III. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira ... - CPRM

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154 Parte I – Geologia Localmente, abaixo da Formação Ariri, registra-se a ocorrência de traquiandesito cinza esverdeado (Formação Curumim) cuja datação Ar-Ar apresentou idade de 113 Ma (Dias et al. 1994a). A megasseqüência pós-rifte, que representa a sedimentação marinha da bacia, pode ser subdividida em algumas seqüências principais (Dias et al. 1994a): 1) seqüência do Albiano/Aptiano, com sua porção superior coincidente com o topo da seção de calcários do Eo/Meso/Albiano (Formação Porto Belo); 2) seqüência do Cretáceo Superior, composta por sedimentos pelíticos, responsável pela deposição de areias na área do baixo de Mostardas e de margas e folhelhos na plataforma continental (Formação Atlântida); 3) seqüência do Cretáceo Superior–Terciário Inferior, constituída por folhelhos e delgadas camadas de arenitos; 4) seqüência do Eoceno/ Oligoceno Inferior, composta por clásticos na área do baixo de Mostardas e por folhelhos na plataforma (Formação Imbé); e 5) seqüência do Oligoceno Superior ao Recente, de caráter progradante e composição pelítica. Na porção sul da Bacia de Pelotas, em frente à Laguna dos Patos, destaca-se grande espessamento da seqüência sedimentar na região do cone do Rio Grande, associada a altas taxas de sedimentação no Terciário. O rápido soterramento propiciou a preservação de matéria orgânica e a formação de gás biogênico, registrando-se notável ocorrência de hidratos de gás em profundidades que estão entre 100 e 1.000 m na Figura III.66 – Seção sísmica na Bacia de Pelotas (parte norte), mostrando feições interpretadas como cunhas de refletores mergulhantes para o mar (SDR) relacionadas à formação de crosta proto-oceânica coluna sedimentar, em batimetrias de 1.000 a 2.500 m (Fontana, 1989; Fontana e Mussumeci, 1994; Sad et al. 1997; Sad et al. 1998). Também nessa região caracteriza-se uma faixa de dobramentos dos sedimentos terciários, mobilizados por empurrões com vergência para o mar (Fontana, 1989; Cainelli e Mohriak, 1998). A ocorrência de grábens controlados por falhas antitéticas na região proximal da bacia e na plataforma sugere modelos diversos para a formação e evolução geodinâmica do rifte na Bacia de Pelotas. Três hipóteses podem ser aventadas (Mohriak et al. 1995b; Cainelli e Mohriak, 1998): (1) ocorrência de basculamento regional associado à implantação de crosta oceânica e posterior ruptura por falhamentos mais novos (Gonçalves et al. 1979); (2), ocorrência de grandes falhas antitéticas que aumentam de rejeito na direção de águas profundas (Dias et al. 1994b); e (3) ocorrência de feições caracterizadas como seaward-dipping reflectors, relacionadas à implantação de crosta proto-oceânica (Chang et al. 1992; Fontana, 1990; Fontana, 1996; Mohriak et al. 1995b; Cainelli e Mohriak, 1998, Talwani e Abreu, 2000). A Fig. III.66 apresenta uma seção sísmica regional através da porção centro-norte da Bacia de Pelotas, com caracterização de cones vulcânicos e feições interpretadas como seawarddipping reflectors (Mohriak et al. 1995b; Fontana, 1996; Talwani e Abreu, 2000). Figure III.66 – Seismic section in the Pelotas Basin, showing features interpreted as seaward-dipping wedges (SDR) related to the inception of proto-oceanic crust
Discussão A evolução tectono-estratigráfica das bacias sedimentares da margem leste–sudeste (segmento divergente) e da margem equatorial (segmento transformante) é conseqüência da ruptura do Gondwana e da abertura e do desenvolvimento do Oceano Atlântico Sul, iniciadas no Mesozóico. O sistema de riftes associado à separação entre as placas sul-americana e africana iniciou-se nos extremos norte e sul da América do Sul e notadamente na margem sul é acompanhado pela extrusão de lavas basálticas na Bacia do Paraná e na região adjacente da margem continental, entre as bacias de Pelotas e Espírito Santo. A fase sinrifte é caracterizada por falhas sintéticas e antitéticas formando diversos semi-grábens cuja direção é aproximadamente paralela à linha de costa atual. Esses grábens são preenchidos por siliciclásticos continentais flúviodeltaicos, localmente com o desenvolvimento de fácies carbonáticos e de acumulações de conchas de pelecípodes (coquinas). O rifteamento da margem é diácrono, com idades variando entre Jurássico e Neocomiano nas extremidades meridional e setentrional da América do Sul e atingindo idades bem mais novas (Aptiano–Albiano) na extremidade leste da margem equatorial (entre Pernambuco–Paraíba e Sergipe–Alagoas). Após a formação dos riftes continentais, com sedimentos lacustrinos e fluviais, ocorreu a ingressão marinha, que resultou na deposição de espessa seqüência de evaporitos (folhelhos, carbonatos, anidrita, halita). A tectônica de sal é caracterizada por domínios tectônicos distintos ao longo da margem, com feições extensionais na plataforma e compressionais em águas profundas. Os riftes abortados da margem equatorial e também na margem nordeste não apresentam grandes espessuras de sedimentos evaporíticos e com exceção de Tacutu são caracterizados por ausência de assoalho vulcânico na base da seqüência rifte. Entretanto, a extensão na direção de águas profundas de alguns dos riftes anteriormente interpretados como não-vulcânicos (e.g., Jacuípe e Sergipe–Alagoas) é também caracterizada por cunhas de refletores mergulhantes para o mar (seaward-dipping reflectors), interpretada como feições vulcânicas geneticamente relacionadas à incepção de crosta proto-oceânica. Feições vulcânicas pós-rifte no extremo sul da Bacia de Santos podem corresponder a intrusões ígneas em crosta continental (Demerican e Szatmari, 1999), ou a manifestações de centros de espalhamento oceânico abortados (Kumar e Gamboa, 1979; Meisling et al. 2001) ou a propagadores oceânicos (Mohriak 2001). A Megasseqüência Transicional é caracterizada por uma relativa quiescência tectônica após a rotação e basculamento de blocos de rifte, que são dissecados por uma discordância III. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira 155 regional que nivela a topografia preexistente (break-up unconformity). Acima da discordância, algumas bacias são caracterizadas por espessa seqüência de sedimentos aptianos pouco controlados por falhas (sag basins). A deposição de evaporitos no Aptiano Superior inicia-se com camadas de carbonatos e anidrita, que com o aumento da aridez gradam para camadas de halita e atingem condições de deposição de sais de potássio na região nordeste brasileira (Sergipe– Alagoas). A Megasseqüência Marinha é caracterizada por uma fase inicial de deposição de carbonatos em condições ambientais rasas e oxigenadas, que subseqüentemente é afogada pela subida do nível do mar. O Terciário, particularmente nas bacias da margem leste brasileira, é caracterizado por cunhas sedimentares com progradações siliciclásticas, que resultaram na deposição de arenitos turbidíticos em águas profundas. Falhamentos relacionados à tectônica de sal constituem-se em eficiente caminho de migração para hidrocarbonetos gerados na seqüência pré-sal, que se acumularam em reservatórios carbonáticos do Albiano e siliciclásticos do Albo- Cenomaniano até Mioceno. Vários episódios tectono-magmáticos (com clímax no Cretáceo Superior e Terciário Inferior) são registrados em alguns segmentos da margem, particularmente na região de Abrolhos e na região de Cabo Frio. Na região continental adjacente, formaram-se bacias tafrogênicas (e.g., Bacia de Taubaté), e esse período também é caracterizado por várias intrusões alcalinas na borda das bacias sedimentares de Campos e Santos. Conclusões Os riftes que formam a margem continental brasileira estão relacionados à abertura do Atlântico Sul e são subdivididos em riftes abortados, abrangendo uma série de bacias que ocorrem particularmente na margem equatorial e na margem nordeste; e em riftes que evoluiriam para formar as bacias de margem passiva, subdivididos em bacias de margem transformante e margem divergente. O rifteamento da margem leste–sudeste–sul brasileira iniciou-se no extremo sul da placa sul-americana (Argentina), com uma série de riftes de direção NW–SE, com preenchimento vulcano-sedimentar datado de Jurássico a Cretáceo Inferior. A partir do Cretáceo Inferior, o campo de estresse mudou de direção, e o rifteamento se propagou com direção NNE pelas bacias de Pelotas, Santos, Campos e Espírito Santo, com atividade de rifteamento afetando a região do nordeste brasileiro até o Aptiano–Albiano. O rifteamento da margem equatorial brasileira iniciou-se numa fase precursora no Jurássico, concomitante à
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Page 9 and 10: Bertani, R.T., Carozzi, A.V. 1985.
Page 11 and 12: Guardado, L.R., Spadini, A.R. 1987.
Page 13 and 14: Mohriak, W.U., Barros, A.Z., Fujita
Page 15: Ussami, N., Karner, G.D., Bott, M.H

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