínios isolados: como feições prismáticas de forma externa de dunas

assimétricas, formando corpos isolados da ordem de 10 m de espessura (fig. 51B), ou

como feições de preenchimento sedimentar capeadas, ou não, por construções


61

carbonáticas que conferem uma caracteristica corrugada ao relevo (fig. 51C); na

região de borda de plataforma, quando presente, apresenta-se como unidades de

preenchimento sedimentar em depressões esculpidas na superfície S4 (figs. 50 e

51D).




62

Figura 52: Mapa batimétrico ilustrando a distribuição geográfica da feição prismática que compõe a seqüência Sq5 junto à costa, imprimindo uma morfologia abaulada que acompanha aproximadamente a cota batimétrica de –50 m.

V.3 - Distribuição espacial e variabilidade lateral das seqüências sísmicas do Conjunto II

Como padrão geral, as seqüências sísmicas que compõem o Conjunto I se

empilham verticalmente, compondo uma cunha progradacional de expressão

plataformal, com unidades agradacionais que totalizam cerca de 200 ms de espessura

(~160 m na plataforma média), enquanto os prismas na posição de borda de

plataforma progradaram por até cerca de 25 km em direção offshore, na porção leste

da área de estudos, próximo a Cabo Frio. Entretanto, como as seqüências sísmicas

SqA-SqC são sub-imageadas regionalmente, a apresentação dos resultados sobre a

distribuição espacial e variabilidade lateral das seqüências sísmicas identificadas neste

estudo focalizará apenas as seqüências sísmicas do Conjunto II, reconhecidas em toda

a área de estudos.


63

A interpretação e correlação regional das seções sísmicas (fig. 25 e exemplos

nas figs. 54, 55, 56, 57, 58, 59, 60, 61 e 62) permitiu a confecção de mapas de

isópacas que mostram que as 4 seqüências sísmicas Sq1-Sq4 que compõem o

Conjunto II exibem não só variação de espessura na direção dip, mas também

variações no padrão de empilhamento e nas fácies sísmicas das seqüências no sentido

E-W da área de estudos, entre Cabo Frio e Ilha de São Sebastião.

Figura 53: Mapa de localização da perfilagem sísmica GEOMAR utilizada neste trabalho, com posicionamento das linhas sísmicas apresentadas nesta seção. Batimetria predita de Smith e Sandwell (1997).

________________________________________________ _ Capítulo V - Resultados

64

Figura 54: Perfil sísmico dip da base de dados GEOMAR, destacando os principais elementos arquiteturais. O perfil sísmico foi interpretado segundo os conceitos fundamentais da estratigrafia sísmica e de seqüências. Localização na figura 53.


65



66



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70



71



72

Figura 62: Perfil sísmico strike da base de dados GEOMAR, destacando os principais elementos arquiteturais. O perfil sísmico foi interpretado segundo os conceitos fundamentais da estratigrafia sísmica e de seqüências. Localização na figura 53.

______________________________________________ Capítulo V - Resultados

73

V.3.1 - Seqüência Sísmica Sq1

O mapa de isópacas da seqüência Sq1 (fig. 63) ilustra a distribuição regional da

seqüência na área de estudos, ocupando porções equivalentes à plataforma média-

externa atual. A posição do alcance proximal da seqüência em direção à costa

(posição do landward pinchout) varia significativamente de leste a oeste: o alcance

proximal da seqüência está localizado a uma distância mínima de 43 km da costa no

setor oeste, chegando no entanto a distanciar-se de cerca de 70 km da linha de costa

no setor leste (fig. 63). O traço da linha de alcance proximal da seqüência, de

configuração irregular, evidencia uma bacia mais ampla na região centro-oeste da

área, entre aproximadamente a Ilha de São Sebastião e a Baía de Ilha Grande, sob

forma de um marcante embaiamento. Em alguns casos, falhas normais lístricas

relacionadas à movimentação do sal aptiano podem afetar localmente a seqüência,

eventualmente exercendo controle tectônico na localização do limite proximal e na

espessura local da seqüência (figs. 56, 57, 60, 61 e 63).

Na plataforma média, a maior espessura da seqüência Sq1 é de cerca de 24,5

m, a uma profundidade de 130 m de lâmina d’água localizada no embaiamento da

bacia no setor oeste (fig. 59). Mas os depocentros da seqüência localizam-se na região

de borda de plataforma, situados próximos à posição do offlap break, resultando numa

configuração alongada que acompanha as isobatimétricas, parecendo inclusive se

espessar na região do talude, para fora da região de estudos (fig. 63). No setor leste,

a espessura da seqüência na altura de seu offlap break chega a atingir 83 m (fig. 54),

enquanto no extremo oeste da área (à frente da Baía de Ilha Grande), a espessura do

depocentro pode chegar a 66 m (fig. 59). No entanto, o principal depocentro está

localizado na porção oeste da área, entre a Ilha de São Sebastião e a Baía de Ilha

Grande, claramente observado em seções strike (fig. 62). A espessura máxima nesse

depocentro não pôde ser determinada pois a penetração máxima do sinal sísmico não

alcança a base da seqüência Sq1 (superfície S1), mas os sedimentos da seqüência

preenchem uma ampla depressão erosiva de cerca de 75 km de largura, resultando

numa espessura máxima inferida da ordem 175 m (fig. 62).

Considerando a posição dos offlap breaks entre as superfícies basal S1 e topo S2

da seqüência Sq1, pode-se medir valores de alargamento e progradação da

plataforma continental bastante distintos entre os setores leste e oeste da área de

estudos: no setor leste, o avanço da linha de offlap break chega a no máximo 5 km,

enquanto no setor oeste, a plataforma preservada avançou por até cerca 9,5 km

(valores medidos na posição dos perfis sísmicos disponíveis, fig. 63).

A quantidade de progradação é também acompanhada da variação na

arquitetura interna da seqüência Sq1. No setor de menor progradação a leste, a


74

inclinação dos refletores internos da seqüência é de cerca de 0,45º próximo à posição

do offlap break da seqüência (fig. 56) e de 2,16º no talude superior (fig. 54);

enquanto no setor oeste de maior progradação da seqüência, a inclinação dos

refletores diminui para 0,27º (fig. 59) na altura de seu offlap break e para cerca 0,6º

no talude superior (fig. 59).

Figura 63: Mapa de isópacas da seqüência sísmica Sq1 na plataforma continental ao largo do Estado do Rio de Janeiro, porção nordeste da Bacia de Santos (valor estimado de velocidade intervalar de 1.600 m/s, segundo medições em ambientes semelhantes de mesma idade, Lobo et al., 2005).


A seqüência Sq2 distribui-se regionalmente a partir de porções da plataforma

interna-média atual. A posição do alcance da seqüência em direção à costa (posição

do landward pinchout) varia de leste a oeste de forma semelhante à distribuição da

seqüência Sq1: localiza-se a uma distância entre 23-30 km da costa no setor oeste, à


75

frente da Baia de Sepetiba; enquanto para leste da área distancia-se da linha de costa

atual cerca de 46 km (fig. 64). O traço irregular da linha de alcance proximal da

seqüência configura uma bacia mais ampla na região centro-oeste da área, entre

aproximadamente a Ilha de São Sebastião e Baía de Guanabara, marcando um

embaiamento mais amplo que aquele denotado pelo limite proximal da Sq1. Falhas

normais lístricas relacionadas à movimentação do sal aptiano afetam também

localmente o limite da seqüência, eventualmente exercendo controle tectônico na

localização de seu alcance proximal e na sua espessura local (figs. 56, 57, 60, 61 e

64).


Na plataforma média, a maior espessura da seqüência Sq2 é de cerca de 31,6m,

a profundidade de cerca de 130 m de lamina d’água localizada próxima ao


76

embaiamento do setor centro-oeste da bacia, (fig. 59), enquanto no setor leste a

espessura sobre a plataforma é da ordem de 20 m de espessura na mesma

profundidade (fig. 54). Da mesma forma que na seqüência Sq1, os depocentros da

seqüência Sq2 localizam-se na região de borda de plataforma, situados próximas à

posição de seu offlap break. Mas na seqüência Sq2 os depocentros de borda de

plataforma são segmentados em múltiplos depocentros isolados, com espessura na

altura da linha de offlap break podendo chegar a 110 m (fig. 54), enquanto fora dos

depocentros não ultrapassa 30 m. Um dos principais depocentros está também

localizado na porção oeste da área, entre a Ilha de São Sebastião e a Baía de Ilha

Grande, superpondo-se ao principal depocentro da seqüência Sq1, onde atinge cerca

de 120 m de espessura (fig. 62).

Considerando a posição dos offlap breaks entre a superfície basal S2 e a

superfície topo S3 da seqüência Sq2, pode-se medir valores de alargamento e

progradação da plataforma continental bastante distintos entre regiões de depocentros

e fora deles, de respectivamente 23 km e apenas 3 km (fig. 64).

Variações na inclinação interna dos refletores acompanham variações na

quantidade de progradação da seqüência: da mesma forma que na seqüência Sq1,

regiões marcadas por menor progradação apresentam aqui valores de inclinação de

refletores de aproximadamente 0,3º na plataforma externa (fig. 54), de 0,54º

próximo à linha de offlap break da seqüência (fig. 56) e de 2,15º no talude superior

(fig. 54). Já no setor oeste, o gradiente é 0,2º na plataforma externa (fig. 58), 0,5º

próximo à linha de offlap break (fig. 59) e 0,85º no talude superior (fig. 58).


A distribuição regional da seqüência Sq3 é significativamente mais homogênea

na área de estudos que a distribuição espacial das seqüências Sq1 e Sq2, recobrindo

uma região mas vasta da plataforma continental. O limite do alcance da seqüência em

direção à costa (posição do landward pinchout) localiza-se bem mais proximalmente

que no caso das seqüências anteriores, a uma distância máxima de aproximadamente

20 km no setor leste da área (fig. 65), seguindo um traço de forma regular que

acompanha, grosso modo, a direção e traçado da própria linha de costa em toda sua

extensão para oeste (fig. 65).


77


Diferentemente das anteriores, a seqüência Sq3 recobre quase toda a região de

plataforma continental, embora a maior espessura da seqüência também se encontre

localizada no setor oeste da bacia, onde se pode observar espessura de cerca de 29m,

a profundidade de cerca de 130 m de lamina d’água (fig. 59). Além disso, sobre a

região da plataforma continental, a seqüência Sq3 apresenta grande variedade lateral

de fácies sísmicas. Próximo à costa, ela apresenta forma externa tabular e refletores

internos plano-paralelos no setor leste da área, passando a reflexões internas caóticas

com múltiplas canalizações no setor oeste. Em seguida, a seqüência grada para fácies

sísmicas progradantes (clinoformas obliquas paralelas de baixo ângulo) na plataforma

média de toda a área, e clinoformas oblíquas tangenciais de alto ângulo na plataforma

externa/talude em toda a área de estudo. No setor leste, a inclinação dos refletores

internos é de aproximadamente 0,23º na plataforma externa (fig. 54), 0,85º próximo

à linha do offlap break da seqüência (fig. 56) e de 2,16º no talude superior (fig. 54).


78

Já no setor oeste o gradiente é 0,21º na plataforma externa (fig. 58), 0,58º próximo à

linha do offlap break (fig. 58) e 0,87º no talude superior (fig. 59).

Da mesma forma que nas seqüências Sq1 e Sq2, os depocentros da seqüência

Sq3 localizam-se na região de borda de plataforma, situados próximas à posição de

seu offlap break. Neste caso, a configuração do depocentro é mais contínua que o da

seqüência Sq2, com um depocentro principal que se desloca para a porção leste da

área de estudos, aproximadamente entre Baía de Guanabara e Laguna de Saquarema

(fig. 65), apresentando espessura na altura de seu offlap break que pode chegar a

140 m (fig. 56). No restante da área, o depocentro de borda de plataforma não

ultrapassa 85 m de espessura (fig. 59).


A seqüência Sq4 estende-se continuamente da região costeira à região da

plataforma externa (fig. 66) e apresenta espessuras significativas sobre a região de

plataforma continental, com cerca de 36m no setor oeste, a profundidade equivalente

de 130 m de lamina d’água (fig. 60), e 25 m de espessura no setor leste, à mesma

profundidade (fig. 54). A maior espessura da seqüência na porção oeste da plataforma

continental, aproximadamente à frente da Baía da Ilha Grande, revela ainda a feição

de um largo “corredor”. Este corredor é acompanhado em direção offshore de um

depocentro na borda da plataforma (fig. 66), superposto a um dos depocentros

principais da área desde pelo menos a deposição da seqüência sísmica Sq1. Mas como

nas demais seqüências, a maior espessura da Sq4 encontra-se na região de borda de

plataforma, próxima à posição de seu offlap break, onde a espessura máxima

mensurada atinge 65 m em frente à Baía de Ilha Grande (fig. 59).

O avanço da posição do offlap break referente à seqüência Sq4 (entre a

superfície S4 até a superfície S5) foi de aproximadamente 5 km na maior parte da

área de estudos, exceto na região entre a Baía de Sepetiba e a Baía de Guanabara,

onde ocorreu um avanço máximo da plataforma de cerca de 10 km, e no extremo

leste da área onde não houve avanço mensurável da linha de offlap break (fig. 66). A

variação no avanço da progradação da plataforma é acompanhada de variações na

inclinação dos refletores internos da seqüência: o setor leste de menor progradação,

apresenta maiores inclinações dos refletores internos das clinoformas (0,56º próximo

ao offlap break da seqüência e de 2,13º no talude superior, fig. 54), enquanto as

porções de maior progradação do setor centro-oeste são marcadas por uma leve

suavização na inclinação dos refletores internos das clinoformas (0,4º próximo ao


79

offlap break, fig. 59 e 1,79º no talude superior, fig. 58). A quebra da plataforma da

seqüência Sq4 (atual) está a uma profundidade aproximada entre 170-195 m, com a

máxima profundidade em frente à Baía de Ilha Grande.



A seqüência sísmica Sq5, mais recente, representa a seqüência menos espessa e

mais descontínua na área de estudos. Ela ocorre como depósito na porção mais

proximal da área, formando um prisma costeiro contínuo, de espessura que não

ultrapassa 15 a 20 m, e que se alarga na direção oeste da área, acompanhando o

traçado da isobatimétrica de -50 m (PC no mapa da fig. 68 e exemplos nas figuras 56,

58, 59, 60 e 61). Na plataforma média-externa, a seqüência distribui-se


80

“aleatoriamente”, formando depósitos bastante localizados e de diferentes formas:

quer sejam feições isoladas como depósitos em forma de dunas (D na mapa da figura

67 e exemplo na figura 54) ou de irregularidades abruptas representando

provavelmente construções carbonáticas (CC no mapa da figura 67 e exemplos de

perfis nas figs. 55 e 60); ou como depósitos sedimentares de preenchimento de

feições erosivas podendo também estar capeados por construções carbonáticas (FP no

mapa da figura 67 e exemplos nas figuras 57, 58, 59, 60, e 62).

Figura 67: Mapa de distribuição sedimentar da seqüência sísmica Sq5 na plataforma continental ao largo do Estado do Rio de Janeiro, porção nordeste da Bacia de Santos.

V.4 - Correlação Cronoestratigráfica

São muito escassos os dados cronoestratigráficos disponíveis para datação do

topo da seção marinha da plataforma ao largo do Estado do Rio de Janeiro, como


81

imageado nos cerca de 300 ms de espessura (duplo tempo) dos dados sísmicos da

Operações GEOMAR (figs. 54, 55, 56, 57, 58, 59, 60, 61 e 62).

A comunidade científica brasileira não dispõe de equipamentos

(testemunhadores) e de infra-estrutura para amostrar colunas sedimentares de tal

espessura (-250 m) em ambientes de plataforma continental. Por estas razões, a

literatura científica nos fornece pouquíssimos dados para correlação

cronoestratigráfica neste intervalo temporal nas plataformas brasileiras e também na

área de estudos. Na verdade, todos os poços de sondagem exploratória na província

das plataformas continentais brasileiras, e nas bacias marginais como um todo, têm

sido executados pela indústria de petróleo. Mas o intervalo estratigráfico Plioceno-

Quaternário é geralmente descartado e não amostrado para datação bio-estratigráfica

por trata-se de janela estratigráfica de pouco interesse para hidrocarbonetos. Apenas

dois poços de sondagem exploratória localizados na plataforma continental ao largo do

Estado do Rio de Janeiro disponibilizam, excepcionalmente, informações

cronoestratigráficas no intervalo Plioceno-Quaternário, cujas indicações foram

utilizadas para datação tentativa neste estudo: o poço 1-SPS-0003-SP, localizado na

plataforma da porção nordeste da Bacia de Santos (fig. 68); e o poço RJS-001-RJ,

localizado na plataforma da porção sul da Bacia de Campos (fig. 68).

V.4.1. - Poço exploratório 1 (P1)

Três poços de sondagem exploratória foram requisitados ao BDEP/ANP na porção

nordeste da Bacia de Santos: poços 1-SPS-0003-SP, 1-RJS-0033-RJ e 1-RJ-0067-RJ.

Contudo, apenas o poço 1-SPS-0003-SP (P1 na figuras 68 e figura 69) amostrou

dentro do intervalo de interesse para este estudo (os demais poços contêm

informações somente abaixo da profundidade máxima alcançada nas linhas sísmicas

da base de dados).

O Poço P1 está localizado a 110 m de profundidade de lâmina d’água na

plataforma continental média ao largo de Guaratiba (fig. 68). Este poço amostrou

sedimentos de idade quaternária (Quaternário Indiferenciado) entre o fundo

submarino atual até 200 m de profundidade; também amostrou sedimentos de idade

pliocênica (Plioceno Indiferenciado) a partir de 245 m até 423 m abaixo do fundo atual

(fig. 69).


82

Figura 68: Mapa da área de estudo com a localização das linhas sísmicas da base de dados GEOMAR. No detalhe é destacada a área de estudo de Silva (1992), as linhas sísmicas (linhas 1 a 10, assinaladas em vermelho) e o poço P2, utilizados pelo autor para a datação do topo da seção sedimentar da plataforma da Bacia de Campos. A linha sísmica A (em verde) representa a seção sísmica selecionada na base de dados GEOMAR para a correlação com os horizontes sísmicos “datados” por Silva (1992). Batimetria predita de Smith e Sandwell (1997).

Figura 69: Representação esquemática dos intervalos mais superiores amostrados (o poço amostrou até 3070 m de profundidade) e datados no poço 1 (poço 1-SPS-0003-SP).


83

A correlação cronoestratigráfica dos dados do poço P1 foi realizada por projeção

lateral com uma linha sísmica localizada a cerca de 2 km de distância (fig. 70A) e uma

outra linha sísmica localizada a cerca de 15 km de distância (fig. 70B). Esta calibração

indica que o intervalo Quaternário amostrado corresponde às seqüências Sq2-Sq5 e

parte superior da SqA identificadas no presente estudo; enquanto que a janela

estratigráfica pliocênica engloba parte da seqüência SqB (fig. 70). Como o poço não

amostrou o intervalo estratigráfico entre 200-245 m de profundidade abaixo do fundo

submarino, não se dispõe de informações sobre a posição da base do Quaternário nem

do topo do Plioceno (fig. 70). Para a transposição da posição dos intervalos datados no

poço para suas profundidade correspondentes nas seções sísmicas foi considerada

uma velocidade intervalar de 1600 m/s para as seqüências sísmicas mapeadas.

Figura 70: Linhas sísmicas utilizadas para a calibração dos dados cronoestratigráficos disponíveis no poço 1 (poço 1-SPS-0003-SP). A coluna em branco da seções sintética de datação representa intervalos não amostrados do poço exploratório. Localização das seções sísmicas na figura 68.

V.4.2. - Poço exploratório 2 (P2)

O poço exploratório P2 (poço RJS-001-RJ) localiza-se na plataforma média-

externa da porção sul da Bacia de Campos, próxima ao limite da área de estudo, a 49

m de profundidade de lâmina d'água (fig. 68). As informações cronoestratigráficas do

poço foram compiladas e contextualizadas através de levantamento bibliográfico e

comunicação pessoal (Silva, 1992; Silva, com. pes.; Antunes, 1994) (fig. 71).


84

Silva (1992) identificou sismicamente na Bacia de Campos uma discordância,

denominada pelo autor de Marco P. Esta discordância, foi caracterizada como “... um

refletor positivo, com boa assinatura e distribuição regional ......”, e encontra-se

localizada a 151 m de profundidade abaixo do fundo submarino atual no poço P2,

diretamente posicionado sobre a seção sísmica considerada (fig. 68). Datações

bioestratigráficas realizadas em amostra de calha (coletadas do poço P2) pelo micro

paleontólogo S. Shimabukuro do CENPES-PETROBRAS (apud Silva, 1992) indicam que

o intervalo estratigráfico imediatamente abaixo do chamado Marco P corresponde ao

topo da nanozona N710 (biozona internacional NN19 de Martini, 1971 representada na

figura 72), identificado pela presença de Pseudoemiliania lacunosa, (fig. 73). Esta

zonação corresponde a uma janela temporal entre 0,91 a 0,44 Ma, ou seja, uma idade

Eo-Mesopleistoceno (fig. 72 de Antunes, 1994). Estas datações levaram Silva (1992) a

atribuir uma idade de aproximadamente 0,5 Ma (ou 500 ka) para o Marco P, ou seja,

o limite superior do topo da nanozona N710.

Figura 71: Representação esquemática dos intervalos mais superiores amostrados e datados no poço 2 (poço RJS-001-RJ) e segundo dados de Silva (1992).

Neste trabalho, não foi possível cruzar diretamente as linhas sísmicas crono-

estratigraficamente calibradas de Silva (1992) com as linhas sísmicas da base de

dados GEOMAR. Através das correlações de profundidade de ocorrência, como


85

também de semelhança de assinatura sísmica, foi possível transportar o Marco P para

a linha sísmica A (assinalada em verde na fig. 68) da base de dados GEOMAR. Para tal

calibração, foram utilizadas as linhas sísmicas 1, 3 e 10 de Silva (1992) (figs. 68 e

73A). Outro importante ponto de apoio para auxilio na correlação efetuada é que Silva

(1992) relata a ocorrência de um refletor sísmico positivo de forte amplitude,

identificado logo acima do chamado Marco P na região de plataforma externa-talude

superior (fig. 73B). Em seguida, através de cruzamento direto entre as linhas sísmicas

da base GEOMAR, o horizonte denominado de Marco P na Bacia de Campos foi

lateralmente correlacionado a um refletor de característica sísmicas semelhantes e

distribuição regional na Bacia de Santos, correspondendo à Superfície S1 (fig. 74).

Figura 72: Zonação bioestratigráfica levemente modificada de Antunes (1994).


86

A)

B)

Figura 73: A) Linhas sísmicas 1, 3 e 10 selecionadas de Silva (1992) para a correlação do Marco P com a base de dados GEOMAR (levemente modificado de Silva, 1992). B) Linha sísmica selecionada da base de dados GEOMAR na Bacia de Campos para correlação com as linhas sísmicas de Silva (1992) e transferência do Marco P. A superfície em amarelo representa o Marco P transferido para a base sísmica GEOMAR, através do qual o horizonte sísmico foi estendido à bacia de Santos.

____________________________________________ _ Capítulo V - Resultados

87

Com os dados cronoestratigráfico disponíveis foi possível, então, estimar uma

idade Plio-Quaternária para as linhas sísmicas da base de dados GEOMAR. O horizonte

Pliocênico identificado no poço P1 foi posicionado entre as superfícies sísmicas

interpretadas SB e SA (dentro da seqüência SqB) (fig. 74). Foi possível também

estimar uma idade Quaternária para a superfície de exposição S1 (Meso-Pleistoceno,

~0,5 Ma) através da correlação do chamado “Marco P” com a superfície interpretada

nos perfis sísmicos deste trabalho (fig. 74). Contudo as informações

cronoestratigráficas obtidas através desses dois poços deixam uma lacuna sem

informação entre a superfície do Marco P (0,5 ma) e o horizonte Pliocênico. Por isso

não foi possível identificar o limite Plio-Quaternário nas linhas sísmicas (fig. 74).

Figura 74: Linha sísmica da base de dados GEOMAR identificando os horizontes crono-estratigraficamente identificados. A superfície S1 interpretada como correspondente a discordância “Marco P” de Silva (1992), e um horizonte Pliocênico identificado entre as superfícies SB e SA.

_________________________________________________________________VI - Discussão

88

Capítulo VI

Discussão dos Resultados

Este capítulo apresenta uma discussão do possível significado estratigráfico, de

ciclicidade deposicional, da distribuição regional e da variabilidade lateral das

seqüências sísmicas identificadas na seção sedimentar mais superficial (~300 ms)

imageada pelos dados Geomar XX e XVI na plataforma continental da porção nordeste

da Bacia de Santos.

VI.1 – Seqüências deposicionais e arcabouço estratigráfico

A análise dos dados sísmicos possibilitou a subdivisão da seção estratigráfica na

escala da plataforma continental na porção nordeste da Bacia de Santos em unidades

deposicionais principais, limitadas por superfícies lateralmente contínuas entre Cabo

Frio, a leste, e Ilha de São Sebastião, a oeste. As seqüências sísmicas do Conjunto I

(SqA-SqC) e Conjunto II (Sq1- Sq5) são limitadas no topo e na base por superfícies

fortemente irregulares, que sugerem a atuação de processos erosivos relacionados a

longos períodos de exposição subaérea da plataforma continental durante períodos de

queda relativa do nível do mar, respectivamente a superfícies SB, SA, S1, S2, S3, S4

e S5 (Maia et al., 2008; Maia et al., submetido) (fig. 75). Os Conjuntos I e II foram,

assim, interpretados como uma sucessão de seqüências deposicionais desenvolvidas

pela alternância de períodos de rebaixamento e subida do nível relativo de mar,

relacionados à repetição de ciclos glacio-eustáticos. Neste contexto, as superfícies

superiores e inferiores limitantes das seqüências sísmicas (superfícies (SB, SA, S1, S2,

S3, S4 e S5) foram interpretadas como sendo o limite principal das seqüências

_________________________________________________________________VI - Discussão

89

deposicionais (no sentido de Hunt e Tucker, 1992, 1993; Plint e Nummedal, 2000),

uma vez que a discordância no topo de cada seqüência é a superfície sísmica de maior

expressão e a superfície de escala plataformal mais facilmente identificável nas linhas

sísmicas. Deste modo, cada superfície SB, SA, S1, S2, S3, S4 e S5 representa um

horizonte diácrono que registra a erosão ocorrida no período de máxima exposição

subaérea da plataforma continental que ocorre durante o máximo glacial, e que é

ainda subseqüentemente retrabalhada durante o ciclo de subida relativa do nível do

mar (fig. 75).

Figura 75: Exemplo de perfil sísmico interpretado mostrando as superfícies sísmicas truncando os refletores internos das seqüências (terminações indicadas pelas setas brancas), e, em destaque, a correlação dessas superfícies com a curva de variação do nível do mar. À esquerda está um esquema com a organização das seqüências (SqC, SqB, SqA, Sq1, Sq2, Sq3, Sq4 e Sq5) em dois conjuntos (Conjunto I e Conjunto II), e as suas superfícies limitantes (SB, AS, S1, S2, S3, S4 e S5).

A análise sismo-estratigráfica também evidenciou grandes variações no padrão

deposicional das seqüências que compõem o Conjunto I e o Conjunto II, assim como

uma variabilidade de espessura e arquitetura interna das seqüências sísmicas na

direção de mergulho da bacia. O Conjunto I (SqA-SqC) é um conjunto de seqüências

dominantemente sigmoidais que contêm componentes tanto agradacional como

progradacional (fig. 76A, B e C), o que necessariamente indica um aumento do espaço

de acomodação sedimentar durante a deposição, induzido por aumento de taxa de

subsidência e/ou por maior amplitude de subida relativa do nível do mar, condições

requeridas para o deposição e subseqüente preservação de seqüências deposicionais

transgressivas e/ou de mar alto (Embry, 1993; Trincardi e Correggiari, 2000). A

análise sísmica também indica mudança nas condições de subsidência ou de

amplitudes dos ciclos glacio-eustáticos durante a deposição da maior parte das

seqüências que compõem o Conjunto II. As seqüências Sq1-Sq4, por exemplo, são

caracterizadas por uma sucessão de clinoformas progradacionais presentes

essencialmente nas porções de plataforma externa (fig. 76D, E, F e G; e fig. 77). Essa

_________________________________________________________________VI - Discussão

90

configuração implica que a criação de espaço de acomodação seja menos importante

que durante a deposição das seqüências do Conjunto I, de modo que o pacote

constituído pelas seqüências Sq1-Sq4, que se sobrepõem umas as outras, forme uma

cunha progradacional que se espessa na direção de borda de plataforma, alcançando

uma espessura máxima maior que 220 m no nível do offlap break atual (fig. 75). De

acordo com estas características de arquitetura sedimentar, cada seqüência

deposicional foi interpretada como a expressão de uma sucessão de ciclos glacio-

eustáticos (fig. 77A, B e C), onde apenas espessos depósitos regressivos foram

preservados na parte distal do sistema (fig. 77C). Estes critérios sismo-estratigráficos

são indicativos de seqüências deposicionais formadas sob condições dominantes de

regressão forçada (no sentido de Posamentier et al., 1993; Hunt e Tucker, 1992,

1993; Posamentier e Morris, 2000; Catuneanu, 2006) (fig. 77A, B e C). Condições de

regressão forçada são formadas durante as descidas do nível do mar, quando a linha

de costa é forçada a regredir pelo rebaixamento do nível de base (fig. 77B). Com isso

são deslocados os processos erosivos dos ambientes marinhos e não-marinhos, com

modificações no padrão arquitetural final: há erosão dos sistemas deposicionais

transgressivos e de mar alto (fig. 77A e B) e apenas os espessos depósitos regressivos

são preservados na parte distal do sistema (fig. 77C). Assim, a regressão forçada é

um processo que ocorre independentemente de fatores tais como: taxa de

sedimentação, perfil deposicional, sistema deposicional (siliciclástico ou carbonático),

ambiente deposicional e clima (Hunt e Tucker, 1995). Contudo, embora o padrão

arquitetural regressivo seja decorrente da diminuição de espaço de acomodação

sedimentar, a preservação do empilhamento de unidades regressivas progradacionais

(fig. 76D, E, F e G) requer um regime subsidente na região de borda de plataforma,

capaz de induzir o basculamento da região de plataforma externa por processo de

compactação e/ou de subsidência por sobrecarga sedimentar (Posamentier e Morris,

2000). Além disso, apesar das seqüências Sq1-Sq3 terem uma extensão limitada em

direção ao continente e mostrarem unidades essencialmente regressivas, a posição de

seus limites internos (landward pinch-out) se desloca gradualmente para posições

mais próximas à costa (fig. 75). Este deslocamento indica a geração de espaço de

acomodação sedimentar durante a deposição das seqüências deposicionais que

compõem o Conjunto II, apesar de um contexto de baixa taxa de subsidência

esperada para bacias termicamente envelhecidas como a bacia de Santos (Pereira et

al., 1986; Chang et al., 1992; Modica e Brush, 2004).

_________________________________________________________________VI - Discussão

91

Figura 76: Principaiselementos da arquitetura sedimentar das seqüências sísmicas que compõem os Conjunto I e o Conjunto II.

_________________________________________________________________VI - Discussão

92

Figura 77: Modelo esquemático da arquitetura sedimentar resultante de condições de regressão forçada na plataforma da porção nordeste da Bacia de Santos (modificado de Ridente e Trincardi, 2002). A) Deposição dos sistemas sedimentares transgressivos e de mar alto; B) Rebaixamentos sucessivos do nível de base, com a formação de prismas de regressão forçada e erosão subseqüente do seu topo a cada rebaixamento do nível marinho; C) Perfil final, com os prismas regressivos truncados acima pela superfície erosiva final de exposição subaérea, formando a superfície considerada como limite de seqüência deposicional (“sequence boundary”) no sentido de Hunt e Tucker (1992; 1993); Plint e Nummedal (2000). O detalhe de perfil sísmico representa um exemplo de seqüência regressiva formada por regressão forçada nos perfis sísmicos interpretados.

VI.2 – Ciclicidade Deposicional

Como discutido acima, a análise sismo-estratigráfica realizada neste trabalho

permitiu a interpretação dos elementos arquiteturais e a conclusão sobre as condições

de deposição das principais seqüências sísmicas mapeadas na base de dados.

Contudo, a definição da idade das seqüências permanece incerta devido à ausência de

dados cronoestratigráficos que datem de maneira adequada o topo da sucessão

estratigráfica das plataformas continentais brasileiras. Assim, a única opção para a

_________________________________________________________________VI - Discussão

93

calibração tentativa da interpretação das seções sísmicas depende dos únicos dados

de poços de sondagem exploratória da indústria de petróleo, que usualmente

negligenciam as primeiras centenas de metros da coluna de amostragem, por trata-se

de janela estratigráfica de pouco interessa para hidrocarbonetos.

Contudo, este item apresenta uma reconstrução cronoestratigráfica possível,

realizada a partir da utilização de dados do poço P1 (poço RJS-001-RJ) e poço P2

(poço 1-SPS-0003-SP), que fornecem excepcionalmente algumas datações de

intervalos plio-quaternárias.

Os intervalos sedimentares rasos no poço P2, amostrados a 245 m abaixo do

fundo submarino, indicam a presença de depósitos de idade pliocênica (Plioceno

indiferenciado). A correlação por projeção lateral entre o poço P2 e as linhas sísmicas

demonstra que os depósitos subjacentes a superfície erosiva SA (seqüência SqB) se

situam na janela Pliocênica (fig. 74, no capítulo de V-Resultados). Além disso, através

do cruzamento de linhas sísmicas da base de dados GEOMAR e as linhas de Silva

(1992) foi possível a correlação da superfície S1, que limita os Conjuntos I e II, com a

superfície erosiva regional mapeada na Bacia de Campos, chamada de “Marco P”

(Silva, 1992). O “Marco P” limita o topo da seqüência SqA (fig. 74, no capítulo de V-

Resultados). De acordo com Silva (1992), a datação realizada por Shimabukuro (com.

pes., apud Silva, 1992) indica que os sedimentos logo abaixo do “Marco P”,

amostrados no poço P2 na Bacia de Campos, apresentam uma idade absoluta de

aproximadamente 0,5 Ma. Contudo, Shimabukuro (com. pers., apud Silva, 1992)

posiciona tais sedimentos no topo da biozona N710 (biozona internacional NN19 de

Martini, 1971), definida pela presença de Pseudoemiliania lacunosa, cuja ocorrência

corresponde ao intervalo de tempo entre 910-440 ka (Eo-Mesopleistoceno). Se os

sedimentos datados logo abaixo do “Marco P” de fato corresponde ao topo da biozona

N710 (subzona D do topo da biozona N710 de Antunes, 1994, fig. 72, no capítulo V-

Resultados), poderiam então corresponder efetivamente a sedimentos de idade 440

ka. Entretanto, essa idade só poderia ser totalmente aceita se espécies mais jovens

que 440 ka, como por exemplo a presença de Gephyrocapsa oceanic (fig. 72, no

capítulo V-Resultados), fossem encontradas nas amostras nos sedimentos sobrepostos

pela superfície erosiva do “Marco P”, o que infelizmente não foi mencionado por

Shimabukuro (com. pers., apud Silva, 1992).

Portanto, o intervalo de tempo englobando as oito principais seqüências

deposicionais não pôde ser totalmente calibrado e o “Marco P” representa na verdade

uma superfície erosiva que apresenta, possivelmente, uma grande variabilidade

espacial e temporal relacionada aos diferentes graus de erosão ao longo da plataforma

do sul da Bacia de Campos e nordeste da Bacia de Santos. Contudo, apesar dos

_________________________________________________________________VI - Discussão

94

escassos dados cronoestratigráficos disponíveis (1) é possível posicionar os dados

sísmicos rasos (~300 ms) que englobam as seqüências do Conjunto I e do Conjunto II

com certeza no intervalo Plio-Quaternário, ainda que o limite Plio-Quaternário tenha

que ser posicionado ao longo de uma superfície indeterminada entre as superfícies SB

e SA (dentro da seqüência SqB); (2) é possível também estimar uma idade

Quaternária para a superfície de exposição S1 (Meso-Pleistoceno, ~0, 91-0,5 Ma).

Deste modo, o intervalo de tempo de deposição das três seqüências sísmicas que

compõem o Conjunto I (SqA, SqB e SqC), se dá provavelmente dentro da janela

Pliocênica (fig. 78). Por outro lado, no que se refere à tentativa de melhor se estimar

a idade da superfície S1, pode-se acrescentar que os resultados das análises sismo-

estratigráficas mostram a existência de cinco seqüências deposicionais mapeadas (Sq1

a Sq5) sobrepondo-se à superfície de exposição subaérea S1 (figs. 75 e 78).

Considerando o predomínio global de ciclos deposicionais de alta freqüência de

4ª ordem (de cerca de 100-120 ka de duração) durante o Quaternário, as correlações

estratigráficas discutidas acima apontam para uma intervalo de tempo de

aproximadamente 500 ka para a deposição das 5 seqüências deposicionais (Sq1 a

Sq5) mapeadas acima da superfície S1 (figs. 75 e 78). Além disso, as seqüências

regressivas Sq1 a Sq4 exibem geometrias internas similares, assim como relações

geométricas semelhantes em relação a suas superfícies limitantes, o que sugere que

registrem ciclos deposicionais de 4ª ordem de cerca de 100-120 ka de duração nos

últimos 500 ka. A interpretação da ciclicidade deposicional proposta acima é ainda

consistente com as evidências encontradas em outras margens Quaternárias ao redor

do mundo, onde ciclos eustáticos de alta freqüência 4ª-5ª ordem representam o

principal controle nos ciclos deposicionais e padrões de acamamento interno (ex.,

Figura 78: Correlaçãocronoestratigráfica entre as seqüências e superfícies sísmicas interpretadas com os dados cronoestratigráficos dos dois poços de sondagem (P1 e P2).

_________________________________________________________________VI - Discussão

95

Piper e Aksu, 1992; Sydow e Roberts, 1994; Evans et al., 1995; Berne. et al., 1998;

Kolla et al., 2000; Trincardi e Correggiari, 2000; Ridente e Trindcardi, 2002; Lofi et

al., 2003; Berne et al., 2004; Hubscher e Spieb et al., 2004; Carey et al., 2005;

Rabineau et al., 2005; Lobo et al., 2005; Grossman et al., 2006; Jouet et al., 2006;

Osterberg, 2006; Rabineau et al., 2006; Tezcan e Okyar, 2006; Liquete et al., 2008;

Ridente et al., 2008).

A hipótese de ciclicidade deposicional de 4ª ordem é ainda apoiada pela análise

conjunta dos resultados com uma série de curvas isotópicas de “variações eustáticas”

globais compiladas por Rabineau et al. (2006), baseadas na razão isotópica de δ18O

calibradas pela datação de feições morfológicas, diagenéticas e orgânicas nas

plataformas continentais (fig. 79A). Estas curvas podem ser usadas como uma

aproximação das variações eustáticas de alta freqüência e amplitude do Quaternário.

A correlação entre os resultados da interpretação sísmica, os dados

cronoestratigráficos de poços (poços P1 e P2) e curvas isotópicas de variação do nível

do mar (fig. 79A), indicam que as seqüências Sq1 a Sq4 teriam se depositado

sucessivamente entre os estágios isotópicos 12 a 2, enquanto a seqüência 5

representaria os depósitos transgressivos holocênicos e, deste modo, uma seqüência

ainda em construção (fig. 80). Assim:

Figura 79: A) Correlação entre as superfície limites das seqüências sísmicas mapeadas, com a interpretação de suas posições nas curvas isotópicas de “variações eustáticas” globais compiladas por Rabineau et al. (2006), baseadas na razão isotópica de δ18O calibradas pela datação de feições morfológicas, diagenéticas e orgânicas nas plataformas continentais. Através dessa correlação pode-se sugerir uma ciclicidade de aproximadamente 100-120 ka para cada seqüência deposicional. B) Estágios isotópicos marinhos referentes a cada máximo glacial.

_________________________________________________________________VI - Discussão

96

(1) A seqüência deposicional Sq1 representaria o registro da deposição entre os

estágios isotópicos 12 e 10 (entre ~430-450 e 330-350 ka A.P.) (fig. 80 – Sq1). A

seqüência Sq1 é a que apresenta o menor grau de preservação relativa. Esta

configuração final pode ser explicada pelo comportamento das curvas de variação da

razão isotópica de δ18O (fig. 79). De acordo com a curva, pode-se concluir que o ciclo

referente à deposição da seqüência regressiva Sq1 possui duração relativamente mais

curta (~ 90 ka) que outros ciclos sucessivos, ao mesmo tempo que o máximo glacial

que finaliza o ciclo indica valor de amplitude de queda eustática bem maior que o de

sua superfície de base (relação entre a posição de S1 e de S2, a cerca de -145 m

abaixo do nível marinho atual na figura 79). Esta queda acentuada pode explicar um

alto grau de erosão e o baixo grau de preservação expresso por prismas de regressão

forçada que somente foram preservados na porção mais externa da plataforma

continental (fig. 80 – Sq1).

(2) A seqüência deposicional Sq2 pode ser correlacionada períodos de deposição

sedimentar entre os estágios isotópicos 10 e 8 (entre ~330-350 e 230-250 ka A.P.).

Esta seqüência apresenta maior grau de preservação relativa que a seqüência Sq1. O

ciclo relacionado à sua deposição (fig. 80 – Sq2) também apresenta duração

relativamente curta (~ 90 ka). Contudo, este ciclo é finalizado por uma regressão

marinha cujo máximo glacial indica valor de amplitude de queda eustática menor que

a do ciclo anterior (posição de S3, a cerca de -110 m abaixo do nível atual marinho

atual, fig. 79). Estes fatores podem explicar a maior preservação relativa da seqüência

regressiva Sq2 que ocupa maiores extensões na plataforma continental.

Nessa seqüência ainda é observada uma superfície sismicamente bem marcada

dentro da seqüência (linha pontilhada em vermelho na fig. 81A), que delimita um

corpo interpretado como um possível depósito transgressivo, e assim sendo, a

superfície seria uma provável superfície de ravinamento, que se forma durante a

formação do depósito transgressivo (Catuneanu, 2002) (fig. 81B).

(3) A seqüência deposicional Sq3 seria relacionada com a deposição marinha

entre os estágios isotópicos 8 e 6 (entre ~230-250 e 130-140 ka A.P.). Esta seqüência

Sq3 apresenta maior grau de preservação relativa que a seqüência Sq2, e maiores

espessuras sobre a plataforma continental. Diferentemente dos dois ciclos anteriores,

as curvas isotópicas mostram que o ciclo de variação eustática relacionado à

deposição da seqüência Sq3 (fig. 80 – Sq3) apresenta maior duração de ~115 ka, o

que indica um período relativamente mais longo de deposição da seqüência. Por outro

lado, as curvas de variação eustática global também indicam que este ciclo é

finalizado por uma regressão marinha cujo máximo glacial apresenta maior valor de

_________________________________________________________________VI - Discussão

97

amplitude de queda eustática (posição de S4, a cerca de -145 m) que a do ciclo

anterior (posição de S3, a cerca de -110 m) (fig. 79). Esta situação resultaria

necessariamente em maior queda do nível de base, mais intensa e mais longa

exposição da plataforma continental e menor preservação da seqüência Sq3 em

relação a Sq2. Uma maior taxa de criação de espaço de acomodação durante a

deposição de Sq3 pode explicar sua maior espessura, grau de preservação e alcance

proximal que a seqüência Sq2 (figs. 55, 56, 57, 59 e 61, no capítulo V-Resultados).

Figura 80: Correlação de cada seqüência sísmica de um perfil sísmico interpretado com o respectivo ciclo de variação glacio-eustática.

_________________________________________________________________VI - Discussão

98

Figura 81: (A) Detalhe sísmico da seqüência Sq2 indicando uma superfície erosiva que limita uma unidade deposicional na base da seqüência. Esta unidade provavelmente se desenvolveu durante (B) estágio de transgressão do nível do mar entre ~330 a 360 ka A.P., como indicado pela terminação em onlap de seus refletores internos contra a superfície basal.

Em alguns locais da seqüência Sq3 são observados feições prismáticas em sua

base, com cerca de 18m de espessura (fig. 82A). Estes prismas podem ser

interpretados de duas maneiras: como dunas transgressivas, depositadas durante

estabilizações nas transgressões do nível do mar (DT na figura 82B); ou como prismas

regressivos, formados durante a descida do nível do mar (PR na figura 82B).

Figura 82: A) Detalhe da seqüência sísmica Sq3 mostrando uma feição prismática basal que pode ser interpretada como dunas transgressivas (DT) ou como prismas regressivos (PR); B) Possíveis períodos de desenvolvimento da feição prismática durante o ciclo de variação do nível do mar.

(4) A seqüência deposicional Sq4 pode ser relacionada à penúltima regressão

marinha ocorrida entre os estágios isotópicos 6 a 2 (entre ~130-140 e 30-20 ka A.P.),

representando a seqüência Pleistoceno Superior na plataforma da Bacia de Santos.

Como mostrado no capítulo de Resultados, esta seqüência apresenta o maior grau de

preservação entre todas as seqüências analisadas, observada regionalmente por toda

a extensão da plataforma continental. As curvas isotópicas de variação eustática

global indicam que o ciclo de variação eustática relacionado à deposição da seqüência

Sq4 apresenta duração de cerca de 120 ka. Além disso, o ciclo começa com posição de

máximo transgressivo que atinge cerca de 20 m acima do atual nível marinho e é

_________________________________________________________________VI - Discussão

99

finalizado por um máximo regressivo a cerca de -140 m abaixo do nível atual. Esta

situação foi capaz de propiciar por exemplo a deposição sedimentar e preservação de

depósitos de ambientes transicionais, como os cordões litorâneos pleistocênicos

superior de aproximadamente 123 ka A.P., de acordo com datações de 14C, segundo

Turcq et al. (1999). Esta situação também possibilitou a preservação de unidades

deposicionais em toda a extensão da plataforma. Os refletores plano-paralelos, ou

com de baixo ângulo, que caracterizam a seqüência Sq4 na plataforma interna e

média não são claramente parte das cunhas progradacionais de regressão forçada e

podem ser interpretados como indicadores de deposição durante fases de subida do

nível do mar (Trincardi e Correggiari, 2000; Ridente e Trincardi, 2002; Cattaneo e

Steel, 2003; Catuneanu, 2006), preservados como sistemas ou depósitos

sedimentares transgressivos (DeT na figura 83). Já a feição prismática que constitui o

topo da seqüência Sq4 e delineia aproximadamente a cota batimétrica de -100 m ao

logo de toda a plataforma média pode ser exemplo de depósitos de mar alto (DMA na

figura 83). Esse prisma de mar alto seria então depositado sobre os sedimentos

transgressivos e desconectado dos sedimentos depositados em nível de mar

descendente, representado pela prisma de regressão forçada presente na borda da

plataforma (DRF na figura 83).

Figura 83: Interpretação da seqüência Sq4 , ressaltando os principais padrões sísmicos observados: na plataforma interna/média são observados depósitos de forma externa prismática, interpretados como unidade deposicional de nível de mar alto; na plataforma média depósitos com refletores internos plano-paralelos são interpretados como unidades deposicionais transgressivas; e na plataforma externa/talude superior depósitos de regressão forçada, desenvolvidos durante a descida do nível do mar.

(5) A seqüência deposicional Sq5, de distribuição esparsa na plataforma

continental, pode ser correlacionada a depósitos transgressivos holocênicos

depositados durante última transgressão e também depósitos de mar alto ainda em

construção(fig. 80 – Sq5). Podem ser observadas diferentes feições relacionadas a

períodos específicos da transgressão (fig. 51B, C e D no capítulo V-Resultados): (a)

_________________________________________________________________VI - Discussão

100

depósitos transgressivos podem ser desenvolvidos pelo retrabalhamento de

sedimentos e preenchimento sedimentar das depressões erosivas na plataforma

externa produzidas durante o último ciclo regressivo (~130-20 ka) (fig. 51C e D no

capítulo V-Resultados), ou (b) como dunas transgressivas (transgressive lags)

desenvolvidas na plataforma média em intervalos estacionários durante a

transgressão, como observado por Rabineau et al. (2005) no Golfo de Lion, França

(fig. 51B no capítulo V-Resultados e fig. 84). Como feição deposicional relacionada ao

nivel de mar alto tem-se o prisma costeiro, que marca a morfologia atual ao longo da

isóbata de ~-50 m (fig. 51A, no capítulo V-Resultados).

Figura 84: A) Comparação entre as dunas interpretadas nos perfis sísmicos (em rosa no detalhe acima) com as dunas observadas por Rabineau et al. (2005) na plataforma continental do Golfo de Lion. Essas dunas são interpretadas pelos autores como dunas transgressivas. Em amarelo os sistemas desenvolvidos em condições de regressão forçada, em azul os sistemas de mar alto e em verde as dunas transgressivas. B) período de desenvolvimento da feição durante o ciclo de variação do nível do mar.

VI.3 – Variabilidade lateral da espessura e do grau de

preservação das seqüências regressivas do Conjunto II (Sq1-Sq4)

As seqüências deposicionais regressivas do Conjunto II (Sq1-Sq4) apresentam

expressão regional e são mapeáveis lateralmente em toda a plataforma continental ao

largo do Estado do Rio de Janeiro, porção nordeste da Bacia de Santos. Entretanto, a

análise sísmica e os mapas de isópacas de cada seqüência (fig. 85) evidenciam

variabilidade lateral no que se refere à espessura e ao grau de preservação das

_________________________________________________________________VI - Discussão

101

seqüências e a modificações em alguns elementos de arquitetura interna das

seqüências.

Figura 85: A a D) Mapas de isópacas de cada seqüência deposicional. E) Mapa de isópacas total das cinco seqüências sísmicas Sq1-Sq5 que compõem o Conjunto II (para cálculo de espessura foi utilizado valor estimado de velocidade intervalar de 1.600 m/s, segundo Lobo et al., 2005).

_________________________________________________________________VI - Discussão

102

De modo geral, cada seqüência tem seu principal depocentro de forma alongada,

localizado na região de borda de plataforma continental (com espessuras médias que

podem atingir cerca de 300 m, fig. 85E), o que é compatível com a configuração

esperada de depocentros de seqüências depositadas em condições de regressão

forçada (Posamentier et al., 1993; Posamentier e Morris, 2000;Trincardi e Correggiari,

2000; Ridente e Trindcardi, 2002). Contudo, os sucessivos deslocamentos da posição

de alcance proximal das seqüências em direção ao continente (landward pinch-out)

evidenciam que a área de preservação das seqüências aumenta a partir da deposição

da Sq1 (bem restrita às porções externas da plataforma continental, fig. 85A); se

amplia progressivamente em direção à costa nas seqüências sotopostas Sq2 e Sq3

(fig. 85B e C), até o total recobrimento da plataforma observado na seqüência Sq4

(fig. 85D). Ao mesmo tempo, a espessura das seqüências preservadas aumenta ao

longo do tempo: as seqüências mais basais do Conjunto II (Sq1 e Sq2) possuem uma

espessura menor que as seqüências posteriores (Sq3 e Sq4), na altura dos respectivos

offlap breaks (ex. da figura 80). Como discutido no item anterior, as seqüências Sq1-

Sq4 se depositaram provavelmente durante o Quaternário Médio-Superior (últimos

~450-500 ka), período dominado globalmente por ciclos glacio-eustáticos com

amplitudes de oscilação do nível do mar da ordem de ~130-150 m (ex., Imbrie et al.,

1984; Shackleton et al., 1984; Chappel e Shackleton, 1986; Shackleton et al., 1987;

Shackleton et al., 1995; Shackleton, 2000; Rabineau, 2005; 2006). Logo, o aumento

progressivo do grau de preservação das seqüências indica que o aumento relativo de

espaço de acomodação sedimentar e o afogamento progressivo da plataforma entre a

deposição das seqüências Sq1 e Sq4 devem ser creditados a mecanismos de

subsidência, que operaram na escala do Quaternário Médio-Superior, deixando marcas

visíveis no registro estratigráfico desta margem termicamente madura (Pereira et al.,

1986; Chang et al., 1992; Modica e Brush, 2004), a despeito das condições reinantes

de regressão forçada que resultaram no caráter dominantemente progradacional da

margem, que progradou um máximo de 30 km no período em questão (entre a

posição dos offlap breaks da superfícies S1 a S4 na figura 86). Além disso, os mapas

de isópacas da figura 85 evidenciam também que a área de maior preservação e de

espessura das seqüências deposicionais Sq1-Sq4 ocorre na porção central e oeste da

plataforma, marcada pelo embaiamento aproximadamente entre a Baia de Guanabara

e a Ilha de São Sebastião para as seqüências Sq1 e Sq2 (fig. 85A e B); a área de

preservação das seqüências se amplia ligeiramente para leste, entre a Laguna de

Maricá-Saquerema e a Ilha de São Sebastião, para as seqüências Sq3 e Sq4 (fig. 85C

e D). Esta configuração indica que no sentido leste-oeste, há também um aumento

diferencial de criação de espaço de acomodação sedimentar na porção central e oeste

da plataforma. Neste contexto, o principal depocentro da plataforma está localizado na

_________________________________________________________________VI - Discussão

103

porção oeste da área, entre a Ilha de São Sebastião e a Baía de Ilha Grande, com

espessura máxima que atinge os 400 m de sedimentos que preenchem uma ampla

depressão erosiva de cerca de 75 km de largura identificada na superfície S1 (fig. 87).

Esta feição se assemelha a regiões de grandes zonas de remoção

(megadeslizamento?) ou de cabeceiras de cânions submarinos, típicas de ambientes

de talude superior (fig. 87). O efeito desta depressão é expressa ainda nos mapas de

isópacas totais das seqüências (fig. 85E). Ressalta-se ainda, que o mapa de isópacas

da Sq4 (Pleistoceno Superior), mostra a ocorrência de depocentro sob forma de

“corredor” na plataforma continental ao largo da Baia da Ilha Grande que se direciona

para borda da plataforma (fig. 85D). Esse “corredor” sugere a existência de uma zona

preferencial de drenagem e bypass sedimentar entre o continente e o principal

depocentro descrito acima na borda de plataforma (fig. 85D).

Figura 86: Mapa batimétrico ilustrando a posição da linha de quebra de plataforma (“offlap break”) das seqüências deposicionais que compõem o Conjunto II. A seta em preto indica em quilômetros a progradação da plataforma continental ocorrida entre o topo da seqüência deposicional SqA (~500 ka) e a quebra de plataforma atual.

_________________________________________________________________VI - Discussão

104

Esta interpretação é também apoiada pela presença de escarpas erosivas no fundo

submarino atual, perpendiculares aos contornos batimétricos, que acompanham,

grosso modo, os limites da feição de “corredor”. Outra observação que pode ser feita

nos mapas de isópacas é que durante todo o tempo de deposição do Conjunto II, a

região do Alto de Cabo Frio se manteve aparentemente em posição topográfica mais

elevada (fig. 85). Além disso, uma questão que se coloca é que possível mecanismo

pode explicar uma subsidência diferencial na região central e oeste da área, como

indicada pelos mapas de isópacas. A ocorrência de falhas normais lístricas induzidas

pelo movimento do sal aptiano pode ser uma candidata a explicar tal diferença de

espaço de acomodação, mesmo que na base de dados estas falhas só tenham sido

identificadas até a seqüência Sq2. Por outro lado, Modica e Brush (2004) sugerem

também processo de subsidência diferencial maior na porção sul e central da Bacia de

Santos, que engloba parte da área de estudos, a partir do final do Eoceno. A questão

que poderia ser colocada é até que ponto a topografia mais depressionada gerada por

este processo de subsidência a partir do Plioceno, poderia ser ainda expressa na

plataforma Quaternária e então especulada como possível causa para existência de

maior espaço de acomodação sedimentar na porção central e oeste da plataforma da

área de estudos. Alias, é interessante notar que até hoje, a porção oeste da área de

estudo é dominada por ambientes costeiros afogados, como a Baía de Ilha Grande,

um embaiamento raso recoberto por águas plataformais, ou a Baía de Sepetiba,

embaiamento semi-fechado onde predominam condições estuarinas (Muehe e

Valentini, 1998; Borges, 1998; Fleming et al., 2009). Todas estas evidências de

criação de espaço de acomodação sedimentar colocam questões sobre a própria

natureza dos processos de subsidência que parecem operar na escala do Quaternário

Médio-Superior, mas que deixaram marcas visíveis no registro estratigráfico desta

margem termicamente madura como a Bacia de Santos (Pereira et al., 1986; Chang

et al., 1992; Modica e Brush, 2004).

Figura 87: Perfil sísmico em posição “strike” posicionado sobre o principal depocentro da área de estudo no período considerado para o desenvolvimento do Conjunto II (posicionamento do perfil nos mapas de isópacas, fig. 85).

_________________________________________________________________VI - Discussão

105

Evidências de variabilidade lateral na geometria e nas fácies sísmicas internas

das seqüências Sq1-Sq4 também são observadas no sentido leste-oeste da área de

estudos, acompanhado a variação lateral de espessura e de espaço de acomodação

sedimentar como discutidos acima. De modo geral, no setor central e oeste onde as

seqüências Sq1 - Sq4 são mais bem preservadas, as superfícies limites das seqüências

(superfícies S1, S2, S3, S4 e S5, exemplo da figura 59 no capítulo de V-Resultados)

tendem a ser mais inclinadas e sofreram erosão menos acentuada durante os ciclos

regressivos em que a plataforma foi exposta. Por outro lado, no setor leste da área,

na região do Alto de Cabo Frio, as superfícies limites das seqüências tendem a ser

menos inclinadas e sofreram erosão mais acentuada durante os ciclos regressivos em

que a plataforma foi exposta, sendo marcadas por escalonamentos topográficos em

posições sucessivamente mais baixas em direção à borda de plataforma (exemplo da

figura 54 no capítulo de V-Resultados).

VI.5 – Morfologia versus eustatismo na plataforma continental da

área de estudos

O arcabouço estratigráfico discutido nos itens acima, se expressa ainda em

vários traços morfológicos do fundo submarino da plataforma continental entre Cabo

Frio e Ilha de São Sebastião. Como apresentado no item V.I do capítulo V-Resultados,

foi possível a separação da plataforma continental da área de estudos em duas zonas

morfológicas principais, a partir de uma análise morfológica de perfis batimétricos na

área: uma zona proximal, até cerca de 100 m de profundidade, onde o fundo

submarino apresenta-se mais suave, marcado por uma morfologia geral côncava; e,

uma zona distal de morfologia bastante irregular, que se estende aproximadamente

da cota batimétrica de -100 m até a região de quebra de plataforma, marcada por

sucessivos escalonamentos morfológicos do fundo e grandes escarpamentos e por um

relevo de fundo corrugado (figs. 31, 32, 34, 36 e 37 no capítulo de V-Resultados).

Esta setorização da plataforma em zonas com menor irregularidade acima da cota

batimétrica de -100 m e zonas mais irregulares abaixo dessa cota já havia sido

apontado por Simões na região da plataforma interna e média próxima à Lagoa de

Araruama.

A zona morfológica proximal corresponde à região da plataforma continental

interna, dominada por feições essencialmente deposicionais, como o prisma

sedimentar que melhor expressa a seqüência Sq5 na área de estudos (figs. 33, 51A e

52 no capítulo V-Resultados e fig. 88), se estendendo por toda a plataforma até a cota

_________________________________________________________________VI - Discussão

106

batimétrica de -50 m, e o prisma sedimentar que representa a unidade deposicional

mais superior da seqüência Sq4 (Pleistoceno Superior), se estendendo por toda a

plataforma até a cota batimétrica de –100 m (figs. 34, 48 e 49 no capítulo de V-

Resultados e fig. 88). Ambos os prismas são aqui interpretados como depósitos

sedimentares formados nos intervalos de mar alto relacionados aos respectivos ciclos

glacio-eustáticos (sea-level highstands) (fig. 88). Uma diferente interpretação sobre a

origem dessa morfologia atual até -100 m é dada por Corrêa et al. (1980), que afirma

que as escarpas observadas são de origem transgressiva, desenvolvidas durante

estabilizações que geram retrabalhamento e redeposições formando cordões arenosos

(fig. 88).

Figura 88: Relação entre unidades deposicionais das seqüências Sq4 e Sq5 e sua influência na morfologia atual da plataforma continental entre Cabo Frio e Ilha de São Sebastião, entre a costa e a cota batimétrica de -100 m. (A) perfil batimétrico de Corrêa et al. (1980); (B) detalhes de feições observadas nas linhas sísmicas do presente estudo. As setas vermelhas indicam os desníveis batimétricos.

Os prismas aqui interpretados (referentes as seqüências Sq4 e Sq5 mencionados

acima) se alargam para oeste (figs. 52 e 49, respectivamente, no capítulo de V-

Resultados), evidenciando deposição privilegiada neste setor da plataforma

_________________________________________________________________VI - Discussão

107

continental (Fleming et al., 2009), o que possivelmente pode ser explicado pelo fato

de bacias de drenagem desembocando diretamente na costa serem encontradas

apenas no setor oeste da costa, como os rios Macacú e Caceribú que fluem para a

Baía de Guanabara, e o rio Guandú que deságua diretamente na Baía de Sepetiba

(Borges, 1998; Catanzaro, 2002).

A zona morfológica distal corresponde à região a partir da isóbata de -100 m,

marcada por um morfologia irregular que domina toda a plataforma média a externa

da área de estudos. As irregularidades morfológicas que dominam este setor se

expressam, contudo, em duas escalas: (1) regionalmente, ela é marcada por

sucessivos escalonamentos morfológicos do fundo, limitados por escarpamentos

erosivos, que formam patamares de cerca de 15-20 m de desnivel (figs. 36 no

capítulo de V-Resultados); (2) estes patamares morfológicos apresentam ainda relevo

local bastante irregular (com poucos metros de desnível), conferindo-lhes uma

superfície de fundo bastante corrugada (fig. 36 no capítulo V-Resultados).

(1) Os escalonamentos morfológicos regionais do fundo submarino foram

anteriormente interpretados como feições erosivas formadas durante períodos de

estabilização de nível eustático (Kowsmann et al., 1976; Kowsmann et al., 1978;

Costa et al., 1988). No exemplo da figura 89 pode-se observar dois exemplos de

feições localizadas a profundidade entre -110 e -130 m, interpretadas por Costa et al.

(1988), a partir unicamente de dados morfológicos em perfis de alto exagero vertical,

como escarpas erosivas indicativas de níveis de estabilização eustática ocorridos

durante a Transgressão Flandriana (fig. 89 A e C). Tais feições “erosivas” seriam,

segundo vários autores (Kowsmann et al., 1976; Kowsmann et al., 1978; Costa et al.,

1988), o resultado de processos de retrabalhamento e redeposição de sedimentos ao

longo de antigas linhas de praia. Na verdade, na mesma posição das feições

identificadas por Costa et al. (1988) foram identificadas neste estudo feições de

caráter eminentemente deposicional: dunas transgressivas (fig. 89B) e limite externo

da feição prismática que caracteriza o topo da seqüência deposicional Sq4, como

discutidas nos item anterior (VI.2-Ciclicidade Deposicional) (fig. 89D). Além disso, a

maioria dos escarpamentos de fundo submarino observados abaixo da profundidade

de -100 m são, na nossa área de estudo, interpretados como remanescentes erosivos

formados em condições de regressão forçada, durante períodos de aceleração de

queda ou de estabilização de nível eustático (Posamentier e Morris, 2000; Plint e

Nummedal, 2000), resultando na impressão de escalonamentos em posição

topográfica sucessivamente mais baixa em direção à borda de plataforma (figs. 89A e

B e 90), e que podem ter sido preservados através do capeamento por depósitos

carbonáticos. Esse tipo escalonamento morfológico é mais facilmente observado no

_________________________________________________________________VI - Discussão

108

setor leste da área, onde o fundo submarino é menos inclinado e é menor o espaço de

acomodação sedimentar (item VI.3 – Variabilidade lateral da espessura e do grau de

preservação das seqüências regressivas do Conjunto II), de tal modo que a erosão

durante a regressão forçada é mais fortemente impressa na superfície de exposição

subaérea (figs. 89A e B e 90). No setor oeste da área de estudos, o maior espaço de

acomodação e superfícies mais inclinadas no topo das seqüências faz com que o

escalonamento gerado pelas regressões forçadas seja menos evidente.

Figura 89: Esquema comparativo relacionando a interpretação prévia disponível literatura científica sobre algumas feições morfológicas presentes na área de estudo, e a interpretação para as mesmas feições consideradas no presente estudo. (A) e (C) correspondem a perfis batimétricos de Costa et al. (1988); (B) e (C) correspondem a detalhes de feições observadas nas linhas sísmicas do presente estudo (respectivamente na figuras 84 e 48 no capítulo de V-Resultados).

_________________________________________________________________VI - Discussão

109

Figura 90: Esquema ilustrativo do resultado morfológico de condições de regressão forçada em (A) (escalonamentos do fundo submarino em posição topográfica sucessivamente mais baixa em direção à borda de plataforma) e sua relação com a morfologia da plataforma externa da área de estudos em (B). As setas vermelhas indicam os degraus associados a queda do nível de base.

(2) De acordo com Simões (2007), a passagem de uma morfologia mais suave para

uma morfologia irregular coincide com a transição entre sedimentos detríticos para

sedimentos carbonáticos identificados por Dias et al. (1982), Artusi (2004) e

Figueiredo Jr. e Tessler (2004) (fig. 16 no capítulo II-Área de Estudo). Na verdade, a

maior parte dos estudos realizados na plataforma média a externa relata a presença

de sedimentação carbonática abaixo da cota batimétrica de -100 m da plataforma da

bacia de Santos (Dias et al., 1982; Artusi, 2004; Figueiredo Jr. e Tessler, 2004;

Simões, 2007). Neste sentido, as feições irregulares que conferem um relevo

corrugado aos patamares escalonados discutidos acima são provavelmente de

natureza bio-construcional, devendo corresponder a construções carbonáticas que

recobrem e modificam as feições erosivas impressas no fundo submarino durante as

condições de regressão forçada (figs, 90A e B). Esses depositos carbonáticos tambem

são observados sobre patamares erosivos como tambem nas feicoes de

preenchimento.

A região de plataforma continental externa e talude superior da plataforma da

Bacia de Santos entre Cabo Frio e Ilha de São Sebastião apresenta ainda

particularidades morfológicas que a destacam no contexto da Bacia de Santos: a linha

de quebra de plataforma é bastante sinuosa; e a região do talude superior é marcada

por “patamares” morfológicos que se desenvolvem entre as profundidades de

_________________________________________________________________VI - Discussão

110

aproximadamente 500-900 m, conferindo traços morfológicos caracterizados por

grandes e amplas reentrâncias em escala regional, como observadas nos mapas

morfológicos gerados (fig. 91). Estas feições já foram anteriormente apontadas e

discutidas por Duarte e Viana (2007), cuja origem foi atribuída à possível ação erosiva

de correntes de contorno na borda de plataforma, ou por um possível controle

exercido por estruturas tectônicas pré-existentes, não mencionadas (falhas lístricas

formadas pelo movimento do sal aptiano?). Neste trabalho, no entanto, observou-se

que os ”patamares” do talude superior aparecem em parte morfologicamente

condicionados por antigas superfícies de inundação máxima da bacia, que forçaram a

retrogradação dos sistemas sedimentares plataformais (superfície em vermelho na

figura 91D), a exemplo do ocorrido entre o Eoceno e o Eo- Oligoceno, quando a bacia

foi afogada e a quebra de plataforma da época foi recuada para cerca de 50 km em

direção ao continente (item II.1 - Aspectos Geológicos da margem continental, Modica

e Brush, 2004; fig. 91). Pela posição estratigráfica em perfil sísmico da paleo

superfície que condiciona os patamares (a cerca de 700 ms de profundidade), pode-se

especular que se trate talvez da grande transgressão eustática global que teve seu

máximo na parte média do Mioceno, mais precisamente no intervalo Burdigaliano-

Serravaliano (12-20 Ma), e que marca a arquitetura sedimentar das margens

continentais em escala global (Zachos, 2001; Araí, 2006). Na verdade, em

determinadas regiões de borda de plataforma, o contínuo processo de progradação

sedimentar da margem durante o plio-quaternário, como discutido no capítulo de

Resultados (V.2 - Arquitetura sísmica do topo da seção da plataforma continental da

porção nordeste da Bacia de Santos), parece ter sido suficiente para a total

reconstrução de um talude continental de gradiente contínuo e homogêneo. Por outro

lado, processo recorrente de deslizamento de massa parece ter impactado

negativamente a borda de plataforma, impedindo sua reconstrução e resultado nos

traços morfológicos das amplas reentrâncias que caracterizam a borda de

plataforma/talude superior. De qualquer modo, estas duas hipóteses (ação erosiva por

correntes de contorno e condicionamento morfológico por paleo superfície de

inundação e deslizamentos induzidos por instabilidade gravitacional) não parecem

excludentes.

_________________________________________________________________VI - Discussão

111

Figura 91: Mapa morfológico ilustrando a sinuosidade da região de quebra de plataforma na porção nordeste da bacia de Santos, formando reentrâncias que são acompanhados por um talude superior escalonado por patamares morfológicos entre as profundidades de aproximadamente 500-900 m. (A), (B), (C) e (D) representam detalhes de perfis sísmicos mostrando a arquitetura sedimentar em diferentes pontos ao longo da região de quebra de plataforma. A superfície vermelha interpretada em (D) representa uma superfície de transgressão que teria afogado a plataforma e forçado a retrogradação dos sistemas sedimentares.

_____________________________________________________ _ Capítulo VII - Conclusão

112

Capítulo VII

Conclusão

A análise de cerca de 5000 km de linhas sísmicas monocanal (sparker 500-1000

J) das Operações GEOMAR, coletadas nos anos 80, permitiu pela primeira vez a

investigação e proposição de um arcabouço estratigráfico para as seqüências sísmicas

que compõem o registro sedimentar raso (~300 ms) da plataforma continental da

porção nordeste da Bacia de Santos. As conclusões mais importantes do estudo

podem ser sintetizadas em três pontos principais, até então desconhecidos na área de

estudos e que contribuem para o conhecimento da história evolutiva da plataforma

continental ao largo do Estado do Rio de Janeiro:

• Oito seqüências sísmicas principais foram mapeadas, compondo dois conjuntos

estratigráficos: o Conjunto I (SqC, SqB, SqA) e o Conjunto II (Sq1, Sq1, Sq2,

Sq3, Sq4 e Sq5) consistem de seqüências sísmicas dominantemente

progradacionais, limitadas por suas respectivas superfícies erosivas (SB, SA,

S1, S2, S3, S4 e S5) (fig. 92A). Mas os Conjuntos I e II de seqüências sísmicas

apresentam diferentes estilos arquiteturais, indicando diferentes relações entre

as variações de nível de base e o grau de preservação das seqüências. O

Conjunto I (SqC-SqA) é constituído predominantemente por clinoformas

sigmoidais, ilustradas pela agradação e progradação da plataforma, refletindo

uma aumento da subsidência regional, favorecendo assim a agradação e

preservação das unidades sedimentares. Por outro lado, as quatro seqüências

Sq1-Sq4 que compõem o Conjunto II se sobrepõem umas as outras formando

uma cunha regressiva formada por clinoformas oblíquas, desenvolvidas

essencialmente em condições de regressão forçada; nessas circunstâncias a

progradação da plataforma ainda implica em um contínuo regime de


113

subsidência, mas com menor espaço de acomodação quando comparado com

as condições de deposição do Conjunto I.

Figura 92: Esquema ilustrando A) a interpretação sísmica das seqüências sísmicas e suas superfícies limitantes; B) relação entre as seqüências interpretadas e os dados cronoestratigráficos obtidos através dos poços; C) curva com a amplitude máxima das variações de nível do mar, relacionando os máximos glaciais às superfícies interpretadas nas seções sísmicas e; D) estágios isotópicos relacionados com as variações dos níveis eustáticos.

• A correlação entre a interpretação dos dados sísmicos, dados crono-

estratigráficos de poços e curvas isotópicas de “variações eustáticas” globais

(fig. 92A, B e C) apóia a hipótese de que as seqüências do Conjunto I (SqC-

SqA) estão possivelmente posicionadas na janela estratigráfica pliocênica;

enquanto as seqüências que compõem o Conjunto II (Sq1-Sq5) são seqüências

deposicionais que registram ciclos glacio-eustáticos de cerca de 100-120 ka de

duração, depositadas nos últimos 500 ka (Pleistoceno Médio-Superior, fig. 92)

associadas à deposição de seqüências regressivas entre os estágios isotópicos

12 e 2 (fig. 92D). A seqüência Sq5 é interpretada como uma seqüência ainda

em desenvolvimento, caracterizada por depósitos holocênicos formados

durante a última transgressão e em nível de mar alto desde cerca de 7000


114

anos B.P. O limite Plio-Quaternário situa-se em algum horizonte indeterminado

entre as superfícies SA e S1 (fig. 92B).

• As seqüências deposicionais que compõem o conjunto estratigráfico inferior

(Conjunto I) são pobremente imageadas regionalmente, e não puderam ser

investigadas na escala de toda a plataforma da porção nordeste da Bacia de

Santos. Contudo, a distribuição espacial do conjunto de seqüências II revela

que o depocentro das seqüências Sq1-Sq5 apresenta uma configuração

alongada e localiza-se na região de borda de plataforma, apresentando

espessuras médias de cerca de 300 m, parecendo inclusive se espessar na

região do talude, para fora da região de estudos. Esta configuração, além de

compatível com condições de regressão forçada, evidencia que entre a

superfície S1 e o fundo atual (últimos 500 ka ?), a plataforma continental ao

largo do Estado do Rio de Janeiro progradou até cerca 30 km (fig. 93). Além

disso, o mapa de isópacas totais mostra que no período considerado, o

preenchimento sedimentar da bacia deu-se preferencialmente no setor centro-

oeste da plataforma continental ao largo do Estado do Rio de Janeiro, mesmo

segmento onde se verifica o principal depocentro, localizado na porção oeste da

área, entre a Ilha de São Sebastião e a Baía de Ilha Grande, com espessura

máxima de aproximadamente 400 m, preenchendo a ampla depressão erosiva

de cerca de 75 km (fig. 93).

• A plataforma continental da porção nordeste foi dividida em duas zonas

morfológicas principais: uma zona proximal até -100 m marcada por uma

morfologia suave decorrente da preponderância de processos deposicionais; e

uma zona distal desde a profundidade de -100 m até a borda da plataforma,

marcada por uma morfologia regional irregular decorrente de erosão ocorrida

em condições de regressão forçada, recoberta por bio-construções

carbonáticas, o que lhe confere grande irregularidade local.


115

Figura 93: Mapa de isópacas total das cinco seqüências sísmicas Sq1-Sq5 que compõem o Conjunto II, ilustrando o depocentro alongado localizado na região de borda de plataforma e a progradação da plataforma (para cálculo de espessura foi utilizado valor estimado de velocidade intervalar de 1.600 m/s, Lobo et al., 2005). E em detalhes os avanços progradacionais desenvolvidos pelo Conjunto II em diferentes setores da porção nordeste da Bacia de Santos.

___________________________________________ Capítulo VIII – Referências Bibliográficas

116

Capítulo VIII

Referências Bibliográficas

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