restauração estrutural da halotectônica na porção

UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO
ESCOLA DE MINAS
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL DA HALOTECTÔNICA NA
PORÇÃO CENTRAL DA BACIA DE SANTOS E
IMPLICAÇÕES PARA OS SISTEMAS PETROLÍFEROS
RESTAURATION STRUCTURALE DE LA TECTONIQUE
SALIFÈRE DE LA PARTIE CENTRALE DU BASSIN DE
SANTOS ET DES IMPLICATIONS POUR LES SYSTEMES
PETROLIERS
SÁVIO FRANCIS DE MELO GARCIA
PESQUISA SOB CO-TUTELA / RECHERCHE SOUS COTUTELLE
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM EVOLUÇÃO CRUSTAL E RECURSOS
NATURAIS (ÁREA DE CONCENTRAÇÃO: GEOLOGIA ESTRUTURAL / TECTÔNICA)
UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO, BRASIL
ÉCOLE DOCTORALE SCIENCES ET INGÉNIERIE
UNIVERSITÉ DE CERGY-PONTOISE, FRANCE
ORIENTADORES :
PROF. DR. ANDRÉ DANDERFER FILHO (UFOP - BRASIL)
PROF. DR. DOMINIQUE FRIZON DE LAMOTTE (UCP - FRANCE)
Ouro Preto
Setembro/2012
RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL DA HALOTECTÔNICA NA
PORÇÃO CENTRAL DA BACIA DE SANTOS E
IMPLICAÇÕES PARA OS SISTEMAS PETROLÍFEROS
RESTAURATION STRUCTURALE DE LA TECTONIQUE
SALIFÈRE DE LA PARTIE CENTRALE DU BASSIN DE
SANTOS ET DES IMPLICATIONS POUR LES SYSTEMES
PETROLIERS
i
FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO
Reitor
João Luiz Martins
Vice-Reitor
Antenor Rodrigues Barbosa Júnior
Pró-Reitor de Pesquisa e Pós-Graduação
Tanus Jorge Nagem
ESCOLA DE MINAS
Diretor
José Geraldo Arantes de Azevedo Brito
Vice-Diretor
Wilson Trigueiro de Souza
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
Chefe
Issamu Endo
iii
EVOLUÇÃO CRUSTAL E RECURSOS NATURAIS
iv
UNIVERSITÉ DE CERGY-PONTOISE
Présidente
François GERMINET
Directeur de l'Ecole Doctorale Sciences et Ingénierie
Dominique LAURENT
UNITE DE FORMATION ET DE RECHERCHE SCIENCES ET TECHNIQUES
Directeur
Jean-Luc BOURDON
DEPARTEMENT SCIENCES DE LA TERRE ET DE L’ENVIRONNEMENT
Directrice
Beatriz MENENDEZ
LABORATOIRE GEOSCIENCES ET ENVIRONNEMENT
Directeur
Christian DAVID
v
CONTRIBUIÇÕES ÀS CIÊNCIAS DA TERRA – VOL. 235
TESE DE DOUTORAMENTO
Nº 001
RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL DA HALOTECTÔNICA NA PORÇÃO
CENTRAL DA BACIA DE SANTOS E IMPLICAÇÕES PARA OS
SISTEMAS PETROLÍFEROS
RESTAURATION STRUCTURALE DE LA TECTONIQUE SALIFÈRE DE
LA PARTIE CENTRALE DU BASSIN DE SANTOS ET DES
IMPLICATIONS POUR LES SYSTEMES PETROLIERS
Sávio Francis de Melo Garcia
Coorientadores
André DANDERFER Filho
Dominique FRIZON DE LAMOTTE
Tese apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais do
Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto como requisito
parcial à obtenção do Título de Doutor em Ciências Naturais, Área de Concentração: Geologia
Estrutural
Thèse presentée, sous système de cotutelle, à l’Ecole Doctorale Sciences et Ingénierie de l’Université
de Cergy-Pontoise pour obtenir le grade de Docteur de l’Université de Cergy-Pontoise en Sciences de
La Terre et de l’Univers, Zone de Recherche: Geologie Structurale
OURO PRETO
2012
vii
Universidade Federal de Ouro Preto – http://www.ufop.br
Escola de Minas - http://www.em.ufop.br
Departamento de Geologia - http://www.degeo.ufop.br/
Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais
Campus Morro do Cruzeiro s/n - Bauxita
35.400-000 Ouro Preto, Minas Gerais
Tel. (31) 3559-1600, Fax: (31) 3559-1606 e-mail: [email protected]
Os direitos de tradução e reprodução reservados.
Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos, fotocopiada
ou reproduzida por meios mecânicos ou eletrônicos ou utilizada sem a observância das normas de
direito autoral.
ISSN 85-230-0108-6
Depósito Legal na Biblioteca Nacional
Edição 1ª
Catalogação elaborada pela Biblioteca Prof. Luciano Jacques de Moraes do
Sistema de Bibliotecas e Informação - SISBIN - Universidade Federal de Ouro Preto
G216r
http://www.sisbin.ufop.br
Garcia, Sávio Francis de Melo.
Restauração estrutural da halotectônica na porção central da Bacia de
Santos e implicações para os sistemas petrolíferos = Restauration structurale de
la tectonique salifère de la partie centrale du Bassin de Santos et des
implications pour les systemes petroliers [manuscrito] / Sávio Francis de Melo
Garcia – 2012.
xxviii, 206 f.: il. color.; tabs.
(Contribuições às Ciências da Terra. Série D, v. 28, n. 48)
ISSN: 85-230-0108-6
Orientadores: Prof. Dr. André Danderfer Filho.
Prof. Dr. Dominique Frizon de Lamotte.
Tese (Doutorado) - Universidade Federal de Ouro Preto. Escola de
Minas. Departamento de Geologia. Programa de Pós-graduação em
Evolução Crustal e Recursos Naturais. / Universitè de Cergy-Pontoise.
Área de concentração: Geologia Estrutural e Tectônica.
1. Geologia estrutural. 2. Balanceamento de seções geológicas - Teses.
3. Tectônica de placas - Teses. 4. Sal - teses. 5. Bacias sedimentares - Teses.
I. Universidade Federal de Ouro Preto. II. Universitè de Cergy-Pontoise.
III. Título.
CDU: 551.432.46(815)(816)
viii
DEDICATÓRIA / DÉDICACE
À família, maior alegria da vida.
À ma famille, la plus grande joie de la vie.
Gracinda
Mulher amada,
Épouse bien-aimée,
Ugo Gabriel & Alice
Nossos filhos
Nos enfants
Avec l’ambition de me consacrer davantage à tel amour.
João & Deli
Aos meus pais
À mes parents
(in memorian)
Dans la ronde que le monde fait
Na volta que o mundo dá
(de Vicente Barreto e Paulo Cesar Pinheiro – traduction libre en Français depuis le Portuguais )
Um dia eu senti um desejo profundo de me aventurar nesse mundo pra ver onde o mundo vai dar.
(...) Varei cordilheira, geleira e deserto. O mundo pra mim ficou perto e a terra parou de rodar.
Com o tempo foi dando uma coisa em meu peito, um aperto difícil da gente explicar.
(...) Angústia de não se entender, um tédio que a gente nem crê, anseio de tudo esquecer e voltar.
(...) Agora aprendi por que o mundo dá volta: quanto mais a gente se solta, mais fica no mesmo lugar.
Un jour, je me suis senti un profond désir de m'aventurer dans ce monde pour voir où va le monde.
(...) J’ai dépassé montagne, glacier et désert. Le monde est resté près de moi et la terre ne tournait plus.
Avec le temps, quelque chose est arrivé dans mon couer, un resserrement difficile à expliquer.
(...) L'angoisse de ne se comprend plus, un ennui qu’on ne crois pas, le désir de tout oublier et retourner.
(...) Et maintenant, j'ai appris porquoi le monde tourne: plus on y va, plus on reste dans le même endroit.
ix
AGRADECIMENTOS / REMERCIEMENTS
Muitos contribuíram para a pesquisa apresentada neste manuscrito, direta ou indiretamente. A
todos eles, meus mais sinceros agradecimentos.
Meus agradecimentos vão, em primera mão, para a PETROBRAS, não apenas pela liberação e
auxílio financeiro sem os quais não seria possível realizar esta pesquisa, mas sobretudo pelo suporte de
seu maior patrimônio, seus empregados, colegas profissionais. Carregaram o piano durante minha
liberação e ainda, quando puderam, me deram uma força com a pesquisa e o manuscrito.
Agradeço também à Universidade Federal de Ouro Preto, pela acolhida de minha pesquisa e
oportunidade de transformá-la nesse manuscrito sob co-tutela.
Mes remerciements vont aussi à l’Université de Cergy-Pontoise, également, pour la chance de
développer ma recherche et de realiser ce manuscript sous cotutelle.
Mes remerciements à la quatrième instituition à partager le soutien et accueil de ma
recherche, l’IFP Energies Nouvelles.
Ao Prof. Dr. André Danderfer Filho, pela orientação e apoio durante a pesquisa, pela amizade
construída.
À le Prof. Dr. Dominique Frizon de Lamotte Reges, par la direction et soutien, pas seulemnt
pendant le séjour en France.
Aos meus muitos gerentes que compreenderam minha aposta e nela confiaram, em particular à
Dra. Sylvia Anjos e, entre outros, aqueles mais imediatos Almério França, Luis Antônio Freitas,
Henrique Penteado e João Cláudio de Jesus.
Agradecimento com particular carinho a Gilvan Hamsi e Anna Eliza Dias. Também para
Carmo Severino, Flávio Gonzaga, Marta Guerra e João “Xico” Bach.
Um grand merci aux collègues connus em France, chez l’IFP EN, parmi eux Xavier Guichet
et Fadi Nader.
Agradecimentos pelo fundamental apoio dos times de suporte técnico da Tecgraf, responsável
pelo desenvolvimento do programa 2D e da Paradigm, responsável por permear o conhecimento e
aplicação técnica do programa 3D.
x
SUMÁRIO
AGRADECIMENTOS...........................................................................................................................x
LISTA DE FIGURAS ..........................................................................................................................xv
LISTA DE TABELAS.........................................................................................................................xxi
LISTA DE EQUAÇÕES................................................................................................................... xxii
RESUMO .......................................................................................................................................... xxiii
RESUMÉ.............................................................................................................................................xxv
ABSTRACT ..................................................................................................................................... xxvii
CAPÍTULO 1
INTRODUÇÃO ......................................................................................................................................1
1.1- CONTEXTO DO ESTUDO .............................................................................................................1
1.2- OBJETIVOS DA TESE....................................................................................................................3
1.3- OBJETO E MODO DE INVESTIGAÇÃO ......................................................................................4
1.4- ORGANIZAÇÃO DA TESE............................................................................................................5
1.5- ORGANIZATION OF THE MANUSCRIPT...................................................................................6
CAPÍTULO 2
GEOLOGIA REGIONAL.....................................................................................................................7
2.1- INTRODUÇÃO ................................................................................................................................7
2.2- ESTRATIGRAFIA ...........................................................................................................................8
2.2.1- Grupo Guaratiba ..................................................................................................................8
2.2.1.1- Formação Camboriú .............................................................................................10
2.2.1.2- Formação Piçarras ................................................................................................10
2.2.1.3- Formação Itapema ................................................................................................10
2.2.1.4- Formação Barra Velha..........................................................................................10
2.2.1.5- Formação Ariri .....................................................................................................11
2.2.2.1- Formação Florianopolis........................................................................................11
2.2.2.2- Formação Guaruja ................................................................................................11
2.2.2.3- Formação Itanhaém ..............................................................................................12
2.2.3 Grupo Frade ........................................................................................................................12
2.2.3.1- Formação Santos ..................................................................................................12
2.2.3.2- Formação Juréia ...................................................................................................12
2.2.3.3- Formação Itajai-Açu.............................................................................................13
2.2.4 Grupo Itamambuca..............................................................................................................13
2.2.4.1- Formação Ponta Aguda ........................................................................................13
xi
2.2.4.2- Formação Iguape ................................................................................................. 13
2.2.4.3- Formação Marambaia .......................................................................................... 14
2.2.4.4- Formação Sepetiba............................................................................................... 14
2.3- ARCABOUÇO ESTRUTURAL.................................................................................................... 14
2.3.1- Estruturação do embasamento da bacia ............................................................................ 14
2.3.2- Estruturas da Bacia de Santos ........................................................................................... 18
2.3.2.1- Platô de São Paulo ............................................................................................... 19
2.3.2.2- Falhas Normais e Zonas de Transferência Associadas ........................................ 20
2.3.2.3- Magmatismo ........................................................................................................ 23
2.3.2.4- Outras Estruturas ................................................................................................. 24
2.4- EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR ................................................................................... 25
2.4.1- Evolução das fases rifte e pós-rifte ................................................................................... 28
2.4.2- Sedimentação de Evaporitos ............................................................................................. 32
2.4.3- Evolução da fase de deriva continental............................................................................. 34
2.4.3.1- A Instalação do Ambiente Marinho Franco......................................................... 34
2.4.3.2- Sedimentação Sob Nível de Mar Baixo............................................................... 35
2.4.3.3- Desaceleração da Deformação Halocinética........................................................ 36
2.5- GEOLOGICAL SETTINGS OVERVIEW .................................................................................... 37
CAPÍTULO 3
RESTAURAÇÃO PALINSPÁSTICA DE SEÇÕES COMPARTIMENTADAS PELA
HALOTECTÔNICA ........................................................................................................................... 39
3.1. INTRODUÇÃO.............................................................................................................................. 39
3.2. FERRAMENTAS HISTÓRICAS DE RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL................................... 41
3.2.1. Restauração estrutural de seções ....................................................................................... 41
3.3.2. Restauração estrutural em multisseções, mapas e superfícies........................................... 44
3.3.2. Restauração estrutural volumétrica ................................................................................... 46
3.3.2. Estratificação mecânica da halocinese em margens passivas............................................ 47
3.4. TÉCNICAS E PARAMETROS APLICADOS .............................................................................. 50
3.4.1. Interpretação sísmica e construção de um modelo para restauração estrutural ................. 54
3.4.2. Remoção da camada superior............................................................................................ 58
3.4.3. Conservação material durante a restauração do sal........................................................... 59
3.4.4. Isostasia flexural................................................................................................................ 60
3.4.5. Restauração geométrica da deformação ............................................................................ 65
3.4.6. Paleosuperfícies................................................................................................................. 67
3.4.7. Particularidades associadas à deformação do sal .............................................................. 69
3.5. METHODOLOGICAL APPROACH OVERVIEW ...................................................................... 73
xii
CAPÍTULO 4
STRUCTURAL MODELING BASED ON SEQUENTIAL RESTORATION OF
GRAVITATIONAL SALT DEFORMATION IN THE SANTOS BASIN .....................................75
4.1 ABSTRACT.....................................................................................................................................75
4.2 INTRODUCTION............................................................................................................................76
4.3 GEOLOGICAL SETTING ..............................................................................................................77
4.3.1 Stratigraphy.........................................................................................................................78
4.3.2 Regional structural framework............................................................................................81
4.3.3 Structural implications of the salt tectonics ........................................................................83
4.4 METHODOLOGY...........................................................................................................................84
4.4.1 Backstripping with flexural isostatic compensation ...........................................................85
4.4.2 Structural block restoration.................................................................................................87
CAPÍTULO 5
ANÁLISE DE VOLUMES DE SAL EM RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL: UM EXEMPLO
NA BACIA DE SANTOS...................................................................................................................111
5.1 RESUMO .......................................................................................................................................111
5.2 ABSTRACT...................................................................................................................................112
5.3 INTRODUÇÃO .............................................................................................................................112
5.4 CONTEXTO GEOLÓGICO DA BACIA DE SANTOS ...............................................................114
5.4.1 Estratigrafia.......................................................................................................................115
5.4.2 Arcabouço regional...........................................................................................................116
5.5- MATERIAIS E MÉTODOS .........................................................................................................119
5.5.1- Dados geológicos.............................................................................................................119
5.5.2- Ferramentas numéricas de restauração estrutural ............................................................119
5.5.3- Procedimentos de restauração e análise estrutural...........................................................120
5.5.3.1- RESTAURAÇÃO DESACOPLADA DA DEFORMAÇÃO PELO SAL .........120
5.5.3.2- CONDICIONANTES ISOSTÁTICOS ..............................................................122
5.5.3.3- CONDICIONANTES PALEOTOPOGRÁFICOS.............................................124
5.5.3.4- ANÁLISE ESPACIAL DA RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL.......................125
5.6- RESULTADOS ............................................................................................................................125
5.6.1- Ensaio de isostasia flexural..............................................................................................125
5.6.2 Calibração paleobatimétrica..............................................................................................126
5.6.3 Arcabouço estrutural investigado......................................................................................127
5.6.3 Restauração 2.5D ..............................................................................................................130
5.6.3 Mudanças de volume ao longo do tempo..........................................................................134
5.7 - DISCUSSÃO ...............................................................................................................................138
5.7.1 Batimetria e isostasia nas restaurações .............................................................................138
xiii
5.7.2 Restauração estrutural e integração 2D/3D ...................................................................... 139
5.8 - CONCLUSÕES E PERSPECTIVAS.......................................................................................... 139
CAPÍTULO 6
ANÁLISE E DISCUSSÃO COMPLEMENTAR DOS RESULTADOS ...................................... 141
6.1- INTRODUÇÃO ........................................................................................................................... 141
6.2- A RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL DA HALOCINESE NA BACIA DE SANTOS.............. 141
6.3- ENSAIOS DE RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL 2D ............................................................... 148
6.4- ENSAIOS DE RESTAURAÇÃO GEOHISTÓRICA 2D/1D...................................................... 152
6.5- ENSAIOS DE RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL 3D ............................................................... 158
6.6- IMPACTOS SOBRE OS SISTEMAS PETROLÍFEROS............................................................ 167
6.7- COMENTÁRIOS GERAIS SOBRE OS RESULTADOS OBTIDOS ........................................ 174
6.8- SUMMARY OF THE ADDITIONAL DISCUSSIONS.............................................................. 176
CAPÍTULO 7
CONCLUSÕES E PERSPECTIVAS............................................................................................... 181
7.1 CONCLUSÕES GERAIS ............................................................................................................. 181
7.1.1 Sobre materiais e métodos................................................................................................ 181
7.1.2 Sobre a evolução geológica da área de estudo ................................................................. 182
7.1.3 Sobre os sistemas petrolíferos .......................................................................................... 183
7.2 PERSPECTIVAS E SUGESTÕES DE TRABALHOS FUTUROS ............................................. 184
REFERÊNCIAS ................................................................................................................................ 185
ANEXOS
ANEXO I............................................................................................................................................. 201
I.1 - Introduction ....................................................................................................................... 201
I.2 - Structural Modelling.......................................................................................................... 202
I.3 - 1D Geohistory modeling ................................................................................................... 204
I.4 - Conclusions ....................................................................................................................... 205
xiv
LISTA DE FIGURAS / LISTE DES FIGURES
Figura 1.1- Mapa de localização da área de estudo ................................................................................2
Figura 2.1- Carta estratigráfica da bacia de Santos.................................................................................9
Figura 2.2- Mapa de relevo composto com batimetria e localização da área de estudo ......................16
Figura 2.3- Mapa hipsométrico da Serra do Mar destacando bacia do rio Ribeira ..............................17
Figura 2.4- Mosaico de mapas com depocentros e falhas mapeados por diversos autores ..................22
Figura 2.5- Mapa aeromagnético e seções estruturais esquemáticas ...................................................23
Figura 2.6- Esquema de abertura do oceano Atlântico Sul modificado de Torsvik et al. (2009) ........26
Figura 2.7- Esquema de reconstituição de movimentos para a região da zona de fratura de
Florianópolis modificado de Moulin et al. (2010) ............................................................27
Figura 2.8- Mapa composto pela superposição da descontinuidade da Moho (modificado de Zalán
et al. 2011), com o mapa de hipsometria (Heilbron et al. 2007) e o mapa geológico
(CPRM-Codemig 2003), com destaque para os lineamentos estruturais NW-SE.............30
Figura 2.9- Visão perspectiva da sísmica na borda leste do alto Externo de Santos (Carminatti et
al. 2008) ............................................................................................................................32
Figura 3.1- Ilustração das premissas fundamentais de preservação de área (A) e comprimento
(B) na restauração de seções, modificado de Geiser (1988) .................................................................42
Figura 3.2- Conservação de área na deformação extensional, modificada de Gibbs (1983) ...............43
Figura 3.3- Diagramas de restauração de falhas normais, modificado de Gibbs (1984) ......................43
Figura 3.4- Diagrama da cinemática do deslizamento diferencial entre estratos representado em
linhas soltas, modificado de Geiser (1988) .......................................................................44
Figura 3.5- Resistência de rochas sedimentares sob distensão e compressão (modificado de
Jackson & Vendeville 1994) .............................................................................................48
Figura 3.6- Modelo com uma camada de sal de resistência constante entre camadas de
resistência dependente da profundidade (modificado de Vendeville & Jackson 1993)
...........................................................................................................................................49
Figura 3.7- Modelo físico de simulação halocinética com deformação dúctil por intenso
cisalhamento (modificada de Garcia 1999) ......................................................................49
xv
Figura 3.8- Localização da área de estudo e das seções restauradas A-A’, B-B’, C-C’, D-D’ e EE’ sobrepostas ao topo estrutural do sal (extraído de Guerra & Underhill 2012) ............ 51
Figura 3.9- Area de estudo sobre mapa do topo do sal (extraído de Guerra & Underhill 2012),
indicando transporte tectônico e visão perspectiva indicando dois compartimentos
halotectônicos na área de estudo (em detalhe) ................................................................. 52
Figura 3.10- Visão perspectiva das 5 seções restauradas (fora de escala) ........................................... 53
Figura 3.11- Fluxograma geral de procedimentos e materiais empregados na pesquisa ..................... 55
Figura 3.12- Localização dos dados sísmicos e poços disponíveis e efetivamente utilizados ............ 56
Figura 3.13- Seção D-D’ ilustrando qualidade dos dados sísmicos 2D (exagero vertical de 3
vezes) ............................................................................................................................... 57
Figura 3.14- Esquema de conservação material da camada de sal: (1) descompactação e isostasia
flexural, (2) restauração da deformação halocinética e (3) correção da compensação
isostática ........................................................................................................................... 60
Figura 3.15- Esquema de placa litosférica em equilíbrio sobre a astenosfera, modificado de Eales
(2009) ............................................................................................................................... 61
Figura 3.16- Ensaio de compensação isostática flexural em caso sintético ........................................ 64
Figura 3.17- Esquemas de modelos cinemáticos utilizados em restauração estrutural (modificado
de Groshong 2006) ........................................................................................................... 65
Figura 3.18- Representações da deformação flexural: (a) dobra por cisalhamento flexural, (b)
dobra por deslizamento flexural e (c) dobra de fluxo (modificado de Twiss &
Moores 1992) .................................................................................................................... 66
Figura 3.19- Esquema de caracterização da batimetria típica da bacia de Santos................................ 68
Figura 3.20- Comparativo para ajuste batimétrico em um ponto da plataforma atual extraído das
etapas de restauração 2D................................................................................................... 69
Figura 3.21- Esquema de restauração conservativa da camada de sal ................................................. 72
Figura 3.22- Espessura de sal em pontos referenciais da plataforma ao longo do tempo .................... 73
Figura 4.1- Regional location map outlining the study area including two restored cross-sections,
six available wells and four studied pseudo-wells ........................................................... 77
Figura 4.2- Stratigraphic chart of the Santos Basin outlining the fifteen interpreted horizons ............ 79
Figura 4.3- Geological sections A-A’ and B-B’ based on the fifteen interpreted horizons ................ 80
xvi
Figura 4.4- Schematic block diagram of crustal thinning of the Santos Basin adapted from the
model of Lavier and Manatshal (2006) .............................................................................82
Figura 4.5- Cross-section B-B’ extrapolation based on the regional transect X-Y-Z from
Carminatti et. al. (2008) ....................................................................................................86
Figura 4.6- Paleo-bathymetry model through time to the shelf, slope and continental rise regions .....88
Figura 4.7- The shelf break and foot of the slope points interpreted on the cross-section B-B’ ..........90
Figura 4.8- Sequential sketches of the restoration steps exemplifying the first partial results for
the section A-A’ ................................................................................................................92
Figura 4.9- Restoration outcomes of pre-salt stages for the cross-sections A-A’ and B-B’ ................94
Figura 4.10- Cross-sections A-A’ and B-B’ restored at the salt deposition stage ................................96
Figura 4.11- Restored cross-sections A-A’ and B-B’ for the Albian to Cenomanian stages ...............98
Figura 4.12- Restoration schematic model for the Albian carbonates .................................................99
Figura 4.13- Sedimentary progradation of the Late Cretaceous restored for the cross-sections AA’ and B-B’ .....................................................................................................................101
Figura 4.14- Restored cross-sections A-A’ and B-B’ at the Cenozoic stage .....................................103
Figura 4.15- Decompacted Miocene situation just after the removal of the uppermost layer with details of
the present day seismic referential interpretation ..................................................................104
Figura 4.16- Geohistories 1D graphs based on the restored cross-sections A-A’ and B-B’ ...............108
Figura 5.1- Mapa de localização e feições estruturais da bacia de Santos ..........................................113
Figura 5.2- Carta estratigráfica da bacia de Santos e horizontes usados na restauração estrutural,
modificada de Moreira et al. (2007) ...............................................................................115
Figura 5.3- Visão perspectiva das seções geológicas..........................................................................117
Figura 5.4- Seção regional da bacia de Santos (XYZ) e projeção da área de estudos (BB’) .............118
Figura 5.5- Exemplo das etapas de restauração estrutural ..................................................................121
Figura 5.6- Esquema de efeitos de isostasia flexural sobre seção regional da bacia de Santos .........123
Figura 5.7- Pontos da quebra da plataforma e pé do talude, interpretados em sísmica.......................124
Figura 5.8- Perfis regionais de evolução paleobatimétrica .................................................................125
Figura 5.9- Diferenças médias entre resultado isostático e perfil batimétrico acumuladas no
tempo ...............................................................................................................................127
xvii
Figura 5.10- Relevo do embasamento, projetada espessura da seção pré-sal .................................... 128
Figura 5.11- Base dos evaporitos, projetada espessura do sal............................................................ 128
Figura 5.12- Isópacas dos grupos Camburi (A), Frade (B) e Itamambuca (C) projetadas
respectivos topos demonstrando a progradação da falha de Cabo Frio .......................... 129
Figura 5.13- Relevo do embasamento restaurado há 132 Ma, 113 Ma e no presente ....................... 130
Figura 5.14- Cenário restaurado há 113 Ma....................................................................................... 131
Figura 5.15- Cenário restaurado após deposição do sal ..................................................................... 131
Figura 5.16- Cenário restaurado há 92 Ma ........................................................................................ 132
Figura 5.17- Cenário restaurado do topo do Cretáceo há 64 Ma........................................................ 133
Figura 5.18- Modelo baseado na interpretação sísmica ..................................................................... 133
Figura 5.19- Áreas e volumes de sal no modelo 3D........................................................................... 135
Figura 5.20- Redução de volume de sal versus o avanço em área do sal ao longo da deformação.... 136
Figura 5.21- Topo do sal em suas diferentes restaurações palinspásticas .......................................... 136
Figura 5.22- Sequência de restauração há 0, 64, 92 e 112 Ma com detalhe da subsidência do
embasamento restaurado, do passado ao presente, na base da figura ............................ 137
Figura 6.1- Localização de áreas investigadas por Caldas & Zalán (2009), Corrêa (2009) e
Guerra & Underhill (2012) em relação à área de estudo ................................................ 142
Figura 6.2- Restaurações de minibacia efetuadas por Caldas & Zalán (2009) e Corrêa (2009),
modificada dos originais ................................................................................................. 143
Figura 6.3- Restauração da minibacia com conservação de área do sal ao longo da seção C-C’
comparada aos resultados de Caldas & Zalán (2009) e Corrêa (2009)........................... 145
Figura 6.4- Restauração do Albiano sob ponto de vista desta pesquisa e relações com Caldas
(2007) e Corrêa (2009) ................................................................................................... 146
Figura 6.5- Correlação de variações de espessuras observadas por Corrêa (2009) com resultados
obtidos na presente pesquisa .......................................................................................... 146
Figura 6.6- Correlação entre as variações de distensões observadas por Corrêa (2009) com os
resultados obtidos na presente pesquisa ......................................................................... 147
Figura 6.7- Comparação de resultados com seção restaurada por Guerra & Underhill (2012) ......... 148
xviii
Figura 6.8- Modelo sintético de aferição nos cálculos de descompactação construído no
programa RECON-MS ....................................................................................................149
Figura 6.9- Resultado da descompactação do modelo sintético confirmando
subdimensionamento nos cálculos ..................................................................................149
Figura 6.10- Esquema de compactação lateral como resultado de compressão induzida por
tectônica gravitacional (modificado de Butler & Paton 2010) .......................................150
Figura 6.11- Diferentes esquemas de compensação isostática em margens passivas (composição
modificada de Davison et al. 2012 e de Watts 1992) .....................................................151
Figura 6.12- Esquema de construção de geohistória 1D a partir de resultados da restauração 2D ....153
Figura 6.13- Comparação entre geohistória construída por restauração 2D com outra preparada
sem restauração, por backstripping tradicional ...............................................................154
Figura 6.14- Subsidência observada na restauração de seções para 15 pontos nas regiões de
plataforma, talude e elevação continental em águas profundas ......................................155
Figura 6.15- Estimativa do estiramento nas regiões de plataforma, talude e águas profundas ..........155
Figura 6.16- Taxas de sedimentação por geohistórias 1D para plataforma, talude e águas
profundas .........................................................................................................................157
Figura 6.17- Os gráficos de geohistória de soterramento dos 4 pontos de controle considerados
no capítulo 4 ...................................................................................................................158
Figura 6.18- Esquema da parametrização para restauração de superfície deformada para um
domínio mais simples onde uma função estabelece relações de coordenadas entre os
domínios deformado e restaurado (modificada de Titeux 2009) .....................................159
Figura 6.19- Modelos estruturais 2D/3D mostrando os principais elementos considerados na
restauração ......................................................................................................................160
Figura 6.20- Primeira parte do esquema de restauração de superfície deformada para fins de
ensaio: o topo da camada superior (fundo do mar) foi removido e a base deformada
é restaurada para um plano de referência ........................................................................161
Figura 6.21- Segunda parte do esquema de restauração de superfície deformada: inversão do
procedimento para restaurar a deformação até uma superfície de paleobatimetria de
referência ........................................................................................................................162
Figura 6.22- Ensaio de restauração de superfícies no GOCAD em quatro passos .............................163
Figura 6.23- Erros geométricos grosseiros no resultado acumulado da restauração até o topo do
Cretáceo. A origem dos erros precisava ser determinada e corrigida .............................164
xix
Figura 6.24- Resultados do ensaio realizado, com a visualização dos horizontes do topo do Sal,
Albiano e Cenomaniano ................................................................................................. 165
Figura 6.25- Campo térmico qualitativo em torno de um diápiro ilustrado em seção (modificado
de Garcia 2008) .............................................................................................................. 168
Figura 6.26- Gráfico à esquerda com geohistória térmica do ponto de controle distal na seção AA’ ilustrando o resfriamento relativo abaixo do sal. Gráfico à direita com resposta
de maturação de uma geradora fictícia subjacente ao sal para cenários de sal
restaurado e não restaurado ............................................................................................ 169
Figura 6.27- Taxa de transformação do querogênio na plataforma, talude e águas profundas
obtida nos geohistórias 1D dos 15 pontos de controle ................................................... 170
Figura 6.28- Restauração da porção proximal da seção D-D’ ilustrando a progradação
sedimentar ...................................................................................................................... 170
Figura 6.29- Base e topo do sal, restaurados há 112, 92, 64 e 0 Ma ilustrando desacoplamento da
deformação ..................................................................................................................... 171
Figura 6.30- Restauração de minibacia no setor distal da área de estudo ilustrando inversão
estrutural do acamamento entre 79 e 34 Ma .................................................................. 172
Figura 6.31- Restauração de seções mostrando diferentes situações e momentos para formação
de janelas na camada de sal ............................................................................................ 174
Figura I.1- Section AA’ projected on a transect X-Y-Z, the study area, the sections AA’ and
BB’, important features and domains (modified from Carminatti et al. 2008) .............. 203
Figura I.2- Geohistories for pseudo-wells 1, 2, and 3 show a clastic progradation to distal
portions .......................................................................................................................... 205
xx
LISTA DE TABELAS / LISTE DES TABLEAUX
Tabela 3.1- Propriedades atribuídas para as diferentes materiais tipo na restauração de seções ..........59
Tabela 4.1- Facies parameters applied to decompaction and flexural isostatic compensation..............85
Tabela 5.1- Áreas das cinco seções, área média e volumes no tempo presente ..................................134
Tabela 5.2- Medidas de áreas e volumes no modelo 3D.....................................................................135
Tabela 6.1- Estiramentos estimados para as geohistórias restauradas 1D no programa GENEX .......156
xxi
LISTA DE EQUAÇÕES / LISTE DES TABLEAUX
Equação 3.1- Rigidez flexural da litosfera .................................................................................................62
xxii
RESUMO
A presente pesquisa consiste em investigar um caso real a complexa interação entre
deformação halotectônica e a sedimentação subsequente na parte central da margem passiva da bacia
de Santos bem como avaliar seus efeitos sobre os processos de geração, migração e acumulação de
petróleo. Para construir um modelo estrutural robusto e inovador foram aplicadas técnicas de
restauração estrutural sob condições de contorno integradas de forma inédita: conservação material de
todas as rochas incluindo a camada de sal, o controle da compensação isostática associada à um
modelo regional de paleobatimetria através do tempo e calibração de resultados por análise de
geohistórias de soterramento 1D durante a realização das restaurações.
Os dados sísmicos e de poços disponíveis cobrem uma área onde a halocinese afeta os
sistemas petrolíferos ativos. O maior depocentro da bacia está parcialmente inserido na área de
investigação. Sua história de preenchimento sedimentar está associada ao desenvolvimento da falha
de Cabo Frio e da lacuna de dezenas de quilômetros na ocorrência de sedimentos do Albiano.
Minibacias submetidas à compressão halotectônica ocorrem em águas profundas. Neste contexto, os
desafios da pesquisa é encontrar os meios para construir e restaurar o modelo estrutural.
Foram interpretados quinze horizontes para construir um modelo de superfícies. Cinco seções
geológicas foram restauradas e extrapoladas para análise de volumes de sal e unidades encaixantes. A
restauração remove sucessivamente a camada mais superficial e descompacta as camadas
remanescentes devido a carga sedimentar removida. Os procedimentos consideram também a
compensação flexural de uma litosfera elástica pouco resistente. A isostasia joga um importante papel
no controle tectono-sedimentar. Sua interação com a batimetria, a geometria das falhas e o modelo da
superfície deposional condicionam a subsidência local e regional. Dados bioestratigráficos e
sismofaciológicos calibram a paleobatimetria absolut ao longo do tempo.
A restauração de seções diferencia a deformação da sequência da fase rifte de três outras
depositadas acima do sal.
Várias geohistórias 1D reconstruíram diferentes situações ao longo da principal direção de
transporte para controlar as espessuras de restauração nas seções. As ferramentas 1D e 2D mostraram
claramente a movimentação do sal para além dos limites da área e também uma forte correlação entre
a dinâmica halocinética e o espaço de acomodação sedimentar disponível.
A extrapolação dos resultados de restauração para o ambiente 3D permitiu melhor
compartimentimentação dos hemigrabens da fase rifte, realçou o papel do alto estrutural no centro da
área investigada e confirmou relações estruturais no controle da sedimentação. Dois depocentros
foram amalgamados pela deposição do sal sobre um relevo herdado da acentuada subsidência
tectônica da fase rifte. O preenchimento do compartimento de maior subsidência no setor oeste da área
permitiu interpretações temporais na relação de estruturas de orientação NE-SW e NNW-SSE. Um
xxiii
procedimento na restauração de seções permitiu aferir melhor as relações batimétricas e isostáticas
obtidas em uma segunda etapa da pesquisa.
A premissa de conservação material da camada de sal se mostrou uma ferramenta operacional
coerente com os resultados. A quantificação volumétrica da movimentação do sal mostrou boa
correlação com a distensão lateral muito mais acentuada da fase de deriva continental.
As implicações do cenário evolutivo da deformação para os sistemas petrolíferos foram
qualitativamente interpretadas e comparadas com a abordagem de backstripping clássico. Três setores
foram separamente analisados plataforma, talude e as águas profundas da elevação continental. A
halotectônica relativamente precoce do setor mais proximal induziu uma geração mais rápida e curta
ao passo que, para além da região do talude continental, os sistemas petrolíferos distais tiveram uma
evolução mais heterogênea, com desenvolvimento mais lento, dissipado e diferenciado pelas
halocinese, produzindo frentes de recargas mais longas. O impacto direto da restauração do sal sobre a
avaliação da maturidade é relativamente pequeno, uma vez que 90% da deformação dúctil ocorre antes
de 65 Ma e uma parte significante das rochas geradoras prossegue em geração. Por outro lado, a
restauração halotectônica é fundamental considerando o impacto da deformação nas relações espaciais
dos processos e elementos dos sistemas petrolíferos.
xxiv
RESUMÉ
Ce travail étudie la déformation salifère dans la partie centrale du Bassin de Santos sur
la marge Atlantique brésilienne et examine l'interaction complexe entre cette déformation et la
sédimentation, ainsi que ses effets sur les systèmes pétroliers. Les données sismiques et les
puits disponibles couvrent une zone où l'halocinèse affecte les systèmes pétroliers actifs. Le
principal dépôt-centre du bassin est partiellement dans la zone d’étude. L’histoire de
remplissage sédimentaire est liée au développement de la faille de Cabo Frio, qui induit un
absence des sédiments de l’Albien sur des dizaines de kilomètres. Des mini-bassins dus à la
compression salifère se produisent dans la partie la plus distale.
Il s'agit dans ce travail de trouver une méthode effective de construire et de restaurer
le modèle structural. Des certaines contraintes ont été établies et, de manière sans précédent
elles ont été appliquées dans un approache intégré pour batir un modèle robuste et cohèrent.
Ces hypothèses sont les suivantes : la conservation physique des roches (y compris le sel), la
compensation isostatique par flexion de la lithosphère, un modèle de bathymétrie au cours du
temps et le suivi des résultats par analyse de l’historie de subsidence et sedimentation pendant
la restauration structurale.
Quinze horizons stratigraphiques ont été interprétés. Cinq coupes géologiques ont été
restaurées et interpolées pour analyser l'évolution temporelle des volumes du sel et des unités
encaissantes. La restauration enlève successivement la couche la plus récente et décompacte
les couches sous-jacentes en fonction de la charge enlevée. La procédure de restauration
prend aussi en compte la compensation flexurale d'une lithosphère élastique et peu épaisse.
L'isostasie joue un rôle important dans le contrôle tectono-sédimentaire. Son interaction avec
la profondeur d'eau, la géométrie des failles et la surface de dépôt contrôle la subsidence
locale et régionale. Des données des puits et les facies sismiques aident à calibrer la paléoprofondeur d'eau.
La restauration de coupes différencie la déformation verticale de la phase anté sel des
trois autres séquences qui ont été déposées au-dessus du sel. Plusieurs reconstructions 1D
illustrent différentes situations le long de la direction principale de transport et permettent de
contrôler l'épaisseur des coupes restaurées. Les restaurations 1D et 2D ont clairement montré
que le sel s'échappe vers l'est au-delà de la région d’étude. La dynamique du sel se corrèle
fortement avec l'espace d'accommodation disponible. L'extrapolation de la restauration au
domaine 3D a permis de mieux configurer les demi-grabens de la phase rift, a accentué le rôle
xxv
des hauts structuraux au centre de la zone étudiée et a montré comment les relations
structurales contrôlent la sédimentation. Deux dépôt-centres ont été unis par le déposition de
sel sur une topographie escarpée héritée du rifting. Le remplissage du compartiment le plus
subsident à l'ouest du modèle a permis des interprétations temporelles par rapport aux
structures orientées NE-SW et NNW-SSE. Deux façons de restaurer les coupes ont permis
d’évaluer l’incertitude sur la paléo-profondeur d'eau et ses relations avec l’isostasie.
L'hypothèse d'une préservation volumique du sel s'est avérée cohérente avec les résultats,
puisqu'elle a montré une bonne corrélation avec la distension latérale lors de la dérive
continentale.
Les implications du scénario restauré sur les systèmes pétroliers ont été interprétées
qualitativement et comparées ensuite avec l'approche classique de backstripping. Trois
secteurs sont distingués : plateforme, pente et l’eau profonde. La tectonique salifère
relativement précoce a induit une génération plus rapide et plus courte pour le secteur plus
proche tandis que, au-delà de la pente continentale les systèmes pétroliers distaux sont plus
hétérogènes avec un développement ralenti, dissipé et différencié par l'halocinèse, avec de
recharges sur des temps plus longs. L'impact direct de la restauration de sel sur l'évaluation de
la maturité est relativement faible, puisque 90% de la déformation ductile se produit avant 65
Ma et une partie importante de roches mères ont maturé plus tard. Mais la restauration de la
tectonique salifère est essentielle par son impact sur le système pétrolier post déformation.
xxvi
ABSTRACT
The present thesis consists in a real complex case study of halotectonic deformation in
the central portion of the Santos Basin passive margin, investigating the complex interactions
between deformation and sedimentation and evaluating its impacts on the petroleum systems.
Some boundary condictions were established and, following an unprecedented way, they were
applied in an integrated workflow to build a robust and coherent model. These assumptions
were: the physical conservation of the rocks (salt included), the isostatic compensation by
flexure of the lithosphere, a bathymetric model through time and the results monitoring by
analyse of the subsidence and sedimentation analysis during the structural restoration.
Seismic data set and exploration wells were input to the study, which cover an area
where halokinetics affect the active petroleum systems. The thickest depocenter of the Santos
basin is partially in the study area. The sedimentary infilling history is associated with the
Cabo Frio Fault development, linked with a gap of tens of kilometers in the Albian sediments
occurrence. Minibasins are under halotectonic compression towards deep waters. The
challenges of this work consists in find methods to build and then to restore the structural
model in an effective way.
Fifteen interpreted horizons were used to build a surface model. Five geological crosssections were restored and interpolated to get salt and overburden volumes. The restoration
successively removes the uppermost layer and decompacts the remaining layers through
sedimentary unloading. Restoration also considers the unloading isostatic compensation by
flexure of an elastic weak layered lithosphere. The isostasy plays an important role in the
tectono-sedimentary control. Its interaction with bathymetry, faults geometry and deposition
surface profile constrains the local and regional subsidence. Biostratigraphic data and seismic
pattern defined trough time the absolute paleobathymetry.
The cross-section restoration has differentiated the major rift phase sequence
deformation from three other drift phase sequences above the sal layer.
Several 1D geo-histories were reconstructed for different points along the main
direction of transport, to control the thickness variations in the 2D sections. 1D and 2D
restorations clearly show that salt moves out of the study area and that there is strong coupling
between the halotectonic dynamic and the change in the accommodation space.
The extrapolation of the restoration results to 3D allows a better compartmentalization
between the hemigrabens in the rift phase; highlights the role of structural high in the center
xxvii
of the investigated area and confirms the relation between structural evolution and
sedimentation. Two major depocenters were amalgamated by salt deposition over the
accentuated relief inherited from the larger vertical tectonic subsidence of the rift phase. The
sedimentary infilling reveals the temporal relations of NE-SW and NNW-SSE oriented
structures within the higher subsidence compartment in the western sector of the area. Two
different ways to restore the sections allowed the uncertainty estimation of the bathymetry and
isostatic relationships.
The salt layer material conservation assumption, an operational tool, was consistent
with the results. The salt volume balance over time showed a good correlation to lateral
extension of the continental drift stage.
The implications of the restoration scenario on the petroleum systems were only
qualitatively interpreted and then compared to the classical backstripping approach. Three
main sectors appear: the proximal shelf, the slope and the deepwater sector of the continental
rise. The relatively early halotectonics of the proximal sector induces a more fast and short
generation whereas, beyond the continental slope region, the petroleum systems is distally
more heterogeneous, develops slower, dissipated and differentiated by the halokinesis, with
longer refills fronts. The direct impact of salt restoration on the maturity evaluation is actually
relatively small, because about 90% of ductile deformation occurred before 65 Ma and a
significant part of the generation is ongoing after 65 Ma. On the other hand, the halotectonic
restoration is fundamental regarding its impact on the petroleum systems.
xxviii
CAPÍTULO 1
INTRODUÇÃO
“The past and history float free of each other, they are ages and miles apart. For
the same object of enquiry can be read differently by different discursive practices
whilst, internal to each, there are different interpretative readings over time and
space.”
Keith Jenkins, historiador
1.1- CONTEXTO DO ESTUDO
Os evaporitos são rochas com propriedades petrofísicas incomuns quando comparadas com
outras rochas na crosta terrestre (Mohriak & Szatmari 2008). Essas propriedades fazem do sal um
elemento fundamental na complexidade estrutural das bacias onde ocorrem (Lerche & Petersen 1995,
Lewis 1997). Dentre suas características físico-químicas peculiares, algumas tais como o
comportamento dúctil (Weijermars et al. 1993), pouca resistência sob compressão (Jackson &
Vendeville 1994), densidade que quase não varia sob soterramento (Gussow 1968), baixa
permeabilidade (Petersen & Lerche 1995), alta condutividade térmica (Petersen & Lerche 1996) e alta
solubilidade (Anderson & Brown 1992) são de grande importância para a tectônica do sal. Os
evaporitos são como substratos dúcteis para os sedimentos mais rígidos sobrepostos e a deformação do
sal em margens passivas pode ser simplifica como um deslocamento de massas em direção à bacia,
com distensão na região proximal e compressão no sopé da área deformada (Schaller & Dauzacker,
1986). Induzido pela sedimentação de plataforma, o sal se movimenta para a bacia profunda. A
interação com a sobrecarga sedimentar produz em geral campos de tensão e deformação em variadas
direções, com estruturas nem sempre fáceis de serem compreendidas. Tal deformação influencia a
configuração dos sistemas deposicionais e altera as condições de geração, migração e acumulação de
petróleo.
A bacia de Santos é a bacia na margem sudeste do Brasil que apresenta o volume mais
significativo de sal. Até recentemente considerada fronteira exploratória, a bacia registra das mais
expressivas descobertas de petróleo realizadas nas últimas décadas em todo o mundo. A área de estudo
na porção central da bacia ocupa apenas cerca de 5.100 km2 dos 350.000 km2 da bacia (Figura 1.1),
mas é bastante representativa da evolução regional. Atravessa o maior depocentro da bacia e apresenta
estruturas halocinéticas de grande magnitude tanto de caráter distensivo como compressivo,
diferenciadas ao longo da direção principal de transporte tectônico.
A evolução tectono-sedimentar e os sistemas petrolíferos ativos na bacia sofrem forte
influencia da halocinese. A história de deformação da espessa camada de evaporitos se desenrola
1
durante mais de 80% da história geológica da bacia, tempo durante o qual os sistemas petrolíferos se
tornaram ativos (Garcia et al. 2005a). Rochas geradoras e reservatórios ocorrem estratigraficamente
abaixo e acima da camada de evaporitos. Caminhos de migração, armadilhas e selo estão em geral
controlados pela deformação do sal. As correlações entre espaço de acomodação para sedimentação,
deformação do sal e soterramento da bacia contribuem para identificar situações favoráveis à geração,
migração, acumulação e preservação de petróleo.
Figura 1.1 – Mapa de localização da área de estudo, dos principais elementos estruturais circunvizinhos, dos
poços exploratórios e seções utilizados nesta pesquisa.
Figure 1.1 – Location map of the study area highlighting main structural elements, exploratory wells
and cross-sections used in this thesis.
Um equilíbrio entre distensão nos setores mais proximais e compressão na parte mais distal é
relativamente estabelecido (Worrall & Snelson 1989). Entretanto, a conservação material da camada
de sal neste contexto é controversa (e.g. Rowan 1993, Peel et al. 1995). Ocorre que alguns sais são
muito solúveis e a camada de sal pode sofrer perdas por dissolução e assim, o volume de sal no
passado pode ter sido maior do que no presente.
Há muitos trabalhos investigativos relacionados à área de estudo a serem considerados. No
setor proximal ocorrem espessas camadas de sedimentos de idade albiana, mas próximo à falha de
2
Cabo Frio há uma expressiva lacuna na ocorrência desses sedimentos e o estudo dessa falha produziu
modelos evolutivos diferentes (e.g. Ge et al. 1997, Mohriak & Szatmari 2001). As minibacias, já no
domínio de compressão mais distal além da citada falha, foram objeto de trabalhos de restauração
(Caldas & Zalán 2009, Corrêa 2009). O trabalho de Guerra & Underhill (2012) propõe uma célula de
deformação gravitacional com transporte tectônico aproximadamente de NNW para SSE na área
investigada.
1.2- OBJETIVOS DA TESE
Essa tese se propõe a investigar uma complexa deformação geológica envolvendo halocinese
na porção da bacia de Santos por ferramentas de restauração estrutural. Os interesses da pesquisa são
restaurar de modo detalhado a área de estudos, compreender a deformação no passado, extrapolar os
efeitos e as conseqüências para a evolução tectono-sedimentar da bacia e sobre os sistemas petrolíferos
hoje ativos. Nesse sentido os principais objetivos da pesquisa podem ser assim resumidos:
(1) Descrever uma metodologia de restauração estrutural da deformação halocinética
fortemente controlada pela geometria dos espaços;
(2) Conceber uma ferramenta de controle para evitar inconsistências da deformação ao longo
do tempo;
(3) Avaliar os efeitos da restauração e da deformação sobre os sistemas petrolíferos e
(4) Analisar os resultados obtidos em diversas dimensões sob diferentes aspectos e aferir a
consistência do modelo restaurado.
No que diz respeito à restauração estrutural propriamente dita, a pesquisa pretende investigar
as possibilidades de quantificação e análise por caracterização geométrica espacial da deformação. A
tese busca explorar as possibilidades da restauração de seções para construir cenários cinemáticos e,
para tanto, experimenta condições de contorno associadas ao controle do espaço de acomodação
sedimentar tais como isostasia e batimetria. Essas condições podem estabelecer limites espaciais para
a interação entre sedimentação de sobrecarga e deformação do sal, provavelmente impressa no registro
estratigráfico da bacia e nos modelos tectono-sedimentares elaborados a partir desse registro.
A pesquisa segue também em busca de reproduzir a restauração estrutural no domínio
tridimensional. A pesquisa no ambiente 3D busca analisar e validar soluções de restauração estrutural,
quantificar espacial e temporalmente a deformação e vislumbrar cenários deposicionais de evolução da
bacia. No projeto inicial havia a expectativa da disponibilidade de programas de restauração de
superfícies 3D com malhas não-estruturadas para tratar de maneira mais realista a deformação no
domínio tempo-espaço. Esperava-se igualmente avançar na análise de condicionantes e propriedades
do meio rochoso e da deformação. Na impossibilidade de trabalhar com esses meios na pesquisa,
3
extrapolar as ferramentas 2D seria a forma de explorar mais rapidamente a deformação e de pensar nas
soluções tridimensionais. Um dos objetivos é avaliar se diferenças entre uma abordagem simplificada
(por exemplo, um 3D concebido apenas por backstripping com restauração de espessuras do sal ao
longo do tempo) e uma abordagem restaurada em detalhe (com movimento lateral de massas) serão
determinantes para uma avaliação dos sistemas petrolíferos ativos na bacia.
A pesquisa está sob a co-tutela das universidades Federal de Ouro Preto (Brasil) e CergyPontoise (França). A Petrobras e o IFP Energies Nouvelles, em diferentes momentos da pesquisa,
ofereceram recursos intramuros como computadores, programas e suporte técnico.
1.3- OBJETO E MODO DE INVESTIGAÇÃO
Uma pesquisa bibliográfica foi continuamente dirigida a uma busca de artigos, teses,
dissertações e publicações científicas cujas palavras-chave incluíssem e/ou relacionassem bacia de
Santos, tectônica de sal, restauração estrutural, deformação dúctil, sistemas petrolíferos e margens
passivas.
Um conjunto de dados sísmicos 2D convertido para profundidade de um levantamento mais
antigo foi efetivamente cedido para interpretação e construção do modelo estrutural. Além da sísmica,
dados de seis poços exploratórios foram considerados para a caracterização geológica do modelo. A
referência estratigráfica para amarração dos horizontes sísmicos aos poços foi a carta de Moreira et al.
(2007).
Esse acervo possibilitou a elaboração de cinco seções geológicas para o trabalho de
restauração estrutural. Em contextos estruturais complexos, o emprego dessa técnica facilita
compreender a cinemática da deformação e construir modelos geológicos consistentes que minimizem
os riscos exploratórios. A investigação por restauração estrutural de múltiplas seções paralelas
integrou ferramentas 1D, 2D e 3D. Foram cinco seções geológicas com registro estratigráfico
completo da área de estudo foram restauradas para investigar diferentes estilos de deformação,
incluindo a evolução da Falha de Cabo Frio. O procedimento integrou a restauração 2D com
tratamento e análise 3D através das seguintes etapas: (1) remoção de camadas, descompactação e
compensação isostática flexural, (2) restauração desacoplada da tectônica do sal, (3) conservação
material (inclusive do sal), (4) recomposição da sobrecarga sedimentar quando diferentes taxas de
distensão afetam os domínios desacoplados, (5) calibração batimétrica do conjunto restaurado e (6)
tratamento e análise espacial dos resultados.
O detalhamento significativo da estratigrafia na interpretação sísmica (GOCAD) busca
aumentar o número de etapas de restauração para discretizar adequadamente a deformação e
minimizar desvios do método. Os dados interpretados e exportados para restauração estrutural de
4
seções (RECON-MS, programa desenvolvido sob demanda da Petrobras pela empresa Tecgraf)
proporciona maior detalhamento de fácies e fenômenos durante a restauração. Uma ferramenta 1D
permite o acompanhamento da evolução das espessuras tectônicas na seção em restauração (gráficos
gerados em planilha eletrônica). Esse procedimento gera geohistórias de subsidência e soterramento
que oferecem uma visão local da deformação ao longo do tempo.
1.4- ORGANIZAÇÃO DA TESE
Esta tese está organizada em sete capítulos que podem ser agrupados em torno de três partes
fundamentais: preparação, resultados e finalização.
A primeira parte inclui três capítulos. Este primeiro capítulo introduz a pesquisa, contextualiza
os objetivos e organiza este manuscrito. O segundo capítulo trata do contexto geológico da Bacia de
Santos e apresenta idéias de caráter regional para uma melhor compreensão do problema. O terceiro
capítulo explica os métodos de investigação e marcos teóricos que orientam a abordagem do problema,
sua pertinência e possibilidades de solução. Estes capítulos introduzem o problema, contextualizam
sua importância, referenciam os modelos geológicos e justificam os procedimentos e instrumentos
utilizados no tratamento e análise de dados.
A segunda parte é constituída por três capítulos dedicados ao estudo da deformação
halocinética através da restauração estrutural no contexto da Bacia de Santos. Os capítulos 4 e 5,
entitulados “Structural modeling based on sequential restoration of gravitational salt deformation in
the Santos Basin (Brazil)” e “Análise de volumes de sal em restauração estrutural: um exemplo na
Bacia de Santos”, são artigos publicados durante a pesquisa (Garcia et al. 2012a e 2012b). Neles a
porção central da bacia é estudada enquanto parte representativa da evolução regional e permite
reconstruir os principais eventos. No centro das atenções está a relação da deformação estrutural do sal
com o histórico de preenchimento da bacia. O capítulo 6 dedicado à “Análise e discussão
complementar dos resultados” faz referências aos variados ensaios realizados ao longo da pesquisa,
soluções e modelos que permitiram reconstruir a evolução da bacia e que não foi possível incluir nos
artigos. Esta segunda parte permite uma melhor compreensão da inter-relação entre a deformação do
sal e fenômenos geológicos como isostasia e acomodação sedimentar.
A terceira parte é o fechamento da tese, constituída pelo capítulo de conclusões e perspectivas
que encerram esta pesquisa. As conclusões sumarizam os resultados da pesquisa, o modelo cinemático
e de restauração, o método e a execução. Também inclui as perspectivas abertas pela análise dos
procedimentos e resultados que, com certeza, não esgotam esta linha de pesquisa.
5
1.5- ORGANIZATION OF THE MANUSCRIPT
This thesis is organized into seven chapters which can be grouped into three fundamental
parts: Contextualization, Results and Conclusions. At the end of the more complex chapters there is a
summary text in English.
The Contextualization comprises three chapters. The first one introduces the research itself,
its goals and the manuscript organization. The second deals with the geological context of the Santos
Basin. The third explains the research methods and theoretical remarks that have not only guided the
proposed approach but also offered possible solutions. These chapters introduce the problem in the
structural context, discuss the geological models and justify the procedures and tools employed.
The Results section consists of three chapters devoted to the structural restoration of the
halotectonics in the Santos Basin context. Chapters 4 and 5 are papers published during the study,
entitled "Structural modeling based on sequential restoration of gravitational Salt deformation in the
Santos Basin, Brazil" (Garcia et al. 2012a) and "Análise de volumes de sal em restauração estrutural:
um exemplo na Bacia de Santos” (Garcia et al. 2012b). The study area is a representative part of the
major regional deformation events. Both papers focus on the investigation of the relationship between
halotectonics and the sedimentary infilling through the structural restoration tools. The sixth chapter is
dedicated to supplementary analyses and discussions about tests, solutions and models which,
although were not included in the papers, also allowed a better understanding of the salt deformation,
its relationship with other geological phenomena such as isostasy, sedimentary accommodation and,
finally, a discussion about the impacts of the structural restoration on the petroleum systems analysis.
The conclusions are presented in a single chapter that summarizes the most important results
as well as the potential prospects of this line of research.
6
CAPÍTULO 2
GEOLOGIA REGIONAL
Jamais se deve confundir um sítio com o discurso que o descreve.
Marco Pólo, mercador e viajante
2.1- INTRODUÇÃO
A bacia de Santos se inclui dentre as bacias da margem continental do Oceano Atlântico Sul
geradas pelo rifteamento do continente Gondwana Ocidental. Os processos relacionados com a
separação afro-americana foram estudados por vários autores (e.g Almeida 1976, Asmus 1981, Ojeda
1982, Asmus & Baisch 1983, Chang et al. 1992, Pereira & Feijó 1994, Mohriak et al. 1995, Cainelli &
Mohriak 1999), e são agrupados em três fases tectônicas tipicamente diferenciadas no registro
sedimentar da bacia: rifte, pós-rifte e deriva continental. A evolução da fase rifte ocorre a partir dos
primeiros pulsos tectônicos, envolvidos na separação dos continentes sulamericano e africano, desde o
final do Neocomiano até o início do Aptiano. Esse estágio passa gradativamente para a fase pós-rifte,
conhecida também como de fase de transição, com tectônica mais atenuada durante o Aptiano. Por
último, durante a fase de deriva continental, uma bacia marinha é instalada com a abertura do Oceano
Atlântico, desde o Albiano até o presente.
O registro sedimentar é normalmente definido por megassequências, separadas por
discordâncias erosivas e intrinsicamente relacionadas às principais fases tectônicas acima
apresentadas. O limite entre as fases é alvo de contínua discussão com discussões mais recentes
voltadas para um diacronismo do rifteamento, espacialmente distribuído em escala de bacia (Zalán et
al. 2009). A carta estratigráfica da bacia foi recentemente revisada por Moreira et al. (2007), com base
na estratigrafia de sequências (Figura 2.1), balizando a investigação realizada na presente tese.
As significativas espessuras de sal aptiano depositadas durante a fase de transição são
fundamentais para a evolução tectonossedimentar da bacia. O comportamento reológico diferencial
dos evaporitos oferece as condições para o desenvolvimento de uma complexa tectônica gravitacional,
fortemente controlada pelo relevo e estruturas frágeis preexistentes, por sua geometria original e pela
acomodação da sobrecarga sedimentar depositada sobre eles (Garcia 1999, Garcia et al. 2005b).
A principal direção de transporte tectônico revela orientação NW-SE, subparalela à maioria
das linhas sísmicas disponíveis para o presente estudo. Os domínios halotectônicos relacionados com
processos de distensão proximal, na porção superior do talude, e compressão distal, ao longo da
porção inferior, podem ser identificados na área alvo de investigação; em particular, é notável a
presença de minibacias no domínio compressivo distal. O compartimento proximal apresenta as
maiores espessuras de sal, sendo separado da região de minibacias distal pela falha de Cabo Frio. Esta
7
falha exibe caráter regional e atravessa a área de estudos com orientação SW-NE e mergulho antitético
para NW. Uma grande estrutura de sal se destaca no domínio proximal da área de estudo, onde
também foi mapeado o baixo estrutural mais profundo da fase de rifteamento na bacia. As maiores
espessuras de sedimento foram interpretadas imediatamente acima deste baixo, acentuado pelos efeitos
isostáticos desta sobrecarga sedimentar (ver no capítulo 5 resultados isostáticos na restauração
palinspástica). Essa espessura anomalamente alta de sedimento permitiu inferir um compartimento
distinto o longo de toda a porção ocidental da área, limitado por um alto regional com eixo orientado
segundo SW-NE. Uma estruturação inferida na direção NNW-SSE constitui um elemento adicional do
arcabouço da bacia de Santos, e, de certa forma, define um limite longitudinal da região em questão.
Esta estrutura é subparalela a zonas de transferência conhecidas na bacia de Santos (Demercian 1996,
Meisling et al. 2001, Souza 2008) e que se dispõem aproximadamente paralelas às seções geológicas
utilizadas para restauração.
2.2- ESTRATIGRAFIA
Uma série de trabalhos históricos como os de Asmus & Ponte (1973), Ojeda (1982), Pereira et
al. (1986), Pereira & Macedo (1990), Chang et al. (1992), Pereira & Feijó (1994), Modica & Brush
(2004) estabeleceu um conhecimento cronoestratigráfico da bacia de Santos baseado em um acervo
exploratório relativamente imaturo, com dados de poucos poços e de algum levantamento sísmico. A
partir de um grande volume de dados mais recente, este conhecimento foi revisado por Moreira et al.
(2007) dando ênfase à individualização de sequências deposicionais. Estes autores mantêm o
entendimento de que a bacia de Santos registra a evolução de margem passiva com os grandes
processos tectônicos típicos bem identificados nas supersequências rifte, pós-rifte e deriva (drift).
Assim, a descrição do arcabouço estratigráfico da bacia, apresentada a seguir, fundamenta-se no
trabalho de Moreira et al. (2007, Figura 2.1).
2.2.1- Grupo Guaratiba
A antiga Formação Guaratiba, antes apenas um pacote de rochas geradoras depositadas sobre
basaltos, foi litoestratigraficamente elevada por Moreira et al. (2007) à categoria de Grupo, passando a
integrar todas as cinco formações incluídas na supersequência rifte (formações Camboriú, Piçarras e
Itapema) e supersequência pós-rifte (formações Barra Velha e Ariri). Assim redefinido o Grupo
Guaratiba compreende a supersequência rifte, que compreende derrames basálticos, coquinas e
sedimentos siliciclásticos grossos lacustres, com fragmentos de basalto e quartzo, e a supersequência
pós-rifte que compreende derrames basálticos, carbonatos, arenitos, folhelhos e evaporitos,
depositados entre o Neocomiano e o Aptiano.
8
Figura 2.1 – Carta estratigráfica da bacia de Santos (Moreira et al. 2007) Figure 2.1 - Stratigraphic table of Santos Basin (Moreira et al. 2007).
2.2.1.1- Formação Camboriú
A Formação Camboriú compreende o mais antigo registro sedimentar conhecido da bacia,
representando o seu embasamento econômico. Abrange os derrames de basalto, eocretácicos, sotopostos ao preenchimento sedimentar de praticamente toda a bacia (Pereira & Feijó 1994) e sobrepostos em discordância ao embasamento pré-cambriano. É composta por basalto verde escuro e cinza
claro, holocristalino, de granulação média e textura ofítica, com plagioclásio e augita como principais
constituintes e normalmente pouco alterados (Ojeda & Cesero 1973 apud Pereira & Feijó 1994 ).
2.2.1.2- Formação Piçarras
Esta denominação foi introduzida na carta estratigráfica da bacia de Santos por Moreira et al.
(2007) para representar o pacote sedimentar informalmente conhecido como sequência talcoestevensita. Depositada discordantemente sobre os basaltos da Formação Camboriú no Barremiano, a
Formação Piçarras é composta nas regiões proximais por arenitos e conglomerados polímiticos típicos
de leques aluviais, contendo fragmentos de basalto, quartzo e feldspato, e no ambiente lacustre mais
distal por arenitos, siltitos e folhelhos de composição talco-estevensíticas.
2.2.1.3- Formação Itapema
Os sedimentos que representam a Formação Itapema foram depositados do Neobarremiano ao
Eoaptiano em discordância sobre os depósitos siliciclásticos da Formação Piçarras. São calcirruditos
constituídos por fragmentos de conchas de pelecípodes, frequentemente dolomitizados ou silicificados,
que ocorrem como intercalações nas porções mais distais com folhelhos escuros, ricos em matéria
orgânica. Conglomerados e arenitos de leques aluviais representam as litologias mais proximais desta
unidade. Segundo Moreira et al. (2007), o limite superior da Formação Itapema é definido na
discordância da base do andar local Alagoas e representa o fim da supersequência rifte.
2.2.1.4- Formação Barra Velha
Para Moreira et al. (2007) a Formação Barra Velha representa o início da supersequência pósrifte, marcando uma fase de transição do ambiente continental para marinho raso bastante estressante
no que se refere às condições fisioquímicas de deposição (e.g. Gingras et a.l 2011). Esta unidade é
subdividida em duas sequências por uma discordância datada em 117 Ma. A sequência inferior
compreende calcários microbiais, estromatólitos e laminitos nas regiões proximais e folhelhos, nas
mais distais, por vezes dolomitizados. Registra também derrames basálticos datados pelo método
Ar/Ar em 117 Ma, idade do topo da sequência.
10
A sequência superior compreende arenitos e conglomerados de leques aluviais, restritos às
regiões proximais, e calcários microbiais intercalados a folhelhos depositados durante o Neoaptiano.
2.2.1.5- Formação Ariri
A idade do sal da Formação Ariri não é conhecida com precisão, mas os últimos evaporitos,
depositados na margem sul da bacia, são posteriores às rochas vulcânicas datadas em 113,2 Ma
(Davison 2007). Moreira et al. (2007) consideram a avaliação de Dias (1998) e reduzem o tempo
estimado para a deposição da espessa camada de sal entre 0,7 e 1 Ma, no final do Aptiano. Estes
autores consideram que a taxa de acumulação dos evaporitos é ainda imprecisa devido à alta
mobilidade da halita. Os principais componentes desta unidade são halita e anidrita, mas ocorrem
também sais mais solúveis como taquidrita, carnalita e, localmente, silvinita.
2.2.2- Grupo Camburi
De acordo com Moreira et al. (2007) a supersequência drift é subdividida em três grupos
estratigráficos, quais sejam: Camburi, Frade e Itamambuca. Para estes autores esta supersequência
representa o preenchimento do espaço gerado pela fase de subsidência térmica, com tectônica
adiastrófica associada ao desenvolvimento da margem passiva da bacia; é constituída por sedimentos
marinhos do Albiano ao Recente.
O Grupo Camburi ocorre na base da supersequência drift e engloba todos os sedimentos que
foram depositados após a Formação Ariri até o topo do Cenomaniano. Compreende as formações
Florianópolis, Guarujá e Itanhaém que variam desde depósitos proximais de leques aluviais, passando
por carbonatos de plataforma até pelitos e arenitos batiais. Este grupo representa a instalação de um
sistema marinho transgressivo que termina com a deposição de sedimentos anóxicos durante a
transgressão turoniana. No entanto o ambiente é interpretado como hipersalino e com fortes indícios
de restrição à circulação de águas por diversos autores, como descrevem Chang et al. (2008).
2.2.2.1- Formação Florianopolis
A Formação Florianópolis corresponde às fácies proximais do Grupo Camburi sendo
composta por conglomerados, arenitos e folhelhos associados a sistemas de leques aluviais e deltaicos.
2.2.2.2- Formação Guaruja
A Formação Guarujá é coeva à parte basal da Formação Florianópolis e representa a instalação
de uma plataforma carbonática ao longo do Albiano. Esta plataforma é fisiograficamente divida por
um sistema lagunar interno, com ocorrência de folhelhos, e um banco raso em borda de plataforma,
11
com calcilutitos, calcirruditos oolíticos e/ou oncolíticos. Nas regiões de bacia mais profunda ocorrem
calcilutitos e margas que gradam ou interdigitam com folhelhos escuros, onde Araújo et al. (2005) e
Quintaes (2006) reconhecem intervalos potencialmente geradores. Seu limite superior é marcado pela
entrada dos primeiros sedimentos arenosos da Formação Itanhaém, acima do folhelho glauconítico
estratigráfico conhecido como marco radioativo Beta, que marca o final da transgressão marinha.
2.2.2.3- Formação Itanhaém
A Formação Itanhaém foi assim denominada por Pereira & Feijó (1994) para designar os
pelitos sobrepostos aos carbonatos da Formação Guarujá, anteriormente denominados de Guarujá
Superior. Representa a parte distal do sistema deposicional após a extinção da plataforma carbonática
da Formação Guarujá. A formação é composta de folhelhos, pelitos e, mais raramente, margas de
origem marinha, distribuídas desde a plataforma até as regiões de bacia mais profunda.
O Membro Tombo é composto por depósitos arenosos decorrentes de fluxos gravitacionais
densos que se encontram interacamadados na Formação Itanhaém.
2.2.3 Grupo Frade
Para Moreira et al. (2007) o Grupo Frade representa todo o sistema de leques aluviais até
pelitos e arenitos batiais, depositados do topo do Cenomaniano até o limite Cretáceo/Paleógeno. A sua
sucessão representa uma regressão marinha em que o limite da plataforma avançou costa afora
atingindo um máximo de 200 km de avanço ao final do Cretáceo. Esta unidade engloba as formações
Santos, Juréia e Itajaí-Açu.
2.2.3.1- Formação Santos
Com base em dados bioestratigráficos e perfis elétricos, Moreira et al. (2007) propõem que a
Formação Santos seja representada apenas pelos sedimentos continentais conglomeráticos de cor
avermelhada, associados com sistemas de leques aluviais, e que as frações arenosas e pelíticas,
também avermelhadas, sejam englobadas na Formação Juréia.
2.2.3.2- Formação Juréia
A Formação Juréia é a designação para a seção clástica situada entre os conglomerados da
Formação Santos (revisada) e os pelitos da Formação Itajaí-Açu (Pereira & Feijó 1994). A formação
compreende sedimentos arenosos, siltitos e folhelhos depositados desde ambientes continentais até as
porções mais distais da plataforma. Níveis de coquinas e calcilutitos podem se apresentar intercalados.
12
2.2.3.3- Formação Itajai-Açu
A Formação Itajaí-Açu é caracterizada por uma espessa seção de clásticos finos (Ojeda &
Aranha 1980 apud Pereira & Feijó 1994) notadamente folhelhos e argilitos cinza-escuros, além de
siltitos, diamictitos e margas. Esse conjunto lítico foi depositado em ambiente de plataforma distal,
talude e bacia, desde o Turoniano até o Maastrichtiano.
O Membro Ilha Bela, tal como definido por Pereira & Feijó (1994), reúne arenitos médios
depositados em meio a uma seção pelítica da Formação Itajaí-Açu, através de fluxos turbidíticos, em
geral canalizados e relacionados a escavações de talude e plataforma.
2.2.4 Grupo Itamambuca
O Grupo Itamambuca compreende todos os sedimentos depositados após o limite do Cretáceo,
do Paleógeno até o Presente. Engloba desde depósitos de leques aluviais proximais até pelitos e
arenitos batiais, com ocorrências de sedimentação mista carbonática próximo à quebra da plataforma.
Esta unidade é composta pelas formações Ponta Grossa, Iguape, Marambaia e Sepetiba, descritas a
seguir.
2.2.4.1- Formação Ponta Aguda
A Formação Ponta Aguda foi estabelecida por Moreira et al. (2007) e representa os
sedimentos siliciclásticos característicos de ambientes deposicionais de leques aluviais, marinho
costeiro e de plataforma rasa. Constitui-se de conglomerados finos e quartzo-arenitos grossos a finos,
avermelhados a acinzentados, comumente cimentados por carbonato; intercalados a sedimentos
pelíticos. Esta unidade, cuja principal recorrência se estende do Eopaleógeno ao Mesopaleógeno,
alcança espessuras de até 2.200 m. A partir do Eo-oligoceno, com a formação dos bancos algálicos da
Formação Iguape, os sedimentos da Formação Ponta Aguda ficaram restritos as porções mais
proximais da bacia.
2.2.4.2- Formação Iguape
Originalmente definida por Pereira & Feijó (1994), a Formação Iguape foi depositada a partir
do Oligoceno sobre a discordância de 33,9 Ma. Atinge espessuras de até 2.700 m e é composta
predominantemente por calcarenitos e calcirruditos, depositados como bancos de bioclastos algálicos
em ambiente raso próximo à quebra da plataforma, e por vezes com intercalação de argilito cinzaesverdeado, siltito e marga, subordinadamente arenitos finos a médio cinzentos. Representa o
estabelecimento de condições para sedimentação mista ocasionada pela tendência regressiva no início
do Oligoceno, com sedimentação mais espessa associada ao nível de mar alto. A unidade se interdigita
13
lateralmente com os siliciclásticos proximais da Formação Ponta Grossa e os pelitos distais da
Formação Marambaia.
2.2.4.3- Formação Marambaia
A Formação Marambaia compreende predominantemente siltitos e folhelhos, além de
diamictitos, margas e os corpos arenosos do Membro Maresias, depositados nas regiões de plataforma
distal, talude e bacia.
O Membro Maresias ocorre na forma de corpos arenosos interacamadados aos pelitos da
Formação Marambaia. Tais corpos arenosos, compostos por arenitos cinza-esbranquiçados, são
relacionados a fluxos gravitacionais turbidíticos. Estes sedimentos foram depositados ao longo de
canais decamétricos, por vezes meandrantes, em posições além da quebra da plataforma no talude, ou
sob a forma de leques em situações menos confinadas das regiões batial e abissal.
2.2.4.4- Formação Sepetiba
A Formação Sepetiba ocorre a partir do Pleistoceno tendo como limite inferior uma
discordância de 4,2 Ma do Eoplioceno. É representada pela sedimentação plataformal de arenitos
cinza-esbranquiçados de granulometria grossa a fina, por vezes glauconíticos, bem como de coquinas
de moluscos, briozoários e foraminíferos.
2.3- ARCABOUÇO ESTRUTURAL
Muitas feições regionais que foram consideradas em trabalhos publicados de diversos autores
influenciaram a evolução da área de estudo. Estas feições são observadas tanto na área emersa
circunvizinha à bacia de Santos quanto em trabalhos exploratórios na própria bacia. O levantamento
bibliográfico realizado sobre estas feições permitiu delinear o arcabouço estrutural da bacia como
suporte à análise estrutural da região investigada.
2.3.1- Estruturação do embasamento da bacia
As estruturas do embasamento cristalino que afloram na região costeira do continente
contribuem para a caracterização da parte contiguamente submersa na bacia de Santos. Estas estruturas
são reconhecidas em escala regional através de mapeamentos regionais, interpretação de imagens de
sensoriamento remoto e mapas magnéticos e gravimétricos. O seu traçado permite identificar blocos
crustais de diferentes características petrológicas, estruturais e reológicas que controlaram o arcabouço
e a reativação de estruturas do embasamento ao longo do processo de estiramento, abertura e
estabilização da bacia de margem passiva (Mio et al. 2005).
14
Segundo Almeida & Carneiro (1998) o embasamento costeiro da bacia de Santos engloba
rochas e estruturas de colagens proterozóicas, vinculadas aos supercontinentes de Atlântica
(Paleoproterozóico), Rodínia (Mesoproterozóico e Neoproterozóico) e Gondwana Ocidental (final do
Neoproterozóico). Moreira et al. (2007) mencionam que a constituição desse embasamento, em
particular, é marcada pela presença de granitos e gnaisses do Complexo Costeiro além de diversos
metassedimentos da faixa Ribeira, parte integrante dos orógenos oriundos da amalgamação do
Gondwana Ocidental. Já o Complexo Costeiro designa o domínio à leste da faixa Ribeira, junto à linha
de costa.
Expressivas zonas de cisalhamento ao longo de mais de 1.400 km da margem na faixa Ribeira
configuram um trend estrutural preferencial NE-SW, definido como principal orientação do arcabouço
da bacia de Santos em trabalhos anteriores como Chang et al. (1992), Macedo (1987) e Mohriak
(2004). Souza & Ebert (2005) identificaram sobre imagens de satélite da faixa Ribeira, desde o Paraná
até o Norte do Estado do RJ, lineamentos NE-SW de caráter anastomosado e segmentos extensos,
raramente curtos e retilíneos. Para estes autores tais lineamentos coincidem com estruturas dúcteis tais
como zonas de cisalhamento, mudanças de reologia por contatos litológicos e foliações metamórficas.
As principais drenagens na Província da Mantiqueira acompanham os trends estruturais do
embasamento, com predomínio da direção NE/SW nos trechos mais longos (Souza et al. 2009). Riftes
intracontinentais como a bacia de Taubaté (Almeida 1976) e o gráben da Guanabara (Zalán & Oliveira
2005) estão alinhados com lineamentos NE-SW, principais descontinuidades do embasamento, ao
longo da zona costeira (Souza et al. 2009). No nordeste do Estado de Santa Catarina aflora o cinturão
Dom Feliciano que apresenta estruturação disposta também segundo NE-SW. Suas principais zonas de
cisalhamento alcançam a linha de costa seguindo este trend e se projetam mar adentro na bacia de
Santos (Heilbron et al. 2004).
Com base na interpretação de imagens digitais do embasamento aflorante no continente,
Souza et al. (2009), interpretaram pequenos lineamentos perpendiculares a esta direção principal do
arcabouço. Para Souza & Ebert (2005) e Souza et al. (2009) estas estruturas NW-SE podem ocorrer
tanto como fraturas e juntas caracterizando lineamentos retilíneos e de curto comprimento bem como
corresponder a falhas que caracterizam deslocamentos nas estruturas NE-SW e nas drenagens ao longo
do rio Paraíba do Sul e seus afluentes. Riccomini et al. (1989) comprovaram uma falha ainda ativa
com orientação NW-SE, cortando o maciço alcalino de ltatiaia. Sadowski (1991) detectou epicentros
de sismos na região de Angra dos Reis e de Paraibuna, compressivos sobre lineamentos de direção
aproximada N60W. Para Souza et al. (2009), tais lineamentos NW-SE se projetam para offshore e, na
expressão de falhas de transferência, afetam o principal trend estrutural da bacia, de orientação NESW. Assim caracterizadas, tais feições exercem forte influência na configuração e na evolução
tectono-sedimentar da bacia de Santos.
15
A expressão destes segmentos NW-SE na drenagem pode ser observada nos mapas físicos da
região sudeste do Brasil e parecem controlar, de modo subordinado, processos erosivos como o que
marca o limite sudoeste da serra da Mantiqueira na divisa entre Minas Gerais e São Paulo (Figura 2.2).
Figura 2.2 – Mapa de relevo composto (modificado de Mohriak 2001, com superposição do mapa
hipsométrico da CPRM (Heilbron et al. 2007), com a área de estudo em destaque (polígono branco).
Observar que os alinhamentos NW-SE (tracejados) separam diferentes domínios texturais de relevo no
continente bem como expressões diferenciadas da batimetria no platô de São Paulo.
Figure 2.2 – Relief map of continental and oceanic Brazilian southeastern region (modified from
Mohriak 2001, partially superposed by a topographic map from CPRM (Heilbron et al. 2007) showing
the study area location (white polygon). Notice the NW-SE alignments (dashed) separating different
relief domains on the continent, also coinciding with different bathymetric expressions on the Sao
Paulo Plateau.
16
Esta feição do relevo da serra da Mantiqueira parece alinhada com feições do relevo entre a
bacia do Paraná e a faixa Brasília como também com feições batimétricas em águas profundas da
bacia de Santos. Souza et al. (2009) identificam lineamentos NNW-SSE igualmente retilíneos, porém
mais longos e coincidentes com os vales que alojam drenagens rejuvenescidas.
O traçado da serra do Mar tem notável descontinuidade no Estado de São Paulo, próximo à
divisa com o Paraná, onde a erosão avançou para o interior do continente a partir da zona de
cisalhamento Lancinha-Cubatão até a região a norte de Curitiba, alcançando rochas menos resistentes
e constituindo a bacia hidrográfica do rio Ribeira (Figura 2.3).
Figura 2.3 – Mapa hipsométrico do litoral circunvizinho a bacia de Santos (Fonte: Brazil Adventure
International), destacando em cores mais fortes a descontinuidade da serra do mar na bacia
hidrográfica do rio Ribeira (RR). Uma descontinuidade de menor porte ocorre entre a serra da Bocaina
(B) e a serra dos Órgãos (O) onde a topografia diminui em direção às baixadas da região metropolitana
do Rio de Janeiro.
Figure 2.3 – Topographic map of continental surroundings of the Santos Basin (Source: Brazil
Adventure International) highlighting the Rio Ribeira (RR) hydrographic basin as discontinuity on the
Serra do Mar relief. A smaller discontinuity occurs between the Serra da Bocaina (B) and the Serra
dos Órgãos (O) where the topography decreases toward the coastal lowlands of the Rio de Janeiro
metropolitan region.
17
Almeida & Carneiro (1998) destacam que no alinhamento Guapiara próximo ao arco de Ponta
Grossa ocorre intenso fissuramento e enxame de diques máficos de orientação NW. Estes autores
ressaltam a importância da estruturação e reologia destes diques para inserção do processo erosivo e
abertura do vale do rio Ribeira, retardados á SW pela alta resistência dos batólitos graníticos alcalinos
e perialcalinos do cinturão granitóide costeiro do Paraná.
O conjunto de lineamentos e enxames de diques pertencentes ao arco de Ponta Grossa e ao
lineamento de Guapiara são feições observadas no continente, com orientação NW-SE e que
possivelmente apresentam atividade do Cenozóico até o presente (Sadowski 1991). No Estado do
Paraná e no sul do Estado de São Paulo o trend estrutural NW-SE definido pelos diques máficos pode
ter extensões que persistem por dezenas de quilômetros. Para Souza & Ebert (2005), estes lineamentos
são predominantes em unidades cenozóicas, podendo ser associados a reativações ou gerações de
novos planos de fraqueza, em geral condicionados a transcorrências dextrais regionais de direção E-W
como descritas por Hasui et al. (1998). Zalán & Oliveira (2005) mostraram o prolongamento do
lineamento Guapiara em águas rasas da bacia de Santos, interrompido por falhamentos associados à
charneira cretácica da bacia de Santos, descrita mais adiante. As feições de orientação NW-SE
provavelmente se prolongam adentro na plataforma continental.
A linha de costa apresenta um recorte geral paralelo às estruturas pré-cambrianas de direção
NE-SW. Uma notável exceção é observada quando assume ela uma direção aproximada E-W no
trecho compreendido entre Ilha Grande e Cabo Frio, fato este que chamou a atenção de vários
pesquisadores (por exemplo, Almeida 1976, Hasui & Sadowski 1976, Cordani et al. 1984 e Mohriak
& Barros 1990). Inflexões para E-W como esta, tanto no Brasil quanto na região costeira de Angola,
têm sido interpretadas como efeito decorrente dos esforços da ruptura continental (e.g. Ewing et al.
1969). O curso do rio Paraíba do Sul, entre Resende e Barra do Piraí, segue por um trecho com
orientação E-W, próximo ao maciço alcalino de Itatiaia e da zona de transferência de Volta Redonda
(Heilbron et al. 2007). Nessa região ocorre a bacia de Resende que apresenta uma maior deflexão para
a E-W do que a bacia de Taubaté, orientada na direção NE-SW. Szatmari & Mohriak (1995) observam
que as intrusões alcalinas do Eocretáceo e do Paleogeno coincidem com uma terminação NE de zonas
de cisalhamento e dos Riftes Cenozóicos. Esta relação entre a compartimentação, estruturas
preexistentes e magmatismo foi também apontada nos trabalhos de Zalán & Oliveira (2005) e Zalán et
al. (2011).
2.3.2- Estruturas da Bacia de Santos
A bacia de Santos representa um segmento costeiro de reentrância côncava no traçado da
ruptura continental, com orientação predominante segundo NE-SW. Este trecho está situado entre o
alto de Cabo Frio a norte e a plataforma de Florianópolis, a sul, feições estas convexas da linha de
18
costa (Figura 1.1). No entanto, a configuração interna da bacia representa um avanço batimétrico do
sistema de plataforma, talude e elevação continental por até 700 km para dentro do Oceano Atlântico
na região. Este amplo espaço entre a costa e a cota batimétrica de 3000 m define a geometria da bacia
de Santos e o contexto de suas estruturas internas. Grandes compartimentos, falhas normais, zonas de
transferência e magmatismo constituem os elementos fundamentais a identificar no contexto que
registra o desenvolvimento da bacia e o modo como o embasamento continental respondeu aos
esforços responsáveis pela abertura do oceano Atlântico Sul.
2.3.2.1- Platô de São Paulo
O platô de São Paulo se destaca na bacia de Santos pela sua expressão fisiográfica,
constituindo uma larga elevação da margem continental composta em sua maior parte por uma crosta
continental estirada, batimetricamente menos profunda e controlada por estruturas do embasamento.
Este platô é resultante dos esforços que romperam Gondwana Ocidental e abriram o Oceano Atlântico
Sul. É uma das feições mais importantes e estudadas da margem sudeste brasileira (e.g. Mascle &
Renard 1976, Leyden et al. 1976, Kumar et al. 1977, Cande & Rabinowitz 1978, Guimarães et al.
1982, Kowsmann et al. 1982, Asmus 1984, Palma 1984, Macedo 1989, Severino & Gomes 1991,
Gomes et al. 1993, Souza et al. 1993, Demercian 1996, Cobbold et al. 2001, Gomes et al. 2002,
Scotchman et al. 2006 e Carminatti et al. 2008, Zalán et al. 2011).
O alinhamento entre a plataforma de Florianópolis e a dorsal de São Paulo representa o limite
sul da bacia de Santos e também do platô de São Paulo (Figura 1.1). Para norte, o platô se estende
além do alto de Cabo Frio, nas bacias de Campos e Espírito Santo. Limitado aproximadamente pela
isóbata de 3500 m, a configuração do platô em águas profundas é complexa. Sua borda é mais íngreme
e acentuada ao sul, junto à feição denominada dorsal de São Paulo. Rochas vulcânicas afloram no
assoalho oceânico e definem um trend alinhado segundo E-W, com mais de 2000 metros de desnível
batimétrico para o domínio abissal (Kumar & Gamboa 1979).
Uma reentrância batimétrica de forma triangular no extremo sul da bacia, entre a dorsal de São
Paulo e a plataforma de Florianópolis, situa a ocorrência de uma cadeia vulcânica que se estende com
orientação aproximada NNE. Esta feição foi denominada por Demercian & Szatmari (1999) como
cadeia de Avedis e por Mohriak (2001) como cadeia Abimael. Passando por esta feição e ao longo de
todo o entorno do platô, Zalán et al. (2011) mapearam a provável exumação do manto (no tempo da
ruptura litosférica), limitando a crosta continental estirada do platô de São Paulo e a crosta oceânica
imediatamente a leste, tal como considerado em trabalhos anteriores (e.g. Moreira et al. 2007).
19
Mohriak & Paula (2005) consideram que o gráben de Merluza, uma estrutura de rifteamento
de orientação aproximada NNE, também evoluiu como parte do processo de estiramento, associada
aos esforços distensivos durante a tentativa de propagação do centro de espalhamento.
O limite sul da bacia de Santos define também o extremo sul da grande bacia evaporítica que
se desenvolveu na região do Atlântico Sul durante o Aptiano. As estruturas vulcânicas alinhadas desde
a plataforma de Florianópolis e a dorsal de São Paulo estabeleceram uma barreira entre a bacia de
Pelotas, onde não há ocorrência de evaporitos, e a bacia de Santos (Demercian 1996), onde se
depositaram espessas sucessões de sal.
2.3.2.2- Falhas Normais e Zonas de Transferência Associadas
O caráter geral de escalonamento das falhas normais na margem continental é bastante
expressivo na bacia de Santos. Zalán & Oliveira (2005) demonstram que a alternância de serras e vales
em terra constitui uma notável sucessão de horsts e grábens escalonados, assimétricos e segmentados
por bordas falhadas, flexurais, zonas de acomodação e falhas transferentes. Deram o nome de “Riftes
Cenozóicos do Sudeste Brasileiro” a este sistema que adentra nas águas rasas da bacia de Santos. No
modelo proposto, os vales colapsaram e bascularam gravitacionalmente de oeste para leste, a partir de
um relevo ancestral da serra do Mar até chegar à configuração atual, desde altitudes 2800 metros nos
planaltos da província Mantiqueira até batimetrias mais profundas que 1000 metros, na região da
charneira da bacia de Santos.
De maneira semelhante, o mapeamento de Braga et al. (2003) ilustra como esta estruturação
avança para os domínios da bacia, em resolução, escalas e detalhamento variados. A estruturação do
embasamento da bacia de Santos é marcada por um arranjo anastomosado de lineamentos
predominantemente NE-SW, determinando o traçado principal do arcabouço e marcada por desvios
para ENE-WSW e E-W, com estruturas NW-SE quase inexpressivas. A forte influência da trama
petrológica do embasamento sobre as estruturas NE-SW compartimentam o preenchimento da bacia e
controlam as principais falhas como por exemplo, a linha de flexura do Cretáceo, zonas de
transferência, grábens, horsts, altos regionais, depocentros principais, diques e províncias vulcânicas.
A charneira cretácica da bacia de Santos, também conhecida como linha de flexura, é uma
feição que limita mergulhos suaves do embasamento a noroeste dos mais acentuados a sudeste, bem
definida nos mapas magnéticos de Braga et al. (2003). Define uma situação onde as rochas mais
antigas de blocos rotacionados do embasamento caracterizam o bloco alto e acomoda, a jusante, uma
subsidência pronunciada de sedimentação cretácica da bacia marginal, acompanhando a acentuação do
mergulho das camadas, restrita ao bloco baixo dessa feição (Asmus & Porto 1980).
20
Os depocentros da fase rifte na bacia de Santos são caracterizados por uma faixa de anomalias
gravimétricas negativas, com direção NNE-SSW, indicativas de grande profundidade da base do sal e
do embasamento, com um principal depocentro a leste do gráben de Merluza (Karner e Driscoll, 1999;
Meisling et al. 2001, Figura 2.4). Braga et al. (2003) interpretaram no arcabouço do rifte na bacia de
Santos dois grandes depocentros sedimentares (D1 e D2 na Figura 2.4), sendo um deles pouco mais
profundo localizado na região da área de investigação desta tese. Segundo estes autores, os
depocentros estariam separados por um alto do embasamento através de uma zona principal de
transferência. Para Mohriak (2004), os depocentros das bacias de Santos e sul de Campos também
estariam separados por zonas de transferências, localmente associadas a falhas cisalhantes e
prolongadas até zonas de fraturas E-W em crosta oceânica. Demercian (1996), Meisling et al. (2001) e
Souza et al. (2009) identificaram zonas de transferência com orientação NW-SE afetando tanto
embasamento como camadas mais novas ao ponto de remarcar domínios diferenciados de tectônica de
sal na bacia (Figura 2.4).
Souza et al. (2009) destacou o controle dessas estruturas sobre o preenchimento sedimentar de
depocentros alongados e o desenvolvimento de minibacias (Figura 2.5). As estruturas identificadas nos
diversos trabalhos não são totalmente coincidentes, mas são bastante similares e próximas.
A linha de charneira acompanha o trecho retilíneo entre a baía de Ilha Grande e Cabo Frio.
Este fato foi interpretado como aproveitamento de uma fraqueza antiga de orientação E-W que,
conjugada à estruturação NE-SW da orogênese brasiliana, teria condicionado a formação dos
depocentros nas bacias de Santos e Campos como rombográbens estirados durante o processo de
ruptura (Bacoccoli & Aranha 1984 apud Mohriak & Barros 1990). Esta feição E-W coincide, segundo
Mohriak & Barros (1990), com a acentuação do mergulho do embasamento rumo ao mar, localmente
associada à falha bastante expressiva, cujo rejeito atinge centenas de metros a partir da superfície do
embasamento.
21
Figura 2.4 – Mosaico com superposição do mapa hipsométrico da região da serra da Mantiqueira
produzido pela CPRM (Heilbron et al. 2007) na parte emersa com o mapa aeromagnetométrico de
Zalán & Oliveira (2005), em cores (com destaque em linhas brancas para os riftes cenozóicos em
águas rasas), do mapa magnetométrico de Braga et al. (2003), em tons de cinza, das falhas de
transferência mapeadas por Souza et al. (2009), em linhas pretas, e Meisling et al. (2001), em tons
cinza. As linhas tracejadas em vermelho são lineamentos intrepetados nessa tese. Uma seta indica o
polígono da área de estudos.
Figure 2.4 - Mosaic map superimposing the Serra da Mantiqueira topographic map produced by
CPRM (Heilbron et al. 2007), on the grayscaled magneto-structural imaging of Braga et al. (2003),
an aeromagnetic map of Zalán & Oliveira (2005), emphasazing the shallow water Cenozoic rifts
(white lines), and also the transfer faults mapped by Souza et al. (2009), black lines, and Meisling et
al. (2001), gray lines. There dashed lines are lineaments here interpreted. The polygon indicated by
an arrow represents the investigated area.
22
Figura 2.5 – Mapa aeromagnético e seções estruturais esquemáticas (projetadas em perspectiva sem
definição de escala vertical) ilustrando o controle tectono-sedimentar das falhas de transferência
(modificado de Souza et al. 2009).
Figure 2.5 - Aeromagnetic map and schematic structural sections (perspective projection without
scale) illustrating the tectono-sedimentary control of transfer faults (modified from Souza et al. 2009).
2.3.2.3- Magmatismo
Um vulcanismo basáltico registra o estágio inicial de abertura das bacias marginais do
Atlântico Sul, com expressão regional sobre América do Sul e África. Segundo Torsvik et al. (2009), o
magmatismo no segmento central do Atlântico Sul ocorreu entre 147 Ma e 49 Ma, com duas
concentrações dominantes entre 143-121 Ma e 90-60 Ma.
O embasamento econômico da bacia de Santos é definido pelos basaltos de caráter toleítico da
Formação Camboriú, com idade entre 136,4 e 130 Ma e assentados em discordância diretamente sobre
o embasamento pré-cambriano (Moreira et al. 2007). Este evento magmático ocorreu em ambiente
terrestre embora esteja hoje sob a margem continental. Outros basaltos ocorrem intercalados à
sedimentação nas formações Itapema, Piçarras da fase rifte (entre 130 e 121 Ma), e Barra Velha da
fase pós-rifte (há cerca de 118 Ma).
23
Para Torsvik et al. (2009), os enxames de diques associados com o magmatismo do evento
cretácico Paraná-Etendeka indicam que o registro preservado é menor do que a área original recoberta
pelas lavas. Estes autores observam duas famílias de diques: uma principal com orientação NW-SE,
relacionada ao abortamento de riftes ou a inversões tectônicas e outra com orientação paralela à costa,
consequentemente ao eixo de rifteamento. Os diques de direção NE-SW que ocorrem no embasamento
litorâneo dos estados de Rio de Janeiro e São Paulo são contemporâneos e correlacionados às
ocorrências magmáticas adjacentes (Zalán 2004). Os diques de diabásio igualmente contemporâneos e
concordantes com a orientação regional de rifteamento foram datados entre 140 e 110 Ma (Minioli
1971).
Uma expressiva atividade magmática que afeta o Complexo Costeiro foi relacionada ao
processo de deriva continental durante o Mesozóico, datada de 95 a 45 Ma (Ulbrich & Gomes 1981).
Cones vulcânicos e soleiras de diabásio intrudem as seções santoniana e campaniana e são visíveis em
seções sísmicas na parte norte da bacia de Santos (Zalán 2004). Os dutos vulcânicos do Neocretáceo e
do Paleogeno possuem uma direção predominante NW-SE na área offshore de Cabo Frio, coincidentes
com o alinhamento da zona de deformação Cruzeiro do Sul (Oreiro et al. 2008). Segundo estes
autores, os mais expressivos volumes de rochas magmáticas intercaladas na seção sedimentar na área
ocorrem próximos às interseções entre zonas de falha direcional NW-SE e falhas normais NE-SW, à
semelhança dos maciços alcalinos no alinhamento Poços de Caldas-Cabo Frio.
Um intenso magmatismo de natureza alcalina acompanhou a passagem e o soerguimento
neocretácico (89-65 Ma) de cerca de 300.000 km2 da crosta continental não-afinada (serra do Mar
Cretácea) sobre a anomalia térmica conhecida como hot spot de Trindade (Zalán & Oliveira 2005).
Caracteristicamente desprovido de tectonismo, tal magmatismo apresenta natureza básica na crosta
afinada da margem continental. Batólitos alcalinos ocorrem no continente configurando um trend
aproximadamente paralelo à costa, desde Poços de Caldas no interior de Minas Gerais até o Morro de
São João, na borda terrestre da bacia de Campos.
2.3.2.4- Outras Estruturas
Inúmeras descontinuidades, mais antigas, foram reativadas em pulsos incontínuos que
perduraram do Cretáceo ao Terciário. Em adição, discordâncias do Eoconiaciano (88-89,5 Ma; Pereira
1992) e do Eopaleoceno (65 Ma; Pereira & Feijó, 1994) refletem eventos tectônicos, relacionados a
estes pulsos na área a oeste da bacia (Almeida & Carneiro, 1998). O estudo de superfícies de
aplainamento do relevo sugere que os soerguimentos e a erosão subaérea e submarina deixaram seus
registros tanto no continente quanto na bacia, visto haver uma correlação entre áreas-fonte e depósitos
sedimentares (Almeida & Carneiro 1998). Em algumas situações favorecidas por falhas, zonas de
cisalhamento e fraturas, a erosão diferencial governa o traçado das escarpas de relevo e expõe rochas
24
mais antigas. Ainda segundo estes autores, relictos mais elevados na serra da Mantiqueira e no mar são
sustentados onde rochas mais resistentes exercem um controle litológico da erosão. Nos planaltos,
onde a erosão é menos intensa, uma rede densa e onipresente de sistemas de juntas obedece a distintas
direções preferenciais. Há também evidências de tectonismo em camadas sedimentares (Riccomini et
al. 1989): a deposição nos riftes intracontinentais de Curitiba, São Paulo, Taubaté, Resende e Volta
Redonda ocorre com rebaixamentos do embasamento de até 2000 m em relação ao relevo médio da
serra durante o Neógeno. Os grábens de Sete Barras e Cananéia constituem zonas deprimidas,
escavadas durante o recuo erosivo da serra, cujo assoalho encontra-se cerca de 500 m sob o nível do
mar (Almeida & Carneiro 1998).
2.4- EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR
A idéia de um único continente incluindo África e América do Sul pareceu evidente para o
cartógrafo Abraham Ortelius que produziu um dos primeiros mapas do mundo no século XVI. Há
pouco mais de um século autores como Snider-Pellegrini em 1858, Coxworthy em publicação póstuma
após 1890†, Mantovani em 1889 e em 1909, Pickering em 1907, Taylor em 1910 e Wegener em 1912,
entre outros, produziram suas hipóteses sobre a separação dos continentes pressupondo que um
continente único teria se rompido e produzido a semelhança de formas dos continentes atuais (GarciaCruz 2003). Apenas meio século mais tarde o estudo da separação continental ganhou corpo através de
autores como Martin (1961, 1968), Maack (1967, 1968), Almeida (1967, 1968), Loczy (1968),
Horowitz (1972), Asmus & Ponte (1973), Keast (1973), Colbert (1973), Bigarella (1973a, b), Ponte &
Asmus (1975), Asmus (1975), citados nos trabalhos de Torquato & Cordani (1981) e Szatmari et al.
(1987), quando mais dados e mais conhecimento sobre o relevo e a natureza substrato oceânico
começaram a vencer resistências com o desenvolvimento da teoria da tectônica de placas.
Por conseqüência, a busca contínua por uma melhor reconstituição dos movimentos desta
separação contribui ao entendimento da evolução tectono-sedimentar das bacias da margem passiva no
Atlântico Sul, entre elas a bacia de Santos. As maiores dificuldades dos modelos cinemáticos ocorrem
nos ajustes de geometria inicial da separação, desde as fases rifte e pós-rifte até o começo da deriva
continental, entre 120,6 e 83,5 Ma (anomalias magnéticas M0 e C34), com implicações ao
diacronismo do rifteamento ao longo das margens continentais. Movimentos intraplacas sugerem
alternativas para estas dificuldades (e.g. Burke & Dewey 1974, Pindell & Dewey 1982 e Curie 1984).
Assim, uma descontinuidade situada entre a elevação oceânica do Rio Grande e a zona de dobramento
Cochabamba-Santa Cruz (Curie 1984), nos Andes bolivianos, teria desempenhado papel importante no
desenvolvimento do Oceano Atlântico Sul, com deslocamento lateral significativo e exigindo uma
combinação de deformação intraplaca em ambas as placas (Sulamericana e Africana). Trabalhos mais
recentes como Eagles (2007), Torsvik et al. (2009), Moulin et al. (2010) e Unternehr et al. (2010)
trazem novas discussões sob o prisma de dados mais novos. Torsvik et al. (2009) conseguiram
25
recompor lado a lado as diferentes margens da bacia evaporítica do segmento central ao final do
Aptiano, além de reconstruírem a abertura oceânica ao norte da plataforma de Florianópolis no início
do Albiano (Figura 2.6).
Figura 2.6 - Esquema de Torsvik et al. (2009) para explicar a abertura do oceano Atlântico Sul, com
ruptura continental ao final da deposição dos evaporitos.
Figure 2.6 – Schematic model of Torsik et al. (2009) explaining the opening of the South Atlantic
Ocean, with continental rupture at the end of the salt deposition.
Moulin et al. (2010) foram muito críticos na quantificação de superposições/lacunas
geométricas e desajustes de ordem geológica nos modelos de outros autores, mas reconhecem que uma
pequena diferença em um limite deformacional pode ter conseqüências drásticas nas fronteiras
distantes das placas. Eles definiram uma subdivisão maior em termos de microplacas, três das quais
(São Francisco, Santos e Rio de La Plata) mais relevantes ao desenvolvimento da bacia de Santos
(Figura 2.7). Os autores assumem, simbolicamente, os limites entre essas placas como paralelos aos
diques mesozóicos de orientação NW e consideram também relevantes os movimentos ao longo do
limite entre as microplacas de Santos e Rio de La Plata (citando diversos modelos, como por exemplo
o de Curie 1984). Moulin et al. (2010) consideram ser impossível reconstituir a cinemática do
rifteamento sem considerar uma grande deformação intraplaca. Admitem conhecer apenas única
citação de 150 km de distensão por transferência destral na bacia do Paraná indicativa de tal
deformação na região e consideram que ela deve estar diluída em várias zonas de falhas e fraturas em
uma ampla área da placa tectônica. Concordam com o rifteamento diacrônico de sul para norte na
região e discutem, em particular, o desenvolvimento da bacia de Santos. Estes autores consideram
ainda uma ruptura desviando de leste para oeste, com o estiramento da crosta continental ao norte da
plataforma de Florianópolis e da crosta oceânica a sul provavelmente associado ao vulcanismo da
26
elevação de Rio Grande-Walvis (Figura 2.7). Neste contexto, o primeiro assoalho oceânico na bacia
teria surgido após a última deposição de evaporitos.
Figura 2.7 - Esquema simplificado extraído da reconstituição de Moulin et al. (2010) para a região da
zona de fratura de Florianópolis, com movimentos strike-slip destrais alinhados paralelamente aos
diques e fraturas de orientação atual NW.
Figure 2.7 - Simplified reconstitution sketch for the Florianópolis fracture zone, with strike-slip
dextral movements aligned with dikes and fractures nowadays NW oriented (modified from Moulin et
al. 2010).
27
A evolução tectono-sedimentar inferida a partir deste processo de ruptura é caracterizada por
distintas fases tectônicas (pré-rifte; rifte, pós-rifte e deriva). O registro sedimentar decorrente é
sintetizado pela sucessão de sequências deposicionais estabelecidas ao longo de diversos trabalhos
históricos (e.g. Asmus e Ponte 1973, Ponte & Asmus 1978, Asmus & Porto 1980, Chang et al. 1992).
Estas sequências evoluíram de continental para o marinho e os depósitos evaporíticos do Aptiano
foram, por muito tempo, caracterizados como uma passagem de transição pouco definida.
2.4.1- Evolução das fases rifte e pós-rifte
Para diversos autores, a evolução e a estruturação da fase rifte da bacia de Santos foi
fortemente influenciada por heterogeneidades e descontinuidades de escala regional, afetando a crosta
e provavelmente o manto superior sobre os quais a bacia se desenvolveu (Ferreira 1982, Mohriak &
Dewey 1987, Macedo 1990, Campanha & Sadowski 1999, Meisling et al. 2001, Gomes et al. 2002,
Carminatti et al. 2008 e Zalán et al. 2011). Tais heterogeneidades e descontinuidades representam
geneticamente zonas de sutura continental, cinturões de dobramento, cavalgamento, cisalhamento,
enxames de diques máficos e estruturas de estiramento crustal tais como uma feição magmática ao sul
do platô de São Paulo, melhor discutida ao longo deste tópico.
Em geral, separações continentais são caracterizadas por episódios tectônicos progressivos e
diacrônicos, focalizados ao longo de zonas de fraqueza e com múltiplas fases de rifteamento e
oceanização associados. O rifteamento do Godwana Ocidental é considerado notadamente diacrônico
ao longo das novas margens continentais que se formavam e, particularmente, tardio no chamado
segmento central do Atlântico Sul. De acordo com Torquato & Cordani (1981), a sedimentação
continental no início da separação continental foi controlada por trends de foliação do embasamento,
grosseiramente paralelos à costa. A conexão entre os dois continentes estabelecida pelo vulcanismo
nas elevações de Rio Grande e Walvis ao sul da bacia de Santos favoreceu a formação de um mar
restrito para norte, com a deposição de espessos evaporitos. Na margem leste brasileira o processo
ocorreu durante o Neocomiano (Chang et al. 1992) e a separação somente se completou ao final do
Aptiano, na região da bacia de Pernambuco-Paraíba (Feijó 1994).
A dinâmica do processo teria sido fortemente influenciada pelo magmatismo que oferece
pistas tridimensionais do referido diacronismo. O registro dos eventos relacionados à ruptura é
regionalmente significativo, marcado sobretudo pelo aquecimento e intumescência litosférica do
embasamento edificado pela orogenia Brasiliana, ao final do Neoproterozóico (e.g. Torquato &
Cordani 1981, Ojeda 1982, Asmus & Baisch 1983, Meisling et al. 2001). O domeamento térmico
estaria associado a um intenso processo de estiramento litosférico na região onde se instalaria a bacia
(Chang et al. 1992).
28
A correlação do vulcanismo continental associando feições observadas na Brasil e na África,
como nos arcos de Ponta Grossa e Moçamedes (Angola) ou na bacia do Paraná e em Etendeka
(Namíbia), situa a evolução do vulcanismo no espaço (migra do continente brasileiro para o oceano na
direção SE) e no tempo (entre 138 Ma e 127 Ma, Stewart et al. 1996). O vulcanismo basáltico
extrusivo de larga escala na bacia do Paraná pode ser resultado de uma pluma mantélica associada ao
nascimento do hot spot de Tristão da Cunha (Wilson 1992). Para Meisling et al. (2001) este
vulcanismo teria contribuído para o processo de rifteamento e separação continental, mas
provavelmente também retardou a implantação do oceano no segmento central do Atlântico Sul por
causa do aquecimento, amolecimento e estiramento da litosfera continental sob o cinturão móvel
Brasiliano. De modo contrário, Oreiro et al. (2008) defendem que as falhas de rejeito direcional NWSE teriam rompido a litosfera e criado condições para fusão parcial de material mantélico, sem a
necessidade de invocar a existência de um hot spot. De qualquer forma, Zalán (1986) e Almeida &
Carneiro (1998) reconheceram a possibilidade dos lineamentos pré-cambrianos NW-SE terem sido
reativados e funcionado como dutos principais de acesso para o magma basáltico durante o Cretáceo
superior, na bacia do Paraná e no enxame de diques do Arco de Ponta Grossa. No ápice do
magmatismo, em torno de 132 Ma, os mesmos lineamentos teriam atuado na formação da dorsal do
Rio Grande (Stewart et al. 1996). O diacronismo observado de sul para norte no processo continental
também é observado em menor escala na própria bacia de Santos, de oeste para leste.
Uma feição magmática a ser destacada é a cadeia vulcânica de Avedis ou Abimael, situada a
sul do platô de São Paulo (Figura 2.4). Sua origem foi discutida por diversos autores (e.g. Leyden et
al. 1976, Cande & Rabinowitz 1979, Kumar & Gamboa 1979, Demercian & Szatmari 1999, Karner
2000, Meisling et al. 2001, Mohriak 2001, Mohriak et al. 2008 e Zalán et al. 2011), tendo sido
interpretada apenas como vulcanismo desenvolvido sobre crosta continental estirada ou, com maior
implicação no estiramento, como um centro propagador de espalhamento oceânico, formador de crosta
proto-oceânica (Mohriak 2001), cujo desenvolvimento foi abortado pela ruptura crustal definitiva mais
a leste do platô de São Paulo. Mohriak et al. (2008) apontam a alternativa de ser a expressão de um
manto peridotítico exumado e Zalán et al. (2011), em uma visão espacial mais abrangente da estrutura
litosférica na região do platô de São Paulo, estenderam esta exumação do manto para todo o entorno
do platô de São Paulo, definindo uma situação extrema do processo de estiramento. Zalán et al. (2011)
preconizam que as diferenças de reologia envolvidas na trama e estruturas preexistentes do
embasamento e da crosta continental sob a bacia de Santos foram determinantes para o
desenvolvimento da fisiografia do platô de São Paulo. Tais diferenças refletem no modo de
estiramento e adelgaçamento, com zoneamento de oeste para leste, alternando bandas delgadas de
estiramento em um embasamento presumivelmente mais plástico e bandas mais espessas
desenvolvidas em terrenos de embasamento mais rígido, ambas orientadas NE-SW (Figura 2.8). Os
autores ainda ressaltam uma diferenciação na espessura das camadas sedimentares, notavelmente
29
menos espessas sobre os terrenos mais resistentes. Ao superpor o relevo continental ao mapa estrutural
do embasamento, o alinhamento de estruturas NW-SE, observado na batimetria, mantém sua coerência
com a estruturação mais profunda. O modelo proposto por Zalán et al. (2011) toma como análogo o
que foi proposto por Manatschal (2004) e Péron-Pinvidic & Manatschal (2009) para as margens da
Ibéria e de Terra Nova (Newfoundland).
Figura 2.8 – Mapa composto pela superposição da descontinuidade da Moho (modificado de Zalán et
al. 2011), com o mapa de hipsometria (Heilbron et al. 2007) e o mapa geológico (CPRM-Codemig
2003), com destaque para os lineamentos estruturais NW-SE. A linha tracejada em vermelho prolonga
o lineamento Cruzeiro do Sul até o alto do Paranaíba e mostra que esta feição, proposta por Mohriak
(2001), não é tão explícita no continente, mas coincide com a inflexão do ajuste traçado por Zalán et
al. (2011).
Figure 2.8 – Composed map with the Moho discontinuity (modified from Zalán et al. 2011), the
topographic map (Heilbron et al. 2007) and the geological map (CPRM-Codemig 2003) emphasazing
the NW-SE structural lineaments. The red dashed line extends the Cruzeiro do Sul Lineament to the
Rio Paranaíba beginning and shows this feature, proposed by Mohriak (2001), is not so explicit on the
continent, but coincides with the inflection of the adjustment outlined by Zalán et al. (2011.)
30
Os processos distensivos aliados ao estilo de ruptura litosférica durante a separação afroamericana produziram a fisiografia do platô de São Paulo na região de águas profundas da bacia de
Santos. As estruturas mais antigas do embasamento controlaram o desenvolvimento tectônico e o
preenchimento sedimentar da bacia. Descontinuidades crustais foram responsáveis pela formação de
regiões com diferentes taxas de extensão: enquanto o rompimento litosférico implantava centros de
espalhamento oceânico na bacia de Pelotas; o regime distensivo continuou com a formação de riftes
intracontinentais na bacia de Santos.
As principais descontinuidades NE-SW do embasamento aflorante foram efetivamente
aproveitadas em reativações tectônicas subseqüentes (Souza et al. 2009). Durante a fragmentação do
Gondwana, os esforços distensivos teriam reativado as principais estruturas pré-cambrianas do
cinturão orogênico Ribeira, com caráter sugestivamente transcorrente. Posteriormente, os primeiros
derrames de basalto e sedimentos recobriram e preencheram em discordância as estruturas decorrentes
da reativação tectônica (Macedo 1989, Chang et al. 1992).
A bacia acolheu, inicialmente, uma sucessão de sedimentos continentais, geneticamente
relacionada à fase rifte, com atividades tectônicas e falhamentos mais intensos. A sedimentação
sucedeu em hemigrábens, iniciada por um magmatismo basal seguido da deposição de sedimentos
flúvio-lacustrinos (predominantemente folhelhos e carbonatos) e de granulação mais grossa,
associados a leques aluviais (Pereira & Feijó 1994 e Moreira et al. 2007). Discordâncias separam as
formações sedimentares que compõem as fases rifte e pós-rifte, esta última já depositada sob um
regime tectônico menos vigoroso e passando gradualmente para um regime de subsidência térmica e
oceanização (Carminatti et al. 2008). A fase pós-rifte (ou de transição proto-oceano), que sempre foi
um cenário desafiador para os geocientistas, tornou-se o principal objetivo exploratório na bacia de
Santos. Essa fase é representada por uma complexa série de ambientes carbonáticos, incluindo a
ocorrência de ambientes “estressantes” de deposição em águas rasas, além de ocorrências de
clinoformas, bioconstruções e microbialitos de boas características para reservatório. Tais carbonatos
coexistem com evaporitos restritos e mais antigos do que aqueles da Formação Ariri e uma quebra de
plataforma se destaca no extremo leste do alto Externo de Santos (Figura 2.9).
As estruturas E-W, observadas no continente e na porção nordeste em direção a bacia de
Campos, coincidem com interrupções das estruturas NE-SW e foram aproveitadas, nas regiões de
bacia, na formação de zonas de fraturas oceânicas durante o processo de separação continental (Ewing
et al. 1969, Le Pichon & Hayes 1971, Franchetau & Le Pichon 1972).
31
Figura 2.9 – Visão perspectiva da sísmica na borda leste do alto Externo de Santos (Carminatti et al.
2008). Observar as feições de crescimento (build up) na quebra da plataforma e no talude íngreme para
leste; as seções sísmicas mostram detalhes da feição mapeada. Notar também a tendência de uma
suave baixada, tectonicamente controlada a oeste do build up, provável domínio de águas rasas.
Figure 2.9 - Perspective view of the seismic eastern edge of the Santos External High (Carminatti et
al. 2008). Remark the growing features (build up) in the shelf break and in the steep slope on the East.
The seismic sections show details of the mapped feature. Also notice the smoothed lowland trend,
tectonically controlled westward from the build up, likely a shallow water internal domain.
2.4.2- Sedimentação de Evaporitos
Separada da fase rifte pela discordância pré-Alagoas, a fase de transição é composta por uma
espessa seção de rochas evaporíticas, depositadas durante o Aptiano em um ambiente marinho restrito,
com contribuição de depósitos de sabkha.
A deposição de sal ocorreu sob o estresse climático de um superávit evaporativo, quando a
precipitação pluviométrica e a afluência hidráulica foram superadas pela evaporação. Nesse processo
evaporativo contribuíram radiação solar, temperatura, umidade e vento. A deficiência na
disponibilidade hidráulica para precipitação natural de sais exige, entretanto, um controle fisiográfico
maior sobre o clima, como um isolamento hidrológico da bacia sedimentar que promova importantes
dissecações do corpo aquoso (Mohriak et al. 2008). A quantidade de sal depositada exige uma
32
evaporação de quantidade de água 60 vezes maior. Além disso, os evaporitos geralmente registram um
período relativamente curto de tempo geológico. Os volumes envolvidos e a rapidez dos processos
deposicionais conduziram a modelos quase sempre catastróficos, admitindo mudanças drásticas de
ambiente, crises de salinidade e vulcanismo em áreas que cobrem milhões de quilômetros quadrados
tal como exemplificado em Hovland et al. (2006), Hsü et al. (1973) e Montaron & Tapponnier (2010).
Não existe mar profundo o suficiente para promover a evaporação de uma quantidade de água e
produzir uma camada de sal mais espessa do que uma centena de metros, e talvez nunca tenha
existido. A bacia evaporítica passa por vários ciclos de inundação e evaporação para acumular uma
camada geologicamente representativa.
Mohriak et al. (2008) estudaram mares atuais como o mar Vermelho, o mar Morto, e o golfo
Pérsico além de corpos de água menores como os do golfo de Kara-Bogaz (no Turcomenistão) e o
lago de Assal (no Djibouti), revendo trabalhos de diversos autores. O mar Vermelho encerrava um
golfo mediterrâneo durante o Mioceno superior e acumulou camadas de sal com 3 a 4 km de
espessura, mas não apresenta hoje nenhuma condição para deposição evaporítica. O mar Morto está
encravado em uma depressão de 400 m e sua coluna de água, com cerca de 400 m, apresenta
salinidade estratificada e precipitação de cloreto de sódio na salmoura mais profunda. O golfo Pérsico
é um mar raso, ladeado pelas montanhas de Zagros e pelo deserto da Arábia, fazendo fronteira com um
mar profundo através do estreito de Ormuz. Embora favorável para a evaporação, a região não é
modelo para deposição de espessas camadas de sal maciço. A bacia permaneceu fechada a noroeste,
durante episódios glaciais, quando ficou exposta a condições subaéreas enquanto ambientes mais
próximos à conexão com o mar profundo a sudeste,foram submetidos às drásticas variações de maré,
desenvolvendo complexos ambientes microbiais carbonaticos e evaporíticos além de sabkhas e tapetes
algálicos. O golfo de Kara-Bogaz se conecta ao mar Cáspio por uma passagem estreita na península
arenosa que separa os dois ambientes. O influxo é contínuo do mar Cáspio para o Kara-Bogaz, que
mantém um nível de água alguns metros mais baixo. Ao longo do século XX, a atividade agrícola
provocou desequilíbrio hídrico e diminuição de fluxo do rio Volga para o mar Cáspio até que, em
1979, fosse decidida a construção de um bloqueio na comunicação do mar Cáspio com o Kara-Bogaz.
Isto acelerou o processo evaporativo a um estágio de ressecamento quase completo do lago salino. O
lago de Assal se situa em uma pequena reentrância do mar Vermelho na região do Djibouti. O lago
está instalado em uma depressão hidraulicamente alimentada, mas ao mesmo tempo protegida do
oceano do golfo de Aden através de construções vulcânicas associadas ao centro de espalhamento
próximo, ativo a uma taxa de 30 a 60 mm por ano.
Embora o lago Assal tenha uma superfície de poucas dezenas de quilômetros quadrados,
Montaron & Tapponnier (2010) o utilizaram como análogo para um modelo evaporativo de cenário
tectonicamente dinâmico, conectando riftes, dorsais e oceanos com rápidas variações na lâmina
33
d’água. Regionalmente, o contexto do lago de Assal mostra boa analogia para uma bacia evaporítica
de várias centenas de milhares de quilômetros quadrados na margem passiva do Atlântico Sul. No
segmento central do Atlântico Sul ocorreram riftes estreitos, segmentados e interconectados com lagos
profundos (lâmina d’água da ordem de centenas de metros), rapidamente alargados e aprofundados
pelo processo de ruptura continental. O oceano aberto ao sul foi isolado de uma depressão continental
por uma construção vulcânica no alinhamento das dorsais de São Paulo e de Walvis e da elevação do
Rio Grande. Esta configuração permitiu rápidos ciclos evaporativos durante quase uma dezena de
milhões de anos, resultando na deposição de espessa e maciça camada de sal e preenchendo e
amalgamando os compartimentos da extensa depressão. Os autores supramencionados pressupõem
que a depressão inicial deveria conter no mínimo o mesmo volume em água que o de evaporitos a ser
depositado ao final do processo. Uma vazão limitada de água através da barreira vulcânica, somada a
algum aporte de água de drenagens internas, teriam permitido, em condição de déficit hidrológico, a
deposição dos espessos sais. Nos cálculos de Montaron & Tapponnier (2010), a evaporação em
múltiplos ciclos ao longo do tempo teria depositado até 1000 m de halita em apenas 40 mil anos,
porém mais tempo seria necessário para a deposição de sais mais complexos.
2.4.3- Evolução da fase de deriva continental
A supersequência de deriva continental, também denominada megasequência marinha, iniciou
no Albiano com a abertura gradual da barreira vulcânica nas dorsais de São Paulo e de Walvis. Isso
permitiu a transposição de águas oceânicas do segmento austral do Atlântico Sul, com definitiva
instalação do ambiente marinho ao longo das bacias da margem passiva no segmento central, do qual a
bacia de Santos representa o extremo meridional. Esta supersequência foi caracterizada
estratigraficamente por Moreira et al. (2007) em três diferentes etapas do desenvolvimento tectonosedimentar da bacia (grupos Camburi, Frade e Itamambuca). Sua evolução foi controlada pela variação
eustática, pelo aporte sedimentar e pela tectônica do sal.
2.4.3.1- A Instalação do Ambiente Marinho Franco
Uma ampla plataforma carbonática bordejada por sistemas de leques aluviais se instalou
durante o Albiano inferior, sobre os evaporitos que colmataram a fase pós-rifte. A reologia mais dúctil
da camada de sal subjacente proporcionou, por deformação halocinética, o espaço tectônico necessário
ao desenvolvimento de uma plataforma carbonática com espessos pacotes proximais, depositada em
ambiente predominantemente raso. Do final do Albiano até o Cenomaniano, o ambiente carbonático
raso foi gradualmente afogado (presença de fósseis foraminíferos platônicos), intercalado com leques
aluviais e sedimentação de siliciclásticos finos distais. Neste estágio se desenvolveu uma fisiografia de
plataforma, talude e fundo oceânico que perdurou durante toda a evolução tectono-sedimentar restante
da bacia. Esta primeira etapa do ambiente marinho aberto culminou em um importante evento anóxico
34
durante o Turoniano, com batimetrias estimadas entre 200 a 300 metros (Arai 1988). Os campos de
óleo e gás descobertos na porção sul da bacia de Santos são correlacionados, geoquimicamente, à
ocorrência de rochas geradoras marinhas depositadas neste período, embora os dados indiquem uma
riqueza orgânica com potencial para gerar volumes moderados de hidrocarbonetos (Araújo et al.
2005). A sedimentação turbidítica que ocorre em situações profundas demonstra instabilidades no
relevo geomorfológico de plataforma, talude e bacia (Moreira et al. 2007).
2.4.3.2- Sedimentação Sob Nível de Mar Baixo
Nesta segunda etapa da fase de deriva, o limite da plataforma avançou intensamente por até
200 km costa afora na direção da bacia (Moreira et al. 2007), com evolução tectono-sedimentar
marcada pelo rejuvenescimento de áreas fonte continentais (Almeida & Carneiro 1998) e pelos efeitos
de variação do nível do mar.
O relevo cretácico da serra do Mar, próximo à borda da bacia que foi soerguida do Coniaciano
ao Maastrichiano, tornou-se a principal área fonte de sedimentos neste período (Almeida & Carneiro
1998). O estudo morfológico da região permitiu uma caracterização tectono-sedimentar fortemente
vinculada aos eventos de denudação, com desenvolvimento de superfícies de aplanamento e
preenchimento sedimentar de bacias do tipo rifte (Zalán & Oliveira 2005). Estes mecanismos
controlaram a instalação de uma rede de drenagem voltada para a bacia, predominantemente orientada
pelas heterogeneidades NE-SW do embasamento, e propiciaram uma grande quantidade de sedimentos
clásticos, de conglomerados a siltitos, depositados na região de plataforma sob intensa halocinese
(Pereira et al. 1986, Pereira & Feijó 1994 e Moreira et al. 2007). Sob distensão predominantemente
ortogonal, suave transtensão sinistral, tectonismo puramente termo-gravitacional e instabilidade
isostática (Zalán & Oliveira 2005), o principal fator de controle para o traçado da drenagem parece ter
sido a menor resistência à erosão das rochas envolvidas em falhas e zonas de cisalhamento (Almeida
& Carneiro 1998).
Além da direção principal NE-SW, herdada do embasamento e amplificada pela distensão
ortogonal, outras estruturas com diferentes orientações participam da compartimentação e do
preenchimento da bacia. Demercian (1996), Meisling et al. (2001), Souza et al. (2009) e Zalán et al.
(2011) interpretaram descontinuidades ortogonais ao estiramento no embasamento da bacia de Santos,
na forma de zonas de cisalhamento. Marsh (1973) e Mohriak & Barros (1990) interpretaram estruturas
de orientação E-W decorrentes dos esforços da ruptura continental em combinação com o
realinhamento junto às falhas transformantes, aos movimentos de reajuste da placa e às rápidas
migrações de pólo de rotação. Estruturas dessa natureza facilitaram a colocação de rochas alcalinas
continente adentro. Esta atividade magmática foi expressiva na região norte da bacia de Santos durante
o período Santoniano-Campaniano (Moreira et al. 2006).
35
A progradação sedimentar proporcionada pelo desmonte gradual do relevo continental
soerguido à borda da bacia promoveu uma deformação halocinética no domínio offshore, com
desenvolvimento de falhas de crescimento na região proximal, predominantemente antitéticas, e
minibacias clássicas sob compressão na região distal (Mohriak & Szatmari 2001). A falha de Cabo
Frio, importante feição nucleada pela halocinese na área de estudo, funcionou como um divisor entre
os dois domínios (Carminatti et al. 2008). Guerra (2008) sugere que esta falha teve sua evolução
controlada pelo desenvolvimento do maior depocentro da bacia a partir do final do Turoniano. Na
visão de Davison (2007), a significativa sobrecarga sedimentar durante o Cretáceo deformou o
mergulho regional da base do sal, invertendo-o em direção ao continente por extensa parte da bacia.
Essa inversão de mergulho, também observada por Ings et al. (2004) em experimentos de modelagem
numérica, teria favorecido o desenvolvimento preferencialmente antitético das falhas lístricas
proximais bem como o predomínio de diápiros e dobras compressivas na região distal da bacia. Para
Ge et al. (1997), a camada de sal é inflada pela espessa sedimentação proximal e o diapirismo reativo,
simultaneamente, inibe o espaço de acomodação e permite no máximo uma sedimentação mais
delgada na região distal. Sedimentação e diapirismo controlam o desenvolvimento da falha de Cabo
Frio. A significativa lacuna lateral (gap) da seção albiana, produzida pela movimentação halocinética,
atinge dezenas de quilometros ao longo de todo o bloco baixo da falha; bem registrada na área de
estudo. Uma espessa e impressionante coluna estratificada de sal se encontra preservada da
deformação além da falha de Cabo Frio, no alto externo de Santos (Freitas 2006), mas nenhuma
consideração em relação ao grande deslocamento lateral impelido pela deformação halocinética foi
postulada para tal situação.
2.4.3.3- Desaceleração da Deformação Halocinética
A terceira etapa da evolução tectono-sedimentar da bacia de Santos é a menos estudada. É
representada não apenas uma retomada nas condições transgressivas na bacia, mas também por uma
transgressão ampla durante todo o Cenozóico, predominantemente siliciclástica, sobre os sedimentos
continentais e marinho raso do Grupo Frade (Pereira & Macedo 1990, Pereira et al. 1986).
Moreira (2000) subdivide esta etapa em sequências que progradam ou regridem ao ritmo das
quedas e subidas do nível do mar, desenvolvidas segundo um perfil plataforma/talude/bacia. Para
Moreira (2009), significativos volumes de sedimentos foram erodidos da plataforma externa e talude,
tendo sido redepositadas em na parte distal da bacia ao final do Paleoceno. Este limite de sequência
coincide com uma importante queda eustática do nível do mar. Para Moreira et al. (2007), o Paleoceno
é caracterizado por cânions expressivos que cortam os sedimentos da plataforma, favorecendo o
bypass canalizado de fluxos turbidíticos densos e a conseqüente remobilização de areias para as
regiões batiais.
36
Os movimentos de reativação vertical na serra do Mar durante o Cenozóico condicionaram o
desenvolvimento de escarpas de falhas e os processos erosivos, possibilitando a exposição de níveis
crustais profundos (Almeida & Carneiro 1998). O rio Paraíba do Sul, principal drenagem no
continente controlada pelas feições NE-SW, passou a dirigir parte significante do desmonte da áreafonte para a bacia de Campos (Chang et al., 1992; Cainelli & Mohriak, 1999). A base de alguns dos
rombográbens do sistema de riftes cenozóicos do sudeste situa-se hoje bem abaixo do nível do mar,
devido a momentos de exposição de rochas menos resistentes a erosão (Zalán & Oliveira 2005).
Melo et al. (1989) julgam ser possível que os sedimentos destes riftes tenham se depositado no
Eoceno/Oligoceno, como resultado de esforços trativos orientados a E-W e WNW-ESE. Moreira et al.
(2006) destacam a atividade magmática durante o Eoceno (principalmente a cerca de 48,9 Ma),
frequentemente associadas a reativações no relevo. Ao modelar a evolução sedimentar de uma área
proximal no norte da bacia de Santos, Moreira (2000) levou em consideração o aporte sedimentar, a
subsidência, a eustasia, a relação geométrica dos depósitos gravitacionais com a movimentação do sal,
além de uma melhor resolução de dados de bioestratigrafia e de variação de fácies. Ponderou também
que seria um desafio modelar áreas com maior variação paleobatimétrica (águas profundas) em virtude
do aumento das incertezas.
A elevação eustática global teve seu máximo na parte média do Mioceno (Arai 2006), seguida
de um rebaixamento eustático global que ocasionou retrabalhamento da plataforma e progradação para
a bacia submersa.
2.5- GEOLOGICAL SETTINGS OVERVIEW
A more complete and detailed description of the geological settings in English is presented in
Chapter 4. This chapter presents a broader discussion based on the literature about the origin of the
Santos Basin and its structural framework, tectono-sedimentary development and halokinesis.
The stratigraphic chart published by Moreira et al. (2007) was used as reference for the
interpretation of the study area This chart describes the groups Guaratiba (rift and post-rift units,
including the evaporites), Camburi (sediments of the Albian and the Cenomanian, more expressive in
proximal areas), Frade (a significant progradation record during the Senonian) and Itamambuca
(predominant sedimentary aggradation from the Paleocene to the present).
As for the structural aspects, the literature presents the main structures inherited from the
basement rheology developed through the lithosphere rupture and the continental drifting. The NE-SW
oriented structures are associated with the basement framework in the emerged continental
surrounding, also observed in both magnetic and seismic data within the basin. Such structures,
relatively hard to interpret, are described in the literature associated to the continental break-up. The
37
basin compartmentalization in hemigrabens, the major depocenters and a possible mantle exhumation
close to the outer basin limits are correlated with the rheological unconformities printed in such
basement structures.
The abovementioned structural compartmentalization delineates a sharp relief predating the
salt deposition. Interpretation models suggest a complex carbonate depositional environment which
was covered by a thick salt sequence. The halotectonics controls the development of a shelf, slope and
rise continental system over a wide stretched lithosphere during the drifting phase. The halokinesis
evolution interacts with the deposition of the overburden units, with higher strain rate during the
Upper Cretaceous and a gradual deceleration until the present day.
38
CAPÍTULO 3
RESTAURAÇÃO PALINSPÁSTICA DE SEÇÕES
COMPARTIMENTADAS PELA HALOTECTÔNICA
“Marco Polo descreve uma ponte, pedra por pedra.
– Mas qual é a pedra que sustenta a ponte? – pergunta Kublai Khan.
– A ponte não é sustentada por esta ou aquela pedra - responde Marco - mas pelo arco que estas formam.
Kublai Khan permanece em silêncio, refletindo. Depois acrescenta:
– Por que falar das pedras? Só o arco me interessa.
Polo responde:
– Sem as pedras, o arco não existe.”
Ítalo Calvino, escritor
3.1. INTRODUÇÃO
Esse capítulo trata da restauração estrutural, principal ferramenta utilizada na presente
pesquisa para obter a uma evolução da deformação na área de estudo. Aborda a evolução dos métodos
de restauração estrutural até o momento e trata da aplicação desses métodos no contexto geológico
investigado.
Na proposta investigatória desta tese a restauração estrutural segue uma seqüência
metodológica integrada, com foco na reconstituição espacial e temporal do fluxo de sal. Em função da
simplicidade, da rapidez e, sobretudo, da robustez das ferramentas 2D, a abordagem por meio da
restauração em seções traduz a ferramenta mais utilizada para análise preliminar de uma área e, desta
forma, foi escolhida para a primeira fase da pesquisa. A técnica envolve a remoção sequencial dos
efeitos decorrentes da compactação, deformação e isostasia através de operações geométricas que
reproduzem uma cinemática inversa para a deformação natural (Guerra & Underhill 2012). Os
métodos de restauração estrutural permitem quantificar a intensidade da deformação em unidades
geológicas e avaliar e identificar possíveis erros e ratificar (ou descartar) uma interpretação ou ainda
modelos tomados como referência (e.g. Rowan et al. 1996, Ebert & Hasui 1998, Plesch et. al. 2007,
Durand-Riard et. al. 2010, Masini et. al. 2011, Fiduk & Rowan 2012, Giles & Rowan 2012).
Adicionalmente oferecem oportunidades para ensaios ou percepções indiretas sobre estruturas
complexas no curso de seu desenvolvimento, além de permitirem especular o papel de uma estrutura
para a acumulação de um bem mineral. Sobretudo quando a resolução dos dados é limitada, modelos
cinemáticos tornam-se imprescindíveis: transformam dados brutos em conhecimento geológico e
utilizam-nos para minimizar riscos, descartar incoerências e impossibilidades físicas na interpretação
bem como para estabelecer melhor controle e coerência entre deformação e modelo no tempo e no
espaço.
39
Os métodos de restauração foram desenvolvidos inicialmente para o balanceamento de seções,
passando a ser aplicados, posteriormente, na avaliação de mapas e volumes. Na essência constituem
melhoramentos da reconstituição da primeira seção geológica efetuada por Chamberlin (1910). Os
desafios para restaurar a tectônica do sal passam pelas premissas básicas da ferramenta. As seções
balanceadas são paralelas à direção principal de transporte tectônico, no entanto a aplicação das
premissas relacionadas com a conservação de matéria perde o sentido quando esse transporte é
tridimensionalmente complexo (Hossack 1979). Decorre a seguinte questão: como conservar
materialmente o sal se a sua deformação é predominantemente distribuída nas três dimensões do
espaço e, ainda, passível de dissolução? Além disso, o comportamento reológico do sal difere muito
das unidades que o circundam e em muitas circunstâncias desenvolvem estruturas que mostram
estratos truncados nos flancos das estruturas, assimetrias relacionadas à deformação gradual e induzem
discordâncias ou surperfícies em onlap nos estratos em torno da estrutura (Quirck et al. 2012).
Dentre as diferentes questões que estabeleceram guias para a abordagem de restauração
estrutural foi determinante a relação entre o espaço de acomodação sedimentar e a deformação do sal.
A investigação seguiu duas fases distintas. O objetivo de iniciar a reconstituição das seções foi no
sentido de poder investigar cenários de evolução estrutural da área e, com isso, decidir a estratégia de
restauração espacial subsequente. Em um segundo momento, a pesquisa utilizou ferramentas em
diversas dimensões (1D, 2D e 3D), mas as premissas da abordagem 2D não se mostraram viáveis em
ferramentas 3D, pelo menos dentro do cronograma de pesquisa. No entanto, um tratamento integrado
dos resultados de múltiplas seções possibilitou uma abordagem espacial robusta suficiente.
A restauração estrutural foi aplicada às complexidades sedimentares da porção central da bacia
de Santos. Mais especificamente foi investigada uma área na porção central da bacia, com registros de
deformações da ruptura crustal que separou África e América do Sul, até a deformação halocinética,
em domínio de margem passiva no Atlântico Sul. Cinco seções geológicas foram restauradas seguindo
uma abordagem não empírica, coerente e detalhada para análise espacial do modelo.
A abordagem proposta é controversa pelo menos em dois aspectos. A camada de sal foi
restaurada de forma conservativa e a halocinese, restaurada de forma desacoplada das estruturas da
fase rifte. Ou seja, as dissoluções e movimentações laterais foram sumariamente simplificadas da
mesma forma que possíveis reativações de estruturas antigas. A opção pela conservação material foi
para controlar a conectividade física entre a deformação acima e abaixo da camada de sal:
supostamente a variação da espessura média mantém certa proporção com o encurtamento ou com o
alongamento da seção restaurada. A opção pelo desacoplamento decorreu em função da baixa
qualidade e resolução dos dados, situado abaixo da camada de sal. A incerteza dos elementos
estruturais subjacentes ao sal não permitiram identificar sua continuidade espacial, prejudicando a
elaboração de um modelo 3D confiável. Não foi possível evidenciar reativações da tectônica frágil,
40
reconhecida na área continental emersa circunvizinha a área de estudos. A tectônica dúctil por
deformação do sal toma mais de 80% da história da bacia e acaba por mascarar tais reativações, caso
tenham existido. O desacoplamento equivale a uma simplificação para minimizar erros oriundos de
uma interpretação errônea.
A proposta de investigação dos impactos estruturais sobre o sistema petrolífero ocorreu de
forma subordinada. Não houve tempo para realizar simulações numéricas em 3D dos sistemas
petrolíferos e tais efeitos, sob o enfoque da restauração, foram discutidos através de simulações 1D.
3.2. FERRAMENTAS HISTÓRICAS DE RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL
O histórico de evolução das técnicas de restauração estrutural apresentado a seguir
contextualiza as escolhas metodológicas da abordagem baseada em restaurações de seções, ferramenta
mais tradicional e robusta.
Segundo Titeux (2009) as técnicas de restauração estrutural evoluíram a partir da investigação
estrutural de seções (2D), mapas (superfícies) e, posteriormente, volumes (3D). Todas essas
abordagens podem ser empregadas no estudo da deformação do ponto de vista geométrico, cinemático
e dinâmico. Os resultados geométricos validam a cinemática e os geomecânicos, a mecânica da
deformação (Caumon & Muron 2006). No entanto, as técnicas demandam modelos cinemáticos que
representem a deformação geológica para reconstruir coerentemente a evolução das estruturas no
espaço e no tempo (Groshong 2006). Assim, elas permitem modelar no sentido reverso, removendo
progressiva e iterativamente a deformação, reconstituindo forma e posição (geometria e cinemática) e
analisando prováveis tensões naturais impostas (origem dinâmica).
3.2.1. Restauração estrutural de seções
A restauração estrutural consiste em transformar a deformação interpretada no presente em
situação menos deformada do passado (Wickham & Moeckel 1997). O conceito foi originalmente
aplicado ao balanceamento de seções geológicas por Chamberlin (1910). Esse autor estabeleceu a
primeira hipótese de conservação material para restauração de seções tomando a área como quantidade
administrável na restauração da deformação com o objetivo de estimar a profundidade de uma dobra.
Utilizando fios de cobre e papel milimetrado, esse autor restaurou uma seção dobrada ao longo de uma
estrada de ferro nos Apalaches. Para conservar a área modificou a espessura da camada e para suprir a
falta de dados em subsuperfície, considerou a simetria das dobras concêntricas para projetar a
continuidade das camadas. Observou diferenças reológicas entre camadas sob compressão e, onde
possível, tomou camadas mais resistentes como referência para efetuar a restauração.
41
Dahlstrom (1969) é considerado autor da generalização da lei de conservação de material
descrita por Goguel (1952) pela revisão da abordagem de Chamberlin (1910), observando com critério
as relações geométricas de área e comprimento para restaurar a deformação de uma seção (Figura 3.1).
Aprimoramento semelhante já havia sido realizado por Bucher (1933) e Hunt (1957). Dahlstrom
(1969) desprezou pequenas deformações ortogonais ao plano principal, e assim expandiu a lei acima
citada para além dos domínios da seção. Esse autor foi quem primeiro introduziu o conceito de
consistência estrutural para uma seção restaurada com bom ajuste dos elementos estruturais sob tais
condições de conservação geométrica. Caso contrário, considerou que a estrutura pode ser incoerente
ou geologicamente impossível.
Figura 3.1 – Ilustração das premissas fundamentais de preservação de área (A) e comprimento (B),
relacionados com a conservação material na restauração (modificado de Geiser 1988).
Figure 3.1 – Illustration of the fundamental assumptions to preservation of area (A) and length (B)
that are related to material conservation in the cross-section restoration (modified from Geiser 1988).
A restauração de seções logo se estabelece como uma ferramenta padrão na exploração de
petróleo ao longo da segunda metade do século XX. Gradativamente incorpora métodos mais
complexos para restauração e quantificação da deformação (e.g. Hossack 1979, Gibbs 1983, Suppe
1983, Woodward et al. 1986, Schultz-Ela 1992, Wickham & Moeckel 1997).
Hossack (1979) considerou possíveis fontes de erro na conservação de área, associadas à
variação de volume por compactação diagenética, tectônica, dissolução e deformação ao longo do
strike. Leis empíricas de redução de poros com o soterramento foram consideradas no cálculo da
descompactação (e.g. Steckler & Watts 1978, Sclater & Christie 1980, Wood 1981).
Gibbs (1983) introduziu a restauração estrutural nos domínios distensivos para detectar
problemas de interpretação. Aplicou a conservação da área invertendo apenas o sinal do valor da
42
distensão acumulada (e) nas equações de Hossack (1979), para o ambiente compressivo (Figura 3.2).
Também considerou viável projetar seções no plano de transporte tectônico quando a deformação ao
longo do strike for desprezível.
Figura 3.2 – Conservação de área na deformação extensional: A+C formam a seção original; C+B, a
seção extendida; lo, o comprimento original; l1, o comprimento deformado; e, a distensão acumulada e
d, a profundidade do descolamento que acomoda a extensão. Essa profundidade pode ser estimada na
seção esquemática pela diferença de comprimentos (modificada de Gibbs 1983).
Figure 3.2 - Area conservation in extensional deformation: A+C constitute the original section; C+B,
the extended section; lo, the original length; l1, the deformed length; e, the accumulated strain and; d,
the depth of the detachment accommodating the extension. This detachment depth can be estimated in
the schematic section by the difference of lengths (modified from Gibbs 1983).
Gibbs (1984) salienta a capacidade analítica de predição na restauração com vistas a
correlacionar o estiramento e os modelos teóricos de subsidência em margens passivas e aulacógenos.
Descreve ainda a restauração de falha normal por cisalhamento e deslizamento flexural (Figura 3.3),
mecanismos que serão mais bem detalhados adiante.
Figura 3.3 – Diagramas de restauração de falhas normais por cisalhamento simples à esquerda e por
deslizamento flexural conservando espessuras à direita (modificado de Gibbs 1984).
Figure 3.3 - Restoration diagrams of normal faults by simple shear on the left and by flexural slip
with thicknesses conservation on the right (modified Gibbs 1984).
43
Para Geiser (1988) o modelo cinemático da deformação é essencial ao balanceamento de
seções, no qual a movimentação pode ser mapeada por uma linha solta (loose line), como assinalada
por Elliot (1980). Essa linha define uma referência ortogonal às superfícies de deslizamento no
momento de sua criação (Figura 3.4). Ao contrário das pin lines que são sempre ortogonais, essa linha
se altera com a deformação. Conceitualmente, este artifício demanda que o comprimento das camadas
seja preservado. Um conceito semelhante foi utilizado nesta tese para construir geohistórias 1D
(capítulos 4, 5 e 6).
Figura 3.4 – Diagramas estruturais esquemáticos com representação de linhas soltas e indicação da
cinemática do deslizamento diferencial entre estratos. No caso, o deslizamento é mais intenso na base
do pacote (modificada de Geiser 1988).
Figure 3.4 – Structural schematic diagrams representing loose lines and the differential kinematic of
intrastratal slip. In this case, the slip is more intense on the base of the set (modified from Geiser
1988)
3.3.2. Restauração estrutural em multisseções, mapas e superfícies
Até o final dos anos 80 os métodos de balanceamento de seções pouco avançaram no sentido
de restaurar a componente transcorrente de uma falha, ou de qualquer outra deformação não contida
no plano de deformação (De Paor 1990). Essas limitações motivaram estudos de balanceamento
estrutural em múltiplas seções, mapas ou superfícies, com o intuito de investigar o deslocamento
geométrico espacial da deformação (e.g. Rouby et al. 1993a, 1993b, Rouby 1994).
A restauração estrutural em múltiplas seções não difere na técnica de restauração de uma única
seção e respeita as mesmas premissas de orientação paralela ao plano principal de transporte tectônico
É considerada uma abordagem 2.5D ou pseudo 3D e os elementos interpretados nas seções
(horizontes, falhas, facies etc.) devem permitir a construção de elementos 3D (superfícies ou volumes).
44
Essa abordagem pode reduzir o problema a uma repetição de produtos bidimensionais ao considerar
constante ou homogênea a deformação na perpendicular ao plano das seções (Barbosa 2010).
A evolução para restauração de superfícies ocorreu com trabalhos como os de Gratier &
Guiller (1993), Massot (2002) e Galera et al. (2003). Esses pesquisadores realizaram a restauração de
horizontes sedimentares como se fossem múltiplas seções em sincronismo ao longo da direção
principal de transporte tectônico, com preservação de áreas, espessuras e volume local.
A restauração estrutural em mapas teve início com Cobbold (1979), inspirado em um método
para modelar a deformação de agregados policristalinos. Segundo De Paor (1990), para restaurar as
deformações de um mapa por projeção em um plano são necessárias numerosas medidas de
heterogeneidades da deformação. Mas as limitações de tal projeção são tratadas com liberdade nessa
abordagem, obedecendo a ajustes incrementais e sequenciais de comprimentos e áreas dos elementos
estruturais, sem prejuízo da conservação material (e.g. Rouby et. al. 1993a). A restauração em mapas
pode ser feita pelo recorte manual de mapas com uma tesoura (e.g. Schwerdtner 1977, Davy &
Cobbold 1989) ou mais bem resolvida por meio de soluções numéricas onde polígonos
suficientemente pequenos (elementos finitos) subdividem e aproximam as heterogeneidades a
pequenas deformações homogêneas (e.g. Cobbold 1979, Schultz-Ela 1988, Moraes 1995). Para Massot
(2002) estas restaurações simplificam a deformação entre blocos rígidos ao desconsiderar as grandes
diferenças de reologia e não observar a deformação nas interfaces de materiais de diferentes
comportamentos. Além disso, desconsideram ou simplificam em demasia processos como a
compactação diferencial das camadas, eustasia e tectônica regional.
Segundo Titeux (2009), a restauração com tratamento harmônico de mapas empilhados
recupera o vínculo das relações espaciais, regulamentando a deformação entre os horizontes e a
conservação material por regras geométricas. Essa abordagem necessita de uma paleotopografia
referencial para otimizar o ajuste morfológico da deformação (e.g. Cornu & Bertrand 2005, Lallier et
al. 2008). O autor trabalha a coerência entre superfícies, mas não trata as deformações materiais no
interior das camadas restauradas. Ele descreve os métodos de Samson et al. (1996), Williams et al.
(1997), Griffiths et al. (2002) e Rouby et al. (2000) como métodos de restauração geométrica e
sequencial de superfícies que restauram a superfície superior e, por operações subordinadas controlam
a restauração das superfícies deformadas subjacentes. Samson et al. (1996) recupera a espessura
original da camada seguinte tomando referencias ortogonais à superfície restaurada. Para Williams et
al. (1997), a flexura da superfície superior determina as translações na superfície subjacente por
operações de cisalhamento simples. Em Griffiths et al. (2002) as distâncias entre todas as superfícies
são conservadas em uma única etapa de restauração do deslizamento flexural. Rouby et al. (2002)
aplicam os deslocamentos obtidos na restauração independente da superfície superior sobre o mapa de
isópacas para obter a geometria de cada horizonte subjacente.
45
Essas técnicas correspondem a uma verdadeira modelagem 3D, sendo a integração de
informações e modelos essencial ao controle espacial da restauração. Desvios na direção de transporte
tectônico são ainda mais sensíveis nas restaurações em seções múltiplas. No entanto, essas técnicas
podem contribuir nos casos em que os dados são esparsos e/ou incompletos de forma a correlacionar
detalhes de interpretação como focalização, amplitude e comprimento de onda das estruturas,
importantes elementos precursores da evolução sedimentar e da deformação (e.g. Hughes & Davison
1993), além de permitirem análises espaço-temporais relevantes para a investigação tectonosedimentar das estruturas (e.g. Grando et al. 2009).
3.3.2. Restauração estrutural volumétrica
Os algoritmos de restauração com pressupostos geométricos não podiam ser implementados
em um ambiente 3D de uma forma simples, pois a complexidade estrutural da deformação pode não
ter solução possível ao longo de um plano de deformação. A evolução para uma restauração
volumétrica, considerada de fato 3D, veio com a substituição das tradicionais técnicas geométricas
pelo tratamento computacional e vetorial de conceitos geomecânicos (e.g. Santi 2002, Santi et al.
2002, Massot 2002, Muron 2005, Maerten & Maerten 2006, Moretti et al. 2006, Moretti 2008). A
restauração estrutural de abordagem geomecânica remove os efeitos de forças tectônicas por um
processo de retrodeformação. As condições de contorno são definidas por propriedades elásticas
predefinidas para as camadas, um modelo cinemático estabelecido para as bordas do modelo bem
como para os contatos de falhas internas e conservação de volume (e.g. Muron 2005, Moretti et al.
2006). Procedimentos analíticos e numéricos correlacionam geometria e variações físicas dos corpos
deformados a grandezas tensoriais (e.g. Moretti 2008). A consistência da restauração pode ser
investigada pela distribuição espacial de resultados tensoriais de uma forma mais realista do que
apenas pelas curvaturas de uma superfície. A análise dos atributos mecânicos derivada em um tensor,
tal como a dilatação volumétrica, pode indicar particularidades da deformação como concentração e
orientação de fraturas.
Os métodos tratam os volumes em meio contínuo e são geralmente resolvidos por elementos
finitos. A geração de uma malha de elementos finitos e sua manutenção de forma contígua aos eventos
geológicos (horizontes e falhas interpretados) durante a restauração representa uma das maiores
dificuldades na maioria dos estudos (Owen 1998). Vários autores (e.g. Santi et al. 2002, Moretti 2008,
Muron 2005, Durand-Riard 2010) preferem a maior flexibilidade de malhas poliédricas não
estruturadas para representar domínios estruturais mais complexos e evitar limites em degraus ou
saltos abruptos e retilíneos geralmente produzidos nas malhas estruturadas tradicionais. Uma
abordagem com malha implícita negligencia a necessidade dessa conformidade topológica com ganho
potencial de tempo na construção do modelo e inserção de descontinuidades como erosão e onlaps
(Durand-Riarda 2010).
46
3.3.2. Estratificação mecânica da halocinese em margens passivas
A estratigrafia mecânica refere-se às unidades mecânicas definidas de acordo com a
distribuição das estruturas em intervalos discretos de uma rocha (Gross 2003). Reflete as relações
mecânicas de dimensão, distribuição e escala das estruturas diretamente relacionadas à reologia e ao
histórico das tensões aplicadas nas rochas.
A reologia é um parâmetro importante na distribuição da tensão e a heterogeneidade reológica
do meio afeta a deformação. A espessura e a distribuição de uma unidade mecânica controlam o tipo, a
forma e o espaçamento das estruturas. As variações litológicas em rochas sedimentares controlam a
formação e a população de estruturas frágeis de forma bem diferenciada ao observado em rochas não
sedimentares. Fraturas podem ser mais freqüentes em unidades mais resistentes e até mesmo ausentes
em intervalos menos resitentes. Falhas ou fraturas criadas sob condições de contorno semelhantes são
diferenciadas pela coesão litológica da unidade mecânica. Estruturas atravessando várias unidades
podem resultar da deformação progressiva unindo estruturas menores, preexistentes, confinadas aos
estratos.
Entretanto a solução da reologia na restauração estrutural passa por simplificações
operacionais como considerar rochas homogêneas e isotrópicas de comportamento elástico que
estabelecem relações lineares entre tensão e deformação (Durand-Riard et al. 2010). Tais
simplificações podem ser arguídas.
Alguns princípios geométricos combinam relações de competência das rochas em restauração
estrutural de seções, conservando comprimentos de horizontes mais competentes e áreas de camadas
menos competentes (e.g. Menard 1988, Mitra & Namson 1989). O sal é um caso díspar e sujeito a
perdas por dissolução de difícil estimativa; nem mesmo a conservação de área é considerada pela
maioria dos autores (e.g. Rowan 1993). O sal é reologicamente muito mais frágil (figura 3.5) que se
deforma geologicamente como material viscoso, podendo fluir a dezenas de metros por ano. O
processo de deformação cumulativo e interativo entre o sal e a sobrecarga é relativamente mais dúctil
no início e mais rúptil ao final.
47
Figura 3.5 – Resistência de rochas sedimentares sob distensão e compressão. O sal úmido (halita)
revela resistência nula de material viscoso (modificada de Jackson & Vendeville 1994).
Figure 3.5 – Comparison of creep and frictional strenghts of sedimentary rocks under distensional
and compressional efforts. The wet salt (halite) has no resistance as a viscous material (modified from
Jackson & Vendeville 1994).
Embora a viscosidade do sal exerça forte controle sobre a taxa e o estilo da deformação
halocinética, a maioria dos modelos como o de Vendeville & Jackson (1993), assumem um sal
homogêneo ou uniforme no tempo e no espaço (Figura 3.6).
A estratificação mecânica da deformação do sal é função de fatores como a geometria inicial
da bacia evaporítica, a viscosidade do sal e as variações de sedimentação no espaço que, combinados
no tempo, são determinantes para os estilos da deformação. O tema foi investigado por muitos outros
autores (e.g. Szatmari & Aires 1987, Weijermars et al. 1993, Garcia 1999, Gemmer et al. 2005) na
parametrização e construção de modelos analógicos e numéricos, mas poucos trabalhos anteriores a
Albertz & Ings (2012) consideram a estratigrafia dos evaporitos na concepção do modelo (e.g. Chemia
& Koyi 2008, Chemia et al. 2009). A simplificação limita o papel da viscosidade do sal na mecânica
de deformação de evaporitos estratificados que apresentam unidades internas de complexa cinemática
e geometria (e.g. Muehlberger & Clabaugh 1968, Richter-Bernburg 1972, Talbot & Jackson 1987,
Cobbold et al. 1995, Davison 2007, Fiduk 2010, Fiduk & Rowan 2012). A evacuação do sal de baixa
viscosidade pode ser quase completa sob depocentros em subsidência enquanto significativos volumes
de sal mais viscoso podem ficar localmente aprisionados.
48
Figura 3.6 – Modelo reológico em 3 camadas: um sal frágil de resistência constante entre camadas de
resistência dependente da profundidade (modificado de Vendeville & Jackson 1993).
Figure 3.6 - Three layers rheological model: a fragile salt with constant strength between layers of
depth- dependent strength (modified from Vendeville & Jackson 1993).
Gemmer et al. (2005) discutem como a proporção dos domínios dúctil (sal) e frágil (suprassal)
pode determinar o estilo de deformação. Para esses autores a geometria e formação da sobrecarga
(espessura diferencial, taxas de progradação e agradação sedimentar) determinam o modo de escape
do sal na formação de dobras nucleadas ou na formação de minibacias. Garcia (1999) simulou
estratificação interna por deformação dúctil de camadas com distintas viscosidades (Figura 3.7). O
estado deformado em camadas sobrepostas difere da configuração inicial de bandas justapostas. Parte
do material mais dúctil se concentra nos diápiros enquanto outra parte escapa da cobertura proximal,
aumentando sua proporção nas regiões distais do experimento.
Figura 3.7 – Modelo físico para simulação halocinética. A camada dúctil é composta por dois
silicones de viscosidades distintas em bandas justapostas ao início da simulação. O silicone mais
escuro e menos viscoso fluiu com maior taxa de deformação. Ao final do experimento, a camada
demonstra deformação interna por intenso cisalhamento e uma concentração relativa do material
menos viscoso em situações de menor sobrecarga (modificada de Garcia 1999).
49
Figure 3.7 – Sandbox model for halokinetics simulation. The ductile analogical layer is composed by
two silicones with different viscosities juxtaposed in bands at the simulation beginning. The darker
and less viscous silicone flows with higher deformation rate. At the end of the experiment, the ductile
layer shows an intense shear deformation with a relatively higher concentration of the less viscous
material under lower overburden situations (modified from Garcia 1999).
3.4. TÉCNICAS E PARAMETROS APLICADOS
A restauração estrutural considerada nessa pesquisa partiu da interpretação sísmica de seções
2D e de um pequeno cubo sísmico 3D. A construção do modelo estrutural, entretanto, se ficou restrita
aos dados bidimensionais. As camadas foram removidas, considerando a compensação isostática
flexural seguida de operações de restauração geométrica e análises da deformação, discutidas a seguir.
A leitura inicial de trabalhos referenciais (e.g. Santi 2002, Freitas 2006, Moreira et al. 2007,
Caldas 2007) contribuiu para definir a área de estudos e construir um modelo estrutural com a
complexidade da bacia de Santos. A tectônica de sal na área passa de um domínio distensivo proximal
com falhas normais relativamente concêntricas e movimentos transferentes secundários (e.g. Souza
2008, Souza et al. 2009) para um domínio compressivo distal com minibacias controladas pela
halocinese (e.g. Caldas 2007). Esses domínios são separados pela falha de Cabo Frio (Figura 3.8). A
área de estudo integra uma porção significativa da célula de deformação gravitacional postulada por
Guerra & Underhill (2012) (Figura 3.9).
A restauração de seções foi proposta como ferramenta inicial de trabalho pelas facilidades para
desvendar a evolução das principais estruturas. Executada a intervalos discretos, permitiu destacar
diferentes momentos da deformação e prováveis eventos correlacionados a gênese das estruturas. Um
datum de referência a cada ciclo de restauração permitiu que operações de cisalhamento simples, puro,
deslizamento flexural e movimento sobre falhas removessem a deformação frágil ao mesmo tempo em
que se procedia o balanceamento da deformação dúctil do sal.
Ao todo foram restauradas 5 seções geológicas (Figura 3.10), cada qual de forma
independente. Em seguida, a integração dos resultados produziu um arcabouço restaurado em
ambiente 3D. A análise do modelo tridimensional permitiu validar a geometria, a cinemática e a
mecânica do modelo tectônico teórico.
50
Figura 3.8 – Localização da área de estudo (polígono em amarelo no mapa inferior) avançando da
plataforma até águas profundas e cortada pela falha de Cabo Frio (em cinza). No mapa superior, as
seções restauradas (linhas brancas) A-A’, B-B’, C-C’, D-D’ e E-E’ estão sobrepostas ao topo
estrutural do sal (extraído de Guerra & Underhill 2012).
Figure 3.8 - Study area location (yellow polygon in the lower map) from shelf to deep waters, crossed
by the Cabo Frio fault (in gray). The upper map shows the restored sections (white lines) A-A’, B-B’,
C-C’, D-D' and E-E' superimposed on the structural map of the salt top (extracted from Guerra &
Underhill 2012).
51
Figura 3.9 – A área investigada (polígono preto à esquerda) sobre mapa do topo do sal, inserida na
célula gravitacional de Ilha Grande (linha tracejada branca) proposta por Guerra & Underhill (2012).
O aporte sedimentar (setas cinza), como interpretado por esses autores, dispõe-se em paralelo às
seções restauradas. O topo do sal em perspectiva na área de estudo (detalhe 3D à direita, sem escala)
sugere a existência de dois compartimentos sedimentares (A e B), controlados pela interação entre
deposição e halocinese.
Figure 3.9 - Structural map of the salt top from Guerra & Underhill (2012) showing the study area
(black polygon on the left) within the Ilha Grande gravitational cell (white dashed line) proposed by
them. The major sedimentary supply (gray arrows) is parallel oriented to the restored sections. The
3D image of the salt structural top in the study area (detail on the right without scale) suggests the
existence of two sedimentary compartments (A and B) controlled by the deposition and halokinesis
interactions.
52
Figura 3.10 – Visão em perspectiva das 5 seções geológicas restauradas na porção central da bacia de Santos (fora de escala). O topo do sal (superfície rosa
semitransparente) sugere que as estruturas existentes podem ser consideradas aproximativamente cilíndricas.
Figure 3.10 - Perspective view of the five restored geological sections in the central portion of the Santos Basin (without scale). The top
of the salt (pink with transparency) shows relatively cylindrical structures.
As etapas desenvolvidas na pesquisa podem ser resumidas como a seguir:
(1) Interpretação sísmica e construção de modelo georreferenciado de múltiplas seções no Gocad.
(2) Transferência de horizontes e falhas ao RECON-MS, para construção das seções.
(3) Inserção de facies detalhadas nas camadas, diferenciadas por densidade, porosidade e decaimento
da porosidade por soterramento.
(4) Remoção da camada superior e cálculos de descompactação sedimentar das camadas submetidas à
sua carga e compensação isostática flexural do conjunto subjacente.
(5) Estabelecimento de paleobatimetria de referência com base em dados de poços e geometria modelo
de plataforma, talude e bacia profunda.
(6) Restauração em blocos e ao longo de falhas controladas pelo sal.
(7) Ajustes ao perfil regional paleobatimétrico de referência e da subsidência, para acomodar a
deformação da camada de sal (deformação "dúctil" restaurada mais "livremente").
(8) Aferição de coerência nas espessuras da camada de sal, conservando área sob camadas restauradas.
(9) Transferência dos elementos estruturais e construção de modelo 3D no Gocad por meio de
superfícies 3D e volumes fechados (não foi possível gerar grades seqüenciais dos objetos
reconstituídos dentro do cronograma de pesquisa).
(10) Testes de restauração de superfícies e análises volumétricas dos resultados obtidos.
A figura 3.11 apresenta uma visão esquemática desses procedimentos.
O fluxograma de trabalho aqui empregado tem procedimentos semelhantes aos utilizados por
Rowan (1993) e Guerra & Underhil (2012). Trata-se de uma abordagem sequencial que considera a
descompactação e a recuperação dos efeitos isostáticos bem como a remoção da deformação pelo
fechamento do movimento ao longo de falhas e desdobramento de camadas em 2 dimensões. Os
procedimentos foram executados nos programas GOCAD (desenvolvido por um consórcio
multiclientes na Universidade de Nantes, França) e RECON-MS (programa de propriedade da
Petrobras, e desenvolvido pela Tecgraf, uma empresa ligada à Pontífice Universidade Católica do Rio
de Janeiro).
3.4.1. Interpretação sísmica e construção de um modelo para restauração estrutural
Os dados de poços e de reflexão sísmica foram disponibilizados pela Petrobras dentro de suas
dependências para interpretação e seleção da área de estudos. O modelo estrutural foi construído a
partir de dados sísmicos e de poços da porção central da bacia de Santos (Figura 3.12). O conjunto
inicial de dados sísmicos, com cerca de 2000 km de linhas 2D e cerca de 150 km2 de um cubo 3D, foi
disponibilizado em tempo sísmico, não havendo dados em profundidade disponíveis à época.
Dificuldades na conversão sísmica para profundidade conduziu ao descarte desses dados com
54
retomada da interpretação a partir de um conjunto menor de linhas sísmicas em profundidade, então
disponíveis. Houve prejuízos no cronograma e plano de trabalho.
Figura 3.11 – Fluxograma geral de procedimentos e materiais empregados na pesquisa.
Figure 3.11 - Flowchart of materials and procedures applied in this research.
A interpretação dos horizontes foi realizada no programa Gocad. Quinze horizontes foram
interpretados conforme descrito no capítulo 2. A camada de sal define os refletores de mais fácil
interpretação. As discordâncias sedimentares suprassal também apresentaram ampla distribuição e
rastreamento confiável. A baixa qualidade do sinal sísmico sob o sal prejudicou a interpretação da
seção pré-sal. A imagem sísmica da seção D-D’ (Figura 3.13) ilustra as diferenças do sinal sísmico.
A integração dos dados de poços com observações nas seções sísmicas e modelos
deposicionais propostos por Moreira et al. (2007) foram relevantes para a definição de fácies nas
seções geológicas. As cinco seções de orientação NNW-SSE e com cerca de 120km cada preparadas
para restauração foram melhor caracterizadas pelo maior detalhe dos dados em tempo sísmico. Os
dados sísmicos também definiram melhor a extrapolação das superfícies do modelo 3D.
55
Figura 3.12 – Localização dos dados sísmicos e poços utilizados, com destaque para a área de
pesquisa inicial (polígono vermelho), contendo linhas 2D e cubo 3D (traços vermelhos) em tempo
sísmico. A área efetivamente investigada (polígono azul) mostra as linhas 2D (traços azuis),
interpretadas em profundidade para construção do modelo estrutural. Os poços são representados por
pequenos círculos.
Figure 3.12 - Location of seismic and well used data, highlighting the initial study area (red polygon),
2D lines and 3D cube (red lines) available in seismic time. The area effectively studied (blue polygon)
shows the 2D seismic lines (blue lines) available in seismic depth used to interpretation and structural
model construction. The wells are represented by small circles.
Ainda que a conversão de dados sísmicos não estivesse prevista na programação original, as
dificuldades encontradas nos procedimentos resultaram em atrasos de cronograma e reavaliação de
objetivos de pesquisa. Foi abandonada a intenção de fazer um tratamento do campo de velocidades
para melhorar a distribuição de fácies e parametrização da compactação de rochas no modelo
estrutural.
56
Figura 3.13 – Seção D-D’ ilustrando a maior qualidade dos horizontes sísmicos acima da base do sal, a falha de Cabo Frio, interpretada no limite de uma muralha de sal, e a
sedimentação progradante do Grupo Frade. A base do sal bem iluminada destaca um alto estrutural no centro da seção e, abaixo, os refletores apresentam menor continuidade e
maior nível de ruído. Exagero vertical de 3 vezes.
Figure 3.13 - Section D-D' illustrating the highest quality of seismic horizons above the salt base, the Cabo Frio fault, interpreted closed to a salt wall, and the progradational
sedimentation of the Frade Group. The salt base highlights a structural high in the center of the section. Below the salt, the seismic reflectors show lower continuity and higher noise
level. The vertical exaggeration is 3 times.
3.4.2. Remoção da camada superior
Cada etapa de restauração estrutural no procedimento proposto tem início com a remoção da
camada superior dos estratos interpretados. A remoção de camadas está fundamentada no
procedimento desenvolvido por Watts & Ryan (1976), também conhecido como backstripping, que
possibilita o cálculo da variação vertical do embasamento em função da carga sedimentar e da lâmina
d’água em uma bacia sedimentar. A subtração da camada mais superficial produz efeitos de
descompactação nas camadas subjacentes bem como uma compensação isostática flexural.
Um cálculo mais completo da variação de espaço em uma bacia sedimentar inclui a variação
do volume em função da compactação dos poros nas rochas sedimentares. Em geral, a taxa de
compactação é muito alta durante as primeiras centenas de metros de soterramento de siliciclásticos,
reduzindo rapidamente a proporção de poros em relação aos grãos de matriz mineral e aumentando a
densidade da rocha. Esse fenômeno, discutido por autores como Steckler & Watts (1978), Sclater &
Christie (1980) e Wood (1981), é considerado nos algoritmos aplicados como função da perda de
porosidade das rochas, devido ao gradativo carregamento sedimentar. Bender et al. (1989)
desenvolveram a solução numérica adotada no RECON-MS com opção para mecanismos isostáticos
local (Airy) e regional (Flexural) e tomaram o trabalho de Sclater & Christie (1980) como referência.
A descompactação é calculada após a remoção de cada camada, com base na formulação
proposta por Sclater & Christie (1980) para todo o conjunto sedimentar remanescente. Estimados em
função da profundidade de soterramento, os efeitos da compactação são diferenciados para cada fácies
sedimentar, já que a descompactação precisa contabilizar as variações ao longo das seções. Diferentes
fácies foram interpretadas em cada camada seguindo um modelo de sedimentação para a bacia descrito
em Moreira et al. (2007) e aferidos em dados de poços disponíveis. Os facies utilizados e os
parâmetros petrofísicos aplicados nesse cálculo estão organizados na tabela 3.1. O sal foi considerado
não compressível (porosidade zero). Os resultados da descompactação consideraram o nível de base da
camada removida como referência fixa, ou seja, partiram do topo da primeira camada remanescente.
Ao contrário do que sugere Rowan (1993), a compactação diferencial de sedimentos a 5000 m
de soterramento não deve ser negligenciada uma vez que estes sedimentos estiveram próximos à
superfície algum dia e, na restauração palinspástica, serão descompactados como tal. Um perfil típico
de preenchimento de hemigrábens por rochas clásticas privilegia a deposição de sedimentos grossos
nas bordas de falhas mais ativas. O empilhamento continuado e a compactação diferencial podem
impactar o resultado da restauração palinspástica em blocos falhados.
58
Tipos
materiais
Folhelho
Siltito
Arenito
Mudstone
Wackestone
Grainstone
Sal
Água
Crosta
Manto
Astenosfera
Densidade Porosidade Decaimento
3
(g/cm )
(inicial)
(1/km)
2.68
2.67
2.66
2.69
2.7
2.71
2.16
1.03
2.78
3.33
3.18
0.46
0.48
0.43
0.39
0.42
0.37
-
0.46
0.47
0.35
0.49
0.47
0.47
-
Tabela 3.1 – Propriedades atribuídas para os diferentes tipos materiais no RECON-MS. Evaporitos,
água, crosta, manto e astenosfera são considerados incompressíveis.
Table 3.1 - Properties of different materail types applied in the RECON-MS. Evaporites, water, crust,
mantle and asthenosphere are considered incompressible.
3.4.3. Conservação material durante a restauração do sal
A "lei da conservação de material" durante a deformação foi descrita por Goguel (1952),
aprimorada por Bucher (1933) a partir de Chamberlin (1910) e generalizada por Dahlstrom (1969).
Essa premissa foi adotada nos procedimentos de restauração estrutural para manter áreas constantes
em seções balanceadas e foi aferida durante a análise volumétrica dos resultados de restauração
extrapolados ao domínio tridimensional.
O princípio de conservação perde valor apenas se há adição ou subtração material por desvios
na direção de transporte tectônico ou por dissolução, fenômenos comuns em evaporitos (Jenyon 1986).
Dessa maneira a premissa é considerada controversa para a restauração do sal (e.g. Rowan 1993, Peel
et al. 1995).
Entretanto, ao longo desta pesquisa, a conservação material foi observada também para o sal.
A hipótese de uma camada de sal conservativa demanda um modelo de deformação onde o movimento
do sal ocorre em equilíbrio local dentro da seção, com balanceamento entre os domínios de distensão
proximal e de compressão distal, sem perda de material. Ainda que seja uma premissa inverossímil, a
conservação material do sal estabelece uma ferramenta de controle para restauração dessa camada
dúctil contida entre dois pacotes de deformação frágil, as unidades da fase rifte e aquelas depositadas
acima do sal. O modelo cinemático assumido considera halocinese desacoplada na base do sal, com o
pacote da sequência de rifte subjacente submetido à subsidência passiva, desconsiderando reativações
tectônicas. O equilíbrio isostático é calculado pelas variações na sobrecarga sedimentar, o que inclui a
deformação promovida pela tectônica adiastrófica (Figura 3.14).
59
A remoção da camada sedimentar produz uma compensação isostática flexural incompleta e
uma descompactação diferencial das camadas subjacentes equivocada. A redistribuição das massas por
restauração da deformação não corrige por si só a resposta isostática. Essa correção, bem como da
descompactação subjacente ao rearranjo de cargas não é realizada em nenhum dos programas de
restauração disponíveis. O problema pode ser solucionado mediante a realização da restauração em
muitas pequenas etapas palinspásticas, o que minimizará os erros não ajustados.
Figura 3.14 – Esquema simplificado da conservação material da camada de sal, com otimização da
resposta isostática após (1) descompactação e isostasia flexural, (2) restauração da deformação
halocinética e (3) correção da compensação isostática flexural (não efetivamente feita nos programas).
Figure 3.14 - Simplified scheme of salt layer conservation, optimizing the isostatic response after (1)
decompression and flexural isostasy, (2) restoration of the halokinetic deformation and (3) correction
of flexural isostatic compensation (not effectively done by the softwares).
Embora esse modelo possa ser controverso e questionável, a abordagem não defende a
inexistência de reativações de estruturas antigas com também que não ocorra dissolução do sal.
Apenas trabalha com o desacoplamento tectônico como procedimento simplificado e pretende, com os
resultados, testar as possibilidades dessa simplificação e fomentar o debate acadêmico.
3.4.4. Isostasia flexural
A restauração sequencial de estruturas sujeitas à halocinese deve considerar um modelo
isostático para quantificar a subsidência relativa à carga sedimentar e a variação da lâmina d’água ao
60
longo do tempo (Rowan 1996). A solução adotada nesta pesquisa calcula a compensação flexural pela
descarga de sedimentos de forma discretizada, com base na formulação proposta por Bender et. al.
(1989). Os algoritmos do programa RECON-MS permitem executar sequencialmente os cálculos de
descompactação e compensação isostática flexural, observando detalhamento lateral de facies em cada
camada sedimentar. O procedimento permite modelar a compactação diferencial e as flexuras na
isostasia.
A isostasia é uma variante do princípio de Arquimedes (Figura 3.15) onde o relevo é
determinado pela litosfera em equilíbrio sobre a astenosfera (Eales 2009). Dada a imposição de
sobrecargas, a litosfera responde até as forças envolvidas encontrem o equilíbrio (Watts 2001). A
profundidade de compensação onde tal equilíbrio é alcançado pelo nivelamento de pressões em
profundidade, significou conceito prevalente nos modelos isostáticos de Airy e de Pratt (Oliveira et al.
2008, Oliveira 2008). No modelo flexural de Vening Meinesz (1931), esse equilíbrio é distribuído ao
longo da região que se flexiona pelo arqueamento elástico da litosférica (Watts 2001).
Figura 3.15 – Esquema de uma placa litosférica em equilíbrio sobre a astenosfera. Os volumes Va e
Vb são determinados pelas densidades da placa e da astenosfera. A massa deslocada pelo volume Vb
deve se igualar à massa da placa (modificado de Eales 2009).
Figure 3.15 – Sketch of a lithospheric plate under equilibrium over the asthenosphere. The volumes
Va and Vb are determined by the plate and the asthenosphere densities. The mass displaced by the
volume Vb should be equal to the mass of the entire plate (modified from Eales 2009).
Densidade e resistência material são, portanto, premissas básicas do equilíbrio isostático da
litosfera que responde diferenciada a sobrecargas de densidades diferentes (Lewis 1911). Variações do
equilíbrio em função da densidade contribuíram ao estudo da formação e evolução de bacias
sedimentares (e.g. McKenzie 1978, Watts 2001), estruturas distensivas (e.g. Wernicke & Axen 1988,
Doglioni et al. 2003) e compressivas (e.g. Bird 1991). A resistência litosférica foi objeto de estudos na
mesma linha (e.g. Fjeldskaar et al. 2004, Li et al. 2004).
A rigidez flexural (D) constitui a forma mais prática de descrever a resistência litosférica à
flexura (Karner & Weissel 1990). Em sua formulação (Equação 3.1), a espessura elástica efetiva (Te) é
o coeficiente que correlaciona o momento de flexura ao raio de curvatura local da placa (Allen &
61
Allen 2005). Para resolver essa equação também são necessários o módulo de Young (E) e a razão de
Poisson (σ), parâmetros relacionados às propriedades reológicas da placa.
D = E Te3 / 12 (1-σ2)
Equação 3.1
A flexura isostática em uma seção pode ser reduzida ao comprimento de onda e amplitude de
um relevo ondulado por inversão da transformada de Fourier (Watts 2001). Segundo Allen & Allen
(2005) não são compensadas topografias com comprimentos de onda menores que 100 km enquanto as
maiores de 1000 km o são completamente. De modo controverso, Watts et al. (2000) modelou
elevações de centenas de metros como resposta isostática à escavação de um vale com dezenas de
quilômetros de largura. É possível que estruturas em seções com cerca de 120 km restauradas nessa
tese apresentem compensação flexural, em particular no contraste de densidades entre a progradação
proximal e os significativos volumes de sal deformados pela falha de Cabo Frio.
Um valor de Te pequeno demais sugere uma aproximação à compensação local (modelo de
Airy) enquanto valores muito elevados desconsideram variações da sobrecarga sedimentar na resposta
topográfica. Na literatura os valores de Te variam de poucos a centenas de quilômetros (Audet &
Burgmann 2011); em bacias sedimentares não passam de poucas dezenas (Karner et al. 2005). Os
mais baixos valores estimados de Te situam-se em zonas de tectonismo ativo (Watts 2001). Os
modelos de Fjeldskaar et al. (2004) com menores valores de Te são compensados por flexura e formam
elevações de borda sujeitas à erosão como aquela observada na bacia de Santos. Davison et al. (2012)
consideram a crosta estirada e frágil da bacia de Santos e postulam que um Te de 5 km pode ser
representativo para esse sítio.
A sensibilidade desse parâmetro foi testada nessa pesquisa por ensaios de remoção simples de
camadas. As diferenças observadas para diferentes valores de Te foram na ordem de dezenas de
metros, menores do que a incerteza nas calibrações de outras condições de contorno da restauração
como, por exemplo, paleobatimetria. Com o objetivo de simular uma resposta menos rígida do
embasamento subjacente, optou-se por trabalhar com um valor constante de Te de 5 km nas
restaurações, sem contabilizar o efeito de deformações crustais e perturbações térmicas provocadas
pela atividade tectônica no curso da evolução da bacia.
No caso, a litosfera funciona como um tampão térmico para o calor que flui por convecção no
manto e a perda de calor para a atmosfera, busca um equilíbrio térmico em profundidade. Quanto mais
jovem mais aquecida é a litosfera. Com o tempo vai resfriando e sua densidade média aumenta. Esse
processo implica em subsidência isostática sobre o manto. A rigidez flexural da litosfera também varia
com o regime térmico, mas nenhuma variação no valor de Te em função do processo de rifteamento foi
simulada.
62
A compensação isostática foi inserida na restauração estrutural para gerar uma estimativa da
subsidência anterior à deposição da camada removida, servindo como referência geométrica. Esse
perfil deve refletir o alívio de carga da camada removida bem como ser coerente com os processos que
levaram à sua deposição e deformação, calibrado pelos dados disponíveis. A restauração de múltiplas
seções oferece um arcabouço mais amplo para estimativa de transporte sedimentar, geometrias
deposicionais e faciológicas. As heterogeneidades observadas podem caracterizar diferentes domínios
de deformação, deposição ou mesmo erosão local. Apenas as diferenças significativas dentro da escala
de trabalho foram tratadas.
A compensação isostática flexural apresenta uma escala de resolução mais regional do que os
efeitos de variação lateral de fácies pois depende tanto da carga sedimentar como da rigidez da
litosfera. Por essa razão o cálculo da compensação foi realizado segundo linhas verticais com maior
espaçamento do que na descompactação das camadas subjacentes à remoção.
A representatividade da carga para o cálculo da compensação isostática também foi
considerada. Os 120 km das seções restauradas cobrem apenas uma fração dos 700 km pelos quais
essa bacia se estende, representando apenas parte da sobrecarga sedimentar imposta ao embasamento
da bacia de Santos. Por essa razão e com o objetivo de obter uma resposta mais realista da flexura na
litosfera subjacente, os sedimentos no entorno da área de estudo foram considerados por extrapolação
da geologia regional, galgada em projeção da transecta publicada por Carminatti et al. (2008). Assim,
efeitos de borda irreais na compensação isostática foram evitados. O encurtamento predominante na
restauração das seções também poderia subestimar a sobrecarga se não fosse considerada a
continuidade lateral das camadas restauradas. A seção sedimentar hoje situada dentro dos limites da
área de investigação foi lateralmente movimentada pela deformação bacia adentro. As seções foram
recompostas conforme se removia a distensão pela mesma extrapolação da geologia regional. Esse
assunto se encontra desenvolvido nas publicações que compõem os capítulos 4 e 5.
Um ensaio simples sobre os efeitos de borda foi conduzido no programa de restauração
RECON-MS pelos seus desenvolvedores (Figura 3.16). Para tanto foram consideradas duas seções
sintéticas, imageando 120 e 60 km de uma bacia sedimentar e removida a camada superior sem
extrapolação lateral de uma geologia regional. Os resultados mostraram significativos efeitos de borda.
63
Figura 3.16 – Ensaio de compensação isostática flexural em caso sintético. A camada sedimentar mais
superficial de uma seção de 120 km (A) e de outra de 60 km (B) são removidas sob os mesmos
parâmetros de rigidez elástica e densidades (C e D). As diferenças de compensação devidas às
dimensões das cargas removidas podem ser observadas na superposição dos resultados (E).
Figure 3.16 – Flexural compensation of isostatic removal in a hypothetical case. The uppermost
sedimentary layer of a section with 120 km (A) and another with 60 km (B) were removed from
lithospheres with the same rheological parameters (C and D). Compensation differences about the
dimensions of the removed loading are presented by superimposition of the results (E).
Uma solução de compensação isostática flexural é, portanto, sensível a questões de geometria
da bacia e parâmetros de reologia da litosfera. O RECON-MS lida com variações de fácies que
aplicações comerciais ainda não permitem. Entretanto, soluções mais especializadas apresentam
melhorias com maior potencial de investigação (e.g. Roberts et al. 1998).
Diversos processos envolvidos na formação e evolução de uma bacia podem ser
correlacionados com a natureza da sua subsidência. Alguns desses processos não foram simulados na
compensação flexural isostática. Os eventos térmicos foram simplificados na definição reológica da
litosfera e compensados nas calibrações paleobatimétricas. Eventos erosivos foram reconhecidos e
interpretados, mas não apresentaram magnitudes significativas e foram desconsiderados por
suavização de horizontes. Variações eustáticas também não foram analisadas. Fenômenos como
subsidência tectônica, aporte sedimentar, halocinese e reativações estruturais foram considerados
tratados pela restauração estrutural e seus efeitos na isostasia não foram tratados de forma isolada.
Todas as estimativas obtidas pelos cálculos de flexura litosférica passaram por posterior calibração de
ajustes ao equilíbrio batimétrico indicado pelos dados de poços disponíveis.
64
3.4.5. Restauração geométrica da deformação
Diferentes mecanismos tais como translação, rotação, cisalhamento simples ou puro, vertical
ou inclinado, deslizamento flexural e deslocamento sobre falha podem ser aplicados na restauração
estrutural, com base em modelos cinemáticos de evolução geométrica da deformação (e.g. Verrall
1981, Gibbs 1983, Suppe 1983, Davison 1986, Davis 1983, White et al. 1986, Rowan 1987, Crespi
1988, Moretti et al. 1988, Groshong 1989, Rowan & Kligfield 1989, Schultz-Ela 1992, Egan et al.
1996, Hardy & Flinch 2006) A eficiência de cada mecanismo na restauração depende de modelos
cinemáticos pois estes trazem as referências necessárias sobre a história de evolução da estrutura
mesmo quando informações e condicionantes geológicos disponíveis sobre o objeto de estudo forem
limitados (Groshong 2006, Ferreira 2010).
Alguns exemplos básicos de modelos cinemáticos estão ilustrados na Figura 3.17. Os modelos
e seus mecanismos de restauração geométrica possibilitaram as transformações aplicadas sobre as
seções geológicas da bacia de Santos, coerentes com a tectônica gravitacional de deformação do sal
onde a interação entre deformação e sedimentação sob tectônica adiastrófica é muito relevante. O
programa RECON-MS, utilizado nas restaurações opera transformações geométricas fundamentadas
nos modelos cinemáticos mais conhecidos tais como translação, rotação, movimento sobre falhas,
cisalhamento e deslizamento flexural.
Figura 3.17 – Exemplos esquemáticos de modelos cinemáticos utilizados em restauração estrutural
(modificado de Groshong 2006).
Figure 3.17 - Schematic examples of kinematic models used in structural restoration (modified from
Groshong 2006).
Inúmeros trabalhos de restauração em seção reportam uma descrição geométrica da
deformação por falhas normais, onde o bloco baixo (hangingwall) se move sobre um bloco alto
(footwall), considerado fixo, delineando um cenário onde os blocos falhados podem ser restaurados
por rotação, escorregamento flexural ou operações de cisalhamento (e.g. Moretti et. al. 1988, Davison
1986, Verall 1981). Na parte mais proximal das seções, com predomínio de feições distensivas, as
65
falhas de crescimento foram, em geral, restauradas por “movimento sobre falha”, um operador que
trata os rejeitos variáveis ao longo do tempo denominado “deslizamento/aplainamento” por Rouby
(1994).
Os principais modos para restaurar a deformação dúctil são feitos por meio de cisalhamento e
deslizamento flexural (Ramsay & Huber 1983). No cisalhamento simples os grãos se movem
relativamente por deslizamento, segundo direções relativamente paralelas. No deslizamento flexural
ocorre uma deformação laminada por cisalhamento ao longo da estratificação (Figura 3.18). Na dobra
por cisalhamento puro há uma superfície de equilíbrio da deformação no intermédio da camada,
separando o domínio distensivo mais externo da compressão mais interna. A dobra por deslizamento
flexural (flexural slip fold) ocorre em rochas com camadas discretas e delgadas distribuindo a
deformação por deslizamento diferencial nos contatos entre as camadas. Na dobra de fluxo a
deformação é distribuída de forma mais homogênea em camadas mais dúcteis como em um
escoamento plano-paralelo. Na parte mais distal das seções, com predomínio de feições compressivas,
foi possível restaurar as estruturas dobradas mais antigas, sujeitas à prevalência da deformação dúctil
do sal.
Figura 3.18 – Padrões representativos da deformação flexural: (a) dobra por cisalhamento flexural,
com fraturas distribuídas ao longo do eixo da dobra (b) dobra por deslizamento flexural, com slicken
lines nas superfícies de deslizamento e (c) fluxo flexural, com frequente desenvolvimento de clivagem
penetrativa nos flancos da dobra (modificado de Twiss & Moores 1992).
Figure 3.18 – Representative patterns of flexural deformation: (a) pure flexural bend with distributed
fractures over the fold axis (b) flexural slip fold, with slicken lines in the sliding surfaces and (c)
flexural flow, with often development of pervasive cleavage on the flanks of the fold (modified from
Twiss & Moores 1992).
Por excelência, a restauração estrutural compreende uma ferramenta que permite conferir a
consistência evolutiva de uma estrutura. No entanto, trata-se de um procedimento muito detalhado e
trabalhoso. Antes de iniciar os procedimentos de restauração foi checada a coerência topológica de
horizontes e falhas do modelo estrutural que implicassem em erros grosseiros e que conduziriam ao
reinício de todo o processo.
66
3.4.6. Paleosuperfícies
As paleosuperfícies de referência mais significativas para a abordagem de restauração adotada
foram as batimétricas e de subsidência. As batimétricas foram estimadas, à semelhança de Rowan et
al. (1996), pela compensação isostática e, adicionalmente, seguiram um controle de paleoambientes
deposicionais e dados de poços e sísmica. As de subsidência, conforme já mencionado, seguiram os
cálculos de compensação flexural isostática.
A primeira estimativa da paleosuperfície de batimetria proveio dos cálculos de compensação
isostática e foi modificada pela restauração geométrica da deformação. As maiores diferenças
observadas após esse procedimento foram coerentes com os espaços modificados pela halocinese.
Devido a essa condição, uma estimativa da batimetria obtida por meio de dados bioestratigráficos dos
poços disponíveis, em associação às formas dos extratos e sismofácies removidas, foi utilizado para
calibrar os ajustes de restauração.
Os poços foram agrupados conforme seu posicionamento em relação à atual batimetria,
subdividida em 3 domínios: plataforma, talude de elevação continental. Tanto a estratigrafia da bacia
de Santos quanto as feições interpretadas nas linhas sísmicas sugerem que esse perfil batimétrico
persistiu compartimentado em 3 domínios durante toda a evolução da bacia, enquanto margem passiva
(Figura 3.19).
O domínio de plataforma é um perímetro continental de profundidade da lâmina d’água rasa e
relativamente constante, com gradientes em torno de 1 grau em direção aos domínios mais profundos
da bacia. Na bacia de Santos possui excepcional dimensão desenvolvida principalmente durante o
Paleoceno (Moreira et al. 2007). A quebra da plataforma estabelece o limite com o talude, identificada
por inflexão do gradiente regional onde os mergulhos médios crescem para 3 graus ou mais (Gross
1972). O limite inferior do talude representa outra quebra notável de declividade, denominada pelas
leis do mar como “pé do talude continental”. A partir desse limite a elevação continental apresenta
gradientes intermediários em relação aos domínios anteriores. Na bacia de Santos a passagem para a
região oceânica abissal coincide com a dorsal de São Paulo, limite externo da bacia (Figura 3.16).
Um perfil regional foi estabelecido para cada região a partir dos dados dos poços, exceto para
o domínio mais profundo onde não havia dados bioestratigráficos disponíveis (Figura 3.16). Os dados
de poços para calibração não foram numerosos e configuraram um arcabouço de muito baixa
resolução no espaço e, principalmente, no tempo geológico. As principais discordâncias e eventos
estratigráficos como os que marcam a rápida deposição dos evaporitos e a progradação na deposição
do Grupo Frade são diferenciados como potenciais modificadores da paleosuperfície batimétrica na
definição de tais perfis.
67
Figura 3.19 – No alto, esquema da batimetria típica da bacia de santos. Abaixo, à esquerda, imagem
sísmica da seção D-D’ onde quebras nos refletores mesmo deformados por halocinese sugerem a
persistência dessa batimetria típica desde a deposição do sal. À direita, esquema de perfis regionais de
evolução ao longo do tempo para cada domínio batimétrico.
Figure 3.19 - At the upper sketch, typical bathymetry profile of the Santos Basin. Below, on the left,
seismic image of the section D-D' where this typical bathymetry is suggested by reflectors breaks
(even if they are deformed by halokinesis) since the salt deposition. On the right, diagram with
regional profiles proposed for the paleobathymetric evolution of each bathymetry domain (Shelf, slope
and continental rise).
Os pontos de quebra da plataforma e pé do talude continental foram interpretados para todas
as linhas e todos os horizontes restaurados, inclusive para os carbonatos do Albiano, além de serem
considerados como balizadores da paleosuperfície de plataforma/talude/elevação (Figura 3.16).
O mais significativo controle do modelo morfológico consiste em acompanhar sismofácies nas
seções sísmicas: mais tabular na plataforma, mais divergentes ou marcados por erosão no talude e
mais plástico pela deformação da sedimentação pelágica, no domínio mais profundo da elevação
continental.
O cálculo da compensação isostática e a paleobatimetria definida com base em poços e
sísmica são procedimentos independentes e que não definem valores absolutos para a paleosuperfície.
Coube a outras condições de contorno da restauração, como a conservação de material (área no caso
de seções 2D), definir a posição e a forma final da batimetria. Para fins de análise da abordagem
escolhida, a calibração por meio de cisalhamento vertical foi postergada para que curvas de
68
subsidência fossem traçadas em geohistórias 1D, graficamente produzidas em planilhas Excel (Figura
3.20) e posteriormente tratadas.
Figura 3.20 – Comparativo para ajuste batimétrico em um ponto da plataforma atual extraído das
etapas de restauração 2D. O perfil de referência em linha vermelha tracejada não coincide com o perfil
obtido na restauração parcial (linha em azul), obtido pela restauração geométrica da deformação
(inclui compensação flexural isostática). A diferença crescente no tempo sinaliza problemas no
procedimento de compensação isostática e demanda ajustes de calibração ao final de cada etapa.
Figure 3.20 - Comparative for bathymetric adjustment on a spot of the current platform extracted
from the stages of restoration 2D. The reference profile in dashed red line does not match the profile
obtained in the partial restoration (blue line), by the geometric restoration of strain (includes flexural
isostatic compensation). The increasing difference in the course of time hints problems in the
procedure of isostatic compensation and demands calibration adjustments at the end of each stage.
3.4.7. Particularidades associadas à deformação do sal
A restauração estrutural de seções em uma bacia sujeita à tectônica de sal é complexa. O sal é
submetido a diferenças de viscosidade e densidade em relação a uma sobrecarga frágil e a deformação
desse sistema, simultânea à sedimentação, erosão, subsidência, dissolução e até mesmo magmatismo
(Peric & Crook 2004). Tal evolução tem implicações gravitacionais tanto sobre as estruturas como na
sedimentação (e.g. Trusheim 1960).
Os desafios são diversos e complexos, a saber: geometria inicial, tectônica complexa,
diferencial reológico (viscosidade, resistência e densidade) em relação às encaixantes, deformação
síncrona com sedimentação, eustasia, compactação das encaixantes além de falhas, movimento lateral,
isostasia e fenômenos térmicos (Rowan 1993), entre outros. Em geral a conservação material do sal
não é considerada nos trabalhos de restauração, o que exige maior atenção na análise dos resultados.
69
Considerando as particularidades da halocinese, a interface sedimento-sal sofre deformação contínua e
não conservativa (Titeux 2009). O comportamento mecânico do sal e a construção de um bom modelo
geológico são focos de interesse de pesquisa cada vez mais complexos (Willson & Fredrich 2005). Na
halocinese em margens passivas contribuem na investigação dos processos e causas da deformação do
sal (e.g. Quirk et al. 2012, Albertz & Ings 2012).
Os recursos computacionais permitiram o emprego de métodos de restauração mais
rigorosamente estruturados, a partir dos anos 80, onde a maior incerteza no caso da halocinese tende a
ser o tratamento dado ao sal nos procedimentos de restauração (Hossack 1995). As regras gerais
orientam a seção na direção do transporte sedimentar e conservam materialmente os diversos
sedimentos, mas deixam o montante de sal relegado ao vazio estabelecido pela restauração das
unidades encaixantes. Os painéis das camadas de sal são em geral restaurados com um grau de
liberdade subordinada. Hossack (1995) também destaca processos em que a dissolução pode ser
considerável e considera que o volume de sal decresce ao longo do tempo. Não obstante admite que
em maiores soterramentos o movimento material do sal deve ser conservativo (e.g. Moretti et. al.
1990). Seguindo esse princípio, o equilíbrio material entre os domínios de distensão e compressão
pode ser aplicado (e.g. Worrall & Snelson 1989).
Titeux (2009) compara os métodos mecânicos e cinemáticos na restauração do sal. Deixa a
entender que o modo de deformação é prescrito nos métodos cinemáticos enquanto faz parte dos
resultados nos métodos mecânicos. Embora considere as soluções cinemáticas mais rápidas e
topologicamente mais versáteis indica o tratamento das heterogeneidades sedimentares e de
descontinuidades da deformação como pontos fracos em relação aos algoritmos mecânicos.
A restauração por seções foi descartada por Rouby et al. (1993) para estudar a tectônica de sal
na bacia de Campos, pois consideraram significativo o escape lateral do sal em relação aos blocos
falhados. Estes autores desconsideram a interface dos horizontes com o sal o que, segundo Titeux
(2009), produz uma aproximação dos deslocamentos horizontais, sem relação com a sucessão de
eventos de deformação diferencialmente cumulativa nos horizontes.
A escolha do algoritmo de restauração é fundamental na restauração de seções e os principais
mecanismos de restauração aplicados na restauração do sal são cisalhamento e deslizamento flexural.
Para Hudec (2003), o cisalhamento é o método mais utilizado na restauração de movimentos em bloco
(e.g. sobre uma falha ou por retirada do sal) e o deslizamento flexural, o mais indicado para restaurar
feições compressivas, onde o cisalhamento é orientado pela estratificação das rochas. O cisalhamento
é bastante aplicado para restaurar a extensão próxima a diápiros (e.g. Schultz-Ella 1992) ainda que
possa levar a resultados inconsistentes por acumular problemas de solução ao se afastar dessas
70
estruturas (Titeux 2009). Todos os algoritmos de remoção da deformação estrutural utilizados são
similares aos encontrados em softwares comerciais.
Um procedimento bem completo foi proposto por Rowan (1993), abordando ao revés e
sequencialmente fenômenos que influenciam significativamente a deformação do sal. O método
consiste em calcular e remover os efeitos de processos como sedimentação, compactação, ajuste
isostático (Airy), subsidência térmica, movimentação sobre falhas e deformação da camada de sal
propriamente dita. A cinemática do sal é negligenciada e não há conservação material da camada de
sal ao longo do tempo. Os princípios básicos desse fluxo de trabalho foram adotados em diversos
trabalhos de restauração. Assim como proposto por esta pesquisa, Guerra & Underhill (2012)
adaptaram esse método para o programa RECON-MS, substituindo os cálculos de isostasia tipo Airy
para uma abordagem de compensação flexural. Embora esta compensação seja possível no programa
MOVE2D, o detalhamento de facies nas camadas sedimentares somente foi viável na solução do
RECON-MS.
As seções NNW-SSE estão orientadas ao longo do transporte tectono-sedimentar que coincide
com a direção de maior variabilidade estrutural (Figura 3.10). Os componentes do modelo estrutural
construído a partir dessas seções são uma camada de sal muito deformada, sobreposta a um conjunto
de camadas acomodadas em hemigrábens de correlação incerta entre as múltiplas seções e sotoposta a
outro set de camadas cuja evolução tectonossedimentar é entrelaçada com a deformação do sal.
Módulos limitados por contatos estratigráficos, discordâncias e falhas foram individualizados em cada
seção, cada módulo foi restaurado para a melhor geometria que os ajustasse a um perfil regional de
paleobatimetria (superfície alvo).
Os interesses na restauração tiveram ênfase na relação do movimento do sal com a
sedimentação, na evolução desse sistema em direção a águas mais profundas da bacia e na
determinação do momento de abertura de janelas na camada de sal (salt weld timing). O espaço de
sedimentação deve ser maior que o volume de sal remobilizado se for observada a dissolução parcial
de evaporitos subaflorantes. Moretti et. al. (1990) realizaram uma restauração regional acrescentando
cerca de 18% na quantidade de sal em função de dissolução. Nenhuma dissolução foi considerada
nessa pesquisa e os resultados de restauração não são exatamente balanceados. As camadas de sal
foram conservativas abaixo da sobrecarga restaurada. O interesse de tal abordagem foi simplificar o
controle sobre o corpo de sal ao longo da restauração e possibilitar uma análise do processo de
deformação estrutural durante a restauração. Após a remoção da camada superior, com
descompactação e ajuste isostático das unidades remanescentes, os blocos das unidades de sobrecarga
são restaurados de forma a acomodar a camada de sal sem perda ou ganho de material (Figura 3.21).
71
Figura 3.21 – Esquema de restauração conservativa da camada de sal. A área ao início (89 Ma) e ao
final (92 Ma) do processo é aproximadamente igual.
Figure 3.21 - Scheme of conservative restoration of the salt layer. The area at the start (89 Ma) and at
the end (92 Ma) of the process is approximately the same.
Assegurar a coerência dos resultados de restauração com os mecanismos de deformação
esperados é um critério fundamental. Ainda que fosse restaurada com a liberdade de ser acomodada
entre blocos restaurados das unidades encaixantes, a camada dúctil de sal deve apresentar consistência
ao longo da restauração. Para tanto a camada teve sua área total conservada sob a sobrecarga em
restauração e, após cada ciclo de restauração, a espessura resultante de pontos selecionados (1D) foi
plotada em gráfico contra o tempo de forma a assinalar sua evolução (Figura 3.22). Uma vez que a
espessura não esteja a inflar ou exaurir injustificadamente, a integração da variação da espessura (1D)
e da forma da camada de sal (2D) permite aferir consistência do resultado com a deformação.
O procedimento foi inspirado na ferramenta de controle existente no antigo programa de
modelagem de sistemas petrolíferos Temispack. A construção do modelo 2D nesse aplicativo tratava
uma seção como uma sequência de traços verticais. A reconstrução da seção no tempo era como uma
edição multi1D em que a espessura do sal era modificada por inflação e deflação, mimetizando o
movimento lateral de sal. O controle dessa edição era um gráfico da geohistória de soterramento em
que os efeitos de descompactação e diapirismo podiam ser observados para cada vertical ao longo do
tempo. A diferença na solução utilizada é que a seção verdadeiramente restaurada tem movimento
lateral de massa e as espessuras são o retrato desse movimento de fato.
72
Figura 3.22 – Acompanhamento da espessura de sal em pontos referenciais na posição de plataforma
rasa em gráficos contra o tempo. A espessura do sal na região de plataforma rasa, salvo diápiros
localizados, alcança centenas de metros no tempo presente. Pelas camadas a serem removidas (detalhe
das seções) é perceptível o impacto da sequência albo-cenomaniana no modelo cinemático adotado.
Figure 3.22 - Monitoring of the salt thickness at referential positions of the shelf domain in graphs
versus time. The salt thickness at this sector, except at diapirs locations, reaches hundreds of meters at
the present time. The layers to be removed (sections's detail) highlight the importance of the AlboCenomanian sequences to push-out the salt in the adopted kinematic model.
3.5. METHODOLOGICAL APPROACH OVERVIEW
This chapter considers the structural restoration as the main tool for the proposed approach.
Moreover, the historical development and the state of art of such discipline are briefly discussed.
Regarding the geological context of the Santos Basin, application possibilities of getting a deformation
kinematic in the area are also discussed.
Initially developed for cross-section restorations, the technique involves the sequential
removal of the deformation effects, sedimentary compaction and other phenomena such as flexural
isostasy. The operational procedures are to restore the natural deformation by an inverse kinematics.
These procedures allow to quantify the intensity of deformation, to reconsider controversial situations
stemming from the interpretation and also to elaborate kinematic models as general guidelines. In
addition, the restoration enables to perform verification tests and evaluate the obtained results.
A restoration procedure for the salt movement through time and space, similar to the
traditional approach employed by Guerra & Underhill (2012), was applied in the first phase of the
present research to the preliminary analysis of the deformation. The approach has evolved into the use
of integrated tools in several dimensions (1D, 2D and 3D). This approach allows investigating the
73
structural salt deformation, with spatial quantification through the evolutionary history of the basin. It
also allows preparing a simple strategy for the assessment of the impacts on the petroleum systems.
The applied restoration investigated the structural complexities of the central portion of the
Santos Basin, from its origin by rifting processes until the complete development of a passive margin
which is affected by halokinesis. Five geological sections were prepared. A non- empirical, detailed
and consistent approach was proposed to reconsider some of the basic and traditional assumptions.
The conservation law described by Goguel (1952) and reviewed by Bucher (1933), Hunt (1957) and
Dahlstrom (1969) for the cross-section restorations was maintained even for the three-dimensional
complexity of the halokinesis. As discussed by Rowan (1993) and Peel et al. (1995), the conservation
of salt layer is controversial considering the differential salt rheological behavior. In many
circumstances, the salt develops structures with truncated strata, spatially complex asymmetries and
possible dissolution due to exposure to unsaturated waters. Moreover, the dissolution and lateral
movements were summarily simplified in order to subordinate the physical space between the sets
enclosing the salt layer. The average thickness of this layer must be changed according to the
deformation in the restored section. The 1D extracted restored geohistories were used in such
restoration control. This approach was crucial to control the relationship between the sedimentary
accommodation space and the salt deformation.
Another simplification procedure was the halokinesis restoration decoupled with respect to the
rift phase structures. Any possible reactivation of older structures were neither considered nor
investigated, owing to both low quality and resolution of seismic data below the salt, thus hampering
the building of a reliable 3D structural model. The ductile deformation of the salt obscures possible
recurrences in preexisting faults, had they occurred at all. The decoupling seeks to minimize errors
arising from a seismic misinterpretation.
A qualitative approach was adopted to investigate the structural impacts on the petroleum
system. With no time to perform complex restored simulations, the effects related to the structural
restoration were discussed based on simulations of the 1D restored geohistories.
74
CAPÍTULO 4
STRUCTURAL MODELING BASED ON SEQUENTIAL
RESTORATION OF GRAVITATIONAL SALT DEFORMATION IN
THE SANTOS BASIN (BRAZIL)
The only man I know who behaves sensibly is my tailor; he takes my measurements at new each time he sees
me. The rest go on with their old measurements and expect me to fit them...
George Bernard Shaw, escritor
4.1 ABSTRACT
The structural restoration of two parallel cross-sections in the central portion of the Santos
Basin enables a first understanding of existent 3D geological complexities. Santos Basin is one of the
most proliferous basins along the South Atlantic Brazilian margin. Due to the halokinesis, geological
structures present significant horizontal tectonic transport. The two geological cross-sections extend
from the continental shelf to deep waters, in areas where salt tectonics is simple enough to be solved
by 2D restoration. Such cross-sections display both extensional and compressional deformation.
Paleobathymetry, isostatic regional compensation, salt volume control and overall aspects related to
structural style were used to constrain basic boundary conditions. Several restoration algorithms, such
as simple shear, flexural slip and free methods, were used to restore the sedimentary deformation,
including salt gravity gliding. The results of the 2D restoration are consistent with five major
sequences of sedimentary evolution: (1) the brittle pre-salt deformation, (2) the significant and fast salt
deposition, (3) the initial post-salt deformation with predominant rafting tectonics, (4) the Late
Cretaceous progradational deposition and coeval development of compressional minibasins, and (5)
the Cenozoic sedimentary deposition, with less intense salt tectonics. A 1D subsidence analysis based
on the 2D restored results is shown as a useful restoration control tool. The 1D results indicate that an
initially proximal infill evolves towards distal regions under salt tectonics control. The 1D diagrams
also record the history of the overburden movements through lateral depocenter migration in
minibasins areas, submitted to large horizontal salt spreading. The results highlight an important
isostatic movement during salt deposition, large but not enough to eliminate a needed depression to
accommodate the thick evaporites. By quantifying the halokinetic lateral deformation through time,
the results suggest less intensity of the phenomenon throughout the Paleogene, with minor impacts on
the petroleum system in this period.
Key-words: Salt tectonics, section restoration, Santos Basin, passive margins, South Atlantic,
deep water.
75
4.2 INTRODUCTION
Salt tectonics is one of the most complex deformation processes operating in sedimentary
basins. Most current methods of sequential restorations imposed to geological events, however, are
based on simplified geometrical approaches. Several poorly controlled simplifications are generally
required to simulate such mode of deformation, and are not really integrated with geological processes
and properties, limiting applicability and effectiveness of the restoration methods. Numerical tools are
needed to control both decompaction and flexural isostasy in cases in which there are major changes in
properties, such as density and compressibility, between evaporites and other sediments.
The study area in the deep water of the Santos Basin is intensely deformed by salt tectonics.
This passive margin basin is situated offshore Southeastern Brazil, the most prolific petroleum
province of the South Atlantic (Fig. 1). The deep offshore region, close to the study area, constitutes a
new frontier for petroleum exploration. The basin was developed upon stretched and thinned
continental crust of a ruptured Gondwanian margin (Zalán et. al. 2011). The wide expression of the
Santos Basin bathymetry gives rise to the São Paulo Plateau, which was developed over a thick salt
layer, a fundamental element of the basin evolution.
Several authors, such as Guerra (2008), Rouby et. al. (1993) and Szatmari & Demercian
(1993), discussed the evolution of the Santos Basin using restoration methods. Cobbold et. al. (2001),
Meisling et. al. (2001) and other authors have also interpreted the complex thin-skinned deformation
above the Aptian salt in this basin using structural analyses and regional interpretation. More recently,
a new framework including a failed sea floor spreading center in the southern limit of the basin as well
as an outer high located on the São Paulo Plateau have been described in several papers and
presentations (Braga et. al. 2003, Scotchman et. al. 2006, Carminatti et. al. 2008), highlighting the
diverse nature of the underlying basement.
In this work, a comprehensive restoration technique integrating 1D burial geohistories, salt
amount monitoring and regional setting constraints as supplementary calibration tools is applied in
order to minimize the strong impact of simplifications on basin evolution results. Paleobathymetry
models, flexural isostasy and the monitoring of the variation of thicknesses within a consistent
structural style are used to guide and constrain all restoration steps. Therefore, the structural modeling
character of this work is not just a technique application but also a geological methodology aimed to
integrate concepts and data.
76
Figure 4.1 – Regional location map outlining the study area (red polygon) including two restored
cross-sections (black lines), six available wells (yellow circles) and four studied pseudo-wells (red
circles). Contours represent water depth in meters, reinforced by the blue shading sea floor
topography. Notice the aborted spreading center in the southern region, and its northward propagation
along a pre-salt fault trend. Its possible continuity within the study area could account for a local
crustal thinning anomaly.
4.3 GEOLOGICAL SETTING
The Santos Basin constitutes a good example of a passive margin basin, filled by sediments
deposited during rift and drift phases. It results from an asymmetrical partition of the Gondwanian
“super-continent” whereby the Brazilian rifted margin remained wider than the conjugate African
margin. The Santos Basin spreads over 3.52 x105 km2 down to 3000 m water depth. The current
knowledge of its architecture comes from more than one hundred wells and numerous 2D and 3D
seismic surveys. It is bounded to the Northeast by the Cabo Frio High and to the Southwest by the
Florianópolis Platform (Figure 4.1). The studied area covers around 6000 km2.
77
4.3.1 Stratigraphy
The stratigraphic framework of the Santos Basin presented herein (Figure 4.2) is in agreement
with the general proposal of Moreira et. al. (2007). The maximum sedimentary thickness of the Santos
Basin is approximately 12 km (Pereira & Macedo 1990). The crystalline basement outcropping
onshore is characterized by granites and gneisses of Precambrian age (Neoproterozoic Ribeira Belt).
The Guaratiba Group represents the carbonate, siliciclastic and evaporitic sediments of the Camboriu,
Piçarras, Itapema, Barra Velha and Ariri Formations, deposited before the drift phase, during periods
of major and minor fault activations (rift phase). The significant basaltic volcanism of the Camboriu
Formation that underlays these formations and unconformably covers the pre-Cambrian basement is
regarded as the economic basement for petroleum exploration. These Neocomian basalts were
followed by continental sedimentation of the Piçarras and Itapema Formations, in half-grabens formed
by faulting and block rotation during the initial rift phase (Barremian).
An unconformity separates the Barremian sequences from the overlying Barra Velha
Formation, which was deposited during the Aptian in a relatively less active fault system. This Aptian
package is composed of carbonates and shales, typical of a transitional environment, from continental
to shallow marine. The Late Aptian salt sequence, recorded by the Ariri Formation, is about 2500 mthick on average. Such salt formation was unconformably deposited above Late Aptian syn-rift
limestones, in a very short period of time, during the transition from continental to oceanic conditions.
The salt layer extends across the West African and Brazilian continental margins (Karner & Gamboa
2007), and was deposited under high sedimentation rates, in the order of 1 km over a period of 0.5 Ma
(Dias 1998).
There are three major sequences overlying the Guaratiba Group, composing the drift phase:
the Camburi, Frade and Itamambuca groups (Figure 4.2). These groups comprise Albian to
Cenomanian sequences, an intervening Late Cretaceous progradational episode, and the Cenozoic
sequence, respectively. The post-salt sequences were deformed by gravity-driven tectonics with
variable displacements along the basin (Assine et. al. 2008), mainly due to heterogeneities of the salt
thickness, preexistent relief and progressive basement tilt.
The Albian to Cenomanian sequences of the Camburi Group include the first deposits clearly
related to the drift evolution after the deposition of the evaporites. Proximal siliciclastic sediments,
shallow-water limestones in the continental shelf, and marls and shales in the distal basin were
deposited during Albian time. The overlying Cenomanian sequence records deltaic and alluvial
siliciclastic proximal fans, with shales and marls from the shelf to distal basin regions. Sand-rich
gravity flows are described in distal structural lows controled by salt tectonics. This sedimentary
package represents the onset of a retrogradational pattern that accounts for the largest marine
78
transgression in the Santos Basin and which culminated in the Turonian oceanic anoxic event (OAE-2
event, Arai 1988).
Figure 4.2 – Simplified stratigraphic chart of the Santos Basin outlining the fifteen horizons
interpreted in the seismic profiles during the study. The major Early Cretaceous progradation event is
highlighted between the horizons 04 and 09.
Most of the Late Cretaceous siliciclastic progradational sequences were deposited in
continental paleoenvironments, reflecting a shift of the continental shelf limits towards the offshore.
After a strong erosional episode around the Cretaceous-Cenozoic limit, a basinwide regressive episode
gradually shifted the coastal line about two hundred kilometers eastward, allowing the development of
a wide prograding depositional wedge. The Cenozoic sedimentary sequences of the Itamambuca
Group include sediments deposited from proximal alluvial fans (Ponta Aguda Formation) to distal
marine shales and sandstones (Marambaia Formation), with occurrences of carbonate platforms
(Iguape Formation), overlain by the most recent shelf sedimentation (Sepetiba Formation). The
greatest geographic distribution of the Ponta Aguda Formation is recorded from the Early to Middle
Paleogene, reaching a maximum thickness of 2200 m. The Iguape Formation is recorded from
Oligocene to present day, reaching a maximum thickness of 2700 m. The pelites of the Marambaia
Group are interlayered with sandy bodies of the Maresia Member which are considered as meandering
channels or fans in less confined batial areas. Finally, the coarse- to fine-grained sandstones and
coquinas of the Sepetiba Formation were deposited on the continental shelf during the last 4.2 Ma.
79
Figure 4.3 – The two geological cross-sections A-A’ and B-B’ (see location in Figure 4.1) are based on fifteen interpreted horizons. The ten layers above the salt are
intensely deformed. The Cabo Frio Fault separates extensional and compressive domains. A proximal low and an intermediate high constitute inherited structures,
developed before the onset of salt tectonics. Classical minibasins occur in the distal compressional domain. Indicators A to G help to correlate similar compartments
in both cross-sections.
Fifteen horizons were interpreted on the 2D seismic sections and were tied to the stratigraphic
chart of Moreira et. al. (2007) (Figure 4.2). These horizons were used to build two structural crosssections (Figure 4.3), which are around 120 km long and less than 20 km apart. These cross-sections
were subsequently used as input data for the 2D structural restoration analysis, were special attention
was given to the salt tectonics during the drift phase.
4.3.2 Regional structural framework
The structural inheritance presented herein is based mainly on previous studies of several
authors in the literature. Rifting occurred in the Santos Basin from Late Jurassic to Early Cretaceous
along pre-existing structures (Pereira & Macedo 1990). The oldest sedimentary record of the rift phase
in the Santos Basin dates about 135 Ma ago. Basement heterogeneities have controlled the main rift
architecture through time (horst and grabens bounded by normal faults). Long NE-trending lineaments
are identified among the most significant heterogeneities. Those structures have been consistently
mapped onshore and can also be observed offshore (Braga et. al. 2003), at least as far as the Santos
hinge line (Figure 4.1). Reactivations of pre-existing lineaments and coeval shear zones controlled the
evolution of the coastal mountain ranges (Serra do Mar and Mantiqueira) and intervening Cenozoic
onshore grabens (e.g., Almeida 1976; Zalán & Oliveira 2005); as well as the compartmentalization of
the basin offshore.
Rifting developed an extensively stretched and thinned continental crust within the Santos
Basin still attached to the Brazilian margin known as the São Paulo Plateau, a major deepwater
physiographic feature (Mascle & Renard 1976, Kumar et. al. 1977, Cande & Rabinowitz 1978,
Guimarães et. al. 1982, Demercian 1996, Cobbold et. al. 2001, Gomes et. al. 2002, Scotchman et. al.
2006, Carminatti et. al. 2008). An aborted sea-floor spreading centre or failed breakup basin inherited
from the initial rifting complexity has been described in the southern part of the São Paulo Plateau,
between the Florianópolis Platform and the São Paulo Ridge (Figure 4.1) (Carminatti et. al. 2008,
Gomes et. al. 2002, Gomes et. al. 2009, Mohriak 2001, Meisling et. al. 2001, Scotchman et. al. 2006).
An aligned sequence of en échelon grabens prolongs this feature northwards (Figure 4.1). Towards the
study area, a set of normal faults forms a less significant SW-NE-trending structural low. The
continuity of all these regional structures outlines a region of fragile basement from the southern failed
rift basin up to the proximal part of the study area (Figure 4.1). The depression thus formed, which
predated salt deposition, later acted as controlling depocenter for the main Late Cretaceous
progradational wedge. This structural low is parallel to the Cabo Frio Fault suggesting a common
structural control for both features (Figure 4.1). Although available or published data is limited in the
Santos Basin, we assume that the regional crustal thinning, including the failed rift branch, is similar
to Lavier and Manatschal's model (2006), involving an H block in front of a V-shaped basin (Figure
81
4.4). According Lavier & Manatschal (2006) and Péron-Pinvidic & Manatschal (2010), the H-Block
(Hanging wall) represents a relatively underformed upper crust piece, thinner than 20 km, bounded by
a continentwards thinning fault and an oceanwards exhumation fault, with preserved pre-rift sediments
cover. The authors highlight the H-block resembles a remarkable retardation of subsidence whose
origin is not yet well understood. Péron-Pinvidic & Manatschal (2010) defined the V-shaped basins as
representing schematically the temporal and spatial evolution of different and consecutive phases of
rifting, with associated crustal blocks formation. The crustal thinning, broadly distributed in the upper
crust, is also probably reflected in the basin compartmentalization by shear zones (Zalán et. al. 2009).
Figure 4.4 – Schematic block diagram of the Santos Basin adapted from the model of Lavier &
Manatshal (2006) and regional transect from Zalán et al. (2011). Notice in the block diagram the
aborted southern spreading center where a hypothetical H-Block can be interpreted. In the regional
transect is interpreted the same H-Block (indicated by H) and a local Moho exhumation (indicated by
a black arrow). This scenario suggests a strongly thinned crustal thickness beneath the São Paulo
Plateau.
A significant structural high known as the “Outer High of the Santos Basin” (Gomes et al.,
2002) or the “Santos External High” (Carminatti et al., 2008) is located slightly southeastward of the
82
studied area. It corresponds to an important basement structure in the central part of the São Paulo
Plateau where the marine sedimentary infill is relatively thin, around 1000 meters, when compared to
more proximal regions. As demonstrated by recent wells, Aptian carbonates were deposited on this
wide basement high under shallow-water marine environment (Carminatti et al., 2008). The
complexity of depositional paleoenvironments, shifting from restricted and shallow water to deep
water beyond the Santos External High, made the understanding of this carbonate succession a
tectonic and stratigraphic challenge. There is not much available data (paleo water depth, relief, among
others) to constrain or calibrate the paleoenvironmental restoration of these post-rift sequences.
4.3.3 Structural implications of the salt tectonics
The Santos Basin is the southernmost Atlantic basin where Late Aptian evaporites were
deposited (Mohriak et. al. 2008). Climatic conditions were favorable for salt deposition on the São
Paulo Plateau and in other basins to the North. Those conditions were enhanced by the structural
alignment of paleohighs such as the Florianópolis Platform and the São Paulo Ridge (Figure 4.1). The
structural highs acted as efficient barriers at the southern limits of the basin blocking the marine water
circulation derived from the proto-Atlantic Ocean (Leyden et. al. 1976). A fast and short (ca. 0.5 Ma)
regional subsidence pulse of over 1000 m occurred during the Late Aptian probably as a consequence
of the isostasy induced by the thick salt layer deposition (prompted by the calculations from Van Den
Belt & De Boer 2007). Nevertheless, the existing tectonic barriers still blocked the entrance of the
surrounding oceanic waters and kept the basin sufficiently closed to allow for salt deposition.
Evaporites can flow similarly to a viscous material geologically speaking when they are
differentially loaded by overlying sediments since the earliest depositional stages (Demercian 1996).
The salt motion occurred westward towards the Southeast, between the Cretaceous Santos hinge line
and the salt pinch-out, close to the São Paulo Ridge (Figure 4.1).The high accumulation rates since
post-middle Cretaceous deformed the thick Aptian salt sequence resulting in a relatively shallow
bathymetry over the São Paulo Plateau (Mohriak et. al. 2008). During the drift phase, the salt and the
overburden were intensely deformed in a convergent radial transport (Cobbold & Szatmari 1991), and
the deformation increasingly varies from distension near the coast to compression in deep waters
region (Figure 4.3). The most active tectonic time was the Late Cretaceous, as a response to the load of
progradational wedges over the thick salt layer (in the compartments C D E of Figure 4.3).
The Cabo Frio Fault (Figures 4.1 and 4.3) marks the major transition between the extensional
and compressional salt tectonic domains (Mohriak & Szatmari 2001). Beyond this fault, the classical
minibasins behave passively within the compressional domain. The evolution of the Cabo Frio Fault is
related to huge volumes of sediments deposited since Albian times over the thick salt layer which
provides the accommodation space. The progradation evolving from the shallow shelf towards the
83
basin inflated even more the original salt thickness in deep waters creating a relative restriction for
sedimentation (Ge et. al. 1997). The salt layer reacts to its proximal squeezing pushed by the
overburden deposition, thus becoming locally exposed in reactive diapirs inhibiting distal depocenters.
Under such constraints, the shelf / slope / rise system evolves with proximal thick layering and pushes
laterally the thin distal set in the footwall of the Cabo Frio Fault (Mohriak et. al. 2008). The
minibasins were filled by minor sedimentary flows bypassing the slope. These conditions changed at
the end of the Late Cretaceous progradational event, when the tectonic salt flow strongly decelerated
and virtually ceased during the Cenozoic. Therefore, the minibasins became more significant,
developping more extensive sandy bodies in less confined depocenters (Moreira et. al. 2007).
Within the São Paulo Plateau, an impressive stratified salt column is located on the Santos
External High (Freitas 2006). This package is not autochthonous, as it has been laterally displaced
above the basal detachment, controled by irregularities of the underlying basement relief. More rugged
features observed on cross-section A-A’ can be related to the preexisting structural framework (Figure
4.3).
4.4 METHODOLOGY
The restoration procedure presented here comprises the following backwards successive steps:
(1) sediment removal and decompaction with isostatic flexural compensation; (2) fault and salt
movement restoration fitting the paleogeometry to a reference target; (3) final paleobathymetric
adjustments. Compared with other restoration methods (e.g. Rowan 1993), this one is a simplified
approach, which simultaneously considers flexural isostatic compensation and vertical decompaction.
In addition, it does not consider eustasy and lithosphere cooling. The effects of these processes are
compensated in the final paleobathymetric calibration. Fault-related and salt movement deformations
are restored with traditional algorithms such as simple or inclined shear and move-on-fault, taking into
account a conservative cross-sectional area of the sedimentary layers, including the salt. The
assumption of salt cross-sectional area preservation is limited only below its overburden and has no
intention to be realistic. It is proposed to constrain the uncoupled restoration fitting (both pre-salt by
faulting during rift phases and post-salt solely by salt tectonics), through the structural coherence of
the salt deformation within a controlled amount (area) of salt. The model is constrained by a defined
paleogeometry (shelf-slope-rise), subsequently adjusted using the constraints of the well
biostratigraphic data. The restoration was performed using RECON-MS (Petrobras in-house
developed software).
To better understand the structural restoration carried out here, the restoration cycles followed
major sequences based on the stratigraphic groups proposed by Moreira et al. (2007) (Figure 4.2). An
84
exception is made for the Guaratiba Group, subdivided in two parts, considering the salt layer as an
individual major sequence on account of its relevant tectonic role.
4.4.1 Backstripping with flexural isostatic compensation
The backstripping approach shows that a significant part of the basin subsidence is due to
sedimentary loading and the layering needs to be corrected throughout the time for the compaction
effects. The decompaction solution applied here is based on Sclater & Christie (1980), similarly
discussed in Bender et. al. (1989). The decompaction of the underlying layers related to the removal of
the uppermost sedimentary layer is calculated in vertical lines along the cross-sections. More regular
and greater distance of discretization is applied to the flexural isostatic correction. Thus, the crosssections are prepared in view of a detailed facies definition along the layering to improve these
calculations. The parameters used in this procedure are listed in Table 1. The remaining decompacted
units are referenced with respect to the base of the removed unit whose overall geometry is based on
the isostatic compensation, calculated considering a constant lithospheric flexural rigidity for the
entire cross-sections and during the entire geologic time.
Facies
Density
3
(g/cm )
Porosity
(initial)
Decay
(1/km)
Shale
Siltstone
Sandstone
Mudstone
Wackestone
Grainstone
Salt
Water
Crust
Mantle
Asthenosphere
2.68
2.67
2.66
2.69
2.7
2.71
2.16
1.03
2.85
3.33
3.18
0.46
0.48
0.43
0.39
0.42
0.37
-
0.46
0.47
0.35
0.49
0.47
0.47
-
Table 4.1 – Facies parameters applied to decompaction and flexural isostatic compensation. Salt is
considered non-compressible, without variations during the decompaction calculations..
The flexural isostasy can play a significant tectonic-sedimentary control, affecting several
aspects of the basin evolution, such as bathymetry, fault geometry, thickness variation, uplift rate and,
erosional events. The unloading approach considering local Airy-type isostasy cannot approximate
differential effects of the regional subsidence. The magnitude of the isostatic compensation depends
on the dimension of the applied sedimentary load, as well as on the flexural rigidity of the lithosphere.
The assumption of a constant elastic thickness through time and space is an acceptable simplification
even though the lithospheric rigidity varies due to either its physical integrity or with the thermal
regime (Watts 2001). A lithospheric elastic thickness of 5 km is assumed (for a discussion on this
value see, e.g., Roberts et. al. 1998, Tiley et. al. 2003) and a crustal density of 2.78 g/cm3.
85
The loads of the sedimentary sequences along the Santos Basin (which extends over more than
400 km beyond the study area) are not entirely represented in the cross-sections A-A' and B-B', each
around 120 km long. Moreover, the post-salt sedimentary sequences become progressively shortened
in the study area during the sequential uncoupled restoration, suggesting even shorter load lengths.
The consequent underestimated unloading can produce inaccuracies in the isostatic calculations. In
order to simulate a sedimentary load more similar to the total flexural load and also to restore the
missing sedimentary segments which have been pushed outside of the study area by halokinesis, the
cross-sections are laterally extrapolated (Figure 4.5). The isostatic approach provides a
paleobathymetric estimation which requires additional calibration at the end to fit the real equilibrium.
Erosional features are noticed in both cross-sections: in the proximal and slope regions, linked
to sea level changes and close to salt diapirs. Although unconformities are crucial for the regional
stratigraphy (Figure 4.2), the erosions have no great magnitude and are not taken into consideration in
the restoration. The impact that these erosions would cause is certainly smaller than the uncertainties
involved in the salt movement restoration.
Figure 4.5 – The cross-section B-B’ is laterally extrapolated based on the regional transect X-Y-Z
from Carminatti et. al. (2008). The thick evaporites in the southeastern extrapolation are very
important to the study area restoration once their deformation provided the accommodation space for
the prograding sedimentary pile.
86
4.4.2 Structural block restoration
Several algorithms were applied to restore the deformed geometry of each cross-section.
Length, cross-sectional area, or both, can be retained for the restored layers, depending on each
algorithm. Therefore, neither gain nor loss of material is significant to the resulting geological features
over time. We have sought the simplest methods to obtain restoration solutions. Considering dominant
ductile deformation for the salt layer and brittle deformation for other sedimentary layers, each crosssection has been subdivided into minor individual blocks with similar rheology, whenever necessary at
each restoration cycle. These blocks are limited by well defined geological elements, such as
stratigraphic contacts, salt diapir boundaries, sea floor or normal faults. Each block is restored by
geometrical transformations to a target geometry, constrained by the paleobathymetry and by lateral
block boundaries (faults, diapirs or cross-section borders).
Simple shear transformation is able to preserve the blocks' cross-sectional area in 2D
restoration. These shear transformations have been used to restore brittle blocks in the extensional
deformation domain and also in less deformed situations of the distal domain. Flexural unfolding
transformations preserving length on the layering shortening direction have been rarely used to restore
the folding of deep layering in some minibasins blocks. Considering major deformation concentrated
close to the faults and diapirs edges, sometimes partial restoration steps were superimposed, increasing
shear restoration amount to better restore some intensely deformed salt-sediment boundaries.
Sometimes part of the salt diapir was included in the block to smooth the rugged fault or diapir
geometries.
In contrast with other brittle sedimentary rocks, the ductile rheology of the salt layer was
treated by free adjustment to other restored blocks. As described before, the salt cross-sectional area is
retained only under the restored overburden and this limitation provides a degree of freedom to keep
structural coherence. The salt geometry is modified on the differential gap left by the uncoupled
restoration. The salt area along with its respective overburden should be recomposed in the remainder
cross-section. This lateral redesign is an artifact related to the differential shortening of the uncoupled
restored post-salt packages over the almost untouched pre-salt packages. The gap is filled with the
addition of segments as explained before (Figure 4.5).
4.4.3 Paleobathymetric referential geometry
The decompaction procedure tries to strike an isostatic balance as the first paleobathymetric
approximation for the backstripping calculations. After the structural block modifications, the 2D
restoration approach requires paleobathymetric profiles at each incremental step to which the basin
subsidence should be adjusted. The uncertainties in the bathymetry model based on the well data are
represented by ranges of water depths and of time intervals (Figure 4.6).
87
The Santos Basin is characterized by a wide and shallow continental margin spreading over
700 km offshore, with gradual decrease of the post-salt package towards distal portions in the São
Paulo Plateau (Figure 4.5). Seismic interpretation data allows tracking changes in the shelf - slope rise system, by progradation, aggradation or regression. These observations suggest that the
progradation was controled by structural highs in the distal region.
Figure 4.6 – Paleo-bathymetry model through time based on well data for the platform and slope
regions (no data available to the continental rise region). The gray shading polygons represent the
summarized ranges of water depth described in the biostratigraphic wells reports in each area. The red
dashed lines are regional bathymetry models for each region. Colored circles (blue, green and red)
show the bathymetry expected for each restored age. Notice the pre-existing interpreted depression
predating the deposition of salt.
The shelf / slope / rise limits can be recognized by their geometric characteristics described as
following. The continental shelf, usually limited to 200 m water depth (Pinet 1996), is exceptionally
wide (in the order of 200 km) in the Santos Basin. The shelf break point is easy to pick on the seismic
sections for the different post-salt interpreted horizons. Beyond the shelf break, the continental slope is
characterized by thickness variations and, consequently, also by changing gradients. The transition to
the continental rise is marked by another gradient change at the foot of the continental slope. The
lower bathymetric gradient is also followed by the decrease in the average thickness of sedimentary
88
packages in the region of the continental rise, as observed by Carminatti et. al. (2008). In the Santos
Basin, the outer boundary of this domain to the abyssal plain is marked by the abrupt topographic
offset of the São Paulo Ridge.
The shelf break and the slope edge were identified for each interpreted horizon on the 2D
seismic data in the study area (Figure 4.7), as well as their general paleolocation through time. These
points provide key references for the shelf / slope / rise target geometry during the blocks restoration.
The slope edge is always located in the hanging-wall of the Cabo Frio Fault in the study area. The
final geometry is ultimately calibrated using the available paleoenvironmental data from wells.
Each decompacted block is individually restored to fit the target geometry respecting the shelf
break and the slope edge postulated positions. Some difficulties arise from adjusting the isostatically
decompacted layers to this target geometry. They need to be accommodated through the salt layer
restoration and by the isostatic adjustments in the brittle pre-salt set. It is important to remember that
both thermal subsidence and eustatic processes are not considered in the calculations, but they are
compensated during the paleobathymetric calibration.
89
Figure 4.7 – The shelf break (white points) and foot of the slope (black points) are shown here for the cross-section B-B’. These critical points have been
interpreted for each restored horizon above the salt layer, including the Albian carbonates top (H9).Notice the Cabo Frio Fault which limits the thicker proximal
domain from the post-salt minibasins that developed in the more distal domain.
4.4.4 Structural consistency
The most important criterion for the restoration is structural consistency. The structural
evolution since salt deposition to present time results from gravity spreading and progradation above a
thick and ductile salt layer. The extensional structures occur in the proximal parts of the crosssections, i.e., on the shelf and upper slope domains. Compressional gravity-driven structures and
minibasins are restricted beyond the slope edge, where relatively thinner post-salt layers are deposited.
During gravity spreading, the thick salt layer gradually becomes more deformed. Once this layer is
locally depleted or welded, either in the footwall of the growth faults or in the compressional domain
below minibasins, both the overburden and salt thicknesses must be consistent with the
paleobathymetry. This must be checked in every restored cycle.
Erosive features are observed on the slope domain. Such features represent restriction for
accommodation space or sediment bypass along the slope. The slope domain in these situations is
positioned over a regional basement high and shows a shortened width. Restrictions to the salt flow
and also to the salt thickness variation are expected. On the other hand, where a thicker layer is
deposited after salt withdrawal, either due to local collapse or gravity slide, this shift must also be
consistent with the paleobathymetry in the salt layer restoration.
If salt thickness variation is required through time, certain features should be avoided, i.e. the
successive random formation and destruction of salt welds, as well as random increase and decrease in
salt thickness. In all these situations, the local subsidence rates applied to brittle layers and
deformation rates of the underlying ductile salt layer should be consistent with the paleobathymetry
profile. Figure 4.8 shows a detailed restoration of the applied methodology. This example of the
structural restoration steps includes:
I) The initial (present day) condition of cross-section A-A’;
II) The decompaction of the youngest layer and flexural isostatic compensation;
III) First paleobathymetric approximation, calculated according to the decompaction
procedure. The blue line represents the regional bathymetry used as target. The salt layer is suppressed
to allow the best block restoration adjustment to the decoupled post-salt package. Small circles show
two salt welds that should be preserved, whereas a small cross indicates a salt thickness to be
maintained;
IV) Post-salt package adjusted to the top target line, seeking the best replacement of the initial
amount of salt below the package. This step leads to a complete restoration cycle.
91
Figure 4.8 – Example of the first restoration steps showing sequential sketches for the partial results of the section A-A’. Notice two expected salt welds
highlighted by circles in the step 3, as well as a salt thickness highlighted by cross, under a minibasin, to remain fixed during the restoration.
4.5 RESTORATION AND DISCUSSION
Outcomes of fourteen different restoration restoration cycles are presented. These results
represent the geological evolution for fifteen horizons interpreted in cross-sections A-A’ and B-B’.
The pre-salt sequence is the first of five major sequences considered in the structural evolution. The
last three restoration outcomes (Figure 4.9) are related to deformation of this sequence when brittle
tectonics was prevalent. Strongly different, the following eleven restoration outcomes (Figs. 10, 11, 13
and 14) record the effects of thermal subsidence and ductile salt deformation. The subdivision of the
post-salt sequences can be explained by the major factors controlling salt tectonics: the preexisting
relief at the time of salt deposition and the sedimentation rate. These factors provide different
conditions for the gravitational deformation as, for instance, changing in the thickness relations
between the ductile salt layer and the brittle overburden through time. These various aspects of salt
tectonics have been already well discussed by several authors (e.g., Cobbold & Szatmari 1991,
Weijermars et. al. 1993, Lerche & Petersen 1995, Garcia 1999, Mohriak & Szatmari 2001, Hudec et.
al. 2009).
The five sequences are described below.
4.5.1 Pre-salt sequence
The quality of the subsalt seismic imaging is not good enough to solve uncertainties related to
the pre-salt layers. In general, the tilted blocks involving the basement and syn-rift strata beneath the
base of the salt were defined only by a few faults without good definition of the dip of the pre-salt
series (Figure 4.9). The unconformities subdividing this sequence are not easily mapped and,
moreover, no data about the target relief of these sequences is available. The restoration of these
sequences characterized by a graben- and horst-dominated fault system was marked by block rotation
and significant extension is observed in the proximal low basement domain (Figures 4.3 and 4.5). This
feature is consistent with the hypothesis of a northward lateral prolongation of the brittle normal
structures farther south into the failed spreading centre (Figures 4.1, 4.4 and 4.5). This structural low
had presumably already been formed before the time of salt deposition (Figure 4.9). The restored
geometry at the pre-salt sequence top suggests that significant topography existed in the basin prior to
salt deposition. However, the lack of paleobathymetric data prevents any accurate calibration and
therefore, this geometry remains quite speculative, resulting only from the isostatic and structural
adjustments applied during the restoration. The present-day architecture derived from the
interpretation of seismic images is the most deformed situation of the pre-salt layers. Thus, the preAptian basement architecture is assumed here to have been less deformed in the past.
93
Figure 4.9 – Restoration outcomes of pre-salt stages applied without paleobathymetric data to crosssections A-A’ and B-B’. Notice the extension restored represent less than 10% from the deformed
cross-section. The resulting topography reaching up 3000 meters of depression in the cross-section AA’ is consistent with the accommodation space needed for the thick salt layer deposition.
94
4.5.2 The Aptian salt sequence
The salt layer is progressively pushed towards the distal regions of the basin due to
gravitational instabilities (Figure 4.10). The light pink segment of the salt layer represents the
recovered amount resulting from its restored movement from present day to deposition time. The dark
pink segment has a cross-sectional area equal to the present day cross-section. In the study area, the
salt layer presents different average thicknesses in each cross-section: it is around 1600 m-thick in
cross-section A-A’ and about only 700 m-thick in cross-section B-B’ (Figure 4.3). The restored salt
layer is more homogeneous and is on average thickness around 2800 m-thick in cross-section A-A’
and about 1200 m-thick in cross-section B-B’ (Figure 4.10). The thickness differences consider both
segments of the salt layer.
During the restoration of the halokinesis shortening, virtual gaps rest over the position from
where large amount of salt was pushed outside the study area. When we regard this salt amount as
replacing the lateral gaps (light pink segment), the isostatic response of the pushed salt prevents minor
deformation due to the salt loading absence. The loading replacement applied throughout the entire
restoration workflow leads to a better shape for the initial basement geometries in both cross-sections,
with cumulative isostatic effects through time. No attempt was made to restore the top of the restored
salt layer at its deposition time, and a subhorizontal bathymetric gradient (less than 1%) was assumed.
The restoration was not applied to the region of the added segments (light pink salt). A thick
regular salt layer was added to provide the loading effects, without any bathymetric adjustment. It is
impossible to interpret any structural feature at salt deposition time, before the sedimentation of the
overburden units, based exclusively on low resolution data
95
Figure 4.10 – Cross-sections A-A’ and B-B’ restored at the salt deposition stage. The obtained scenario shows an original salt layer up to 4000 meters thick
in the cross-section A-A’. The faint pink color represents the amount of salt added in order to restore the salt motion towards distal portions.
4.5.3 Albian to Cenomanian sequences
The first post-salt sedimentary sequences include the Albian carbonates and part of the Late
Cretaceous marine siliciclastics. In both cross-sections, several blocks separated by gaps of several
kilometers compose these sequences. There is some uncertainty about their restored spacing,
especially for the blocks from the middle to the distal part of the cross-sections (Figure 4.11). The
deformed blocks document the large magnitude of raft tectonics operating at the onset of halokinesis.
In the continental rise domain, a large salt volume covered by a thin overburden favors a fast
gravitational gliding. Different sedimentation domains and paleoenvironments were linked with the
shelf / slope / rise geometries.
The thickness variations interpreted in the seismic data for the Albian and Cenomanian layers
show a thick proximal portion developed in continental shelf and slope domains. An underlying thick
salt layer provides the initial minimum basin amplitude to accommodate the carbonate shelf
development. Thin and folded distal Albian carbonate layer interpreted as continental rise deposits are
clearly restored in their initial unfolded stage and reconnected at their correct paleobathymetric
position (Figures 4.11 & 4.12). In the following sequences, before the development of the classical
minibasins, these carbonates were translated basinward by raft tectonics. Thickness variations in the
Albian sequence are observed on seismic lines (Figure 4.3) and allow to interpret a sedimentary
growing that represents the beginning of the halokinesis process. Restoration results corroborate the
relationship between progradation and the squeezing of the salt basinwards. The development of the
Cabo Frio fault during the Albian to Cenomanian sequences (Figure 4.11) is suggested in the transition
from the thicker proximal overburden to the thinner distal one
97
Figure 4.11 – Restored profiles of cross-sections A-A’ and B-B’ for the Albian to Cenomanian stages that shows a climax of the rafting tectonics in the
Santos Basin. The fast extension of the thin Albo-Cenomanian layers is obtained by the underlying salt layer movement, pushed to distal portions by the thick postsalt sediments deposition in the proximal area.
Figure 4.12 – Restoration model for the Albian carbonates. The seismic image shows the present day
configuration of the Albian growth structures. The restoration model requires a formerly thicker salt
basin (thicker than 2500 m) to accommodate the observed thickness growing of the carbonate layers.
99
4.5.4 Late Cretaceous progradation sequences
During the massive progradation of the Late Cretaceous sediments, the salt movement
accommodated the development of multiple overburden blocks limited by faults or salt structures
(Figure 4.13). In early evolution of these sequences, the proximal area is characterized by a thicker
post-salt package, already compartmented by diapirs. Structural and thickness differences are observed
among these Late Cretaceous restored geometries in both cross-sections. Such differences are
important for the progradation evolution in the hanging wall of the Cabo Frio Fault. There was a
general tendency to develop antithetic faults close to the slope edge, while the slope advanced as a
consequence of progradation. This tendency seems to be related to differences between the thick
continental shelf and the thin continental rise overburden domains, controling the Cabo Frio Fault
since its onset. A significant basinwards retreat of the Cabo Frio footwall is restored and little or no
fault gap will remain to be restored in subsequent phases. With the progradation development, the
largest depocenters are formed beyond the continental shelf. This shift in sedimentation pattern is
described by Assine et. al. (2008). The sedimentation was probably controled by a bypass through the
thick continental shelf overburden, which was relatively blocked against the structural high, causing
adjustments in the Cabo Frio Fault geometry. The first salt welds are formed beneath thick post-salt
depocenters.
100
Figure 4.13 – Restored outcomes of the cross-sections A-A’ and B-B’ presenting the progradation of the Late
Cretaceous. The lateral movement during the development of the Cabo Frio Fault (black arrows) is showned in
relationship to a vertical fixed position (dashed line). The total extension in the study area (red arrows) is also
showned according the light pink segment of the salt layer is pushed out of the study area. The large lateral
deformation during this period provides the formation of first salt welding in many compartments.
101
4.5.5 Cenozoic sequences
The topmost and youngest layers are the least deformed (Figure 4.14). The Cenozoic
aggradational sequences drape uniformly over the nearly-emerging diapirs. The overburden became
very thick, presenting many welding points in the salt layer which block the previously intense salt
tectonics. The reactive diapirism under rapid progradation observed by Ge et.. al. (1997) no longer
inhibites distal sedimentation in the minibasins. The coeval large extensional deformation with large
horizontal displacements observed by Mohriak et. al. (1995) during the evolution of the Cabo Frio
Fault has also ceased.
If the aggradational pattern is associated with a more uniform subsidence, the continued salt
movement turns out to be more localized as illustrated by the isostatic response of the most recent
layer removal (Figure 4.15). There is no much accommodation space near the slope domain,
particularly due to growing salt structures that control local thickness variation of the overburden
(Figure 4.15, detail 1). With the removal of the uppermost layer, a suggestive folding corroborates the
salt activity in the slope domain. Ongoing salt activity at the borders of the minibasins causes the
growth folding with associated uplift and erosion of the adjacent flanks (Figure 4.15, detail 2).
102
Figure 4.14 – Restored outcomes of the Cenozoic layers for cross-sections A-A’ and B-B’ showing that salt
tectonics is no longer active in the proximal domain, and remains relatively quiescent within the more distal
domain, developing the minibasins.
103
Figure 4.15 – First restoration steps showing the decompacted Miocene situation just after the removal of the
uppermost layer. The present day in details images is compared with the decompacted scenario of the central
image. The decompaction outcome, dependent of the isostatic parameterization, is refered to the present day
referential bathymetry (difference in the striped grey area). The detail 1 highlights an isostatic result locally
higher than the referential bathymetry (potential erosion) while the detail 2 highlights a relatively lower isostatic
position in the minibasins domain (potential aggradation).
4.5.6 Bathymetry and isostasy
Bathymetry and isostasy have a strong correlation within the restoration procedure. A
bathymetry model is applied as an upper boundary condition while isostasy is applied as lower
boundary conditions to the sedimentary layers below the salt.
The bathymetry model applied to every post-Aptian restoration cycle proposes target
geometries with low resolution, according to the available data (Figure 4.6). In the deeper portions and
for several restoration cycles that do not have available data, the bathymetric model was freely
extrapolated.
Calculations for the flexural isostatic compensation consider the entire loads applied to the
lithosphere by the basin infill. Comparing isostatic results using elastic thickness values of 20 km and
5 km for the same single restoration cycle, gentle differential undulations with amplitudes of up to 50
meters high are in phase with major upper adjustments required to restore the cross-sections. The
104
heterogeneities of diapirs, minibasins and growth faults with a wavelength of a few tens of kilometers
would not cause any noticeable differential isostatic response at the scale of the restored cross-sections
once applied the strongest rigidity. The observed difference corroborated the arbitrary choice of an
elastic thickness of 5km.
The obtained isostatic response observed in restoration cycles comprised between Eocene to
Recent times (Figures. 4.14 and 4.15) provide further constraints to the following restoration
procedures. The greater the uncertainties to restore other sequences from the past, even if the salt
tectonics is more intense, the more freedom they offer to adjust the restored paleobathymetric model.
No isostatic compensation is calculated for the blocks translation performed during the
structural restoration and for the salt replacement in voids produced by this translation. An example of
that can be seen in the cross-section B-B '(Figure 4.11). The basal geometry of the Cenomanian
outcome show the isostatic response related to the removal of the Frade Group bottom layer which is
visible in the previous outcome, at 88 Ma (Figure 4.13). A thick salt layer is redrawn to recompose the
void left by the removed layer, near the Cabo Frio Fault position (Figure 4.11). The new salt geometry
represents a loading not accounted for isostatic effects, overestimating the isostasy for the case. The
greater the stratigraphic detail in several thin layers, the smaller the deformation to restore in each
cycle. A less abrupt salt movement to restore could minimize the isostatic effects of mass translation.
For the older units, deformed under an extensional regime, there is no paleoenvironmental
data for calibration. The irregular topography presented in outcomes is produced solely by the restored
tilted blocks with no subsequent adjustments.
A critical moment was found at the time of deposition of the evaporites. The strong isostatic
effect produced by the removal of the thick salt layer predicts a preexisting accommodation space, not
invaded by oceanic waters.
In the proposed sedimentation model, fast and continuous salt deposition fills a basin
depression at 113 Ma (Figure 4.9). A similar basin geometry model for salt deposition is discussed by
Montaron & Tapponnier (2010). The isostatic effect is obvious in the 1D subsidence geohistory
graphics discussed later.
4.5.7 Structural restoration style
The analysis of the variations in salt thickness and amount helps understand the structural
coherency and different style of the salt layer deformation as well the overall restoration results in the
study area. Intense salt deformation begins in a salt layer with more homogeneous thickness. The salt
flowing out in each cross-section is not proportional to the salt existing at present day. According to
105
the restoration results, the total amount of salt that occurs in both cross-sections is uneven, 1.6 times
greater in the cross-section A-A’ than in the cross-section B-B’ at the beginning, for the Aptian
restored stage (Figure 4.10) and 2.4 times greater at the present day (Figure 4.3). Comparing the same
ages, the average thickness changes more than 4 times in the B-B’ cross-section, as opposed to less
than 3 times in the cross-section A-A’. In other words, wherever there is less salt at the present day
(cross-section B-B '), not only there was relatively more in the past but also the salt movement was
greater through time. These hypotheses suggest that the distribution of salt was spatially more
homogeneous in the past. The salt layer was more efficiently pushed away in the B B' cross-section,
which is also consistent with the less fragmented deformation style observed in the orverburden of this
cross-section.
The decoupled restoration solution assumes diachronism between the salt gravity-driven
deformation and the older tectonism affecting layers below the salt. The salt layer acts as a detachment
layer for the gravity-driven deformation above this rheological limit. For the package deformed by salt
tectonics, the cumulative extension represents an increase of nearly 60% in the study area. The
cumulative extension for the brittle pre-salt domain represents an increase of only approximately 6%.
The fault extension indicating negligible upper crustal stretching while large beta stretching factors do
not restore completely the paleobathymetric indicators (Scotchman et. al. 2006). Depth-dependent
lithosphere thinning, in which stretching of the lower crust and lithosphere mantle greatly exceeds that
of the upper crust, has been observed at many non-volcanic and volcanic rifted continental margins
including conjugate margin pairs (Kusznir & Karner 2007). The restoration results for the brittle
deformation domain below the salt layer are consistent with the assumption of Moreira et. al. (2007).
For these authors, the main faults of the rift phase ceased their activities or underwent rare reactivation
after the deposition of Barra Velha Formation (Figure 4.2) and this deformation, almost totally
produced before the salt deposition, was fully restored during the restoration cycles of the rifting
phase.
4.5.8 Geohistory based on 1D modeling
The 1D subsidence histories allow simple and useful evolutionary analysis. It is possible to
give new uses to the 1D geohistory integrating them with the 2D restoration results. The classical 2D
and 3D basin modeling simulations are, usually, constrained under structured meshes. In such
simulations and many previous 1D studies, phenomena related to salt deformation are solved by the
simple salt thickness variation. The spatial deformation of the structures can be explored. A pseudowell can be extracted from the intersection points of a vertical line with all horizons at a fixed position
in the present day cross-sections. A historical component of each representative age can be extracted
in the same vertical position from all remaining restored outcomes. In terms of the traditional basin
modeling, the lateral tectonic transport due to the halokinesis affects most significantly the petroleum
106
system mainly under minibasins, moving at the period of greatest activity of the Cabo Frio Fault,
between 92 and 70 Ma (Figures 4.9 and 4.10). A geohistorical graph replacing all components through
time illustrates how the overburden, spreading to downstream situations, is progressively replaced at
each age by the moving upstream overburden. For instance, the first overburden deposited above a
fictional point in Albian times has moved away, being now replaced by another Albian segment which
was deposited farther north-northwest. This can be easily observed, for example, in a fictional point in
the middle of the cross-sections at the initial and final restored geometries of the Late Cretaceous
progradation (arrows and dashed lines in the Figure 4.13).
Built from restored cross-sections results, the 1D subsidence and overburden historical graphs
(Figure 4.16) replace the traditional image of layers only under increasing compaction by layers with
tectonic movement. The added value of this approach for the analysis of thermal effects depends on
the magnitude and timing of the lateral movement that the system has suffered. The difference may be
significant for situations with greater lateral movements if, for instance, the thermal data from deeper
burial (less thick salt layer) is moved to replace a pushed overburden that is relatively colder (thicker
salt layer), overlying a petroleum source rock kitchen (with a structurally modified geothermal
history), similar to the geohistory of the pseudo-well 3B (Figure 4.16). Apart from this context, the
halokinesis deformation should not significantly affect the petroleum system, since the source rocks
(underlying the salt layer) and salt welds (i.e. potential migration windows) remain relatively static
through time. The results suggest variable strain rates for salt tectonics in the Santos Basin, supporting
the assessment of Araújo et. al. (2005) that the major part of the salt deformation occurs until the end
of Cretaceous, with minor movements afterwards. Even if local kitchens might be mature early, these
authors consider the peak of oil expulsion at the Late Campanian, with significant migration pulse
from 44 Ma to the present day. In other words, during the entire Paleogene several elements of the
petroleum systems remain almost in the same vertical position as they are today.
The 1D historical graphs are also useful as consistency control tool for several restoration
parameters such as bathymetry, isostasy and salt thickness variation. Some abrupt changes in isostasy
and paleobathymetry can be observed through few 1D restored schemes and seem to stand out as
boundaries for the five major sequences (red arrows in Figure 4.16). The general bathymetric model
(Figure 4.6) illustrates the critical isostatic adjustment at salt deposition time passing from a major,
deep and dry continental depression to a shallower environment. The prograding wedge in the Late
Cretaceous reverses the deepening bathymetric evolution, advancing the shelf break basinwards. The
tectonic-sedimentary control is imposed on the consistent 1D graphs.
107
Figure 4.16 – Eight graphs based on the restored cross-sections A-A’ and B-B’ show subsidence and overburden
1D geohistories. The location map provides the pseudo-wells 1B, 2A, 3B and 4A positions. A pseudo crosssection composed by projected parts shows a continuous progradation from proximal regions to the distal ones
from the Albian up to present day.
108
Most of the accommodation space created during salt tectonics is due to the lateral expulsion
of salt under the continuous burial of the Santos Basin. The 1D geohistory graphs provide a good
summary of this progradation history (Figure 4.16). Pseudo-well 1B shows significant proximal
sedimentation easily accommodated in Albian to Cenomanian times; whereas pseudo-well 2A
indicates Late Cretaceous progradation and pseudo-well 4A shows Cenozoic representative thickness.
The clastic progradation from Late Cretaceous imposes greater deformation on the salt layer. Pseudowells 1B, 2A and 4A in Figure 4.16 are located in post-salt depocenters from where thick salt layers
had been gradually squeezed out at different times (Turonian for pseudo-well 1B, top Cretaceous for
pseudo-well 2A and Miocene for pseudo-well 4A). In contrast, pseudo-well 3B is located above a
thick salt wall near the Cabo Frio Fault. This pseudo-well reveals the Late Cretaceous evolution of a
minibasin, coeval with a progradation event. Pseudo-well 3B also shows the salt layer undergoing
continuous thickening, related to lateral spreading.
Such graphs represent a quality control for the restoration process by crossing the onedimensional evolution against the cross-sections constraints imposed by the workflow. This
simultaneous check helps identify critical points, hence improving the restoration results.
4.6 CONCLUSIONS
The approach of integrating structural restoration tools with isostatic control and
paleobathymetric model is crucial to obtain reliable results. A relatively simple 2D workflow based on
classical backwards cyclic steps was carried out in this work: (1) isostatic flexural response to
unloading and decompaction; (2) fault-related block restoration to fit a paleobathymetric model to the
few available wells and seismic data; and (3) adjustments in the salt layer under volume conservation,
integrating the paleobathymetric and isostatic results. The 2D restoration is revisited through 1D
complementary analysis, which can also be used as a calibration tool. The calibration workflow
intends to make all restoration stages more integrated through time and space. The workflow could
also be suitably applied in other basins and/or complex situations, for instance, where erosive features
are important.
The restored geometry of the pre-salt sequence (predating the salt deposition) results from the
decoupled backwards restoration. Although not conclusive, the obtained geometry suggests that the
structural high has subdivided the post-rift environment into two sub-basins, filled and unified during
the salt deposition. Afterwards, the structural high worked as a bulkhead during the salt deformation.
For the post-salt layers deformed by halokinesis, the brittle clastic package developed early in
the proximal domains, in contrast with the thin sequences of the distal regions, shaped by the ductile
rheology of the thick salt layer. These thin sequences either behaved as small rafts during early
109
extension or developed a subsequent and continuous shortening in the minibasins area. A constant salt
cross-sectional area assumption through time is not a realistic constraint in the study area. A first
approximation is related to the 2D nature of the restoration while salt movements occur in a complex
3D space. Moreover, segments with additional cross-sectional salt area are brought from distal areas,
consistent with the large volume of salt, known beyond the study area. This approach provides a good
scenario of restoration for the two geological cross-sections presented in this paper. Geometric
paleoenvironmental model, paleobathymetric data and flexural isostasy calculations provide guidelines
to restore independent packages above and below the ductile salt layer. Constant, low elastic thickness
assumed in the restoration processes does not cause major problems to the methodology approach. On
the other hand, the uncertainties in the restoring transformations reflect the lower resolution data and
established constraints. The results are robust and offer opportunities for corrections and
improvements both in the restoration tool and the workflow.
Geohistory 1D analysis based on 2D cross-section restoration results are complementary tools
which improve the whole 2D palinspastic process. Inconsistencies produced during restoration steps
can be easily observed in these graphs and used again as a new input for further optimization loops.
The 1D graphs allow for a consistent evaluation of the local bathymetric variation through time. The
1D subsidence graphs confirm that the sedimentary evolution in the study area results from a
continuous sedimentary progradation. They illustrate salt thinning first in the proximal portions and,
then, gradually occurring in the most distal areas. They also provide a different approach from the
traditional basin modelling based on the lateral movement of the sedimentary segments for 1D thermal
modeling. The lateral tectonic transport due to the halokinesis impacts the traditional basin modeling,
in the regions of the Santos Basin with greater movement of minibasins.
The approach presented here, integrating a simple 1D tool, along with several constraints
applied to multiple 2D structural restoration, provide opportunities for analysis of the salt deformation
complexity in time and space.
110
CAPÍTULO 5
ANÁLISE DE VOLUMES DE SAL EM RESTAURAÇÃO
ESTRUTURAL: UM EXEMPLO NA BACIA DE SANTOS
Em um determinado ponto, ele se dá conta de que a obra atravessa a parede do prédio e se
expande para o exterior, estabelecendo um espaço em flutuação. O espectador,
obviamente, não percorre o espaço externo de fato, mas o incorpora à sua experiência
física e visual.
Iole de Freitas, artista plástica
5.1 RESUMO
A complexidade da halocinese na porção central da bacia de Santos envolve expressivas
estruturas e depocentros deformados, diferenciados ao longo da direção de deformação principal.
Cinco seções geológicas, com registro estratigráfico completo na área de estudo, foram restauradas
para investigar diferentes estilos de deformação, incluindo a evolução da falha de Cabo Frio,
coerentemente inserida na evolução tectonossedimentar da bacia de Santos. O procedimento integrou a
restauração 2D com tratamento e análise 3D, por meio das seguintes etapas: remoção de camadas,
descompactação e compensação isostática flexural; restauração desacoplada da tectônica do sal;
conservação material (inclusive do sal); recomposição da sobrecarga sedimentar quando diferentes
taxas de distensão afetam os domínios desacoplados; calibração batimétrica do conjunto restaurado e
tratamento e análise espacial dos resultados. O detalhamento em 14 etapas de restauração foi suficiente
para tratar a deformação de forma não-contínua, minimizou desvios do método e produziu
consistência geométrica e estratigráfica dos resultados no domínio espaço-tempo. A redistribuição
controlada do sal confirmou os efeitos do aporte sedimentar e as estruturas preexistentes sobre a
deformação. Os resultados demonstram a importância da reciprocidade dos efeitos de deslocamento
lateral por halocinese sobre isostasia, batimetria e descompactação, não-considerada nos programas de
restauração existentes.
Palavras-chave: geologia estrutural, balanceamento de seções, tectônica de sal, bacia de
Santos, análise de bacias.
111
5.2 ABSTRACT
SALT VOLUMES ANALYSIS WITHIN STRUCTURAL RESTORATION PROCEDURE: AN
EXAMPLE OF THE SANTOS BASIN.
Halokinesis complexity in the central portion of Santos Basin involves significant structures
and deformed depocenters, differentiated along the tectonic transport direction. Five geological crosssections with an entire stratigraphic record in the study area have been restored to investigate different
deformation styles, including the evolution of Cabo Frio Fault, coherently inserted into the tectono
sedimentary evolution of Santos Basin. The procedure combines 2D restoration with 3D treatment and
analysis through the following steps: layering removal, decompaction and flexural isostatic
compensation; decoupled restoration of salt tectonics; material conservation (including salt); retrieval
of the layering when differential strain rates affect uncoupled domains; bathymetric calibration of the
restored set, and treatment and spatial analysis of results. Detailing of 14 restoration steps has properly
discretized the deformation, minimized procedure deviations, and provided geometric and
stratigraphic coherence in the space-time domains. The controlled salt redistribution has confirmed the
effects of sedimentary aggradation and pre-existing structures on the strain. The results highlight the
reciprocity importance of the effects of the halokinetic lateral displacement on isostasy, eustasy,
bathymetry, and decompaction, which was not considered in the existing restoration programs.
Keywords: Structural geology, Balanced restoration, Salt tectonics, Santos Basin, Basin
analysis.
5.3 INTRODUÇÃO
A deformação do sal em bacias passivas está intimamente relacionada com a história de
soterramento diferencial e instabilidades gravitacionais. Restaurações estruturais (tanto 2D e 3D)
produzem informações valiosas para desvendar a história da deformação de uma área, a qual, inserida
em um contexto mais amplo, determina as principais condições de contorno do modelo geológico.
Restaurar essa tectônica sem observar a Geologia regional pode ser perigoso. A área de estudo, na
porção central da bacia de Santos (Figura 5.1), possui relativo equilíbrio de fluxo halocinético entre
um domínio distensivo e outro compressivo: o sal migra da parte proximal, induzido pela
sedimentação de plataforma, para a distal, na qual se acumula sob compressão. Esta condição permite
avaliar uma premissa controversa na restauração da tectônica do sal: a conservação material da
camada de sal. Além disso, o contexto regional da área permite investigações e debates sobre
deformação adiastrófica, rifteamento, situação estratigráfica do sal, evolução da falha de Cabo Frio e
reativação de estruturas preexistentes.
112
O princípio da conservação de área (ou volume) durante a deformação, considerada na
restauração estrutural, perde valor se houver escape e influxo na direção de transporte ou perdas por
dissolução, fenômenos comuns no sal (Jenyon 1986). Entretanto, a conservação material pode
funcionar como um controle para restauração e pode ser aplicada para o sal contido em uma célula de
deformação gravitacional, na qual se move de uma região para outra em equilíbrio local.
Figura 5.1 – Mapa de localização e feições estruturais da bacia de Santos.
Figure 5.1 – Location map of study area and main structural features of the Santos Basin.
A reologia e solubilidade do sal são determinantes. O sal catalisa as deformações
gravitacionais, deforma-se intensamente, desloca-se mais e para direções mais variadas do que os
domínios rúpteis encaixantes (Talbot 1995). O sal sofre dissolução ao se aproximar de águas
superficiais menos saturadas. Esses fenômenos explicam suficientemente as variações materiais.
Vários autores optam por não conservar materialmente o sal em seus trabalhos. Rowan (1993)
ajustou a camada de sal de uma seção, sem preservação de área, entre uma base obtida por isostasia e
um topo na base da sobrecarga sedimentar restaurada, supondo que a sobrecarga e o sal se
reequilibram sobre a isostasia de base. Peel et al. (1995) otimizaram a espessura de sal, sem
necessariamente conservar área, por meio de ajustes na superfície deposicional de referência de topo
113
que é necessária para cada etapa de restauração da sobrecarga. Os referenciais de base e topo,
independentemente da conservação material do sal, são fundamentais para sua restauração estrutural.
A abordagem 2.5D ou pseudo 3D é uma restauração estrutural por múltiplas seções. Para
extrapolar a premissa de conservação aos volumes, as seções precisam ter a mesma orientação que a
deformação ou o transporte tectônico. A técnica não é verdadeiramente 3D e o escape ou entrada de
material, por meio das seções, constitui possível fonte de erros. A abordagem permite análises
espaciais das variações de geometrias e espessuras ao longo do strike, importantes para compreender a
evolução tectonossedimentar das estruturas (Grando et al. 2009). Uma idéia fundamental em
restauração é que a geometria de um elemento (por exemplo, alto estrutural) mantém relação com a de
outro (por exemplo, espessura da camada), e a análise de espessuras passa a ser uma ferramenta muito
útil, quando os dados disponíveis são esparsos e/ou incompletos. As estruturas resultam de um
processo cumulativo de deformação entre sal e sobrecarga, relativamente mais dúctil no início e mais
rúptil ao final. Detalhes de interpretação como focalização, amplitude e comprimento de onda das
estruturas podem revelar precursores da deformação (Hughes & Davison 1993). Toda informação
precisa estar integrada.
O presente estudo integrou compensação isostática flexural e controle de área, espessuras e
evolução das janelas do sal na restauração 2D em cinco seções da bacia de Santos, com extrapolação e
análise 3D. Os resultados 2D foram extrapolados para mapas e volumes, nos quais é possível avaliar
as diferenças entre soluções independentes. A controversa premissa de conservação material do sal
invoca uma discussão sobre a deformação lateral dentro e além dos limites da área de estudo,
considerando-se uma célula gravitacional (área de estudo) e a bacia como um todo.
5.4 CONTEXTO GEOLÓGICO DA BACIA DE SANTOS
A bacia de Santos é uma bacia do tipo margem passiva situada na margem continental Leste
do Brasil, entre os paralelos 23º e 30º S. Faz limite com a bacia de Pelotas, no alto de Florianópolis e
com a bacia de Campos, no alto de Cabo Frio. Abrange uma área de 352.000 km2 considerando até a
cota batimétrica de 3.000 m (Figura 5.1). Resulta da partição do continente Gondwana no Eocretáceo
e, mais larga do que sua correspondente na margem africana, avança cerca de 700 km além da costa.
Sua geometria é moldada pela interação dos esforços distensionais com descontinuidades do
embasamento (Zalán et al. 2009). Seus espessos evaporitos representam o extremo Sul da bacia
evaporítica aptiana do Atlântico Sul, elemento importante para a evolução de tal margem passiva
(Mohriak 2001).
114
5.4.1 Estratigrafia
O arcabouço estratigráfico utilizado baseia-se em Moreira et al. (2007), como observado na
Figura 5.2. O embasamento, composto por granitos, gnaisses e metassedimentos neoproterozoicos da
Província Mantiqueira, aflora no continente. A espessura sedimentar máxima esperada de 12.000 m
ocorre na área de estudo. Os quatro grupos caracterizados, Guaratiba, Camburi, Frade e Itamambuca,
registram ruptura crustal seguida de deriva continental.
Figura 5.2 – Carta estratigráfica da bacia de Santos e horizontes usados na restauração estrutural,
modificada de Moreira et al. (2007).
Figure 5.2 – Stratigraphic table of the Santos Basin with the horizons used for the structural
restoration (modified from Moreira ei al. (2007).
O registro sedimentar começa pelo Grupo Guaratiba, depositado durante e logo após o rifte,
sob falhamentos ativos controlando meio-grabens e blocos rotacionados. Os basaltos da Formação
Camboriú definem o embasamento econômico. Carbonatos, siliciclásticos e evaporitos das formações
115
Piçarras, Itapema, Barra Velha e Ariri complementam o Grupo Guaratiba. A atividade tectônica
diminui na fase pós-rifte (Eoaptiano) em transição do ambiente continental ao marinho raso. Os
evaporitos da Formação Ariri (Aptiano) acumulam mais de 2000 m de espessura, depositados em um
curto período (Chang et al. 1990).
A fase de deriva continental se superpõe ao Grupo Guaratiba. É composta pelos grupos
Camburi, Frade e Itamambuca, intensamente deformados pela tectônica do sal subjacente.
O Grupo Camburi (Albo-Cenomaniano) representa o início da transgressão marinha na bacia
de Santos. A deposição no Albiano é caracterizada por siliciclásticos e carbonatos de águas rasas na
plataforma continental e por margas e folhelhos na região distal mais profunda. O Cenomaniano
registra siliciclásticos deltaicos e aluviais em leques proximais, passando a folhelhos e margas de
plataforma nas regiões distais, com turbiditos arenosos nos baixos tectonicamente controlados.
O Grupo Frade registra um episódio de progradação siliciclástica do Cretáceo Superior quando
os limites da plataforma continental avançam sobre o oceano por cerca de 200 km para o Leste.
Uma discordância separa os grupos Frade e Itamambuca. Os depósitos marinhos do Grupo
Itamambuca (Cenozoico) compreendem leques aluviais proximais, folhelhos e arenitos distais, com
ocorrências de carbonatos plataformais próximas à quebra do talude.
Quinze horizontes, baseados nesta estratigrafia, estão interpretados em cinco seções
geológicas (AA’, BB’, CC’, DD’ e EE’) com 120 km de comprimento médio cada e menos de 10 km
distantes entre si (Figura 5.3), restauradas por técnicas 2D, extrapoladas para superfícies e analisadas
em 3D.
5.4.2 Arcabouço regional
O processo de ruptura que levou à abertura do oceano Atlântico imprime as principais feições
estruturais da bacia de Santos (Figura 5.1).
O platô de São Paulo, uma feição fisiográfica de destaque nas águas profundas do Atlântico
Sul (Mascle & Renard 1976, Guimarães et al. 1982, Demercian 1996, Gomes et al. 2002), constitui-se
de crosta continental estirada. Um braço de rifte abortado projeta-se na parte Sul do platô de São
Paulo, entre o alto de Florianópolis e a dorsal de São Paulo (Mohriak 2001). Uma sequência de
grabens alinhados propaga este braço para o Norte e depois continua na orientação SW-NE, alinhado
ao baixo estrutural observado nas seções geológicas (Figura 5.1).
116
Figura 5.3 – Perspectiva das seções geológicas.
Figure 5.3 – Cross-sections perspective view.
O rifteamento ocorreu até o Eocretáceo, com manifestações magmáticas. A compartimentação
sedimentar, provavelmente controlada por zonas de cisalhamento mais frágeis tangidas pelo
afinamento crustal (Zalán et al. 2009), aproveita estruturas preexistentes. A seção rifte é
predominantemente controlada por falhas normais SW-NE. As reativações destas estruturas
controlaram o desenvolvimento de cadeias de montanhas costeiras (Serra do Mar e da Mantiqueira) e
de grabens continentais durante o Cenozoico (Almeida 1976, Zalán & Oliveira 2005). O papel de tais
reativações sobre o desenvolvimento de falhas da fase de deriva pode estar encoberto pela deformação
dúctil da camada de sal, mas o relevo herdado é certamente importante. As maiores espessuras
sedimentares ocorrem no baixo estrutural SW-NE da área de estudo. O paralelismo com a falha de
Cabo Frio demonstra o controle superimposto às principais feições halotectônicas (Figuras 5.1 e 5.3).
O alinhamento do alto de Florianópolis e da Dorsal de São Paulo proporcionou as condições
de desenvolvimento da vasta bacia evaporítica do Atlântico Sul. Estas estruturas barraram a circulação
do oceano Atlântico já coexistente mais ao Sul, na bacia de Pelotas (Demercian 1996). Um relevo
117
preexistente, não necessariamente igual ao do volume de sal a depositar (como postulado por
Montaron & Tapponnier 2010), permitiu a deposição de mais de 2.000 m de sal em curto período
(entre 0,5 e 1 Ma) no Aptiano superior. A carga sedimentar do próprio sal induziu um pulso superior a
1.000 m de subsidência isostática regional (Garcia et al. 2012b), e o bloqueio das águas oceânicas
adjacentes persistiu à subsidência somente o necessário para a deposição do sal.
A tectônica de sal começa ainda no Aptiano superior devido às irregularidades do relevo de
base preexistente, às variações na espessura do sal e ao soterramento diferencial (Demercian 1996,
Garcia 1999). A sedimentação marinha progradou sobre o sal desenvolvendo batimetrias relativamente
rasas na bacia de Santos. A configuração radialmente convergente da sedimentação controlou a
tectônica do sal a partir da linha de Charneira de Santos, promovendo um aumento da compressão em
direção ao centro da convergência no platô de São Paulo (Cobbold & Szatmari 1991). A complexidade
da direção de transporte sedimentar se reflete na migração de depocentros, observada por Assine et al.
(2008). Esses aspectos parecem relativamente compensados na área de estudo da porção central da
bacia, com a prevalência local de uma direção principal de transporte ao longo do mergulho (dip).
Guerra (2008) sugere que a falha de Cabo Frio (Figura 5.4) teria controlado a evolução do
maior depocentro nesta porção da bacia desde o final do Turoniano. Essa falha marca a transição entre
distensão e compressão halotectônicas.
Figura 5.4 – Seção regional da bacia de Santos (XYZ) e projeção da área de estudos (BB’).
Figure 5.4 – Regional transect of the Santos Basin (XYZ) with the study area projection (BB’).
A progradação proximal promove falhas de crescimento predominantemente antitéticas,
enquanto as minibacias clássicas distais se estabelecem sob compressão (Mohriak & Szatmari 2001).
118
A camada de sal é inflada pela espessa sedimentação proximal, e o diapirismo reativo na região distal
inibe o espaço de acomodação e permite apenas uma sedimentação mais delgada (Ge et al. 1997). As
minibacias evoluem por fluxos sedimentares mais intensos que ultrapassam o talude e, somente com a
relativa desaceleração da tectônica de sal ao final do Neocretáceo, estas minibacias evoluem mais
significativamente. Ainda que diversos dos autores mencionados interpretem deslocamentos de
dezenas de quilômetros na falha de Cabo Frio, Freitas (2006) interpretou um pouco além desta falha
uma espessa coluna de sal, cujo acamamento deposicional estaria preservado de deformação.
5.5- MATERIAIS E MÉTODOS
Um conjunto de cinco linhas sísmicas em profundidade permitiu a elaboração e a restauração
estrutural 2D de seções geológicas na direção principal do transporte da área de estudo. Dois
programas foram utilizados para interpretação 2D (gOcad, desenvolvido na Université de Nancy,
França), restauração estrutural 2D (ReconMS, propriedade Petrobras) e análise espacial 3D
(novamente gOcad). Seis poços exploratórios disponíveis deram suporte à correlação estratigráfica dos
horizontes interpretados.
5.5.1- Dados geológicos
Os 15 horizontes estratigráficos e as diversas falhas interpretadas na sísmica representam a
evolução espaçotemporal da bacia de Santos, em conformidade com a carta estratigráfica de Moreira
et al. (2007), como observado na Figura 5.2. As linhas sísmicas disponíveis, afastadas cerca de 9 km
umas das outras, apresentam baixa qualidade e resolução. Dois dos seis poços disponíveis para
correlação estão na plataforma rasa, três na região do talude e apenas um, que não dispõe de dados
bioestratigráficos, está em águas profundas (Figura 5.1). Certamente, detalhes e estruturas menores
não foram observados, mas as principais falhas (com destaque para a de Cabo Frio) estão identificadas
com clareza, as variações de espessamento das camadas sinalizam depocentros coerentes e diferentes
domínios estruturais são observados. Os dados são suficientes para detalhar fácies ao longo das seções
e restaurar efeitos de compactação diferencial. O detalhamento faciológico minimiza também falsos
efeitos de compactação nos rejeitos de falhas ao longo do tempo. A camada de sal não é
descompactada, pois o sal possui porosidade desprezível.
5.5.2- Ferramentas numéricas de restauração estrutural
Há mais de 20 anos que restaurações computadorizadas contribuem para elucidar a
complexidade da tectônica de sal. A técnica evoluiu para o domínio 3D, mas a maioria dos estudos
ainda trata estruturas e deformações aproximadamente cilíndricas, limitadas no trato da deformação
complexa. A aplicação 2D continua sendo uma ferramenta analítica e conceitual robusta para
inúmeros casos, e sua aplicação integrada com técnicas 3D amplia as possibilidades de observação e
119
interpretação da cinemática da deformação complexa (Richards et al. 2003, Domzig et al. 2010). As
premissas de deformação ao longo do transporte tectônico continuam valendo para transpor resultados
e interpretações do domínio 2D para o 3D, bem como ditam as maiores limitações de ambos os
métodos. A abordagem proposta para as aplicações 2D e 3D oferece várias possibilidades de
avaliação, análise espacial e integração de procedimentos, no escopo do estudo de uma deformação
regional.
Transformações de restauração 2D, conhecidas como cisalhamento simples ou deslizamento
flexural, suficientes à restauração do sal, estão implementadas no ReconMS, com diferencial no
detalhamento faciológico para descompactação e da isostasia como controle referencial (Roberts et al.
1998, Bender et al. 1989, Watts 2001, Santi 2002). A solução isostática com compensação flexural
sobre a litosfera aproxima melhor o efeito regional da carga ou descarga sedimentar.
O gOcad extrapola a restauração ao ambiente 3D, permite quantificar volumetricamente a
deformação ao longo do tempo e avaliar as premissas utilizadas. A visualização 3D favorece a
compreensão espacial dos procedimentos e da evolução estrutural da área de estudo.
5.5.3- Procedimentos de restauração e análise estrutural
Os procedimentos de interpretação, tratamento dos dados e restauração estrutural das seções
neste trabalho assemelham-se aos de Garcia et al. (2012b). O objetivo é traçar um cenário evolutivo da
tectônica de sal, por meio da restauração estrutural 2D integrada à análise 3D.
A interpretação dos horizontes em sísmica foi realizada no gOcad. Topo e base do sal são
refletores destacados de fácil interpretação, e as principais discordâncias acima do sal apresentam
distribuição ampla e rastreamento confiável. A baixa qualidade das linhas sísmicas (sinais múltiplos e
ruídos) prejudica a interpretação dos horizontes e das falhas mais profundas (seção pré-sal). A
coerência topológica dos horizontes, da movimentação e dos rejeitos das falhas deve ser checada antes
de ser iniciada a restauração. O detalhamento faciológico foi definido por meio da integração de dados
dos poços, de sismofácies e dos modelos deposicionais de Moreira et al. (2007). Cinco seções
geológicas resultantes da interpretação passaram para as etapas de restauração estrutural seguintes.
5.5.3.1- RESTAURAÇÃO DESACOPLADA DA DEFORMAÇÃO PELO SAL
A restauração estrutural trata, de forma desacoplada, as deformações do sal (thin-skinned) e
das camadas abaixo do sal (rifteamento). O sal trabalha como elemento de acomodação dos espaços. A
Figura 5.5 esquematiza as etapas da restauração:
120
• remoção da camada mais superficial com compensação isostática flexural e descompactação
das camadas subjacentes;
• abstração da camada de sal para ajuste de uma geometria modelo referencial de topo;
• restauração livre da deformação por falhas e sal;
• reinserção do sal observando sua conservação de área sob as camadas restauradas e a
coerência de espessuras e estilo da deformação;
• recomposição, por extrapolação regional, da parte distal vacante na seção a fim de
reequilibrá-la para remoção da camada seguinte;
• calibração de paleobatimetria do conjunto restaurado, por ser realizada ao final, esta
calibração será discutida adiante e não está na figura.
Figura 5.5 – Exemplo das etapas de restauração estrutural.
Figure 5.5 – Schematic example of the structural restoration cycle.
Um ponto fixo imposto junto à borda proximal de cada seção despreza a pequena distensão
observada à montante da área de estudo. O relevo remanescente após a remoção de uma camada
sugere onde houve abertura de espaço para a acomodação dos sedimentos da mesma (+) e onde houve
inflação da camada de sal (-). A área do sal, sob a camada removida (A1), é conservada abaixo do
conjunto remanescente restaurado (A1’). Embora esta conservação seja controversa, funciona como
121
elemento de controle de incertezas na restauração estrutural da seção. O balanço dos espaços
movimentados não é trivial, e a premissa condiciona os reajustes na batimetria (↓) e na distensão (←).
O grau de liberdade é menor na restauração das camadas mais recentes (grupos Itamambuca e
Frade), pois as janelas de sal (salt welding) fazem esta restrição. A espessura do sal não deve variar
aleatoriamente durante a restauração e esta variação é acompanhada por geo-história restaurada 1D,
procedimento apresentado em Garcia et al. (2012b).
A restauração das camadas abaixo do sal reflete a dificuldade de interpretação e a falta de
dados. Essa foi realizada por descompactação, restauração dos movimentos ao longo das falhas e
rotação do conjunto para ajustá-lo ao nível batimétrico regional, sem paleogeometria modelo.
5.5.3.2- CONDICIONANTES ISOSTÁTICOS
Cálculos de descompactação e isostasia flexural após remoção da sobrecarga em cada etapa
seguem a formulação de Bender et al. (1989). A solução é um cálculo discreto uniformemente
distribuído ao longo da seção, de forma a considerar cada estrutura importante para depois interpolar.
Valores de espessura de rigidez elástica (Te) de 5 km e de densidade da crosta de 2,78 g/cm3
foram considerados na parametrização. Um valor Te constante é aplicado ao longo de cada seção. A
opção de manter um único valor ao longo do tempo teve a pretensão de simplificar o procedimento e
encontrar similares em outros trabalhos publicados (Roberts et al. 1998).
A carga sedimentar da área de estudo (cerca de apenas 120 km) subestima o efeito da carga
sedimentar da bacia (mais de 600 km da costa à Dorsal de São Paulo) sobre a litosfera. O artifício para
minimizar erros foi extrapolar a geologia regional em cada seção para ambos os lados.
Se as operações de restauração são etapas independentes dos cálculos de descompactação e
isostasia, seus efeitos não são compensados. Um ensaio sobre a seção regional da bacia mostra com
exagero a magnitude deste desequilíbrio (Figura 5.6) e está descrito nos resultados desta pesquisa.
122
Figura 5.6 - Efeitos de isostasia flexural sobre seção regional da bacia de Santos. A isostasia acumulada (A+B+C) está exagerada, onde significativa sobrecarga
sedimentar foi removida, subestimada sob o sal não-restaurado ao centro da seção (D) que, se restaurado, aliviaria a sobrecarga.
Figure 5.6 – Effects of the flexural isostasy on a regional cross-section of the Santos Basin. The cumulated isostasy (A+B+C) is overestimated, where
significant sedimentary overburden was removed, and underestimated on the middle of the section below the unrestored salt layer (D), which, if restored, will
relieve the loading.
5.5.3.3- CONDICIONANTES PALEOTOPOGRÁFICOS
Um perfil paleodeposicional é necessário para referenciar a restauração das camadas após cada
descompactação. Uma superfície similar à do presente, composta de plataforma rasa, talude e águas
profundas, foi interpretada para as camadas deformadas pelo sal por meio de sismofácies e geometria
(Figura 5.7). Os pontos interpretados para a quebra da plataforma e pé do talude são coerentes com o
arcabouço estratigráfico e a evolução da linha de costa (Lavorante & Ebert 2005). Acompanhados ao
longo da restauração, estes pontos condicionam a superfície paleodeposicional em cada etapa.
Figura 5.7 – Pontos da quebra da plataforma e pé do talude, interpretados em sísmica.
Figure 5.7 – Shelf break and foot of slope points, interpreted from the seismic data.
O cálculo isostático e a paleossuperfície não estabelecem valores batimétricos absolutos, cuja
calibração é realizada ao final da restauração. Os poços utilizados na calibração batimétrica não
atravessam a seção sedimentar, e seus sumários bioestratigráficos permitem ajuste de baixa resolução,
com incertezas de centenas a milhares de metros para diferentes ambientes marinhos. Perfis regionais
124
de paleobatimetria foram estabelecidos a partir da bioestratigrafia dos cinco poços, com extrapolação
para a região batial onde não há dados (Figura 5.8).
A abordagem de restauração não considera erosão, eustasia, resfriamento térmico e
compensação isostática de cargas sedimentares reposicionadas após a restauração. As erosões existem
e foram observadas na área de estudo, mas nenhuma de grande magnitude foi interpretada.
Figura 5.8 – Perfis regionais de evolução paleobatimétrica.
Figure 5.8 – Regional profiles for the paleobathymetric evolution.
5.5.3.4- ANÁLISE ESPACIAL DA RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL
O resultado da restauração independente de cada seção é, após a calibração batimétrica
regional, transferido para o ambiente tridimensional do gOcad. Os resultados geram superfícies
bastante suavizadas no domínio 3D, devido ao grande espaçamento. Nenhum controle elaborado é
aplicado na extrapolação, apenas o cuidado de eliminar isópacas negativas. A área de estudo extrapola
lateralmente as seções AA’ e EE’ para definir um volume em relação às cinco seções. As superfícies
do topo e base do sal de cada estágio restaurado são, então, analisadas e mensuradas para análise da
movimentação, dos volumes e das taxas de deformação do sal na área de estudo.
5.6- RESULTADOS
O resultado da restauração estrutural é apresentado em diferentes momentos do início do
rifteamento até o presente. Soluções que viabilizaram o procedimento proposto também estão
discutidas a seguir.
5.6.1- Ensaio de isostasia flexural
O ensaio realizado com a seção da bacia de Santos, de Carminatti et al. (2008), ilustra as
distorções isostáticas acumuladas quando nenhuma restauração estrutural é processada (Figura 5.6). A
125
remoção e a descompactação dos grupos Itamambuca (1), Frade (2) e Camburi (3) produzem as
respostas isostáticas acumuladas A, B e C. O efeito da progradação sobre a isostasia seria diferente se
o deslocamento gravitacional da camada de sal (←4) estivesse restaurado. O resultado sugere que
havia uma rampa (→) na base do sal, que foi transformada em um baixo estrutural no tempo presente
por 12.000 m de sobrecarga sedimentar. As distorções incluem compactação diferencial (#),
subjacentes a montanhas de sal (∆), e um relevo de ombreira (*).
Outro ensaio testou o valor de espessura elástica (Te) no cálculo da compensação flexural.
Valores de Te de 5 e 20 km não produziram diferenças regionais de grande magnitude na remoção de
uma única camada. O resultado destacou apenas diferenças locais, sob as maiores estruturas de sal e
crescimento sedimentar individualizadas no comprimento de onda de dezena de quilômetros, com
amplitudes de até 50 metros para compensação isostática de Te de 5 km. Este valor de Te aproxima o
procedimento ao modelo de Airy e permite uma compensação flexural mais sensível sob as estruturas
halotectônicas. Entretanto, nenhum outro ensaio foi realizado para averiguar as diferenças cumulativas
na remoção sucessiva de camadas. Uma análise mais rigorosa dos valores de Te exigiria também
considerar uma discussão sobre os efeitos térmicos da ruptura litosférica (Watts 2001), o que não foi
possível realizar neste trabalho.
5.6.2 Calibração paleobatimétrica
A calibração batimétrica foi realizada ao final da restauração estrutural, e o cálculo isostático
acumulou diferenças ao longo do tempo. A resposta puramente isostática foi analisada por meio de 15
pontos distintos, 3 em cada seção, situados a 15 km (plataforma), 50 km (talude) e 105 km (águas
profundas) e comparada ao perfil regional esperado (Figura 5.8). A diferença da resposta média, para
cada domínio em relação a este perfil (Figura 5.9), foi extrapolada em mapas e aplicada em cada etapa
para correção batimétrica dos cenários restaurados. A linha tracejada expressa a média geral destas
diferenças. O efeito acumulativo das incorreções isostáticas e as incertezas batimétricas aumentam
para o passado e justificam um fator de suavização adicional também crescente em relação à média no
passado. A incerteza da batimetria nos poços está assinalada nas áreas em cinza na Figura 5.9 e
permite compará-la às diferenças isostáticas.
As discordâncias que limitam os grupos Guaratiba (112 Ma), Camburi (92 Ma) e Frade (64
Ma) ilustram situações notáveis ao ajuste batimétrico nas restaurações (Figura 5.9). Não por
coincidência, corresponde à dificuldade encontrada para restaurar cada megassequência estratigráfica,
com destaque para a própria deposição do sal, com maior taxa de deposição na bacia de Santos, entre
112 e 113 Ma.
126
Figura 5.9 – Diferenças médias entre resultado isostático e perfil batimétrico acumuladas no tempo.
Figure 5.9 – Cumulated average differences between isostatic results and paleobathymetric profiles.
5.6.3 Arcabouço estrutural investigado
O arcabouço estrutural está registrado nas cinco seções AA’, BB’, CC’, DD’ e EE’
restauradas, bem como nas superfícies e nos volumes extrapolados para cada momento restaurado.
O modelo apresenta maior incerteza de interpretação nas camadas mais profundas, devido à
baixa qualidade e ao espaçamento do dado sísmico. O arcabouço das camadas abaixo do sal foi obtido
a partir de traços pouco contínuos, sem possibilidade de garantir a continuidade lateral para as
estruturas mais profundas (Figura 5.10). Esse arcabouço é um mosaico de estruturas pequenas de papel
obscuro na evolução tectônica, com depocentros compartimentados por falhas em grabens
assimétricos.
Destacam-se um alto e um baixo estrutural de maior expressão regional e consistência
evolutiva. Tais estruturas acompanham a principal estruturação NE-SW do embasamento e perdem
magnitude de SW para NE. A região do baixo estrutural controla os maiores depocentros do rifte e
pós-rifte, em particular no compartimento W, de expressão mais profunda nas seções AA’ e BB’. A
relação desse compartimento mais espesso para a situação mais delgada na seção CC’ e a
diferenciação de geometria da falha de borda do baixo nas seções AA’ e BB’ inferem a existência de
uma estrutura NNW, subparalela às seções geológicas. No alto estrutural das seções AA’ e BB’, um
espessamento das camadas está aparentemente controlado pela estrutura NNW, expressando a
complexidade das estruturas profundas e sugerindo maior extensão lateral do compartimento W.
127
Figura 5.10 – Relevo do embasamento, projetada espessura da seção pré-sal.
Figure 5.10 – Basement interpreted top with superimposed pre-salt thickness map.
A base do sal, na região do alto estrutural, reflete uma forma suavizada do embasamento
(Figura 5.11). Essa estrutura coloca em questão a premissa de evolução estrutural desacoplada entre a
tectônica das fases rifte e pós-rifte (envolvendo embasamento), em relação à deriva (deformação por
halocinese). As falhas do embasamento tangenciam a base do sal nas seções AA’ e BB’. O relevo
herdado do embasamento controlou a deposição do sal, que, atualmente, mesmo deformado e
descontínuo, tem estruturas maiores e mais espessas no baixo estrutural no compartimento W.
Muralhas amalgamadas confinam as minibacias na região distal.
Figura 5.11 – Base dos evaporitos, projetada espessura do sal.
Figure 5.11 – Salt interpreted base with superimposed salt thickness map.
128
Os grupos Camburi, Frade e Itamambuca refletem o controle da progradação sedimentar sobre
a movimentação do sal (Figura 5.12). As maiores espessuras proximais também são observadas no
compartimento W das seções AA’ e BB’, com o relevo preexistente trabalhando como anteparo ao
avanço da sedimentação.
Figura 5.12 – Isópacas dos grupos Camburi (A), Frade (B) e Itamambuca (C) projetadas nos
respectivos topos demonstrando a progradação sobre a falha de Cabo Frio.
Figure 5.12 – Isopach maps of the groups Camburi (A), Frade (B) and Itamambuca (C) superimposed
on respective interpreted tops. The perspective sequence shows the Cabo Frio Fault movement.
129
A falha de Cabo Frio atravessa a área de estudo na orientação SW-NE e tem seu
desenvolvimento ligado à tectônica do sal. Sua posição atual é bem definida pelo limite entre as
maiores espessuras proximais e os depocentros mais descontínuos das minibacias distais.
O arcabouço interpretado e a análise de suas espessuras foram suficientes para construir um
modelo evolutivo da área e estabelecer premissas da restauração estrutural.
5.6.3 Restauração 2.5D
A restauração das seções extrapoladas ao domínio 3D destaca alguns elementos da evolução
estrutural relacionados à divisão estratigráfica discutida, bem como à metodologia de restauração
adotada.
A restauração das camadas mais profundas reflete a precariedade do modelo estrutural e
apresenta resultados pouco robustos. As falhas que definem o baixo estrutural apresentam maior
rejeito no compartimento W. O maior movimento isostático neste compartimento pode ser
interpretado como situação de maior estiramento litosférico. Comparando-se o relevo restaurado para
o embasamento há 132 e 113 Ma e, no presente, observa-se o abatimento diferencial do baixo
estrutural maior durante as fases rifte e pós-rifte (Figura 5.13).
Figura 5. 13 – Relevo do embasamento restaurado há 132 Ma, 113 Ma e no presente.
Figure 5.13 – Basement restored surfaces at 132 Ma, 113 Ma and at present day.
O cenário restaurado (visualizado nos ambientes 2.5D e 3D) no momento anterior à deposição
do sal há 113 Ma (Figura 5.14) ilustra a espessura sedimentar depositada entre 132 e 113 Ma. Uma
linha tracejada realça a diferença de dois domínios estruturais. A Figura 5.14 mostra um relevo com
130
desníveis maiores que 2.000 m, suficientes para acomodar a espessa camada de sal durante 1 Ma
seguintes.
Os evaporitos preenchem o relevo preexistente, provocando importante resposta isostática na
bacia (Figura 5.15). O cenário sugere um desenvolvimento da bacia evaporítica a partir de dois
depocentros independentes, separados pelo alto estrutural, posteriormente amalgamados em uma única
bacia. As maiores espessuras ocorrem, novamente, no compartimento W, enquanto as menores, na
região do alto estrutural.
Figura 5.14 – Cenário restaurado há 113 Ma.
Figure 5.14 – Restored scenario 113 Ma ago with higher relief predating the salt deposition.
Figura 5.15 – Cenário restaurado após deposição do sal.
Figure 5.15 – Restored scenario after the salt deposition, with smoothed surface at the top.
131
A tectônica do sal tem início com a deposição dos carbonatos do Albiano e siliciclásticos do
Cenomaniano (Figura 5.16). Os primeiros diápiros se formam na região mais espessa do sal, em que o
alto estrutural oferece a primeira resistência à movimentação. A configuração típica de evolução da
bacia de Santos logo se estabelece, com a plataforma proximal mais espessa passando a depósitos mais
delgados em águas profundas. Pequenas diferenças no avanço da plataforma e na compartimentação
refletem incertezas – talvez imprecisões – de restauração. Um traço do que virá a ser a falha de Cabo
Frio pode ser desenhado no pé do talude há 92 Ma, com a camada de sal subaflorando.
A deposição do Grupo Frade intensifica a progradação sedimentar (Figura 5.17). Nas seções
AA’ e BB’, ocorre compartimentação em torno dos diápiros, alguns em condição subaflorante. A
progradação se desenvolve em padrão antitético, mas sem complexidade na região das seções CC’,
DD’ e EE’. A falha de Cabo de Frio, impulsionada pela sedimentação em trato de mar baixo, avança
em torno de 50 km durante aproximadamente 30 Ma (do Cenomaniano ao final do Cretáceo).
Figura 5.16 – Cenário restaurado há 92 Ma.
Figure 5.16 – Restored scenario 92 Ma ago predating the Cabo Frio Fault starting location.
A falha de Cabo Frio desacelera seu avanço durante a deposição do Grupo Itamambuca e
desloca-se menos de 5 km durante mais de 60 Ma – retornando ao ponto de partida da restauração, o
tempo presente (Figura 5.18). A deformação do sal respondeu continuamente à sobrecarga sedimentar,
porém não foi linear nem uniforme. Nas regiões proximais já havia muita restrição ao movimento,
pois o sal deformado estava constrito pelas janelas formadas e a sobrecarga sedimentar como que
ancorada na base do sal. Sem as limitações de mar baixo, predominava-se a agradação sedimentar. Na
região mais distal, a compressão passa a compensar pequenos movimentos distensivos, principalmente
na falha de Cabo Frio, e as minibacias experimentam um desenvolvimento mais intenso.
132
Figura 5.17 – Cenário restaurado do topo do Cretáceo há 64 Ma.
Figure 5.17 – Restored scenario at the upper Cretaceous top 64 Ma ago.
Figura 5.18 – Modelo baseado na interpretação sísmica.
Figure 5.18 – Interpreted model based on seismic data (present day configuration).
133
5.6.3 Mudanças de volume ao longo do tempo
As áreas do modelo 2D, dividido em três partes, sedimentos abaixo do sal (pré-sal), sal e
sedimentos acima do sal (deriva), mostram-se correlacionáveis aos volumes do modelo 3D
extrapolado (Tabela 5.1).
Idade Seção AA’ Seção BB’ Seção CC’ Seção DD’ Seção EE’ Média 2D Volume 3D
(Ma)
(km2)
(km2)
(km2)
(km2)
(km2)
(km2)
(km3)
Deriva
487
506
551
628
538
542
22649
Sal
219
196
131
88
105
148
6422
Pré-Sal
311
324
227
268
262
278
11325
Tabela 5.1 – Áreas das cinco seções, área média e volumes no tempo presente.
Table 5.1 – Areas of the five cross-sections, general 2D average area and total 3D volume at the present
day.
Em média, as áreas correspondem bem aos volumes. A área média da camada de sal é de 15%
em relação à área total e varia nas cinco seções entre 22 (seção AA’) e 9% (seção DD’). O volume
médio de sal é de 16% em relação àquele total da área de estudo. Essa boa correlação se deve a
superfícies obtidas por extrapolação suavizada que não representam detalhes tridimensionais da área
de estudo.
Taxas de sedimentação foram calculadas a partir da área e de volumes. Os valores para o sal
impressionam: mais de 1.200 m por Ma, dez vezes maior do que a taxa na sedimentação subjacente
(Pré-sal) e 30 vezes maior do que nas unidades sobrepostas (fase de deriva).
A desaceleração da tectônica de sal pode ser analisada por meio das variações de volume de
sal ao longo do tempo. A relação entre o sal e os sedimentos afetados pela tectônica adiastrófica se
inicia em 100% sal e nada de outros sedimentos antes da deposição dos carbonatos albianos e termina
em torno de 28% da área ou volume sedimentar no tempo presente. Conforme esta relação varia ao
longo do tempo, o predomínio da reologia dúctil diminui. O volume de sal interpretado no tempo
presente pode ser isolado do volume acrescido ao longo da restauração para recompor o sal expelido
para regiões mais distais. A Tabela 5.2 e as Figuras 5.19 e 5.20 mostram as variações no modelo 3D
em diferentes momentos. As inflexões observadas nas curvas evidenciam a correlação entre
deformação e sedimentação, novamente coincidindo com os limites deposicionais entre os grupos
Camburi, Frade e Itamambuca (92 e 64 Ma).
A restauração de seções foi realizada de forma independente, e nenhuma interação entre os
resultados foi feita durante a restauração. É natural que diferenças na deformação restaurada sejam
134
observadas entre uma seção e outra. A superposição dos topos restaurados para o sal em cada etapa
oferece uma visão evolutiva da deformação (Figura 5.21). No princípio, há 112 Ma, o topo do sal é
quase plano. Ao final da deposição do Grupo Camburi (98 e 92 Ma), a deformação proximal já é
intensa e as estruturas de sal aparecem ainda suaves. A falha de Cabo Frio e as feições compressivas
ainda não são expressivas. A deposição do Grupo Frade (92 a 64 Ma) causa menos subsidência
proximal, prograda a plataforma em direção à bacia coerentemente com Lavorante & Ebert (2005) e
cria janelas na camada de sal. Por fim, durante a deposição do Grupo Itamambuca (entre 64 Ma e o
presente), a deformação compressiva se estabelece e a agradação sedimentar ocorre mais distribuída
na área de estudo. Nas diferenças de distensão, as seções AA’ e BB’ parecem mais obstruídas pelo alto
estrutural e pela estruturação precoce do sal no baixo estrutural, durante o Albiano e o Cenomaniano.
A progradação durante o nível de mar baixo que provê um avanço mais linear em toda a área parece
refletir a diminuição do papel destas estruturas no controle halocinético.
Idades (Ma)
Volume de sal
(km3)
Variação do
presente (%)
Volume expulso
(km3)
Superfície de sal
3D (km2)
Taxa de
Distensão/área
0
16
34
64
67
70
79
88
92
98
112
6347
6386
6502
7111
7396
7501
7916
8274
9467
9370
9799
100%
101%
102%
112%
117%
118%
125%
130%
149%
148%
154%
0
11
53
248
397
668
1135
1516
2507
3033
3549
5160
5157
5143
5079
5018
4883
4654
4478
4040
3756
3492
148%
148%
147%
145%
144%
140%
133%
128%
116%
108%
100%
Tabela 5.2 – Medidas de áreas e volumes no modelo 3D.
Table 5.2 – Areas and volumes quantification from the 3D restored model at different times.
Figura 5.19 – Áreas e volumes de sal no modelo 3D.
Figure 5.19 – Areas and volumes of the salt layer from the 3D restored model through time.
135
Figura 5.20 – Redução do volume de sal na área de estudo comparada ao avanço em área do sal atual.
Figure 5.20 - Salt volume reduction in the study area compared to the present day salt area
progradation.
Figura 5.21 – Topo do sal em suas diferentes restaurações palinspásticas.
Figure 5.20 – Salt top surface progradation through its sequential restoration results.
O desenvolvimento da falha de Cabo Frio está associado aos principais depocentros na área de
estudo desde o Albiano (Figura 5.22). Assim que espessos pacotes proximais do Grupo Camburi se
depositam sobre os evaporitos, impulsionam-nos para ‘reduzir’ o espaço de acomodação distal. Um
limite frágil entre um domínio espesso distensivo e outro delgado compressivo condicionam o
desenvolvimento da falha.
136
Guerra (2008) faz alerta aos efeitos que a translação das estruturas (por dezenas de
quilômetros em algumas situações) poderia causar à evolução dos sistemas petrolíferos. Os resultados
sugerem grande translação relativa das estruturas de sal, mas também apontam padrões diferentes de
distensão na deformação que ocorre nas fases rifte, pós-rifte e durante a de deriva. Desta forma, as
principais rochas geradoras (estratigraficamente abaixo do sal) ficam relativamente imóveis, as janelas
na camada de sal (principais elementos para migração secundária) são também relativamente estáticas
e, do final do Cretáceo em diante, pouca movimentação lateral devido à tectônica do sal é prevista. Os
resultados da restauração corroboram a avaliação de Araújo et al. (2005) de que 90% da deformação
salífera na bacia de Santos ocorre até o final do Cretáceo. Para tais autores, o pico de expulsão de
petróleo ocorreu no Campaniano superior e uma importante frente de migração se desenvolve de 44
Ma até o presente. Os resultados sinalizam, portanto, pouco risco de sincronismo ao sistema
petrolífero devido à tectônica de sal, mas a análise local de estruturas mais complexas não deve ser
negligenciada em estudos específicos.
Figura 5.22 – Sequência de restauração há 0, 64, 92 e 112 Ma. Ilustração da subsidência do
embasamento restaurado, do passado ao presente, na base da figura.
Figure 5.22 – Restoration palinspastic sequence for 0, 64, 92 and 112 Ma ago. The basement restored
subsidence is superimposed from the past to the present day in the lower part of the figure.
137
5.7 - DISCUSSÃO
Os resultados obtidos permitem uma análise sobre a evolução geológica da área de estudo e
breves discussões, com destaque para as variações na camada de sal, organizadas a seguir.
5.7.1 Batimetria e isostasia nas restaurações
A compensação flexural da isostasia é apenas parte dos movimentos verticais e demanda uma
calibração paleobatimétrica após cada etapa de restauração. As incertezas dos dados bioestratigráficos
são quase comparáveis aos erros acumulados nos cálculos isostáticos (Figura 5.9). O aprofundamento
das curvas na Figura 5.9 reflete a maior incerteza na restauração da subsidência total do passado, mas,
certamente, há fenômenos que não foram considerados nos cálculos. Um efeito não considerado é a
eustasia, de menor magnitude. Outro desconsiderado é a variação térmica na litosfera durante a
evolução da margem passiva (Te constante). Isto equivale a desconsiderar um passado mais quente e a
resposta reológica da litosfera mais suscetível à deformação. As diferenças isostáticas observadas para
a variação de Te não justificaram estudos para um valor constante, entretanto sugerem a importância
de sua variação no tempo em um estudo integrado.
Na incerteza da restauração de mais de 2.000 m de evaporitos e na magnitude da depressão
necessária para acomodá-los (Montaron & Tapponnier 2010, Garcia et al. 2012b) entre 113 e 112 Ma,
pode estar outra fonte maior das diferenças no cálculo isostático (Figura 5.9). O aumento acentuado
nas diferenças entre 112 e 92 Ma corresponde à maior intensidade da deformação halocinética, quando
o Grupo Camburi é depositado sobre evaporitos dúcteis ainda muito espessos. Há muita incerteza na
restauração destes cenários. Essa variação na isostasia concorre para a hipótese de Gonzaga (2005) de
que o rifteamento tenha se prolongado durante o Albiano, embora tal postulação não seja corroborada
pela abordagem de restauração. A mudança de padrão nos erros isostáticos entre 92 e 64 Ma coincide
com a progradação do Grupo Frade e com o rápido avanço da linha de costa sob o trato de mar baixo
(Moreira et al. 2007). Coincide também com o estabelecimento das primeiras janelas na camada de
sal, ou seja, já não havia mais um sal proximal tão espesso para acomodar a sedimentação e se produz
grande distensão lateral, nem tanto na vertical.
Nenhuma aplicação conhecida que utilize procedimentos estanques para descompactação e
restauração recalcula a isostasia para o reposicionamento de cargas em situações de grande distensão
lateral, a menos que se trabalhe com métodos de elementos finitos. Os 15 horizontes interpretados
minimizam o erro acumulado. A restauração de uma camada de um fatiamento estratigráfico mais
detalhado e delgado minimiza o erro isostático acumulado e a descompactação diferencial. Representa
uma deformação menor a cada etapa de restauração e, consequentemente, um desvio menor para a
descompactação seguinte.
138
5.7.2 Restauração estrutural e integração 2D/3D
Por mais que a halocinese seja complexa, sendo o sal incompressível, somente a dissolução
pode alterar efetivamente o volume de sal. O melhor controle de restauração foi partir de um modelo
de deformação e fluxo. Se o sal responde à sedimentação, uma tendência de escape e variação de
volume pode ser estabelecida. A área de estudo contrabalança depocentros mais significativos na parte
proximal à minibacias distais, tendo um alto estrutural como elemento perturbador da deformação na
transversal ao transporte tectônico. Assumindo desvios neste balanço, a premissa de conservação da
área para a camada de sal representa a busca de uma ferramenta de controle local para a restauração.
Em outras palavras, o sal responde proporcionalmente ao quanto é impulsionado pela progradação e
acumulado sob as minibacias distais (Figura 5.22). Esta proporcionalidade se expressa na conservação
de área sob o domínio desta compensação.
Enquanto Mohriak & Szatmari (2001) interpretaram a grande lacuna (gap) do pacote Albiano
(dezenas de km) na falha de Cabo Frio como resultado da distensão com enormes deslocamentos
acumulados, Ge et al. (1997) propuseram uma lacuna deposicional devido à inflação distal da camada
de sal em função da carga de sedimento proximal. A restauração sugere uma composição destes
fatores, deslocamento lateral sindeformacional e sedimentação distal restrita para o desenvolvimento
desta lacuna.
5.8 - CONCLUSÕES E PERSPECTIVAS
A restauração estrutural 2.5D integrada à análise volumétrica e espacial se mostrou ferramenta
poderosa para o aprendizado e para a compreensão da tectônica de sal na porção central da bacia de
Santos.
A restauração produziu um cenário evolutivo bem correlacionado ao arcabouço estratigráfico.
A subsidência obtida em restauração foi mais significativa nas fases rifte e pós-rifte (Grupo
Guaratiba), particularmente sobre o baixo estrutural proximal, região estruturalmente fragilizada que
acomoda as maiores espessuras, inclusive do sal Aptiano. A instalação de espessa plataforma sobre
este baixo controlou o deslocamento lateral do sal, produzindo espaço de acomodação para a fase de
deriva, desde a chegada dos primeiros sedimentos no Albiano (Grupo Camburi). Ao final do
Cenomaniano, a camada de sal já não encontra tanta facilidade para se deslocar e acomodar a
deposição do Grupo Frade e, sob trato de mar baixo, a plataforma avança em direção à bacia. A partir
do Paleoceno, o sal tem sua mobilidade lateral praticamente anulada, com janelas bem estabelecidas,
deforma-se menos e acomoda a deposição do Grupo Itamambuca predominantemente por agradação.
139
Os quatro grupos estratigráficos diferenciaram-se em diversos aspectos controlados da
restauração (isostasia, falhas, diapirismo, movimentação lateral etc.). A transição entre diferentes
padrões de sedimentação e deformação foi crítica na restauração, e as discordâncias que separam os
grupos Camburi, Frade e Itamambuca ficaram bem remarcadas nas divergências analisadas entre as
cinco seções restauradas e na área de estudo.
O
controle
estrutural
também
ficou
claro
na
restauração.
A
deformação
foi
predominantemente vertical nas fases rifte/pós-rifte e lateral, na halotectônica. Cerca de 50% da
subsidência no compartimento W do baixo estrutural ocorreu durante as fases rifte e pós-rifte. A
subsidência térmica da fase drifte ficou mais homogeneamente distribuída. As taxas de distensão β
foram significativamente maiores na deformação halocinética e diferenciadas na direção de transporte
por estruturas preexistentes NE-SW.
Os resultados validaram a conservação material do sal como opção de controle da restauração
da área de estudo, pois a redistribuição do sal assim restaurado estabeleceu relações coerentes para as
taxas de distensão e sedimentação.
Os resultados dos ensaios e da restauração palinspástica deixaram claro que os programas não
compensam os efeitos correlatos de isostasia, batimetria, descompactação e deslocamento lateral em
seus cálculos e procedimentos. O trabalho apontou um ferramental de cálculo integrado destes
fenômenos como perspectiva de desenvolvimento para eliminar os erros acumulativos observados em
um tratamento em separado. Os resultados sugerem igualmente a consideração dos efeitos térmicos da
ruptura litosférica bem como da eustasia ao longo do tempo e do espaço para ampliar a compreensão
dos fenômenos observados.
140
CAPÍTULO 6
ANÁLISE E DISCUSSÃO COMPLEMENTAR DOS RESULTADOS
“É por isso que eu as percorrerei certo número de vezes com uma espécie de movimento contínuo da
imaginação que vê de uma só vez cada objeto em particular ao mesmo tempo em que passa para os outros, até
que tenha aprendido a passar da primeira relação para a última com rapidez bastante para que, sem deixar
quase nenhuma função à memória, pareça-me ver o todo ao mesmo tempo por intuição”
Descartes, filósofo, físico e matemático
6.1- INTRODUÇÃO
Esse capítulo traz uma revisão complementar dos resultados e produtos da pesquisa realizada,
abordando assuntos que não foram esgotados ou submetidos à apreciação nos artigos publicados
(capítulos 4 e 5). Essa revisão trata os resultados obtidos à luz da bibliografia de referência mais
atualizada, detalha ensaios de verificação sobre procedimentos aplicados e coloca em destaque os
pontos consistentes, as deficiências e as melhorias possíveis.
Por ser uma ferramenta rápida e barata, a restauração estrutural de seções ainda supre muitas
necessidades da exploração geológica. Alguns aspectos da restauração estrutural em seções bem
resolvidos na literatura foram retomados nos procedimentos aplicados como fenômenos que se afetam
mutuamente, mas as soluções dadas carecem de melhorias e/ou simplificações. As ferramentas
utilizadas para controle da restauração permitiram otimizar os procedimentos palinspásticos,
minimizaram erros grosseiros, induziram forte correlação nos resultados e ofereceram oportunidades
para diversos ensaios complementares em variadas dimensões. Tais ensaios conceberam revisões do
modelo inicial e conduziram a melhorias do resultado final.
Análises preliminares e indiretas com base nos resultados balizam argumentações sobre os
sistemas petrolíferos e resgatam o interesse em viabilizar modelos cinemáticos da deformação para
aplicação em simulações sobre eles.
6.2- A RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL DA HALOCINESE NA BACIA DE SANTOS
A comunidade científica continuou a gerar significativos trabalhos de referência sobre o tema
focado na presente pesquisa no curso de sua realização. Muitos desses trabalhos utilizaram a
restauração estrutural 2D como principal ferramenta de investigação, revisaram aspectos
metodológicos e abordaram fenômenos de subsidência, compactação, deformação e deposição de
evaporitos, produzindo aspectos relevantes a serem confrontados aos resultados obtidos.
141
A região da área investigada na bacia de Santos (Figura 6.1) também foi estudada por meio de
técnicas de restauração estrutural 2D por Guerra (2008), Caldas & Zálan (2009), Correa (2009) e
Guerra & Underhill (2012). Em adição, uma minibacia na região compressiva mais distal foi objeto
comum de análises por alguns desses autores (Figura 6.2).
Figura 6.1 – Localização aproximada das áreas investigadas por Caldas & Zalán (2009) em amarelo,
Guerra & Underhill (2012) em verde e Corrêa (2009) em azul. O polígono em vermelho representa a
área estudada.
Figure 6.1 - Location map of study areas from Caldas & Zalán (2009) in yellow, Guerra & Underhill
(2012) in green and Corrêa (2009) in blue. The red polygon represents this thesis study area.
142
Figura 6.2 – Restaurações de minibacia efetuadas por Caldas & Zalán (2009), ao alto, e Corrêa
(2009), embaixo, a partir de composição modificada de originais.
Figure 6.2 - Minibasin within the study area that was restored by Caldas & Zalán (2009) on the upper
part and by Corrêa (2009) on the lower part. Composition modified from these authors.
143
Caldas & Zalán (2009) utilizam uma técnica simples para horizontalizar a base do sal e
consideraram uma deformação conservativa na camada de sal em resposta à sobrecarga (Figura 6.3). O
resultado em planta reconstitui os principais espessamentos necessários para ajustar variações
observadas em mapas de isópacas da sobrecarga. O interessante na técnica diz respeito à utilização das
espessuras para extrapolar espacialmente a deformação restaurada em 2D. Esses autores pressupõem
que o Albiano tenha se depositado sobre leito quase plano em razão de suas feições tabulares. Não
examinaram a possibilidade de compressão precoce sobre as primeiras camadas depositadas sobre o
sal, mas suas reconstituições dos episódios de deformação mais antigos (Albiano e Turoniano)
mostram espessamentos na camada de sal, separando depocentros relativamente paralelos e
estabelecendo um comprimento de onda orientado ortogonalmente ao transporte tectônico (Figura
6.4). Tais ondulações sob o topo plano restaurado poderiam ser interpretadas como sutil expressão de
compressão.
Corrêa (2009) aplicou uma abordagem não conservativa em relação ao sal para reconstituir e
quantificar a deformação na minibacia propriamente dita (Figura 6.3). Esse autor observa dobras de
pequena amplitude e alta freqüência na sísmica e nos modelos físicos analógicos e postula uma
camada frágil menos espessa submetida a dobramento mais apertado, como mecanismo possível e
coerente com a hipótese feita acima. Mas tal condição não é reproduzida com clareza em seus
resultados de restauração em seções (Figura 6.4).
Entretanto, em nenhum dos dois trabalhos as camadas abaixo do sal foram restauradas ou se
prestaram para controle da deformação halocinética, como na restauração estrutural realizada na
presente pesquisa. Ainda que as diferenças de abordagem sejam significativas, os resultados aqui
alcançados encontram boa correlação com a evolução tectonossedimentar observada nos derivados por
esses autores. Os dados de espessuras acumuladas sobre o sal, tal como apresentados por Corrêa
(2009), foram aqui relativizados (Figura 6.5 - curva preta) para uma comparação direta com as taxas
de distensão obtidas nas superfícies restauradas (Figura 6.5 - curva vermelha). Ambas as curvas
mostram maior variação durante a expressiva progradação registrada na deposição do Grupo Frade. A
quantidade de volume de sal remobilizado pelo aporte sedimentar obtida na restauração (Figura 6.5 curva verde) também varia mais quando há maiores variações nas espessuras acumuladas de Corrêa
(2009). Os valores de distensão intervalar e acumulada extraídos de Corrêa (2009, Figura 6.6 - linhas
contínuas) também apresentam excelentes correlações com os valores ponderados do modelo
restaurado (Figura 6.6 - linhas tracejadas).
144
Figura 6.3 – A sequência ao centro mostra a restauração da minibacia com conservação de área do sal
ao longo da seção C-C’. Nas laterais os resultados de Caldas & Zalán (2009) e Corrêa (2009).
Figure 6.3 - The minibasin restoration at the center was performed during this research with the
conservation of the salt area along the section C-C '. The deformation of the overburden and the salt
layer were reconstructed. The results on the left are from Caldas & Zalán (2009) with salt
conservation and on the right from Corrêa (2009) without the conservation. The red signal shows the
relative movement between the overload and the sequences below the salt. Notice the vertical
movement of the units below the salt due to the isostatic compensation.
145
Figura 6.4 – Elementos da restauração para o Albiano de Caldas (2007), Corrêa (2009) e desta
pesquisa.
Figure 6.4 – Aspects considered for the Albian restoration as presented by Caldas (2007), Corrêa
(2009) and this research. The Albian high frequency folding noted in sand box experiments, salt
thickness restorations, seismic data and shelf-slope-rise morphologic approaching.
Figura 6.5 – Correlação de variações de espessuras observadas por Corrêa (2009) com resultados
obtidos na presente pesquisa.
Figure 6.5 – Thickness variation observed by Corrêa (2009) - black line - is correlated with the salt
surface expansion - red line - and also with salt volume reduction - green line - due to the lost salt
volume which was pushed beyond the study area.
146
Figura 6.6 – Correlação entre as variações de distensões observadas por Corrêa (2009) com os
resultados obtidos na presente pesquisa.
Figure 6.6 - Correlation between the extension strain rates observed by Corrêa (2009) - solid lines and the results obtained in this study - dashed lines.
Guerra & Underhill (2012) consideram que as dobras observadas nas camadas da sobrecarga
do Albiano poderiam ter resultado não apenas da compressão precoce de camadas de sobrecarga ainda
delgadas sobre os evaporitos, mas também da redução de espaço nas minibacias durante sua formação.
O modelo cinemático considerado nessa tese postula a deformação halocinética já para as camadas do
Albiano conforme observado por Corrêa (2009) em sísmica (Figura 6.4). Para Guerra & Underhill
(2012) boa parte do sal hoje presente no setor de águas profundas foi impulsionado das porções mais
proximais pela sobrecarga diferencial, tendo como mecanismo indutor a sedimentação. A seção mais a
sudoeste restaurada por esses autores passa pela área de estudo e apresenta resultados semelhantes,
com desaceleração da distensão após o Cretáceo (Figura 6.7). Esses autores propõem a criação de
minibacias poligonalmente controladas por duas diferentes direções de transporte tectônico.
147
Figura 6.7 – Comparação de resultados com seção restaurada por Guerra & Underhill (2012).
Figure 6.7 - Cross-sections restoration results from Guerra & Underhill (2012) and this study are
compared. The red arrows indicate approximately the lateral movement of the salt through time. The
black arrows show the static major depocenter.
6.3- ENSAIOS DE RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL 2D
Um simples ensaio de verificação por meio de um modelo sintético e sem efeitos da
halotectônica foi preparado para aferir problemas nos cálculos de descompactação (Figura 6.8). O
modelo configura um gráben simétrico com 500 km de largura na superfície e 8 km de espessura,
materializado por 14 camadas sedimentares sobre um embasamento de granito, empilhadas da base
para topo da seguinte forma: arenito, folhelho, grainstone, wackestone, mudstone, arenito, siltito e
folhelho, seguido novamente de grainstone, wackestone, mudstone, folhelho, siltito e arenito. Tais
camadas possuem espessuras lateralmente uniformes em torno de 570 metros. Os parâmetros de
148
decaimento para as diferentes fácies são os mesmos que foram utilizados no restante da pesquisa
(tabela 4.1). Os resultados demonstram que a descompactação foi de fato subdimensionada,
recuperando apenas algumas centenas de metros de soterramento onde efetivos milhares de metros de
sobrecarga foram removidos (Figura 6.9). Na prática é como se esse fenômeno não tivesse sido
considerado na restauração e as considerações a cerca da recuperação de efeitos de compactação
diferencial perdessem em valor absoluto.
Figura 6.8 – Modelo sintético de aferição nos cálculos de descompactação realizado no RECON-MS.
Figure 6.8 - Schematic model for verification of the decompaction calculations made with RECONMS.
Figura 6.9 – Resultado da descompactação do modelo sintético. A seta indica porosidades a milhares
de metros de soterramento equivalentes a centenas de metros nas curvas dos parâmetros aplicados.
Figure 6.9 - Results of the schematic model's decompaction. The arrow indicates that porosities at
thousands meters of burial are equivalent to hundreds meters on the curves of the applied parameters.
149
O fenômeno da compactação também deve ser considerado na dimensão horizontal devido ao
encurtamento estrutural. Moore et. al. (2011) calcularam a perda de água durante a deformação ao
longo da restauração de seções geológicas em regime compressivo e correlacionaram a variação de
volume poroso à compactação difusa. Para tanto, utilizaram valores de porosidade derivados de
velocidades sísmicas intervalares para melhor definir o meio rochoso em uma cunha de acressão
tectônica. Avaliar a importância da distribuição diferencial da compactação em restaurações
estruturais através do campo de velocidades sísmicas era um dos propósitos iniciais da presente
pesquisa, no entanto, esta ação não foi adiante em face de dificuldades com os dados de sísmica 2D.
Butler & Paton (2010) tomaram a quantificação relativa entre distensão e compressão para
avaliarem efeitos da compactação lateral em domínios compressivos de águas profundas (Figura 6.10).
Para esses autores uma componente de deformação horizontal é necessária para compensar as
diferenças observadas na compressão em relação ao excesso de distensão. Além disso consideraram
ser plausível a compactação lateral de rochas pouco litificadas. No sentido inverso ocorre o fenômeno
de preservação da porosidade em folhelhos sobrepressurizados. Nenhuma dessas questões foi
considerada durante a restauração e análise de resultados na presente pesquisa pois requerem
simulações específicas que envolvem princípios geomecânicos, não disponíveis nos algoritmos
utilizados.
Figura 6.10 – Esquema de compactação lateral como resultado possível da compressão induzida por
tectônica gravitacional (modificado de Butler & Paton 2010). Parte da translação por distensão foi
acomodada por perda de volume nos poros das rochas poucos consolidadas sob compressão.
Figure 6.10 - Lateral compaction scheme as a possible result due to compression induced by
gravitational tectonic (modified from Butler & Paton 2010). Part of the translation by extension was
accommodated by pore volume losing at poorly consolidated rocks.
Além da descompactação, o equilíbrio isostático constituiu outro fenômeno representativo nos
procedimentos de restauração adotados. Davison et al. (2012) especulam sobre o papel da espessa e
rápida deposição do sal enquanto elemento indutor de um ajuste isostático local. Esses autores
interpretam o intenso carregamento de evaporitos sobre a crosta como agente de reativação de falhas e
alimentador de grábens em subsidência diferencial, com fluxo de evaporitos das regiões menos
subsidentes para as depressões induzidas. Para tanto, pressupõem um relevo preexistente que
150
acumulou evaporitos nos baixos e uma halocinese precoce durante a deposição do sal. Ilustraram em
seus cálculos isostáticos como as espessuras elásticas menores favorecem suas premissas, a exemplo
dos valores de 5 km utilizados nessa pesquisa. A posição original de deposição do sal, entretanto, não
foi aparentemente restaurada por eles e, por conseguinte, o resultado sugere uma superestimação do
efeito isostático de uma carga distal de densos evaporitos (Figura 6.11).
Figura 6.11 – Diferentes esquemas de compensação isostática em margens passivas (composição
modificada de Davison et al. 2012 e de Watts 1992).
Figure 6.11 – Composition with different schemes of subsidence on passive margins. On the top, at
the left, is presented the Davison et al. (2012) model of local subsidence induced by the salt layer
loading and subsequent rifting faults reactivations. Below, still on the left the scheme of progradation
subsidence response of Watts (1992) is presented. On the right a more complex scheme is supposed in
this study. The salt movement provides a proximal early loading not considered by the first cited
authors and a gradual redistribution of the loading through time.
Os efeitos isostáticos da progradação em margens passivas, no modelo simplificado de Watts
(1992), corroboram o pressuposto de que a sobrecarga tenha remobilizado gradual e lateralmente os
evaporitos na bacia de Santos bem como induzido uma subsidência diferenciada no tempo e no
espaço. O esquema utilizado nessa pesquisa reconstitui a translação lateral dos evaporitos de forma
que o efeito isostático impresso pela deposição dos densos evaporitos tenha uma magnitude maior na
região proximal. Por outro lado, o efeito isostático dessa remobilização lateral do sal por restauração
não é considerado, pois o algoritmo utilizado não foi construído para isso, superestimando a isostasia
devida à progradação e subestimando-a distalmente onde o sal foi removido por translação. O
procedimento foi descrito regionalmente no capítulo 3 (Figura 3.14).
Os sedimentos que remobilizam os evaporitos são menos densos que o sal quando ainda estão
pouco soterrados (Jenyon 1986). A inflação da camada dúctil simulada por Corrêa (2009), coerente
151
com as condições erosivas pressupostas por Ge et al. (1997), pode ter sido minimizada ou limitada por
reativações de grábens proximais. Tais considerações corroboram a utilização do detalhamento de
fácies e do valor de Te de menor magnitude para os cálculos de uma compensação isostática mais
diferenciada. Uma quantificação de tais efeitos sobre os baixos estruturais na bacia de Santos poderia
contribuir para explicar reativações como o ressalto isostático na região continental, conhecido como
rebound elástico da serra do Mar.
Uma vez que os resultados de compensação flexural obtidos conduziram a subsidências
superestimadas, o espaço para ajuste da deformação foi se tornando gradativamente maior e tornando
mais fácil de resolver a restauração estrutural. Ajustes nos cálculos de descompactação e isostasia são
necessários para minimizar os ajustes batimétricos e melhorar os resultados da restauração de seções.
6.4- ENSAIOS DE RESTAURAÇÃO GEOHISTÓRICA 2D/1D
A ferramenta de construção da geohistória 1D foi implementada para controlar e conservar
área e espessuras do sal ao longo da restauração estrutural da deformação halocinética. Essa
ferramenta faz de certa forma uma analogia às linhas soltas de Elliot (1980) e acompanha a
deformação ao longo do tempo. Contudo faz tal observação desde um referencial fixo, enquanto a
deformação se move. Essa ferramenta teve um papel importante sobre as condições de contorno da
restauração e permitiram diversas análises da deformação no tempo e no espaço.
A construção dos gráficos de geohistória ocorre com o desenvolver da restauração. A cada
ciclo concluído um novo empilhamento pode ser traçado no gráfico (Figura 6.12). O empilhamento
restaurado é extraído da seção restaurada (“tesoura”) e inserido em um gráfico ao longo do tempo
(“seta”). Se as variações de espessuras não forem coerentes com as modificações esperadas para a
deformação restaurada o ciclo de restauração é retomado com maior atenção àquele ponto de controle.
A geohistória restaurada, apresentada como exemplo, é comparada com outra construída de
modo tradicional, para o mesmo ponto e sem nenhum artifício de restauração (Figura 6.13). Os
resultados são bastante diferenciados. Há variações de espessura devidas ao movimento ao longo de
falhas e por remoção do sal. A subsidência para tempos do Cretáceo superior fica subdimensionada no
gráfico tradicional. A movimentação ao longo da falha (Figura 6.12) produz a translação e lacuna das
camadas mais basais no ponto restaurado (*) que não são consideradas na forma tradicional.
152
Figura 6.12 – Esquema de construção de geohistória 1D a partir de resultados da restauração 2D. Os
símbolos tesoura, seta e asterisco contribuem para compreensão do texto.
Figure 6.12 – Scheme to produce a restored 1D geohistory from the cross-sections restoration results.
In an established position of the cross-section a stratigraphic pile is extracted (scissor indication). The
pile is positioned on a timing cross plot (black arrow) with other previous results and, after other next
outcomes will be used to complete the graph. In the geohistory presented case, two Campanian layers
are moved beyond the established position by growing listric faulting and are not observed at the
present day (asterisk indication).
153
Figura 6.13 – Comparação entre geohistória construída por restauração 2D superimposta com
transparência a outra geohistória preparada sem restauração no programa GENEX.
Figure 6.13 - Comparison of a restored 1D geohistory superimposed with transparency on another
1D geohistory based on the backstripping, without any restoration effects (performed in GENEX). The
salt restoration provides an early overburden during the Upper Cretaceous not considered on the
traditional approach.
Mondelli (2011) utilizou vários parâmetros para analisar seus resultados de restauração de
seções tais como variação do comprimento da seção, da espessura do sal e da compactação em cada
unidade além das taxas de sedimentação e subsidência. Gráficos similares extraídos das geohistórias
dos pontos de controle possibilitam avaliar a restauração estrutural realizada; a evolução da
subsidência serve como exemplo (Figura 6.14). Embora restauradas de modo independente, as cinco
seções seguiram as mesmas condições de contorno e controle. Os resultados destacam interessantes
variações na subsidência.
Os pontos foram tomados em posição similar nas seções (aproximadamente a 15, 50 e 100 km
a partir do extremo proximal de cada seção). Os 15 pontos de controle indicam uma subsidência
diferenciada nas regiões de plataforma, talude e águas profundas. A maior variação ocorre na região de
plataforma onde a subsidência acentuada de 2 pontos nas seções A-A’ e B-B’ coincide com o
compartimento de um baixo estrutural ali interpretado (veja capítulo 5, Figura 5.10). A menor variação
lateral da subsidência ocorre na região mais distal onde Carminatti et al. (2008) atribuem um
adelgaçamento regional das camadas à fase de deriva continental.
154
Figura 6.14 – Subsidência observada nos resultados de restauração de seções para 15 pontos nas
regiões de plataforma (azul), talude (verde) e águas profundas (vermelho).
Figure 6.14 - Observed subsidence history in the cross-sections restoration results for 15 points in
different sectors of shelf (blue), slope (green) and continental rise (red). The absolute relief is
removed. The magnitude of the 2 points towards the western shelf sector, located on the thicker
depocenter in the study area, highlights a differential situation.
O efeito da deposição do sal sobre a subsidência foi estranhamente distribuído e minimizado
na região de talude (Figura 6.15). A subsidência apresenta uma continuidade mais homogênea, sem
grandes quebras. Essa diferença foi introduzida no modelo por incertezas na compensação isostática.
A subsidência foi superestimada nos cálculos de compensação flexural e, posteriormente, foi corrigida
em um ajuste batimétrico pela média das diferenças isostáticas efetivamente acumuladas durante as
etapas de restauração. Essas médias foram diferenciadas para as regiões de plataforma, talude e águas
profundas (veja capítulo 5, Figura 5.9).
Figura 6.15 – Estimativa do estiramento nas regiões de plataforma, talude e águas profundas.
Figure 6.15 - Stretching factors estimative for the same 15 points in the shelf, slope and continental
rise sectors. The green lines represent the total subsidence. The red and purple lines are the
subsidence due to the water loading which is considered to fit the stretching factors. The blue and
light blue lines are the paleobathymetric restored and theoretical curves. The arrows indicate the
stratigraphic groups limits.
155
As geohistórias restauradas também permitem uma avaliação particular do estiramento
litosférico. Elas introduzem os movimentos da deformação estrutural na quantificação da subsidência
total. Os resultados para os 15 pontos de controle foram obtidos utilizando o antigo programa
GENEX, desenvolvido pelo IFP Energies Nouvelles (Figura 6.15). Os limites estratigráficos entre os
grupos Guaratiba, Camburi, Frade e Itamambuca estão bem marcados. O registro sedimentar imprimiu
maiores subsidências primeiro na plataforma (entre 112 e 92 Ma, durante a deposição do Grupo
Camburi), depois na região de talude (entre 92 e 65 Ma durante a deposição do Grupo Frade) e por
fim, distalmente, nas minibacias de águas profundas (de 65 Ma até o presente, durante a deposição do
Grupo Itamambuca). A menor subsidência na região de talude pode ser relacionada à proximidade de
um significativo alto estrutural, situado no setor intermediário da área de estudo.
As estimativas de estiramentos crustal e mantélico realizadas para as geohistórias 1D,
restauradas no GENEX, foram espacialmente coerentes e de fácil ajuste. Os valores médios estimados
para o estiramento litosférico nos modelos de Mckenzie (1978) e de Royden & Keen (1980)
mantiveram tendências similares (Tabela 6.1). Os gráficos e os valores obtidos mostram não apenas
que o estiramento aumenta de forma geral da plataforma para a bacia profunda, mas também sugerem
que o talude é um setor de resistência diferenciada próximo ao alto estrutural.
Em virtude da descompactação subestimada as espessuras das camadas sedimentares foram
consequentemente subestimadas pelo programa RECON-MS no passado. Uma vez que a
descompactação é efetiva no programa GENEX, para fins de análise do resultado obtido na
restauração as paleoespessuras foram forçadas à subestimativa por edição. Considerando que as
maiores taxas de sedimentação são observadas durante o Cretáceo (Figura 6.16) e adicionando as
incertezas batimétricas do passado, as curvas de subsidência e os valores de estiramento também
foram afetados. Ainda que esses efeitos estejam, a princípio, distribuídos em todas as camadas,
modelos 1D e setores controlados e demandem ressalvas aos resultados, as análises gerais podem ser
mantidas. As diferenças e particularidades dos diferentes setores observados são notórias.
Setor de controle
Control sector
Plataforma
(Shelf)
Talude
(Slope)
Águas profundas
(Deep waters)
Estiramento uniforme
(Uniform stretching)
Modelo de Mckenzie
Estiramento crustal (Delta)
(Crustal stretching)
Modelo de Royden & Keen
Estiramento mantélico (Beta)
(Mantle stretching)
Modelo de Royden & Keen
1,71
1,74
2,30
1,62
1,65
2,06
2,21
2,22
4,00
Tabela 6.1 – Estiramentos estimados para as geohistórias restauradas 1D no programa GENEX.
Table 6.1 - Estimated stretching factors for the restored 1D geohistories performed in GENEX.
156
Figura 6.16 – Taxas de sedimentação por geohistórias 1D para plataforma, talude e águas profundas.
Figure 6.16 - Sedimentation rates for the restored 1D geohistories to shelf, slope and continental rise.
It is notable the early Albian to Cenomanian proximal depositional expression (on the shel graphs),
which moves to the slope during the Upper Cretaceous.
O modelo paleobatimétrico regional, culminando em um relevo acentuado durante a fase de
rifteamento, introduz mais incertezas para o cálculo do estiramento. É interessante observar que as
geohistórias reconstruídas e analisadas pelo GENEX sugerem diferenças setoriais consistentes na
paleobatimetria (curvas em azul claro). A curva teórica para o setor de plataforma propõe um padrão
de águas sempre mais rasas, inclusive durante a deposição dos grupos Camburi e Frade ao passo que,
principalmente para esse mesmo período, indica uma lâmina d’água mais profunda para os setores de
talude e bacia distal.
Na linha de aferição dos fenômenos considerados nos procedimentos de restauração estrutural,
a ferramenta de geohistória não é a melhor maneira de verificar erros na descompactação das camadas.
A movimentação lateral de massas promove muita variação de espessuras no ponto de controle que
não são relacionadas à compactação. A análise visual dos gráficos de geohistória sugere que a
descompactação foi de alguma forma incipiente e que as variações de espessura estão relacionadas à
halocinese (Figura 6.17). A variação de espessuras nas camadas subjacentes ao sal, notável apenas
durante a fase de rifteamento, é mais acentuada nos pontos 2A, 3B e 4A pelo fato do ponto fixo (pin)
se situar a NW, mais próximo do ponto 1B, acumulando ali pouca movimentação relativa. Ao longo
da fase de halocinese a espessura dessas camadas é praticamente constante não importando as
variações da sobrecarga que lhes é superimposta. A observação não invalida as premissas de
conservação de área e espessura, mas compromete sua correlação com os fenômenos reais.
157
Figura 6.17 – Os gráficos de geohistória de soterramento dos 4 pontos de controle considerados no
capítulo 4. As setas indicam momentos de maiores taxas de sedimentação que pouco ou nada afetam a
compactação das camadas da fase rifte.
Figure 6.17 - The burial geohistory graphs produced for 4 different control points considered in
Chapter 4. The arrows indicate the stratigraphic limits, coincident with higher sedimentation rates.
Notice absent or almost absent compaction effects on rift phase layers below the salt.
6.5- ENSAIOS DE RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL 3D
A extrapolação dos resultados da restauração estrutural de seções com todas as imperfeições
para o domínio 3D representou uma melhor caracterização da estruturação em cada fase, visto aferir
confiabilidade ao procedimento proposto.
Barbosa (2010) partiu de imagens 2D de domínio público para construir um modelo sintético
em três dimensões por extrapolações laterais simples. Ainda que tal abordagem represente apenas uma
simplificação do problema, o modelo construído por esse autor lhe permitiu uma visualização dos
elementos do sistema petrolífero ao longo da direção de maior deformação.
Alguns programas comerciais tratam a restauração de superfícies como uma extensão do
problema bidimensional. Entretanto existem questões bem resolvidas na restauração de seções que se
tornam muito complexas quando abordados da mesma forma no ambiente 3D. A solução para a
compensação isostática flexural, além de ser um bom exemplo da questão, foi determinante para
algumas decisões tomadas para direcionar a pesquisa. Mais realista do que um modelo do tipo Airy, a
isostasia flexural é uma equação de quarta ordem que necessita de uma aproximação periódica
resolvida por série de Fourier. A solução dessa função em 3D é muito complexa e os programas
158
comerciais de restauração simplificam demasiadamente as variações de densidades tratando os
sedimentos como uma massa homogênea sobre um embasamento também simplificado. Soluções para
tratar as variações de densidade do modelo construído necessitariam ser implementadas e o caminho
mais viável seria uma solução em elementos finitos, exigindo também um novo tratamento dos dados
e a reconstrução do modelo. Sem tempo hábil no cronograma de pesquisa, a migração da restauração
de seções para o domínio tridimensional, seguindo uma extrapolação lateral dos resultados obtidos em
múltiplas seções, permitiu dar continuidade ao trabalho em 3D.
Alguns ensaios foram realizados na busca de uma restauração estrutural tipicamente 3D, cada
vez mais presente na literatura, mas não houve tempo para reconstruir o modelo seguindo uma
abordagem volumétrica e mecânica como a de Durand-Riard et al. (2010). Qualquer paralelo entre os
resultados obtidos somente poderia ser feito em relação aos trabalhos de restauração estrutural de
superfícies, como por exemplo os de Titeux (2009), Vilain (2010) e Vidal-Royo et al. (2011).
Titeux (2009) propôs uma abordagem inspirada nos métodos de Samson et al. (1996) e
Griffiths et al. (2002) onde a superfície é restaurada por um procedimento de parametrização, servindo
como datum estratigráfico para a restauração das camadas subjacentes. Para religar um ponto de uma
superfície subjacente (H2) a outro da superfície datum (H1), as espessuras entre as superfícies são
tratadas por vetores únicos, como fibras ou linhas alimentadoras (Figura 6.18).
Figura 6.18 – Esquema da parametrização da superfície deformada para um domínio mais simples.
Uma função estabelece relações de coordenadas entre os domínios. As espessuras aparentes calculadas
entre dois horizontes, paralelas às falhas e à interface sal-sedimento, servem como guias para restaurar
superfícies subjacentes (modificada de Titeux 2009).
Figure 6.18 - Scheme of the parameterization for a deformed surface towards a simpler domain. A
function establishes relations for coordinates from both domains. The apparent thicknesses calculated
between two horizons, parallel to the faults and to the salt-sediment interface, work as guides to
restore the subjacent surfaces. (Modified from Titeux, 2009).
159
Algumas idéias foram testadas com recursos desenvolvidos especialmente nos programas
GOCAD e SKUA para restauração das superfícies interpretadas na sísmica 2D. Tais recursos foram
elaborados e disponibilizados por Jean-Luc Rudkiewicz, do IFP Energies Nouvelles e, embora
semelhantes, não possuem relação direta com o trabalho de Titeux (2009)
O modelo estrutural utilizado nas cinco seções restauradas foi construído pela interpretação de
sísmica 2D e a partir de poços no ambiente 3D do programa GOCAD (Figura 6.19). As superfícies
construídas no GOCAD e as seções no RECON-MS representavam o mesmo ponto de partida.
Figura 6.19 – Modelos estruturais 2D/3D mostrando os principais elementos considerados na
restauração.
Figure 6.19 - 2D and 3D structural models showing the main elements considered in the restoration.
O principal ensaio teve por objetivo reconstituir as superfícies para uma paleobatimetria de
referência. O procedimento aplicado seguiu o método de deslizamento flexural disponível na maioria
dos algoritmos de restauração estrutural de superfícies (e.g. Moretti 2008). Considerando uma
restauração desacoplada da deformação devida a halocinese, em relação àquela da tectônica da fase
rifte, todo o conjunto de superfícies seria restaurado para um referencial plano, básico em todos os
programas e na maioria dos trabalhos publicados (Durand-Riard et al. 2010; Figura 6.20).
As superfícies do modelo estrutural, pela origem na interpretação em linhas sísmicas 2D,
representaram com limitações as complexidades estruturais, estratigráficas e topológicas dos
horizontes e falhas. Também definidas e extrapoladas a partir dos modelos utilizados na restauração
2D, as superfícies paleobatimétricas de referência exibiam simplificações. Não foram utilizados
detalhamentos de facies nas múltiplas camadas sedimentares.
160
Figura 6.20 – Esquema de restauração de superfície para fins de ensaio. O topo da camada superior
(fundo do mar) foi removido e a base deformada foi restaurada para um plano de referência (cota
zero), seguindo condições Dirichlet de ponto e eixo fixos como referências (Durand-Riard et al. 2010).
Figure 6.20 - Scheme of surface restoration for testing purposes. The top of the uppermost layer (the
sea bottom) was removed and the deformed base was restored to a reference plane (zero datum),
following Dirichlet conditions of fixed point and axis as references (Durand-Riard et al. 2010).
Como se pretendeu remeter o conjunto de superfícies deformadas a uma superfície
paleobatimétrica de referência, o ensaio realizado equivaleu a uma duplicação simplificada do
procedimento de Titeux (2009). O ensaio é uma transformação vetorial realizada em um domínio
parametrizado e pode ser descrita em dois passos (Figura 6.21). O primeiro define o procedimento
básico aplicado na maioria dos trabalhos de restauração de superfícies já citados: o topo da camada
superior deve ser removido e a base deformada remanescente dessa camada deve ser remetida ao plano
de cota zero. As superfícies subjacentes que compõem o restante do modelo também devem ser
restauradas de forma subordinada seguindo uma matriz vetorial lógica que as correlaciona com a
superfície plana restaurada e permite às superfícies subjacentes serem guiadas por um caminho único.
O segundo passo estabelece o comando inverso até uma superfície de referência. O conjunto de
superfícies deve ser “deformado” para se ajustar à superfície paleobatimétrica desejada. As malhas das
superfícies deformadas possuem uma ligação vetorial lógica e única com as superfícies
horizontalizadas assim como as superfícies horizontalizadas se conectam em relação única com as
superfícies remetidas à paleobatimetria referencial. De fato o procedimento envolve um passo
intermediário de parametrização entre as 2 etapas anteriores. Existem duas superfícies horizontalizadas
referenciadas entre si por um único ponto fixo que correlacionam duas operações de transformação
feitas em separado e estabelecem um terceiro termo para a matriz vetorial da transformação total.
161
Figura 6.21 – Segunda parte do esquema de restauração de superfície deformada. Um novo ponto fixo
da superfície horizontalizada (“restaurada” na primeira etapa) é considerado com a finalidade de
controlar a sua deformação até a superfície de paleobatimetria de referência. As demais superfícies
seguem um caminho vetorial invertido, alcançando a posição referenciada definitiva.
Figure 6.21 - Second step of the surface restoration scheme. A new fixed point of the surface moved to
a flat datum ("restored" in the first step) is considered in order to control the retro deformation until
the paleobathymetry surface of reference. The other surfaces follow a reversed vector path, reaching
the definitive referenced position.
No ensaio não foi considerada a descompactação das camadas. O objetivo foi testar a idéia do
procedimento (Figura 6.22). Na primeira etapa do procedimento o fundo do mar atual foi removido.
Uma superfície alvo foi estabelecida como paleobatimetria de referência para o Mioceno. Um ponto e
um eixo fixos foram tomados próximos a borda proximal do modelo, aproximadamente ortogonal à
direção principal de transporte tectônico. A segunda etapa da restauração conduziu o topo deformado
do Mioceno para a superfície de referência, com todas as superfícies subjacentes seguindo o caminho
subordinado.
162
Figura 6.22 – Ensaio de restauração de superfícies no GOCAD em quatro passos. O fundo do mar no
modelo construído para o tempo presente (A) é removido, deixando aparente o topo deformado do
Mioceno (B). A paleobatimetria de referência do Mioceno (C) é transladada lateralmente para
visualização de resultados. Por fim, as camadas subjacentes foram guiadas por relações vetoriais
paramétricas com a superfície restaurada e reposicionadas ao tempo do Mioceno (D). O topo do sal e
as camadas subjacentes a ele não foram inseridos nesse ensaio. As diferenças de cores no resultado
final para o Mioceno representam um ajuste imperfeito entre a malha da superfície restaurada e a
malha da superfície de referência.
Figure 6.22 - GOCAD restoration test of surfaces in four steps. The seabed surface at the present time
(A) is removed, leaving the deformed top of the Miocene (B) on the top of the model. The reference
paleobathymetry of the Miocene (C) is laterally moved to better visualization of the results. The
underlying layers have been guided by parametric vector relations from the restored surface and the
repositioned one at the Miocene timing (D). The salt base and other layers underlying it were not
included in this test. The color differences in the final result for the Miocene represent imperfections
adjustments between the restored surface and the reference surface meshes.
O processo foi repetido para os horizontes do Eoceno e do topo do Cretáceo superior. O
acúmulo de pequenas diferenças no ajuste das malhas foi aumentando linearmente o número de
polígonos bem como diminuindo suas dimensões. O procedimento experimental também não
considerou a restauração da deformação ao longo de falhas. Além disso, as dimensões menores das
superfícies subjacentes deformadas induziram outros problemas na restauração das superfícies
subordinadas. Em consequência, as geometrias das superfícies subjacentes ficaram deterioradas no
resultado da quarta etapa de restauração (Figura 6.23). Aparentemente seria necessário introduzir um
163
maior controle de borda nas guias vetoriais bem como avançar na restauração da deformação ao longo
de falhas. O problema foi reportado e discutido com os desenvolvedores, mas os testes nessa linha de
pesquisa foram interrompidos.
Figura 6.23 – Erros geométricos grosseiros no resultado acumulado da restauração até o topo do
Cretáceo. A origem dos erros precisava ser determinada e corrigida.
Figure 6.23 - Inaccurate geometric errors in the accumulated results of the structural restoration to
the Upper Cretaceous top. The errors source must be determined and corrected.
Ao expurgar tais erros, o resultado atendeu às expectativas. A supressão sequencial das
camadas foi tornando as estruturas cada vez mais rasas ao longo do ensaio (Figura 6.24). E embora
tenha tornado a superfície subjacente mais suave, o procedimento não restaurou o fechamento das
discordâncias da superfície ao longo do contato com o sal.
A descompactação das camadas sedimentares nos programas de restauração de superfície
disponíveis no mercado pode reproduzir o detalhamento desejado na restauração estrutural de seções.
Mas para concatenar resultados com cálculos de isostasia flexural, considerando as simplificações
feitas nos programas existentes, o procedimento dependeria de desenvolvimento específico não
previsto pelo fabricante para a versão comercial na ocasião dessa pesquisa. Aplicar as soluções como
elas se apresentam significaria desprezar o procedimento desenvolvido e adotar algo muito mais
simplificado. A solução de isostasia flexural, que é simples no domínio 2D, torna-se
dimensionalmente complexa no ambiente 3D, sendo geralmente resolvida por elementos finitos,
dependente da geração de malhas para um modelo sólido robusto. Nenhuma outra solução que fizesse
uso da mesma base de dados se mostrou viável dentro do cronograma de pesquisa. Por esta razão os
resultados das restaurações de seções foram volumetricamente tratados no programa Gocad.
164
Figura 6.24 – Resultados do ensaio realizado, com a visualização dos horizontes do topo do Sal,
Albiano e Cenomaniano. Lembrando que não foi aplicada nenhuma descompactação nas camadas, as
setas coloridas mostram que a profundidade do ponto mais profundo do topo do sal seria 70% mais
rasa no Cretáceo superior do que no tempo presente.
Figure 6.24 - Results of the performed test, showing the top of the Salt, Albian and Cenomanian
horizons. No decompaction was applied. The colored arrows show that the depth of the deepest point
at the top of salt would be 70% more shallow at the upper Cretaceous than at the present time.
O modelo de Vilain (2010) exemplifica algumas dificuldades possíveis com os programas
Gocad e 3DMove. Esse autor efetuou uma modelagem forward 3D tanto no Gocad como no 3DMove.
Ponderou que a solução do Gocad é ainda muito referenciada à geometria e menos subordinada às
condições de contorno geológicas. Considerou que os dados esparsos de afloramentos não o ajudaram
a constringir bem o modelo geométrico, necessitando de aportar conhecimento de subsuperfície
oriundo de sísmica e/ou poços. Também encontrou dificuldades com a aplicação concatenada de
algoritmos para tratar falha e dobra nesse tipo de simulação com o 3DMove, acabando por não
restaurar o dobramento. Outra dificuldade que encontrou no uso do 3DMove constituiu na
quantificação de perda de porosidade e comportamento elástico de feições sujeitas a intensa
compressão.
Uma abordagem alternativa possível para a pesquisa seria a restauração geomecânica, que é
bem mais complexa e demandaria converter a malha do modelo estrutural para uma visão de
elementos finitos. Essa abordagem se presta a análises de distribuição da deformação (e.g. Moretti
165
2008), simulações de redes de fraturas (e.g. Sanders et al. 2004), reproduzir e predizer o campo de
tensões (e.g. Grando et al. 2009) e restaurações cinemáticas e mecânicas (e.g. Durand Riard et al.
2010). Entretanto, além do aprendizado da técnica propriamente dita, há de se considerar que a
geração de malhas em elementos finitos é reportada como um dos maiores esforços a se realizar e que
nem sempre conduzem soluções computacionais rápidas ou sustentáveis (Durand Riard et al. 2010).
Um exemplo de aplicação é a pesquisa de Zehner (2011) no qual aplicou o Gocad para restauração
geométrica e, posteriormente, gerar um modelo sólido para uso em simulações de elementos finitos.
Grande parte do esforço foi dedicada ao tratamento de segmentos de linha que ultrapassaram os limites
topológicos inicialmente estabelecidos. Outro exemplo é o trabalho de Vidal Royo et al. (2011) os
quais realizaram a reconstituição 3D de uma anticlinal compressiva no programa Gocad para melhor
visualizar a geometria e compreender a distribuição de propriedades geológicas das feições estruturais
associadas. Os autores utilizaram o algoritmo de desdobramento paralelo do programa 3DMove para
obter a geometria indeformada dos horizontes mapeados. Também realizaram uma restauração
geomecânica sequencial da anticlinal por meio do programa Dynel3D, não avaliado durante essa
pesquisa e fundamentado no método de elementos finitos. Segundo esses autores, a construção da
malha pode ser problemática em volumes muito segmentados. Utilizaram diversas litofácies mas não
reportaram o tratamento da descompactação nem da isostasia. O procedimento foi o básico e incluiu
restauração da superfície superior para um plano e posterior remoção da camada mais superficial.
Esses exemplos demonstram que a restauração 3D é viável. Porém não houve tempo para prosseguir a
pesquisa nessa linha de trabalho.
A solução efetiva e discutida nos capítulos anteriores envolveu o transporte dos resultados de
restauração de múltiplas seções para o domínio 3D, no programa Gocad, com vistas a analisar
cinemática e volumetricamente a deformação. Embora a construção de tais modelos 4D (3D + tempo)
apresente uma grande taxa de incerteza devido a extrapolação de dados e resultados da restauração de
seções 2D, a visualização em ambiente 3D representa um cenário de evolução da deformação para a
análise e compreensão da configuração estrutural da bacia.
A aplicação da restauração e da análise estrutural pretendida nesta pesquisa foi focada nos
processos deformadores (sedimentação e remobilização da sobrecarga sobre o sal, por exemplo) bem
como no posicionamento relativo no espaço e no tempo de alguns elementos dos sistemas petrolíferos
(geradora, reservatório, selante, falhas, janelas permeáveis, etc.). O propósito consistiu em obter uma
cinemática suficiente para análise dos processos envolvidos na evolução do sistema petrolífero
(geração, expulsão e migração de fluidos, fluxo de calor, entre outros).
166
6.6- IMPACTOS SOBRE OS SISTEMAS PETROLÍFEROS
Os efeitos da deformação dos evaporitos sobre os elementos e processos de sistemas
petrolíferos contam com extensa bibliografia a respeito, como por exemplo Jenyon (1986), Mello et al.
(1995) e Rowan (1996), além de vários trabalhos citados neste capítulo. O sal pode ser considerado
como um fluido pressurizado recoberto por sedimentos frágeis, que conduz calor de forma mais
eficiente e impede a migração de fluidos.
As principais rochas geradoras da bacia de Santos encontram-se subjacentes ao sal (Araújo et
al. 2005). A maioria dos reservatórios das descobertas mais recentes também está abaixo dos
evaporitos e faz parte de um complexo ambiente de bioconstruções carbonáticas que precede a
deposição dos evaporitos (Carminatti et al. 2008). A migração e o selo são controlados pela camada
impermeável de sal, tanto onde essa camada apresenta janelas como age como barreira contínua
(Garcia et al. 2005b). A geração, além obviamente da qualidade das rochas geradoras, depende de uma
história de calor ao longo do tempo que pode ser redistribuída em estruturas de sal mais condutivo.
Enfim, quase tudo o que acontece com o sal pode afetar a evolução dos sistemas petrolíferos na bacia
de Santos. A restauração estrutural da halocinese contribui para a análise da interferência do sal sobre
diversos aspectos em tais sistemas.
A maior condutividade térmica do sal o torna capaz de redistribuir o calor, influenciar a
maturação da matéria orgânica e a geração de petróleo (Mello et al. 1995). A redistribuição de calor
tridimensional em torno do diápiro modifica o campo de temperatura e afeta paleotermômetros como a
reflectância da vitrinita (Figura 6.25). O campo térmico é relativamente mais frio sob grandes diápiros
de sal e, a depender do soterramento diferencial, o estágio de maturação das geradoras subjacentes
pode ser bem diferenciado. A maturidade da geradora subjacente ao sal é consistente com o campo
térmico calibrado pelas reflectâncias de vitrinita, obtidas nas camadas sobrepostas ao entorno do
diápiro. Para cada quilometro de soterramento por evaporitos ocorre uma perda de cerca de 20ºC na
base da camada de sal. Logo, a idade durante a qual esses espessos domos de sal ter-se-iam
desenvolvido é relevante, pois a maturação de rochas geradoras situadas abaixo e imediatamente
acima destes corpos seria função direta da época de espessamento/inflação do sal. Os corpos de sal
retardam o início da geração nas rochas abaixo e, a depender da magnitude das temperaturas
alcançadas, aceleram a geração nas rochas imediatamente acima.
167
Figura 6.25 – Campo térmico qualitativo em torno de um diápiro ilustrado em seção (maturidade das
geradoras), mapa (temperatura no topo do sal) e perfis de reflectância da vitrinita para situações sobre
o diápiro, no flanco e afastado ao diápiro (modificado de Garcia 2008).
Figure 6.25 – Qualitative thermal field around a salt diapir in a cross-section (source rock maturity),
a map (temperature at the top of the salt) and vitrinite reflectance profiles at positions over the diapir
(D), at the flank (F) and far away from the diapir (A). (Modified from Garcia 2008).
O efeito de dissipação de calor por condução em torno de um diápiro é dinamicamente
construído conforme a geometria dos corpos de sal se modifica (Garcia 2008). Os resultados da
restauração estrutural indicam grande diferença na distensão acima e abaixo do sal. As principais
rochas geradoras ficam relativamente imóveis enquanto o sal e sua sobrecarga passam por translação
significativa. As janelas na camada de sal (principais elementos para migração secundária), entretanto,
uma vez formadas permanecem relativamente estáticas (salt welding). Do final do Cretáceo em diante,
pouca movimentação lateral devido à tectônica do sal é prevista (Araújo et al. 2005). Os resultados
obtidos por restauração corroboram com essa premissa e indicam que cerca de 90% da deformação
salífera na bacia de Santos ocorre até o final do Cretáceo.
Chang et al. (2008) consideram a fase principal de geração e migração a partir das rochas
geradoras do Grupo Guaratiba compreendida do Cenomaniano ao Oligoceno médio (de 92 a 30 Ma) e,
a partir das geradoras do Grupo Frade, desde o Maastrichtiano ao presente. Araújo et al. (2005)
consideram que o pico de expulsão de petróleo das geradoras do Grupo Guaratiba ocorreu no
Campaniano superior e adicionam que uma importante frente de migração se desenvolveu de 44 Ma
até o presente. Essas diferentes avaliações representam incertezas para a avaliação do risco de
sincronismo ao sistema petrolífero, sendo favorável nas condições que possibilitam geração e
migração tardia. A análise local e regional de todos os elementos precisa sempre ser considerada.
168
A subsidência e o soterramento no passado podem ser relativamente maiores nos resultados da
restauração da deformação do sal o que representa um aquecimento antecipado das rochas geradoras.
Tal aquecimento depende, dentre outros fatores, da espessura do sal no passado, pois um soterramento
maior pode afetar a maturação das geradoras. Entretanto, a magnitude desse aquecimento não é o fator
primordial pois a maior condutividade do sal produz um relativo resfriamento nas camadas
subjacentes. Esse resfriamento pode ser observado em uma simulação térmica baseada na geohistória
de um ponto de controle em águas profundas da seção A-A’, guardando em mente que essa simulação
do fluxo de calor é unidimensional (Figura 6.26). Dois diferentes cenários foram estabelecidos para
simular o efeito de restauração da espessura do sal (espessura restaurada em azul e sem alteração na
espessura do sal do presente em verde). O resultado sugere que a restauração da espessura do sal nessa
situação antecipa em apenas 3 Ma a maturidade para expulsão de petróleo.
Figura 6.26 – Geohistória térmica do ponto de controle distal na seção A-A’ (referência à figura 6.14)
ilustrando o resfriamento relativo abaixo do sal. No gráfico à direita resposta de maturação de uma
geradora fictícia subjacente ao sal para cenários de sal restaurado e não restaurado.
Figure 6.26 - Thermal geohistory of a distal control point illustrating the relative cooling below the
salt layer. The graph on the right side shows two scenarios of maturation response for a hypothetical
source rock below the salt layer: considering the restoration results and considering a not restored
approach.
São os grandes movimentos laterais promovidos pela progradação sedimentar que
efetivamente afetam os processos de geração e expulsão e produzem uma frente migratória na
maturação das rochas geradoras, desde a região da plataforma atual até as regiões mais distais ao longo
do tempo (Figura 6.27). A movimentação lateral por deformação halocinética é observada na
restauração de seções (Figura 6.28). Essa translação também é observada no modelo de superfícies
169
restauradas (Figura 6.29) que ilustra o desacoplamento entre a tectônica do sal e a da fase rifte
produzida nos resultados.
Figura 6.27 – Taxa de transformação do querogênio na plataforma, talude e águas profundas obtida
nos geohistórias 1D dos 15 pontos de controle.
Figure 6.27 – Kerogen transformation rate for the shelf, slope and continental rise sectors from the 15
control points. The source rock transformation in the shelf proximal sector is remarkably
differentiated from the other distal sectors where the oil maturation window is more spread through
time.
Figura 6.28 – Restauração da porção proximal da seção D-D’ ilustrando a progradação sedimentar.
Figure 6.28 – Structural restoration of the most proximal portion of the section D-D ' showing the salt
movement pushed away by the sedimentary progradation.
170
Figura 6.29 – Base e topo do sal, restaurados há 112, 92, 64 e 0 Ma. O sal favorece o desacoplamento
da deformação. A halocinese acima do sal experimenta translação lateral e a deformação no
tectonismo de rifteamento abaixo do sal é mais vertical. As setas indicam essas vergências.
Figure 6.29 - Base and top of the salt layer, restored for 112, 92, 64 and 0 Ma ago. The decoupled
approach is observed on the strain style. The rifting tectonics below the salt base is more vertical
whereas the halokinesis lateral translation is noticed on the top movements. The arrows indicate those
differences.
A restauração estrutural também contribui para a predição de situações favoráveis à existência
de reservatórios. Geometrias sugerindo baixos deposicionais, associadas a variações locais na taxa de
sedimentação, seriam locais prováveis para a ocorrência de reservatórios siliciclásticos (Caldas &
Zalán 2009). Entretanto, os principais reservatórios das mais recentes descobertas na bacia de Santos
são de ambientes carbonáticos subjacentes aos evaporitos. Se por um lado a baixa resolução dos dados
sísmicos disponíveis e a abordagem de restauração desacoplada não favorecem a predição de
reservatórios subjacentes ao sal, por outro os resultados sugerem que um relevo acentuado teria
precedido a deposição dos evaporitos. Além disso, as variações locais de subsidência são coerentes
com o complexo ambiente até o momento desconhecido.
O momento ideal para formação de trapas pode ser percebido a partir da restauração estrutural.
A superposição de discordâncias em trapas estratigráficas e a formação de estruturas anticlinais e
“cascos de tartaruga” (por inversão de baixos estruturais favoráveis à deposição de fácies reservatóriosiliciclástica) favorecem a retenção de petróleo em armadilhas (Caldas & Zalán 2009, Titeux 2009).
Nos resultados obtidos pela restauração de seções, na estrutura considerada por esses autores, uma
facies reservatório que fosse depositada há 79 Ma estaria, segundo os resultados obtidos, invertida e
pronta para acumular hidrocarbonetos há 34 Ma (Figura 6.30). Deve-se observar que a conservação
material do sal respeitada nos 120 km da seção íntegra não é válida para o recorte do setor da
minibacia restaurada.
171
Figura 6.30 – Restauração de minibacia no setor distal da área de estudo. A sedimentação sobre baixo
deposicional há 79 Ma passa por inversão estrutural do acamamento há 34 Ma.
Figure 6.30 – Minibasin restoration at the distal sector of the study area. There is a depositional
sedimentary low existing 79 Ma ago that undergone a structural inversion 34 Ma ago.
172
Segundo Garcia et al. (2005a), o petróleo gerado no Grupo Guaratiba na bacia de Santos
migra lateralmente sob a camada de sal que atua como selo mais importante para os reservatórios
subjacentes. Esse petróleo busca janelas de permeabilidade e, ao passar para as unidades sobrepostas
ao sal, sobem mais verticalmente por flutuação, muitas vezes ao longo de falhas ou flancos de diápiros
e se alojar em reservatórios trapeados ou exudar na superfície. Os resultados obtidos permitem avaliar
o momento provável de formação de tais aberturas na camada impermeável de sal, controladas
principalmente pelo alto estrutural no centro da área de estudo (Figura 6.31). Pelo menos desde o
Cenomaniano (92 Ma) tais janelas teriam se formado nos setores proximais sob espessas camadas de
sedimentos do Albiano e do próprio Cenomaniano. As janelas sobre o alto estrutural podem ter-se
formado durante a progradação que constrói o Grupo Frade, mais provavelmente durante o
Campaniano (de 88 a 70 Ma). Já para as minibacias dos setores mais distais fica mais restrita a
formação de janelas o que teria ocorrido mais próximo ao final do Cretáceo ou mesmo durante o
Paleogeno.
Para um ensaio de modelagem 3D do sistema petrolífero, envolvendo cálculos térmicos para
geração e migração de petróleo, seriam necessários desenvolvimentos suplementares ao longo desta
pesquisa. No presente momento, os programas começam a utilizar malhas não estruturadas e
demandam a construção de malhas regulares e controladas ao longo do tempo. Nos formatos dos
aplicativos da Paradigm equivale a produzir malhas no formato SGRID. As células em tais malhas
precisam de equivalentes em cada episódio restaurado, não havendo uma solução direta e simples no
momento. A construção dessas malhas constitui o grande desafio, não havendo tempo hábil para
desenvolver uma modelagem 3D, de fato, durante esta pesquisa. As simulações já publicadas, tratando
de modelos com múltiplas estruturas e deformação complexa, foram produzidas junto aos próprios
desenvolvedores (e.g. Baur et al. 2009, Baur et al. 2010).
173
Figura 6.31 – Restauração de seções mostrando diferentes situações e momentos para formação de
janelas na camada de sal. Exagero vertical de 1,5 vezes.
Figure 6.31 – Cross-section restoration results to illustrate different situations and timing of the salt
welding. The basement highs have important hole to remain the salt welding at the same position after
these moments. Vertical exaggeration around 1.5 times.
6.7- COMENTÁRIOS GERAIS SOBRE OS RESULTADOS OBTIDOS
Modelos 3D buscam produzir melhores condições para compreender e predizer as estruturas e
as propriedades das rochas em subsuperfície. Isso demanda capacitação específica e acúmulo de
experiência no manuseio de ferramentas e técnicas. Os procedimentos de pesquisa integraram
174
múltiplas dimensões e reproduziram uma cinemática coerente para a complexa estruturação da área de
estudo. Também permitiram localizar problemas nos dados, na interpretação e nas próprias
ferramentas de trabalho, possibilitando alternativas para melhorar o modelo de partida.
A interação de diferentes ferramentas consumiu grande parte do tempo e esforço de pesquisa.
As expectativas iniciais de aplicar velocidades sísmicas na restauração estrutural não se concretizaram.
O uso da restauração de seções que à princípio seria apenas uma guia para reconhecimento da
deformação na área de estudo evoluiu para a integração de diversos fenômenos, incorrendo na
reconstituição minuciosa da área. A passagem desse conhecimento para a restauração 3D se tornou
uma busca por algoritmos específicos não disponíveis na ocasião. O modelo reconstituído a partir das
restaurações de seções foi analisado e quantificado de modo a investigar a evolução espacial da
deformação, dentro das limitações da abordagem. Foram construídas as soluções para integrar os
diferentes programas de interpretação 3D, restauração 2D, visualização, análise e quantificação 3D. A
geração de malhas volumétricas a partir das superfícies restauradas em múltiplas seções para
simulações verdadeiramente em 3D foi uma dificuldade não superada.
A qualidade dos dados sísmicos disponíveis introduziu um viés de incerteza na caracterização
do modelo estrutural das unidades abaixo do sal onde apresentaram baixa resolução para interpretação.
Tal incerteza restringiu a avaliação de possíveis reativações de estruturas do embasamento que
afetassem a halocinese. O procedimento de restauração foi desacoplado para simplificação.
A cerca dos mecanismos de deformação do sal sobre relevo preexistente, os resultados
sugerem que uma geometria original de rampa para a bacia pode ter sido invertida ou deformada por
resposta isostática diferencial à sobrecarga sedimentar, incluindo nessa conta os evaporitos. Quirk et
al. (2012) consideram efeitos da subsidência térmica na deformação precoce da camada de sal que não
foram quantificados nessa pesquisa. Davison et al. (2012) postulam uma subsidência diferencial
induzida pela espessa camada de sal. Somados, esses efeitos levariam o sal a atuar sobre fraquezas
preexistentes e acentuar baixos e altos do embasamento na área de estudo. Os valores de estiramentos
obtidos em geohistórias 1D estão consistentes com essa hipótese e sugerem de forma indireta padrões
de subsidência diferenciados ao longo do tempo nos setores de plataforma, talude e águas profundas.
O alto estrutural teria controlado o desenvolvimento do talude ao longo do tempo e proporcionado,
como postulado por Corrêa (2009), condições para inflação local da camada de sal e, como discutido
por Ge et al. (1997), pouco espaço de acomodação para sedimentação local durante o Albiano. Teria
interferido na evolução posterior das estruturas halocinéticas como demonstram os resultados.
Significativas descontinuidades entre as reologias díspares e anisotrópicas do sal e da
sobrecarga são tratadas de forma limitada pela abordagem de pesquisa. Os algoritmos puramente
geométricos não são ferramentas indicadas para avaliar deformações induzidas por variações nas
175
propriedades do meio rochoso, como a estratificação reológica interna de evaporitos multiacamadados,
recentemente mais investigada (e.g. Gamboa et al. 2008, Van Gent et al. 2011, Albertz & Ings 2012,
Cartwright et al. 2012, Fiduk & Rowan 2012). A abordagem permite, entretanto, reconstituir de forma
simplificada algumas diferenças entre sedimentos e sal, com resultados infelizmente limitados pelos
problemas no algoritmo de descompactação. A mais significativa expressão foi a mudança de padrões
na deformação ao longo do tempo coincidente com discordâncias estratigráficas verificada na
quantificação da deformação, nas taxas de deformação e variações volumétricas relativas.
6.8- SUMMARY OF THE ADDITIONAL DISCUSSIONS
This summary is a review of the research products that were not discussed in the published
papers (chapters 4 & 5). The results are confronted with recent publications which also used the crosssection restoration as their main investigation tool (Figures 6.1 & 6.2) and analyzed from other points
of view.
Caldas & Zalán (2009) have used a simple technique to flat the salt base conserving the salt
layer area (Figure 6.3). Using a different approach, Corrêa (2009) applied a non- conservative
approach regarding the salt layer (Figure 6.3). Both papers have not discussed a possible early
compression on the first Albian overburden layers in their cross-section results (Figure 6.4). They have
neither restored nor considered the layers below the salt as a constraint on the halokinesis. In spite of
this, the results showed a good correlation with the results of the present research. The compassion of
the cumulated thickness presented by Corrêa (2009), the restored extension rates for the surface areas
as well as the salt volume remobilization presented major variation during the great progradation
recorded in Frade Group units (Figure 6.5). Corrêa’s interval and cumulated extension rates also
presented good correlation with the normalized research results (Figure 6.6). Guerra & Underhill
(2012) discussed the Albian layering folds as a likely result of either early compression or space
reduction during the formation of minibasins. These authors agree that part of the present day salt in
deep waters has been pushed from proximal sectors by differential overburden. They proposed
minibasin evolution subject to a two-direction tectonic transport control. Their cross-section
restoration results in the studied area are quite similar to the deceleration ones observed after
Cretaceous (Figure 6.7).
Some essays were done to evaluate few referential phenomena also discussed in the proposed
approach. One schematic restoration model without salt tectonics was used to verify the decompaction
calculations accuracy (Figure 6.8). The results of such essays show an underestimated decompaction
implying that this phenomenon was not properly appraised in the study (Figure 6.9). In addition, the
lateral and diffuse pore reduction due to structural shortening (Moore et al. 2011 - Figure 6.10) is
another compaction phenomenon to be considered in structural restoration. An evaluation of the
176
porous media variation by seismic interval velocities was considered in the original research project
but it could not be carried out with the available 2D seismic data.
The isostatic approach and the restoration results were compared with other models (Figure
6.11). Davison et al. (2012) speculate that the fast deposition of the thick salt layer reactivated some
rift faults. An early continuous halokinesis increased the subsidence of preexisting depocenters.
Apparently, the original location of the salt deposition was not laterally restored, suggesting an
overestimation of the distal isostasy due to salt loading. The simplified model of Watts (1992)
illustrates that the lateral depocenters migration modifies the subsidence trend in time and space. As
described in Chapter 3 (Figure 3.14), the applied restoration algorithms are not suitable to consider the
isostatic effect due to lateral salt movement. Thus, the isostatic results suggest the isostasy due to the
proximal progradation was overestimated as much as it was distally underestimated where the salt was
removed by translation. Since the proximal subsidence was overestimated, the accommodation space
became gradually larger making it easier to solve the overburden restoration through time. Both
decompaction and isostatic calculations should be improved in the proposed approach.
The 1D geohistory was implemented to control the salt thickness variation and support the
conservation premise for the salt layer. This tool makes analogy to Elliot (1980)’s loose lines and it is
attached to deformation through time, but from a fixed reference while rocks move laterally. In each
completed cycle of restoration, a new stratigraphic pile can be extracted from the restored crosssection (Figure 6.12, indicated by scissors) and inserted in the graph of time (same figure, arrow
indication). The aim is to control the thickness variations as consistent with the 2D deformation. The
restored 1D geohistory is compared to other traditional backstripping for the same point (Fig. 6:13)
where a subsidence difference at Upper Cretaceous is quite relevant.
The cross-section restoration can be measured by crossplots prepared from several restored
phenomena results, of which the subsidence evolution is an example (Figure 6.14). Restored
independently, the five sections followed the same boundary conditions. The observed subsidence
variations at fifteen control points allow interesting interpretations. The subsidence is spatially
differentiated in the shelf, slope and continental rise sectors. The effects of the salt deposition on the
subsidence in the slope sector are apparently compensated with no major breaks, whereas they are
found in the shelf and continental rise domains, demanding bathymetric adjustments. The restored 1D
geohistories also allow an assessment of the lithospheric stretching (Figure 6.15). The sedimentary
infill is correlated to the higher subsidence in the shelf sector between 112 and 92 Ma, thereafter, in
the slope one between 92 and 65 Ma and, finally, the subsidence in the distal minibasins domain from
65 Ma to the present day. Estimates of mantle and crustal stretching are spatially coherent and easy to
adjust (Figure 6.15, Table 6.1). The average values per sector suggest a higher lithospheric strength in
177
the slope one, close to the structural high at the center of the study area. Bathymetric variations
through time as well as the rifting differentiated relief affect the stretching calculations. Theoretical
and observed paleobathymetric differences (Figure 6.15, blue and light blue curves) indicate a pattern
of shallow water depths in the shelf region and deep water depths in the slope and continental rise
sectors. This pattern is also consistent with the high deposition rates in the shelf sector at Albian and
Cenomanian, early limiting the sedimentary accommodation space.
The extrapolation of the restoration results to the 3D domain aimed not only to better
characterize each deformation stage but also to give more reliability to the proposed approach. The
solution to the equation of flexural isostatic compensation is quite complex in 3D and commercial
softwares simplify in a bouncer the sediments and basement densities. Other solutions require
implementations and / or treatment in referential finite element. Considering the research schedule
limitations, the simple extrapolation to 3D domain, followed by volumetric analysis, allowed to
continue working in 3D.
Some tests have been developed for the restoration of areas with an approach similar to the
one of Titeux (2009)’s work. The first set of surfaces was restored to a reference plane (Figure 6.20),
which is a basic procedure to all programs and present in most published works (e.g. Durand-Riard et
al. 2010). A second step is precisely an inversion of the first one, fitting the flat uppermost surface
into the desired paleobathymetric reference (Figure 6.21). All the other underlying surfaces also
followed this return pathway. These surfaces are restored according to the logical array of the vector in
connection with the master restored surface. Decompaction and fault restoration were not considered
in the essay performed with actual data (Figure 6.22). Firstly, the current sea floor has been removed.
A point and a fixed axis were taken for parameterization and the second stage led the top deformed
Miocene to the reference surface. All underlying surfaces have followed the track of the uppermost
one. The process was repeated until the top of the upper Cretaceous. The accumulation of small
differences in the adjustment of the mesh surfaces increased as their size decreased, thus deteriorating
the results (Figure 6.23). The problem was reported and discussed. Even though the essay consistently
recovered the subsidence through time (Figure 6.24), the research schedule obliged to not pursue on
this line.
The effects of salt deformation on the petroleum systems have already been discussed by
numerous authors, such as Jenyon (1986), Mello et al. (1995) and Rowan (1996). The salt may be
considered a pressurized fluid covered with brittle sediments, conducting heat more efficiently and
preventing fluid migration. In the Santos Basin, the main source rocks and reservoirs are subjacent to
the salt (Araújo et al. 2005, Carminatti et al. 2008). Salt welding is relevant to both migration and
178
accumulation (Garcia et al. 2005a). Almost everything that happens to the salt can affect the petroleum
systems in the Santos Basin.
The results indicate that the stratigraphic units underlying the salt remain relatively immobile
while the salt and its overburden undergo significant translation. The results are in agreement with
Araújo et al. (2005): about 90% of halokinetic deformation occurred until the end of Cretaceous and,
after that, little lateral movement due to salt tectonics is interpreted.
The key generation phase of the rocks underlying the salt happens from 92 to 30 Ma (Chang et
al. 2008) with a major late migration from 44 Ma to present day (Araújo et al. 2005). Thickness
variations of the salt layer affected the source rock maturation. Although a greater burial suggests
more heat, the highest salt conductivity produces cooling in the subjacent layering (Figure 6.26). The
effects of salt restoration were simulated in scenarios with (in blue) and without (in green) thickness
restoration. Hydrocarbon maturation and expulsion is speeded up only in 3 Ma by the salt thickness
restoration. The great sedimentary progradation effectively affected the generation process, providing
an expulsion front progress from the proximal to the distal in the course of time (Figures 6.27 and
6.28).
The structural restoration was not effective to analyze the carbonate reservoirs underlying the
salt layer, sampled by low-resolution 2D seismic lines. The relief predating the salt deposition was an
exercise of interpretation of such a complex and unknown depositional environment. For reservoirs
overlying the evaporites, inversion of structural lows can promote traps formation (Figure 6.30).
The petroleum generated from rift sequences migrates laterally under the salt layer searching
openings to either migrate by buoyancy until the drifting sequences or to be trapped in the reservoirs
closed under the salt layer. The results suggest the timing of the salt welding was at least the
Cenomanian, 92 Ma ago, and it was possibly intensified during the sedimentary progradation from 88
to 70 Ma (Figure 6.31).
For a 3D modeling to evaluate the petroleum system using the restoration results, the
construction of a structural grid would be required ,where each cell would need an equivalent in
another restored episode, to which there is no simple solution. The interaction of different tools
promoted various phenomena evaluation and a detailed reconstruction of the study area. The spatial
evolution of the deformation was investigated and quantified. Solutions to integrate different programs
such as catering, visualization, analysis and quantification were provided. The volumetric mesh
generation from the restored surfaces remains a challenge to be overcome.
179
The results suggest a possible ramp geometry was inverted or deformed by differential
isostasy and subsidence under a strong sedimentary burial. Thermal subsidence effects during early
deformation of the salt layer as well as subsidence induced by salt lateral movement were not
investigated. These effects would likely accentuate depositional low on pre-existing weaknesses in the
basement.
Neither significant rheological unconformity was investigated by the adopted research
approach. The purely geometric algorithms are limited to evaluating possible rheological stratification.
Such approach, however, was able to assess some differences between sediments and salt, hampered
by problems in the decompaction algorithm. The most significant expression was the variation patterns
of the deformation through time. Coherence with the Stratigraphy chart was measured by strain rate
and volumetric variations in the obtained results.
180
CAPÍTULO 7
CONCLUSÕES E PERSPECTIVAS
São tão claros os presságios...
Quando as partes combinadas surgem numa mesma estrada...
Onde a essência dessa história paira plena na memória
Não pergunte pelo tempo, pois o tempo é agora
Renato Teixeira, músico
7.1 CONCLUSÕES GERAIS
Esta tese apresentou um estudo sobre a cinemática tridimensional da deformação estrutural em
área na porção central da bacia de Santos. A pesquisa teve como principal objetivo restaurar a
deformação halocinética, com ênfase no detalhamento do espaço e do tempo, para facilitar a análise
dos efeitos sobre os sistemas petrolíferos. O fluxo de restauração de seções proposto é relativamente
simples e integra de forma inédita alguns dos fenômenos que limitam o espaço de acomodação
sedimentar, tais como isostasia, batimetria e conservação material do sal. Ferramentas de controle
resgatam técnicas 1D de geohistórias de subsidência, inseridas durante a execução da restauração com
o intuito de otimizar os resultados. Em adição foi realizada uma análise espacial da deformação e da
evolução cinemática do modelo. O modelo estrutural incorpora todas as fases de deformação tectônica
da bacia de Santos e sua reconstituição representa uma evolução tectono-sedimentar detalhada da área
investigada. Os resultados foram publicados em dois artigos e, sem esgotar as oportunidades abertas
pela linha de pesquisa, evidenciam as conclusões a seguir.
7.1.1 Sobre materiais e métodos
A integração de ferramentas de restauração estrutural aqui propostas tratou a deformação
como um produto do espaço disponível para a interação do aporte sedimentar, isostasia e acomodação
sedimentar. Para tanto os procedimentos geométricos são subordinados aos controles isostáticos,
batimétricos e de conservação material, além das premissas estabelecidas pelas técnicas utilizadas. Os
passos seguidos na restauração de seções incluíram: (1) remoção da camada superficial, com
descompactação e compensação flexural isostática do conjunto subjacente remanescente; (2)
restauração geométrica da deformação frágil, com ajuste relativo a um modelo batimétrico de
plataforma, talude e bacia; (3) restauração conservativa em área da camada de sal, sob controle de
variação de espessuras ao longo do tempo; e (4) calibração paleobatimétrica absoluta ao final de cada
ciclo de restauração.
Os dados de sísmica e poços, ainda que esparsos e com pouca resolução nas unidades
subjacentes aos evaporitos, permitiram a construção de um modelo completo e robusto. A mais recente
181
carta estratigráfica da bacia (Moreira et al. 2007) foi utilizada como referência. As geohistórias 1D
obtidas das seções restauradas serviram para calibrar os próprios resultados, otimizar os
procedimentos de restauração e também para analisar a evolução tectônica da área investigada. Estes
gráficos demonstraram que a halocinese foi inicialmente mais ativa nos setores proximais,
gradualmente se intensificando nas áreas mais distais. A extrapolação dos resultados 2D para o
domínio tridimensional permitiu conduzir a análise espacial da deformação e da consistência do
modelo cinemático. A adição material de sal ao longo da restauração recuperou o movimento de
translação distal da halocinese, consistente com o grande volume de evaporitos conhecido além da
área. O cruzamento de informações e análises em todas as dimensões foi importante para aferir a
confiabilidade dos resultados. O modelo restaurado permitiu quantificar e compreender a deformação
ao longo do tempo e do espaço, guardando as limitações da abordagem. O enfoque integrado facilitou
a localização de problemas nos dados, na interpretação, nas ferramentas e na execução da restauração
propriamente dita. Os procedimentos possibilitaram alternativas para melhorar o modelo de partida.
7.1.2 Sobre a evolução geológica da área de estudo
A restauração estrutural produziu um cenário evolutivo bem correlacionado ao arcabouço
estratigráfico. Bem estabelecidas na geometria inicial do modelo, as discordâncias que separam os
grupos Camburi, Frade e Itamambuca se destacam na análise dos resultados em diferentes padrões de
resposta de isostasia, batimetria, deformação frágil (falhas), diapirismo e translado por distensão
lateral.
A coerência estrutural do modelo pode ser aferida pela quantificação da deformação, do
estiramento e da subsidência obtidos, bem correlacionados com as taxas de sedimentação e fluxo do
sal. A subsidência foi mais significativa e heterogênea nas fases rifte e pós-rifte (Grupo Guaratiba),
quando predominou a deformação frágil de blocos abatidos. Este período, que representou menos de
20% do tempo de evolução da bacia, registrou cerca de 40% da subsidência total. Esta subsidência foi
mais acentuada no baixo estrutural proximal que acomoda o maior depocentro sedimentar da área. A
geometria no topo restaurado das unidades subjacentes ao sal sugere um relevo acentuado que
subdivide a bacia em pelo menos duas grandes depressões. Esse relevo em hemigrabens
individualizados foi progressivamente preenchido pela deposição do sal até formar uma única e
imensa bacia evaporítica. Tal cenário evolutivo resultou das incertezas da remoção desacoplada da
deformação dúctil do sal, desconsiderando reativações nas estruturas frágeis subjacentes ao sal ainda
que tenham ocorrido. De qualquer forma, maiores detalhes evolutivos para esse curto período quase
catastrófico escapam da resolução dos dados face à intensidade dos processos de sedimentação e
isostasia concebidos.
182
A fase de subsidência térmica subsequente é mais homogeneamente distribuída, embora se
observe uma evolução diferenciada do proximal para o distal ao longo do tempo durante a história de
deriva continental. A maior parcela do espaço de acomodação durante essa fase foi produzida pelo
deslocamento gradual do sal, desde os setores mais proximais, em resposta a contínua e expressiva
progradação sedimentar proveniente do continente. De início, no Albiano se estabelece um contraste
mais significativo de espessa sedimentação proximal em ambiente distensivo, com delgada
sedimentação distal sob compressão associada aos espessos evaporitos. Durante o Senoniano a bacia
experimenta ampla transgressão da plataforma sob trato de mar baixo. Já a partir do Paleoceno, com a
mobilidade de deformação lateral do sal mais restrita, predomina a sedimentação por agradação, com
uma distribuição mais ampla de depocentros.
7.1.3 Sobre os sistemas petrolíferos
A avaliação estrutural da deformação e as simulações 1D reforçam o papel dos evaporitos
sobre os sistemas petrolíferos na bacia de Santos.
A deformação da camada de sal proporciona heterogeneidades para a geração de
hidrocarbonetos na área de estudo. Com o espaço de acomodação sedimentar fortemente controlado
pela halocinese, a maturação da matéria orgânica evoluiu de forma subordinada à progradação
sedimentar. A maior parte da deformação dúctil (cerca de 90%) ocorreu desde a deposição do sal até
65 Ma atrás. Nessa época uma parte significativa das rochas geradoras já estava em plena geração e
outra parcela, apenas começando a expulsar petróleo. Os resultados sugerem que as rochas geradoras
subjacentes ao sal evoluíram de forma mais intensa e precoce no setor proximal da área de estudo e de
forma mais lenta, dissipada e tardia nos setores mais distais.
Os efeitos devidos apenas à restauração da espessura da camada de sal sobre os resultados de
maturação das rochas geradoras são de fato relativamente pequenos. É a sobrecarga que garante o
aquecimento necessário cabendo à deformação do sal produzir uma diferenciação da geração ao longo
do tempo e do espaço, com frentes de recargas mais longas.
A restauração também mostra o controle halocinético sobre a migração. Sugere pouca
movimentação lateral por tectônica do sal após o Cretáceo quando a maioria das janelas já estava
aberta. As janelas começaram a surgir há pelo menos 92 Ma, nos setores proximais, sob sedimentos do
Albiano e Cenomaniano. Sobre o alto estrutural é mais provável que as janelas tenham se formado
durante o Campaniano (de 88 a 70 Ma), sob influência da progradação do Grupo Frade. Nos setores
mais distais há poucas janelas, formadas mais tardiamente.
183
Os resultados não são conclusivos para predição de fácies reservatório nas unidades
subjacentes ao sal. Apenas sugerem a existência de relevo acentuado e variações locais de subsidência,
coerentes com um complexo ambiente até o momento desconhecido. Na seção pós-sal, os resultados
sugerem que reservatórios do Paleoceno teriam sido estruturados já no Oligoceno, para acumular o
petróleo de pulsos de geração mais tardios.
Quase tudo que envolve o sal afeta a evolução dos sistemas petrolíferos na bacia de Santos.
Entretanto, para avaliações exploratórias específicas é desejável uma avaliação mais dirigida às
particularidades locais.
7.2 PERSPECTIVAS E SUGESTÕES DE TRABALHOS FUTUROS
Muitos desafios não foram superados durante a pesquisa e representam oportunidades para
futuros trabalhos. A interação de diferentes ferramentas consumiu grande parte do tempo e esforço de
pesquisa de forma que a comunicação e a transferência de dados entre as diferentes ferramentas
precisam ser otimizadas. A cinemática da deformação ainda carece de facilidades para a construção de
malhas adequadas, com vistas à suas aplicações na modelagens de sistemas petrolíferos. Não houve
tempo para desenvolver a restauração estrutural efetivamente 3D, após a detalhada reconstituição
estrutural de seções.
Outras oportunidades foram abertas pela abordagem proposta. O cálculo de compensação
isostática flexural pode ser melhorado, inclusive com utilização de parâmetros adequados a cada fase
de deformação. Também pode ser incluída na restauração uma compensação isostática em resposta ao
movimento de cargas devido à restauração. Isso deverá quantificar melhor a subsidência regional.
Novos dados sísmicos, com maiores detalhes da deformação no interior da camada de sal, bem como
das unidades estratigráficas subjacentes, poderão conduzir a um modelo menos desacoplado para
restauração. Dessa forma um relevo precedente à deposição do sal, coerente com o ambiente de
deposição dos reservatórios carbonáticos subjacentes, poderá ser mais bem investigado.
Ainda que se tenha muito por fazer, a restauração estrutural de seções integrada à análise
volumétrica e espacial se mostrou ferramenta poderosa para o aprendizado bem como para a
compreensão da tectônica de sal na porção central da bacia de Santos.
184
REFERÊNCIAS / RÉFÉRENCES
Albertz M. & Ings S.J. 2012. Some consequences of mechanical stratification in basin-scale numerical models of
passive margin salt tectonics. In: G.I. Alsop, S.G. Archer, A.J. Hartley, N.T. Grant, R. Hodgkinsoni (eds.)
Salt tectonics, sediments, and prospectivity. Geological Society, London, Special Publication 363, p.:303330.
Allen P.A. & Allen J.R. 2005. Basin Analysis: Principles and Applications. 2ª ed. Blackwell, Malden, 549 pp.
Almeida F.F.M. 1967. Origem e evolução da Plataforma Brasileira. Rio de Janeiro, Divisão de Geologia e
Mineralogia, Boletim 241, 36 p.
Almeida F.F.M. 1968. Precambrian geology of Northeastern Brazil and Western Africa and the theory of
continental drift. Nat. Resour. Res., 4:151-162 (UNESCO, Symp. on the Granites of West Africa,
Proceedings).
Almeida F.F.M. 1976. The system of continental rift bordering the Santos Basin, Brazil. Anais da Academia
Brasileira de Ciências, 48(supl.):15-26.
Almeida F.F.M. & Carneiro C.D.R. 1998. Origem e evolução da Serra do Mar. Rev. Bras. Geoc., 28(2):135-150
Anderson N.L. & Brown R.J. 1992. Dissolution and deformation of rock salt, Stettler area, Southeastern Alberta.
Can. J. Explor. Geophys. 28:128-136
Arai M., 1988. Geochemical reconnaissance of the Mid-Cretaceous anoxic event in the Santos Basin, Brazil.
Revista Brasileira de Geociências, 18:273-282.
Arai, M. 2006. A grande elevação eustática do mioceno e sua influência na origem do grupo barreiras. Geol.
USP, Sér. cient., 6(2):1-6.
Araújo L.M., Garcia S.F.M., Queiroz C.L., Cortez M.M.M., Saito M. 2005. A 4-D Petroleum System Model in a
southern area in the Santos Basin, Brazil. In: ALAGO Workshop Basin Modeling, 4, Buenos Aires. CDROM Abstracts, 3 p.
Asmus H. E. 1975. Controle estrutural da deposição Mesozóica nas bacias da margem continental brasileira.
Rev. Bras. de Geoc., 5:160-174
Asmus H.E. 1981. Relacionamento genético de feições geológicas da margem continental sudeste brasileira e da
área continental emersa adjacente. In: SBG, Simp. Regional de Geol., 3, Curitiba, Atas, 1, p. 262-273.
Asmus H.E. 1984. Geologia da margem continental brasileira. In: C. Schobbenhaus, D.A. Campos, G.R. Derze,
H.E. Asmus (eds.) Geologia do Brasil: texto explicativo do mapa geológico do Brasil e da área oceânica
adjacente, incluindo depósitos minerais, DNPM, p.: 443-472.
Asmus H.E. & Baisch P.R. 1983. Geological evolution of the Brazilian Continental margin. Episodes, 4:3-9.
Asmus H.E. & Ponte F.C. 1973. The Brazilian marginal basins. In: A.E. Nair & F.G. Stehli (eds.). The ocean
basins and margins, 1, The South Atlantic. New York, Plenum, p. 87–132.
Asmus H.E. & Porto R. 1980. Diferenças nos estágios iniciais da evolução da margem continental brasileira:
possíveis causas e implicações. In: SBG, Congr. Bras. Geol., 31, Anais, p. 225-239.
Assine M.L., Correa F.S., Chang H.K. 2008. Migração de depocentros na bacia de Santos: importância na
exploração de hidrocarbonetos. Revista Brasileira de Geociências, 38:111-127.
Audet P. & Bürgmann R., 2011. Global effective elastic thickness, mechanical anisotropy and the supercontinent
cycle. Nature Geoscience, 4:184-187.
Barbosa, R.D.L. 2010. Modelagem geológica e geofísica 2,5-D de estruturas geológicas complexas presentes na
região de pré-sal: exemplo sintético. Trabalho de Conclusão de Curso de Graduação em Geofísica, Instituto
de Geociências, Universidade Federal do Pará, 42 p.
Bender A.A., Mello U.T., Chang H.K. 1989. Reconstituição bidimensional da história geológica de bacias
sedimentares: teoria e uma aplicação na bacia de Campos. Boletim de Geociências da Petrobras, 3:67-85.
Bigarella J.J. 1973a. Paleocorrentes e deriva continental (comparação entre América do Sul e África). Boletim
Paranaense de Geociências, 31:141-224.
185
Bigarella J.J. 1973b. Paleocurrents and the problem of continental drift. Geol. Rundsch., 62:447-477.
Bird P. 1991. Lateral extrusion of lower crust from under high topography, in the isostatic limit. Journal of
Geophysical Research, 96:10275-10286.
Braga L.F.S., Costa C.M., Gama F., Fontoura C., Cunha A.S., Dourado F., Correa F.S. 2003. Magneto-Structural
Imaging (MSI) and Regional Basement of the Santos Basin, Brazil. In: SBGf, International Congress, 8, CDROM Proceedings, 4 p.
Bucher W.H. 1933. The deformation of the Earth’s crust. Pricenton University Press, 518 p.
Burke K. & Dewey J.F. 1974. Hot spots and continental breakup. Geology, 2:57-60.
Butler R.W.H. & Paton D.A. 2010. Evaluating lateral compaction in deepwater fold and thrust belts: How much
are we missing from “nature’s sandbox”? GSA Today, 4-9.
Cainelli C. & Mohriak W.U. 1999. Some remarks on the evolution of sedimentary basins along the Eastern
Brazilian continental margin. Episodes, 22(3):206-216.
Caldas, M.F. 2007. Reconstituição cinemática e tectono-sedimentação associada a Domos salinos na águas
profundas da Bacia de Santos. Dissertação de Mestrado. Universidade Federal do Rio de Janeiro, 111 p.
Caldas M.F. & Zalán P.V. 2009. Reconstituição cinemática e tectono-sedimentação associada a domos salinos
nas águas profundas da Bacia de Santos, Brasil. Boletim de Geociências da Petrobras, 17:227-248.
Campanha G.A.C. & Sadowski G.R. 1999. Tectonics of southern portion of the Ribeira Belt (Apiaí Domain).
Precambian Research, 98:31-51.
Cande S.C. & Rabinowitz P.D. 1978. Mesozoic seafloor spreading bordering conjugate continental margins of
Angola and Brazil. In: Offshore Technology Conference, Houston, Texas, Proceedings, OTC3268, 18691871.
Cande S.C. & Rabinowitz P.D. 1979. Magnetic anomalies of the continental margin of Brazil. Tulsa, AAPG
map, 1 mapa, escala 1:4.400.000.
Carminatti M., Wolff B., Gamboa L.A.P. 2008. New exploratory frontiers in Brazil. In: World Petroleum
Congress, 19, Madrid, Spain, WPC Proceedings, 11 p.
Cartwright J., Jackson M.P.A., Dooley T.P., Higgins S. 2012. Strain partitioning in gravity-driven shortening of
a thick, multilayered evaporite sequence. In: G.I. Alsop, S.G. Archer, A.J. Hartley, N.T. Grant, R.
Hodgkinson (eds) Salt Tectonics, Sediments and Prospectivity. Geological Society, London, Special
Publications, 363, p.: 449–470.
Caumon G. & Muron P. 2006. Surface restoration as a mean to characterize transverse fault slip uncertainty. In:
Gocad Meeting, 26, Nancy, Proceedings, 11 p.
Chamberlin R.T. 1910. The appalachian folds of central Pennsylvania. The Journal of Geology, 18(3):228-251.
Chang H.K., Assine M.L., Corrêa F.S., Tinen J.S., Vidal A.C., Koike L. 2008. Sistemas petrolíferos e modelos
de acumulação de hidrocarbonetos na Bacia de Santos. Revista Brasileira de Geociências, 38:29-46.
Chang H.K., Kowsmann R.O., Figueiredo A.M.F. 1990. Novos conceitos sobre o desenvolvimento das bacias
marginais do leste brasileiro. In: G.P. Raja Gabaglia & E.J. Milani (eds) Origem e evolução de bacias
sedimentares, Petrobras, p.: 269-289.
Chang H.K., Kowsmann R.O., Figueiredo A.M.F., Bender A.A. 1992. Tectonics and stratigraphy of the East
Brazil Rift system: an overview. Tectonophysics, 213:97-138.
Chemia Z. & Koyi H. 2008. The control of sat supply on entrainment of an anhydrite layer within a salt diapir.
Journal of Structural Geology, 30(9):1192-1200.
Chemia Z., Schmeling H., Koyi H. 2009. The effect of the salt rheology on the future evolution of theGorleben
diapir, Germany. Tectonophysics, 473:446-465.
Cobbold P.R. 1979. Removal of finite deformation using strain trajectories. Journal of Structural Geology, 1:6772
Cobbold P.R., Meisling K.E., Mount V.S. 2001. Reativation of an obliquely rifted margin, Campos and Santos
Basin, Southeastern Brazil. AAPG Bulletin, 85(11):1925-1944.
186
Cobbold P.R. & Szatmari P. 1991. Radial gravitational gliding on passive margins. Tectonophysics, 188:249289.
Cobbold P.R., Szatmari P., Demercian L., Coelho D., Rossello E.A. 1995. Seismic and experimental evidence
for thin-skinned horizontal shortening by convergent radial gliding on evaporites deep-water Santos Basin
Brazil. In: M.P.A. Jackson, D.G. Roberts, S. Snelson (eds.) Salt Tectonics: a Global Perspective. AAPG
Memoir, 65, p.: 305-321.
Colbert E.H. 1973. Continental drift and the distributions of fossil reptiles. In: D.H. Tarling & S.K. Runcorn
(eds.), Implications of Continental Drift to the Earth Sciences. Academic Press, London, p.: 395-412.
Cordani U.G., Neves B.B.B., Fuck R.A., Porto R., Thomaz Filho A., Cunha, F.M.B. da. 1984. Estudo preliminar
de integração do Pré-cambriano com os eventos tectônicos das bacias sedimentares brasileiras. Rio de
Janeiro, PETROBRAS, Série Ciência Técnica Petróleo: Exploração de Petróleo, 15, 70 p.
Cornu T.G.M. & Bertrand G. 2005. Backward modeling of the rifting kinematics in the Upper Rhine Graben:
insights from an elastic-perfect contact law on the restoration of a multi-bloc domain. Journal of Earth
Sciences, 94(4):751-757.
Corrêa F.S. 2009. Evolução halocinética da Região Centro-Norte da Bacia de Santos, Brasil. Tese de Doutorado,
Universidade Estadual Paulista, 301 p.
Coxworthy W.F. 1890. Electrical condition or how and where our earth was created. Londres, W.J.S. Phillips,
reedição em 1924, 163 pp.
CPRM-CODEMIG 2003. Mapa Geológico de Minas Gerais, escala 1:1.000.000. Belo Horizonte, Companhia de
Desenvolvimento Econômico de Minas Gerais, CD-ROM.
Crespi J.M. 1988. Using balanced cross-section to understand early Mesozoic extensional faulting. In: A.J.
Froelich & G.R. Robison (eds.) Studies of the early Mesozoic basins of the eastern United States. USGS
Bulletin, 1776, p.: 220-229.
Curie D. 1984. Ouverture de l’Atlantique Sud et discontinuités intra-plaque: une nouvelle analyse. Tese de
doutorado, Université de Bretagne Occidentale, Brest, p. 192.
Dahlstram C. D. A. 1969. Balanced cross-sections. Canadian Journal of Earth Sciences, 6:743-754.
Davis G. H. 1983. Shear-zone model for the origin of metamorphic core complexes. Geology, 11:342-347.
Davison I. 1986. Listric normal fault profiles: calculation using bend length balance and fault displacement.
Journal of Structural Geology 8:209-210.
Davison I. 2007. Geology and tectonics of the South Atlantic Brazilian salt basins. In: A.C. Ries, R.W.H. Butler,
R.H. Graham (eds.) Deformation of the continental crust: the legacy of Mike Coward. Geological Society,
London, Special Publications, 272, p.: 345-359.
Davison I., Anderson L. and Nuttal P. 2012. Salt deposition, loading and gravity drainage in the Campos and
Santos salt basins. In: G.I. Alsop, S.G.Archer, A.J. Hartley, N.T Grant, R. Hodgkinson (eds.) Salt tectonics,
sediments and prospectivity. Geological Society, London, Special Publications, 363, p.: 159-174.
Davy P., Cobbold P.R. 1989. Indentation tectonics in nature and experiment. 1: Experiments scaled for gravity.
Bulletin of the Geological Institutions of Univ. Uppsala, 14:129-141.
Demercian L.S. 1996. A halocinese na evolução do sul da Bacia de Santos do Aptiano ao Cretáceo superior.
Dissertação de Mestrado, Universidade Federal do Rio Grande do Sul. 201 p.
Demercian L.S. & Szatmari P. 1999. Thin-skinned gravitational transfer zone in the southern part of Santos
Basin -- Rio de Janeiro. In: SBGf, International Congress, Proceedings CD-ROM, 4 p.
De Paor D.G. 1990. Cross-section balancing in the space and time. In: J. Letouzey (ed.), Petroleum and
Tectonics in Mobile Belts. Editions Technip, p.: 149-154.
Dias, J.L. 1998. Análise sedimentológica e estratigráfica do andar aptiano em parte da margem leste do Brasil e
no Platô das Malvinas: considerações sobre as primeiras incursões e ingressões marinhas do Oceano
Atlântico Sul Meridional. Tese de Doutorado, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, 190 p.
Doglioni C., Carminati E., Bonatti E. 2003. Rift asymmetry and continental uplift. Tectonics, 22(3):1024.
187
Domzig A., MacLean S., Waltham D., Rice T., Shackelton R. 2010. 3D structural restoration and forward
turbidite modelling. Disponível em: http://www.mve.com/abstracts/detail/3d-structural-restoration-andforward-turbidite-modelling. Acessado em: 01/09/2011.
Durand-Riard P. 2010. Gestion de la complexité géologique en restauration géomécanique 3D. Tese de
doutorado. Institut National Polytechnique de Lorraine, 138 p.
Durand-Riard P., Caumon G., Muron P. 2010. Balanced restoration of geological volumes with relaxed meshing
constraints. Comput. Geosci., 36(4):441-452.
Eagles G. 2007. New angles on South Atlantic opening. Geophys. J. Int., 168:353-361.
Eales S. 2009. Planets and planetary systems. John Wiley, Hoboken, 196 pp.
Ebert H.D. & Hasui Y. 1998. Transpressional tectonics and strain partitioning during oblique collision between
three plates in the Precambrian of southeast Brazil. In: R.E. Holdsworth, R.A. Strachan, J.E. Dewey (eds.)
Continental Transpressional and Transtensional Tectonics. Geological Society, London, Special
Publications, 135, p.: 231-252.
Egan S.S., Hodgetts D., Williams G.D. 1996. Integrated structural and geodynamic modelling of the Ninian fault
block, northern North Sea.
Elliot D. 1980. Balanced cross-sections, the methods and programs; Stage 1, notes for course in thrust tectonics.
Johns Hopkins University, Baltimore, 55 pp.
Ewing J., Leyden R., Ewing M. 1969. Refraction shooting with expendable sonobuoys. AAPG Bull. 53:174-181.
Feijó F.P. 1994. Bacia Pernambuco-Paraíba. Boletim de Geociências da Petrobrás, 8(1):143-148.
Ferreira F.J.F. 1982. Geologia da Bacia do Paraná - Alinhamentos estruturais-magnéticos da região centrooriental da Bacia do Paraná e seu significado tectônico. In: Paulipetro - Consórcio CESP/IPT (ed.) Bacia do
Paraná: reavaliação da potencialidade e prospectividade em hidrocarbonetos. IPT, publicações especiais,
12, 143-166.
Ferreira T.S. 2010. Análise estrutural da deformação Cenozóica na bacia de Cumuruxatiba (BA). Dissertação de
mestrado, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, 74 p.
Fiduk J.C. 2010. Analysis of layered evaporites within the Santos Basin, Brazil (abstract). In: Offshore
Technology Conference, Houston, Proceedings, OTC 20938.
Fiduk J.C. & Rowan M.G. 2012. Analysis of folding and deformation within layered evaporites in Blocks BM-S8 & 9, Santos Basin, Brazil. In: G.I. Alsop, S.G.Archer, A.J. Hartley, N.T Grant, R. Hodgkinson (eds.) Salt
tectonics, sediments and prospectivity. Geological Society, London, Special Publications, 363, p.: 471-487.
Fjeldskaar W., ter Voordeb M., Johansenc H., Christianssond P., Faleided J.I., Cloetingh S.A.P.L. 2004.
Numerical simulation of rifting in the northern Viking Graben: the mutual effect of modelling parameters.
Tectonophysics 382:189-212.
Franchetau J. & Le Pichon X. 1972. Marginal fracture zones as structural framework of continental margins of
South Atlantic Ocean. AAPG Bull, 56:991-1007.
Freitas J.T.R. 2006. Ciclos deposicionais evaporíticos da bacia de Santos: uma análise cicloestratigráfica a partir
de dados de 2 poços e de traços de sísmica. Tese de Doutorado, Instituto de Geociências, Universidade
Federal do Rio Grande do Sul, 159 p.
Galera C., Bennis C., Moretti I., Mallet J.L. 2003. Construction of coherent 3D geological blocks. Computers &
Geosciences, 29(8):971-984.
Gamboa L.A.P., Machado M.A.P., Silveira D.P., Freitas J.T.R., Silva S.R.P. 2008. Evaporitos estratificados no
Atlântico Sul. In: W.U. Mohriak, P. Szatmari, S. Anjos (Org.) Sal geologia e tectônica: exemplos nas bacias
brasileiras. Beca Edições Ltda., p.: 91-163.
Garcia S.F.M. 1999. Estudo tridimensional de efeitos da halocinese em margens passivas. Dissertação de
Mestrado, Universidade Federal de Ouro Preto, 203 p.
Garcia S.F.M. 2008. Fenômenos térmicos associados aos evaporitos. In: W.U. Mohriak, P. Szatmari, S. Anjos
(Org.) Sal geologia e tectônica: exemplos nas bacias brasileiras. Beca Edições Ltda., p.: 91-163.
188
Garcia S.F.M., Araújo L.M., Queiroz C.L., Cortez M.M.M., Saito M. 2005a. Simulação numérica de sistemas
petrolíferos na porção sul da Bacia de Santos, Brasil. In: SBG, Simp. Nacional de Estudos Tectônicos, 10,
Boletim de resumos expandidos, p. 250-252.
Garcia S.F.M., Szatmari P., Martins Neto M.A. 2005b. O papel de um relevo preexistente na estruturação do sal.
In: SBG, Simp. Nacional de Estudos Tectônicos, 10, Boletim de resumos expandidos, p. 120-123.
Garcia S.F.M., Danderfer Filho A., Frizon de Lamotte D., Rudkiewicz J.L. 2012a. Análise de volumes de sal em
restauração estrutural: um exemplo na bacia de Santos. Revista Brasileira de Geociências 42(2):433-450.
Garcia S.F.M., Letouzey J., Rudkiewicz J-L., Danderfer A., Frizon de Lamotte D. 2012b. Structural modeling
based on sequential restoration of gravitational salt deformation in the Santos Basin (Brazil). Mar. Petrol.
Geol., 35:337-353.
Garcia-Cruz C.M. 2003. Más álla de la geografía especulativa: Orígenes de la deriva continetal. LLUILL, 26:87107.
Ge H., Jackson M.P.A., Vendeville B.C. 1997. Kinematics and dynamics of salt tectonics driven by
progradation. AAPG Bulletin, 81(3):398-423.
Geiser P.A. 1988. The role of kinematics in the construction and analysis of geological cross sections in
deformed terranes. In: G. Mitra, S.F. Wojtal (eds.) Geometries and mechanisms of thrusting, with special
reference to the Appalachians. Geological Society of America, Special Paper, 222:47-76.
Gemmer L., Beaumont C., Ings S.J. 2005. Dynamic modelling of passive margin salt tectonics: effects of water
loading, sediment properties and sedimentation patterns. Basin Research. 17:383-402.
Gibbs A.D. 1983. Balanced cross section construction from seismic sections in areas of extensional tectonics.
Journal of Structural Geology, 5(2):153-160.
Gibbs A.D. 1984. Structural evolution of extensional basin margins. Journ. Geol. Soc. London, 141:609-620.
Giles K.A. & Rowan M.G. 2012. Concepts in halokinetic-sequence deformation and stratigraphy. In: G.I. Alsop,
S.G.Archer, A.J. Hartley, N.T Grant, R. Hodgkinson (eds.) Salt tectonics, sediments and prospectivity.
Geological Society, London, Special Publications, 363, p.: 7-31.
Gingras M.K., MacEachern J.A., Dashtgard S.E. 2011. Process ichnology and the elucidation of physicochemical stress. Sedimentary Geology, 237:115-134.
Goguel J. 1952. Tectonics. (versão em inglês de 1962) Freeman and Company, San Francisco, 384 pp.
Gomes P.O., Kilsdonk B., Minken J., Grow T., Barragan R., 2009. The Outer High of the Santos Basin, southern
São Paulo Plateau, Brazil: pre-salt exploration outbreak, paleogeographic setting, and evolution of the synrift structures. Disponível em: http://www.searchanddiscovery.net/documents/2009/10193gomes/index.htm.
Accessado em 11/20/2011.
Gomes P.O., Parry J., Martins W. 2002. The Outer High of the Santos Basin, southern São Paulo Plateau, Brazil:
tectonic. In: AAPG, Hedberg Conference: Hydrocarbon habitat of volcanic rifted passive margins, Stavanger,
Norway, Proceedings, p. 8-11.
Gomes P.O., Severino M.C.G., Gomes B.S. 1993. Projeto LEPLAC: Interpretação Integrada dos Dados
Geofísicos do Prospecto LEPLAC IV - Margem Continental Sul Brasileira. In: SBGf, Cong. Int. Soc. Bras.
Geof., 3, Rio de Janeiro, Anais, 2, p.: 1275-1280.
Gonzaga F.G. 2005. Simulação geoquímica 1D ao longo de uma seção geológica na bacia de Campos.
Dissertação de Mestrado, Instituto Alberto Luiz Coimbra de Pós-Graduação e Pesquisa de Engenharia,
Universidade Federal do Rio de Janeiro, 85 p.
Grando G., Schleder Z., Shackleton R., Seed G., Buddin T., McClay K., Borraccini F. 2009. 3D structural
evolution of the salt controlled Frampton anticline, at water valley fold belt, deep water Gulf of Mexico.
Search and Discovery Article #50161.
Gratier J.-P. & Guiller B. 1993. Compatibility constraints on folded and faulted strata and calculation of total
displacement using computational restoration (UNFOLD program). Journal of Structural Geology, 15(35):391-402.
Griffiths P., Jones S., Salter N., Schaefer F., Osfield R. and Reiser H. 2002. A new technique for 3-D
flexural−slip restoration. Journal of Structural Geology, 24:773-782.
189
Groshong R.H. 1989. Half-graben structures: balanced models of extensional fault-bend folds. Geological
Society of America Bulletin, 101:96-105.
Groshong R.H. 2006. 3-D Structural geology: a practical guide to quantitative surface and surface map
interpretation. Springer-Verlag Berlin, Heidelberg, 400 pp.
Gross M.G. 1972. Oceanography: a view of the Earth. Englewood Cliffs: Prentice-Hall, Inc., 581 pp.
Gross, M.R. 2003 Mechanical stratigraphy: the brittle perspective. Geol. Soc. Am. Abstracts with Programs,
35:641.
Guerra M.C.M. 2008. Role of halokinesis in controlling structural styles and sediment dispersal pattern in the
Santos Basin, offshore SE Brazil. Tese de Doutorado (PhD), University of Edinburgh, 270 p.
Guerra M.C.M. & Underhill J.R. 2012. Role of halokinesis in controlling structural styles and sediment dispersal
in the Santos Basin, offshore Brazil. In: G.I. Alsop, S.G.Archer, A.J. Hartley, N.T Grant, R. Hodgkinson
(eds.) Salt tectonics, sediments and prospectivity. Geological Society, London, Special Publications, 363, p.:
175-206.
Guimarães P.P., Almeida H.P., Kowsman R.O., Costa M.P., Boa Hora M.P. 1982. Modelagem gravimétrica na
porção sul do Platô de São Paulo e suas implicações geológicas. SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 32,
Salvador, Bahia, Anais, 4, p. 1570-1575.
Gussow W.C. 1968. Salt diapirism: importance of temperature and energy source of emplacement. In: J.
Braunstein & G.D.O'Brien (eds.) Diapirism and diapirs. AAPG Memoir, 8, p.: 16-52.
Hard S. & Finch E. 2006. Discrete element modelling of the influence of cover strength on basement-involved
fault-propagation folding. Tectonophysics, 415:225-238.
Hasui Y., Costa J.B.S., Borges M.S., Morales N., Rueda J.R.J. 1998. Evolução morfotectônica do Sudeste do
Brasil. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 40, Anais, p.78.
Hasui, Y. & Sadowski, G.R. 1976. Evolução geológica do Pré-Cambriano na região sudeste do Estado de São
Paulo. Revista Brasileira de Geociências, 6:(3):182-200.
Heilbron M., Horta de Almeida J.C., Eirado Silva L.G., Palermo N., Tupinambá M., Paschoal Duarte B.,
Valladares C., Ramos R., Sanson M., Guedes E., Gontijo A., Nogueira J.R., Valeriano C., Ribeiro A.,
Ragatky C.D., Miranda A., Sanches L., Limeira de Melo C., Laccer Roig H., Blanco de Dios F., Fernández
G., Neves A., Guimarães P., Dourado F., Gayer de Lacerda V. 2007. Geologia da Folha Volta Redonda,
SF.23-Z-A-V: notas explicativas. Rio de Janeiro/São Paulo, UERJ/CPRM, Programa Geologia do Brasil,
Levantamentos Geológicos Básicos, 140 p., 1 mapa geológico, escala 1:100.000.
Heilbron M., Pedrosa-Soares A.C., Silva L.C., Campos Neto M.C., Trouw R.A.J. 2004. Província Mantiqueira.
In: V. Mantesso-Neto, A. Bartorelli, C.D.R. Carneiro, B.B. Brito Neves (eds.) Geologia do Continente SulAmericano: evolução da obra de Fernando Flávio Marques de Almeida. Beca, p.: 203-235.
Horowitz, A., 1972. Probable paleogeographic implications of the global distribution of the Late Permian
Cathaysian microflora. Anais da Academia Brasileira de Ciências, 44:173-177.
Hossack J.R. 1979. The use of balanced cross-sections in the calculation of orogenic contraction: A review.
Journ. Geol. Soc. London, 136:705-711.
Hossack J.R. 1995. Geometric rules of section balancing for salt structures. In: M.P.A. Jackson, D.G. Roberts, S.
Snelson (eds.) Salt tectonics: a global perspective. AAPG Memoir 65:29-40.
Hovland M., Kuznetsova T., Rueslåtten H., Kvamme B., Johnsen H.K., Fladmark G.E., Hebach A. 2006. Subsurface precipitation of salts in supercritical seawater. Basin Res. 18:221–230
Hsü K.J., Ryan W.B.F., Cita M.B. 1973. Late Miocene desiccation of the Mediterranean Sea. Nature, 242:240244.
Hudec M.R. 2003. Quick-look chart for restoration of salt structures in cross section. The University of Texas at
Austin, Bureau of Economic Geology poster + 10 p. booklet.
Hudec, M.R., Jackson, M.P.A., Schultz-Ela, D.D., 2009. The paradox of minibasin subsidence into salt: clues to
the evolution of crustal basins. Geological Society of America Bulletin, 121:201-221.
Hughes M. & Davison I. 1993. Geometry and growth kinematics of salt pillows in the southern North Sea.
Tectonophysics, 228:239-254.
190
Hunt C.W. 1957. Planimetric equation. Journ. Alta. Petrol. Geol., 5:259-264.
Ings S., Beaumont C., Lykke G. 2004. Numerical modelling of salt tectonics on passive continental margins:
preliminary assessment of the effects of sediment loading, buoyancy, margin tilt and isostasy. In: GCSSEPM
Foundation Bob F. Perkins, Annual Research Conference, 24, CD-ROM Proceedings, p. 36–68.
Jackson, M.P.A. & Vendeville, B.C. 1994: Regional extension as a geologic trigger for diapirism. Geological
Society of American Bulletin, 106:57-73.
Jenyon M.K. 1986. Salt tectonics. London, Elsevier, 191 pp.
Karner G.D. 2000. Rifts of the Campos and Santos Basins, Southeastern Brazil: distribution and timing. In: M.R.
Mello & B.J. Kats (eds.) Petroleum systems of South Atlantic margins. AAPG Memoir, 73, p.:301-315.
Karner G.D. & Driscoll N.W. 1999. Tectonic and stratigraphic development of the West African and Eastern
Brazilian Margins: insights from quantitative basin modeling. In: N.R. Cameron, R.H. Bate, V.S. Clure (eds.)
The Oil and Gas Habitats of the South Atlantic. Geological Society, London, Special Publication, 153, p.: 1140.
Karner G. D. & Weissel J. K. 1990. Compressional deformation of oceanic lithosphere in the central Indian
ocean: why it is where it is. In: Ocean Drilling Program, Scientific Results, Proceedings, 16, p. 279-289.
Karner, G.D., Gamboa, L.P.A., 2007. Timing and origin of the South Atlantic pre-salt sag basins and their
copping evaporites. In: B. Schreiber, S. Lugli, M. Babel (Eds.), Evaporites through space and time.
Geological Society, London, Special Publication, 285, p.:15-35.
Karner G.D., Studinger M., Bell R.E. 2005. Gravity anomalies of sedimentary basins and their mechanical
implications: application to the Ross Sea basins, West Antarctica. Earth Planet. Sci. Lett., 235:577-596.
Keast A. 1973. Contemporary biotas and the separation sequences of the southern continents. In: D.H. Tarling &
S.K. Runcorn (eds.) Implications of continental drift to the Earth Sciences. Academic Press, London, p.: 309343.
Kowsmann, R.O., Costa, M.P.A., Boa Hora, M.P., Almeida, H.P. and Guimaries, P.P. 1982. Geologia estrutural
do Platô de São Paulo. In: Congr. Bras. Geol., 32, Salvador, Anais, 4, p. 1558-1569.
Kumar N. & Gamboa L.A.P. 1979. Evolution of the Sāo Paulo plateau (southeastern Brazilian margin) and
implications for the early history of South Atlantic. Geol. Soc. Am. Bull., 90:281–293
Kumar N., Gamboa L.A.P., Scheiber B.C., Mascle J. 1977. Geologic history and origin of São Paulo Plateau
(southeastern Brazilian margin ), comparison with the Angolan margin, and early evolution of the northern
South Atlantic. Washington. D.C., Initial reports of the Deep Sea Drilling Project 39, p.: 927-945.
Kusznir N.J. & Karner G.D. 2007. Continental lithospheric thinning and breakup in response to upwelling
divergent mantle flow: application to the Woodlark, Newfoundland and Iberia margins. In: G.D. Karner, G.
Manatschal, L.M. Pinheiro (eds.) Imaging, mapping and modelling continental lithosphere extension and
breakup. Geological Society, London, Special Publications, 282, p.: 389-419.
Lallier F., Durand-Riard P., Titeux M.O., Caumon G. 2008. Map restoration: latest advances. In: Gocad
Meeting, 28, Nancy, Proceedings, 10 p.
Lavier L.L. & Manatshal G. 2006. A mechanism to thin the continental lithosphere at magma-poor margins.
Nature 440:324-328.
Lavorante P.L. & Ebert H.D. 2005. Reconstrução paleogeográfica 3D das bacias de Santos e Campos: do
Albiano ao Maastrichtiano. In: IBP, Congresso Brasileiro de P&D em Petróleo e Gás, 3, Anais.
Le Pichon X. & Hayes D.E. 1971. Marginal offsets, fracture zones and the early opening of the South Atlantic. J.
Geophys. Res. 76(26):6283-6291.
Lerche I. & Petersen K. 1995. Salt and sediments dynamics. CRC Press, Boca Raton, 336 pp.
Lewis H. 1911. The theory of isostasy. The Journal of Geology, 19(7):603-626.
Lewis G.J. 1997. The development of growth faults above ductile substrates. Tese de doutorado, University of
London, 330 p.
Leyden R., Asmus H., Zembruscki S., Bryan G. 1976. South Atlantic diapirs structures. AAPG Bulletin, 60:196212.
191
Li X., Kind R., Yuan X., Wölbern I., Hanka W. 2004. Rejuvenation of the lithosphere by the Hawaiian plume.
Nature, 427:827-829.
Loczy L. 1968. The Brazilian block and the Gondwanaland problem. An. Acad. Bras. Cienc., 40:325-331.
Maack R. 1967. Glacial moraines of the Upper Carboniferous Gondwana glaciation, Paraná State. Geol.
Rundsch., 56:918-926.
Maack R. 1968. Continental drift and geology of the South Atlantic. An. Acad. Bras. Cienc., 40:313-315.
Macedo J.M. 1987. Evolução estrutural da Bacia de Santos e áreas continentais adjacentes. Tese de Doutorado.
Universidade Federal de Ouro Preto, 165 p.
Macedo J.M. 1989. Evolução tectônica da Bacia de Santos e áreas continentais adjacentes (Tectonic evolution of
the Santos Basin and adjacent continental areas). Bol. Geoc. Petrobras, 3:159-173.
Macedo J.M. 1990. Evolução tectônica da Bacia de Santos e áreas continentais adjacentes. In: G.P. Raja
Gabaglia & E.J. Milani (Eds.) Origem e evolução de bacias sedimentares. PETROBRAS, Rio de Janeiro, p.:
361-376.
Maerten L. & Maerten F. 2006. Chronologic modeling of faulted and fractured reservoirs using geomechanically
based restoration: Technique and industry applications. AAPG Bulletin, 90(8):1201-1226.
Manatschal G. 2004. New models for evolution of magma-poor rifted margins based on a review of data and
concepts from West Iberia and the Alps. Int J Earth Sci (Geol Rundsch), 93:432-466.
Mantovani R. 1889. Les fractures de l’écorce terrestre et la theorie de Laplace. Bull. Société d’Arts et des
Sciences de Réunion, 45-53.
Mantovani R. 1909. L’Antarctide. Je m’instruis. La science pour tous, 38: 595-597.
Martin H. 1961. The hypothesis of continental drift in the light of recent advances of geological knowledge in
Brazil and South West Africa. Trans. Geol. Soc. S. Afr., 64:47.
Martin H. 1968. Upper mantle properties and the evolution of the Paraná and the Karroo Basins. An. Acad. Bras.
Cienc., 40:149-157.
Marsh J.R. 1973. Relationships between transform directions and alkaline igneous rocks lineaments in Africa
and South America. Earth and Planetary Science Letters, 18(3):317-323.
Mascle J.R. & Renard V. 1976. The marginal São Paulo Plateau, comparison with the southern Angolan margin.
An. Acad. Bras. Cienc., 48:179-190.
Masini M., Bigi S., Poblet J., Bulnes M., Di Cuia R., Casabianca D. 2011. Kinematic evolution and strain
simulation based on cross-section restoration of the Maiella Mountain: an analogue for oil fields in the
Apennines (Italy). In: J. Poblet & R.J. Lisle (eds.) Kinematic evolution and structural styles of fold and trust
belts. Geological Society, London, Special Publications, 349, p.: 25-44.
Massot J. 2002. Implémentation de méthodes de restauration équilibrée. Tese de doutorado, Institut National
Polytechnique de Lorraine, Nancy, France, 157 p.
Mckenzie D. 1978. Some remarks on the development of sedimentary basins, Earth Planet. Sci. Lett., 40:25-32.
Meisling K.E., Cobbold P.R., Mount V.S. 2001. Segmentation of an obliquely rifted margin, Campos and Santos
basins, southeastern Brazil. AAPG Bull., 85:1903-1924.
Mello U.T., Karner G.D., Anderson R.A. 1995. Role of salt in restraining the maturation of subsalt source rock.
Marine and Petroleum Geology, 12:697-716.
Melo M.S., Fernandes L.A., Coimbra A.M., Ramos R.G.M. 1989. O gráben (Terciário?) de Sete Barras, vale do
Ribeira de Iguape, SP. Revista Brasileira de Geociências, 19(2):260-262.
Menard G. 1988 Structures et cinématique d’une chaine de collision : Les Alpes occidentales et centrales. Thèse
d’Etat, Univ. J. Fourier de Grenoble, France.
Minioli, B. 1971 Determinações potássio-argônio em rochas localizadas no litoral Norte do Estado de São Paulo.
Anais da Academia Brasileira de Ciências, 43(2):443-448.
Mio E., Chang H.K., Corrêa F.S. 2005. Integração de métodos geofísicos na modelagem crustal da Bacia de
Santos. Rev. Bras. Geof., 23:275-284.
192
Mitra S. & Namson J. 1989. Equal-area balancing. Amer. J. Sci., 289:563-599.
Modica C.J. & Brush E.R. 2004, Postrift sequence stratigraphy, paleogeography, and fill history of the deepwater Santos Basin, offshore southeast Brazil. AAPG Bull., 88:923–946.
Mohriak W.U. 2001. Salt tectonics, volcanic centers, fracture zones and their relationship with the origin and
evolution of the South Atlantic Ocean: geophysical evidence in the Brazilian and West African margins. In:
SBGf, International Congress of The Brazilian Geophysical Society, 7, Salvador, Expanded Abstract, p.
1594.
Mohriak W.U. 2004. Reflexões sobre a estrutura profunda dos rifts da margem leste brasileira: implicações
geodinâmicas e exploratórias. In: PETROBRAS, Simp. Geofísica, 9, Boletim de resumos, p. 25.
Mohriak W.U & Barros A.Z.N. 1990. Novas tendências de tectonismo cezonóico na região sudeste do Brasil: O
gráben de barra de São João na plataforma de Cabo Frio, RJ. Rev. Bras. Geoc., 20:187-196.
Mohriak W.U. & Dewey J.F.D. 1987. Deep seismic reflectors in the Campos Basin, offshore Brazil. Geoph.
Jour. Royal Astron. Soc., 89(1):133-140.
Mohriak W.U. & Paula O.B. 2005. Major tectonic features in the southeastern Brazilian margin. In: SBGf,
International Congress, 9, Expanded Abstracts, SBGf174.
Mohriak W.U. & Szatmari P. 2001. Salt tectonics and sedimentation along Atlantic margins: insights from
seismic interpretation and physical models. Geol. Soc. America Memoir, 193:131-151.
Mohriak W.U. & Szatmari P. 2008. Tectônica de Sal. In: W.U. Mohriak, P. Szatmari, S. Anjos (Org.) Sal
geologia e tectônica: exemplos nas bacias brasileiras. Beca Edições Ltda., p.: 91-163.
Mohriak W.U., Macedo J.M., Castellani R.T., Rangel H.D., Barros A.Z.N, Latgé M.A.L., Ricci J.A., Mizusaki
A.M.P., Szatmari P., Demercian L.S., Rizzo J.G. and Aires J.R. 1995. Salt tectonics and structural styles in
the deep water province of the Cabo Frio region, Rio de Janeiro, Brazil. In: M.P.A. Jackson, D.G. Roberts, S.
Snelson (eds.) Salt tectonics: a global perspective. AAPG Memoir, 65, p.: 273–304.
Mohriak W., Nemcok M., Enciso G. 2008. South Atlantic divergent margin evolution: rift-border uplift and salt
tectonics in the basins of SE Brazil. In: R.J. Pankhurst, R.A.J. Trouw, B.B. de Brito Neves, M.J. de Wit (eds.)
West Gondwana:Pre-Cenozoic Correlations Across the South Atlantic Region. Geological Society, London,
Special Publications, 294, p.: 365-398.
Mondelli K. 2011. Salt Reconstruction and Study of Depositional History, Upper Jurassic, East Texas Basin.
Dissertação de mestrado. Disponível em: http://www.agl.uh.edu/pdf/theses/2011-mondelli.pdf. Acessado em
18/08/2011.
Montaron B. & Tapponnier P. 2010. A quantitative model for salt deposition in actively spreading basins. Search
and Discovery, Article #30117.
Moore G.F., Saffer D., Studer M., Costa Pisani P. 2011. Structural restoration of thrusts at the toe of the Nankai
Trough accretionary prism off Shikoku Island, Japan: Implications for dewatering processes. Geochem.
Geophys. Geosyst., 12, Q0AD12.
Moraes A. 1995. Estudo dos campos de tensões locais e da geração de falhas em regime extensional pelo método
dos elementos finitos. Dissertação de mestrado. Univ. Fed. de Ouro Preto: 241 p.
Moreira J.L.P. 2000. Stratigraphie sismique et modélisation stratigraphique des dépôts de l’Éocène du bassin de
Santos (marge brésilienne). Tese de doutorado. Université de Rennes, 170 p.
Moreira J.L.P., Esteves C.A., Rodrigues J.J.G., Vasconcelos C.S. 2006. Magmatismo, sedimentação e
estratigrafia da porção norte da Bacia de Santos. Boletim de Geociências da Petrobras, 14(1):161-170.
Moreira J.L.P., Madeira C.V., Gil J.A., Machado M.A.P. 2007. Bacia de Santos. Boletim de Geociências da
Petrobras, 15(2):531-549.
Moreira T. P. B. 2009. Sequências estratigráficas do Paleoceno e Eoceno da porção central-norte da bacia de
Santos, Estado de São Paulo. Tese de Mestrado, Instituto Alberto Luiz Coimbra de Pós-Graduação e Pesquisa
de Engenharia,Universidade Federal do Rio de Janeiro, 113 p.
Moretti I. 2008 Working in complex areas: New restoration workflow based on quality control, 2D and 3D
restorations. Marine and Petroleum Geology, 25:205-218.
193
Moretti I., Colletta B., Vially R. 1988. Theoretical model of block rotation along circular faults. Tectonophysics,
153:313-320.
Moretti I., Lepage F., Guiton M. 2006. Kine3D: a new 3d restoration method based on a mixed approach linking
geometry. Oil Gas Science and Technology Rev. IFPEN, 61(2):277-289.
Moretti I., Wu S., Bally A.W. 1990. Computerized balanced cross section LOCACE to reconstruct an
allochthonous salt sheet, offshore Louisiana. Marine and Petroleum Geology, 7:371-377.
Moulin M., Aslanian D., Unternehr P. 2010. A new starting point for the South and Equatorial Atlantic Ocean.
Earth-Science Reviews, 98:1-37.
Muehlberger W.R. & Clabaugh P.S. 1968 Internal structure and petrofabrics of Gulf Coast salt domes. AAPG
Memoir, 8:90-98.
Muron P. 2005. Méthodes numériques 3-D de restauration des structures géologiques faillées. Tese de
doutorado. Institut National Polytechnique de Lorraine, 131 p.
Ojeda H.A.O. 1982. Structural framework, stratigraphy, and evolution of Brazilian marginal basins. AAPG Bull.,
66(6):732-749.
Oliveira R.O. 2008. Arcabouço geofísico, isostasia e causas do magmatismo Cenozóico da Província Borborema
e de sua margem continental (nordeste do Brasil). Tese de doutorado. Universidade Federal do Rio Grande
do Norte, 411 p.
Oliveira L.G.S., Endo I., Blitzkow D. 2008 Estimativa da espessura elástica efetiva da litosfera do sul do cráton
São Francisco usando dados da missão Grace. Revista Brasileira de Geofísica, 26(4):555-568.
Oreiro S.G., Cupertino J.A., Szatmari P., Thomaz Filho A. 2008. Influence of pre-salt alignments in post-Aptian
magmatism in the Cabo Frio High and its surroundings, Santos and Campos basins, SE Brazil: an example of
non-plume-related magmatism. J. South Am. Earth Sci., 25:116-131
Ortelius A 1596. Thesaurus geographicus. Amberes, Platin, 728p.
Owen S. 1998. A survey of unstructured mesh generation technology. In: International Meshing Round Table, 7,
Proceedings, p. 239–267.
Palma, J.J.C. (1984). Fisiografia do fundo oceânico. In: C. Schobbenhaus, D.A. Campos, B.R. Derze, H.E.
Asmus (eds.). Geologia do Brasil. Rio de Janeiro, DNPM, p.: 429-441.
Peel F.J., Travis C.J., Hossack J.R. 1995. Genetic structural provinces and salt tectonics of the Cenozoic offshore
U.S. Gulf of Mexico: a preliminary analysis. In: M.P.A. Jackson, D.G. Roberts, S. Snelson (eds.) Salt
tectonics: a global perspective. AAPG Memoir, 65, p.: 153-175.
Pereira M.J. 1992. Considerações sobre a estratigrafia do Cenomaniano-Santoniano em algumas bacias
marginais brasileiras e a sua implicação na história tectônica e sedimentar da margem continental. Bol. Geoc.
Petrobras, 6:171-176.
Pereira, M.J.; Barbosa, C.M.; Agre, J.; Gomes, J.B; Aranha, L.G.F.; Saito, M.; Ramos, M.A.; Carvalho, M.D. de;
Stamato, M.; Bagni, O. 1986. Estratigrafia da Bacia de Santos: análise das sequências, sistemas deposicionais
e revisão litoestratigráfica. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 34, Goiânia. Atas, 1, p. 65-79.
Pereira M.J. & Feijó F.J. 1994. Bacia de Santos. Boletim de Geociências da Petrobras, 8:219-234.
Pereira M.J. & Macedo J.M. 1990. A Bacia de Santos: perspectivas de uma nova província petrolífera na
plataforma continental sudeste brasileira (Santos basin: The Outlook for a new petroleum province on the
southeastern continental shelf). Bol. Geoc. Petrobras, 4:3-11.
Peric D. & Crook A.J.L. 2004. Computational strategies for predictive geology with reference to salt tectonics.
Comp. Meth. Appl. Mech. Engrg., 193:5195-5222.
Péron-Pinvidic G. & Manatschal G. 2009. The final rifting evolution at deep magma-poor passive margins from
Iberia-Newfoundland: a new point of view. Int J Earth Sci (Geol Rundsch), 98:1581-1597.
Péron-Pinvidic G. & Manatschal G. 2010. From microcontinents to extensional allochthons: witnesses of how
continents rift and beak apart? Petroleum Geoscience, 16 (3):189-197.
Petersen K. & Lerche I. 1995. Quantitative modelling of salt and sediment interactions: evolution of a North
Louisiana salt diapir. Journal of Petroleum Geology, 18(4):365–396.
194
Petersen K. & Lerche I. 1996. Temperature dependence of thermal anomalies near evolving salt structures:
importance for reducing exploration risk. In: G.I. Alsop, D.J. Blundell, I. Davison (eds.) Salt tectonics.
Geological Society, London, Special Publications, 100, p.: 275-290.
Pickering W.H. 1907. The place of the origin of the moon: the volcanic problem. Journal of Geology 15:23-38.
PindelI J.L. & Dewey J.F. 1982. Permo-Triassic reconstruction of western Pangea and the evolution of the Gulf
of Mexico/Caribbean region. Tectonics, 1:179-212.
Pinet, P.R., 1996. Invitation to oceanography. West Publishing Company, St. Paul, Minnesota, 508 pp.
Plesch A., Shaw J.H., Kronman D. 2007. Mechanics of low-relief detachment folding in the Bajiaochang field,
Sichuan Basin, China, AAPG Bulletin, 91(11):1559-1575.
Ponte F.C. & Asmus H.E. 1975. The Brazilian marginal basins: current state of knowledge. Anais da Academia
Brasileira de Ciências, 48:215-239.
Ponte F.C. & Asmus H.E. 1978. Geological framework of the Brazilian continental margin. International
Journal of Earth Sciences, 67(1):201-235.
Quintaes C.M.S.P. 2006. Aplicação da estratigrafia de sequências na seção albiana da porção sul da Bacia de
Santos. Dissertação de Mestrado, UERJ, Rio de Janeiro, 206 p.
Quirk D.G., Schødt N, Lassen B., Ings S.J., Hsu D., Hirsch K.K., Nicolai C.V. 2012. Salt tectonics on passive
margins: examples from Santos, Campos and Kwanza basins. In: Alsop G.I., Archer S.G., Hartley A.J., Grant
N.T., Hodgkinson, R. (eds.) Salt tectonics, sediments and prospectivity. Geological Society, London, Special
Publications, 363, p.: 207-244.
Ramsay J.G. & Huber M.I. 1983. The Techniques of Modern Structural Geology, Volume I: Strain Analysis.
Academic Press, London.
Riccomini C., Pellogia A.U.G., Saloni J.C.L., Kohenke M.W., Figueira R.M. 1989. Neotectonic activity in the
Serra do Mar rift system (Southeastern Brazil). J. South Am. Earth Sci., 2:191-197.
Richards D.R., Calvert S.J., Yamamoto H. 2003. 2D and 3D structural balancing in a deformed foreland basin,
Peruvian Subandean Belt. In: Simposio Bolivariano - Exploracion Petrolera en las Cuencas Subandinas, 8,
Anais, p. 141-146.
Richter-Bernburg, G. 1972. Saline deposits in Germany: a review and general introduction to the excursions. In:
UNESCO, Hanover Symposium 1968: Geology of Saline Deposits. Paris, Proceedings, p. 275–287.
Roberts A.M., Kusznir N.J., Yielding G., Styles P. 1998. 2D flexural backstripping of extensional basins: the
need for a sideways glance. Petroleum Geoscience, 4:327–338.
Rouby D. 1994. Restauration en carte des domaines faillés en extension, methode et applications. Tese de
doutorado. Université de Rennes, 210 p.
Rouby D., Cobbold P.R., Szatmari P., Demercian S., Coelho D., Rici J.A. 1993a. Least-squares palinspastic
restoration of regions of normal faulting: application to the Campos Basin (Brazil). Tectonophysics, 221:439452.
Rouby D., Cobbold P.R., Szatmari P., Demercian S., Coelho D., Rici J.A. 1993b. Restoration in plan view of
faulted Upper Cretaceous and Oligocene horizons and its bearing on the history of salt tectonics in the
Campos Basin (Brazil). Tectonophysics, 228:435-445.
Rouby D., Raillard S., Guillocheau F., Bouroullec R., Nalpas T. 2002. Kinematics of a Growth Fault/Raft
System on the West African Margin Using 3D Restoration. Journal of Structural Geology, 24:783-796.
Rouby D., Xiao H., Suppe J. 2000. 3-D Restoration of complexly folded and faulted surfaces using multiple
unfolding mechanism. AAPG Bulletin, 84(6):805-829.
Rowan M.G. 1987. Rollower shape, fault prediction and deformation mechanics of listric normal faults.
Geological Society of America, Abstracts with Programs, 19:825.
Rowan M.G. 1993. A systematic technique for the sequential restoration of salt structures. Tectonophysics,
228:331-348.
Rowan M.G. 1996. Benefits and limitations of section restoration in areas of extensional salt tectonics: an
example from offshore Louisiana. In: P.G. Buchanan & D.A. Nieuwland (eds.) Modern developments in
195
structural interpretation, validation and modelling: Geological Society of London Special Publication 99, p.:
147-161.
Rowan M.G. & Kligfield R. 1989. Cross section restoration and balancing as aid to seismic interpretation in
extensional terranes. AAPG Bulletin, 73:955–966.
Rowan M.G., Villamil T., Flemings P.B., Weimer P. 1996. Use of cross-section restoration to determine
paleobathymetry and sea-floor paleotopography in the Gulf of Mexico basin. Geology, 24(4):299-302.
Royden L. & Keen C.E. 1980. Rifting process and thermal evolution of the continental margin of Eastern
Canada determined from subsidence curves. Earth and Planetary Science Letters, 51:342-361.
Sadowski G.R. 1991. A megafalha de Cubatão no sudeste brasileiro. Bol. IG-USP, Série Científica, 22:1-28
Samson P., Dubrule O., Euler N. 1996. Quantifying the impact of structural uncertainties on gross-rock volume
estimates. In: European 3-D reservoir Modelling Conference & Exhibition, Stavanger, Proceedings, p. 381392.
Sanders C., Bonora M., Richards D., Koslowski E., Sylwan C., Cohen M. 2004. Kinematic structural restorations
and discrete fracture modeling of a thrust trap: a case study from the Tarija Basin, Argentina. Marine and
Petroleum Geology, 21:845-855.
Santi M.R. 2002. Procedimentos computacionais para o balanceamento de seções geológicas. Tese de
Doutorado, Pontifícia Universidade Católica do Rio de Janeiro, 168 p.
Santi M.R., Campos J.L.E., Martha L.F. 2002. A finite element approach for geological section reconstruction.
In: Gocad Meeting, 22, Proceedings.
Sclater J.D. & Christie P. 1980 Continental stretching: an explanation of most-mid-Cretaceous subsidence of the
central North Sea basin. Journal of Geophysical Research, 85:3711-3739
Schaller H. & Dauzacker M.V. 1986. Tectônica gravitacional e sua aplicação na exploração de hidrocarbonetos.
Bol. Tecn. Petrobras, 29:193-206.
Schultz-Ela D.D. 1988. Application of three-dimensional finite-element method to strain field analysis. Journal
of Structural Geology, 10:263-272.
Schultz-Ela D.D. 1992. Restoration of cross-sections to constrain deformation processes of extensional terranes.
Marine and Petroleum Geology, 9:372-388.
Schwerdtner M. 1977. Geometric interpretation of regional strain regimes. Tectonophysics, 39:515-531.
Scotchman I.C., Marais-Gilchrist G., Souza F.G., Chaves F.F., Atterton L.A., Roberts A., Kusznir N.J. 2006. A
failed sea-floor spreading centre, Santos Basin, Brasil. In: IBP, Rio Oil & Gas Conference, 13, Rio de
Janeiro, Abstract, 9 p.
Severino, M.C.G. and Gomes, B.S., 1991. Projeto Leplac: Interpretação preliminar dos dados sísmicos e
gravimétricos do Prospecto LEPLAC-I. In: Congresso Internacional da Sociedade Brasileira de Geofísica, 2,
Salvador, BA. Resumos Expandidos, II, p. 597-602.
Snider-Pellegrini A. 1858. La création et ses mystères dévoilés. Paris, A. Frank, 487 p.
Souza I.A. 2008. Falhas de transferência da porção norte da Bacia de Santos interpretadas a partir de dados
sísmicos: sua influência na evolução e deformação da bacia. Tese de Doutorado, Universidade Estadual
Paulista, Instituto de Geociências e Ciências Exatas, 182 p.
Souza I.A. & Ebert H.D. 2005. Lineamentos tectônicos rúpteis do embasamento adjacente às bacias da margem
continental sudeste interpretados a partir de imagens Landsat 7 ETM. In: SBG, Cong. Bras. Geol., 42,
Resumos, 19, p. 1197-1198.
Souza I.A., Ebert H.D., Castro J.C., Soares Júnior A.V., Silva G.H.T., Benvenutti C.F. 2009. Caracterização das
falhas de transferência na porção norte da Bacia de Santos a partir da integração de dados geológicos e
geofísicos (Transfer faults characterization in northern portion of the Santos Basin based on geological and
geophysical data integration). Bol. Geoc. Petrobras, 17:109-132
Souza K.G., Fontana R.L., Mascle J., Macedo J.M., Mohriak W.U., Hinz K. 1993. The southern Brazilian
margin: an example of a South Atlantic volcanic margin. In: SBGf, Cong. Internacional, 3, Rio de Janeiro,
RJ. Anais, 2, p. 1336-1341.
196
Steckler M.S. & Watts A.B. 1978. Subsidence of the Atlantic-type continental margin of New York. Earth and
Planetary Science Letters, 42(1):1-13.
Stewart K.S., Turner S., Kelley C.J., Hawkesworth C.J., Kirstein L., Mantovani M.S.M. 1996. 3-D
geochronology in the Paraná flood basalt province. Earth Planet. Sci. Lett., 143:95-110.
40
Ar-39Ar
Suppe J. 1983. Geometry and kinematics of fault bend folding. American Journal of Science, 283:684-721.
Szatmari P. & Aires J. R. 1987. Experimentos com modelagem física de processos tectônicos no Centro de
Pesquisas de Petrobras. Boletim de Geociências da Petrobras, 1(1):13-24.
Szatmari P. & Demercian L.S., 1993. Tectônica de sal na margem sudeste brasileira. In: SBGf, Congresso
Internacional, 3, Anais, p. 1347-1351.
Szatmari P. & Mohriak W.U. 1995. Plate model of postbreakup tectono-magmatic activity in SE Brazil and the
adjacent Atlantic. In: SBG, Simp. Nacional de Estudos Tectônicos, 5, Gramado, RS, Resumos Expandidos, p.
213-214.
Szatmari P., Françolin J.B.L., Zanotto O., Wolff S. 1987. Evolução tectônica da margem equatorial brasileira.
Revista Brasileira de Geociências, 17(2):180-188.
Talbot C.J. 1995. Moulding of salt diapirs by stiff overburdens In Salt Tectonics: a global perspective. In:
M.P.A. Jackson, D.G. Roberts, S. Snelson (eds.) Salt tectonics: a global perspective. AAPG Memoir, 65, p.
61-75
Talbot C.J. & Jackson M.P.A. 1987. Internal kinematics of salt diapirs. AAPG Bulletin, 71:1068–1093.
Taylor F.B. 1910. Bearing of the Tertiary mountain belt on the origin of the earth's plan. GSA Bulletin 21(2):179226.
Tiley R., McKenzie D., White N. 2003. The elastic thickness of the British Isles. Journal of Geological Society,
160:499-502.
Titeux M.O. 2009. Restauration et incertitudes structurales : changement d'échelles des propriétés mécaniques et
gestion de la tectonique salifère. Tese de Doutorado, Institut National Polytechnique de Lorraine, 205p.
Torquato J.R. & Cordani U.G. 1981. Brazil-Africa geological links. Earth Sci. Rev., 17:155-176.
Torsvik T.H., Rousse S., Labails C., Smethurst M.A. 2009. A new scheme for the opening of the South Atlantic
Ocean and the dissection of an Aptian salt basin. Geophys. J. Int., 177:1315-1333.
Trusheim F. 1960. Mechanics of salt migration in northern Germany. AAPG Bulletin 44:1519-1540.
Twiss R.J. & Moores M. 1992. Structural Geology. Freeman and Company, New York, 532 pp.
Ulbrich, H.H.G.J.; Gomes, C.B. 1981. Alkaline rocks from continental Brazil. Earth-Science Reviews, 17:135154.
Unternehr P., Péron-Pinvidic G., Manatschal G., Sutra E. 2010. Hyper-extended crust in the South Atlantic: in
search of a model. Petroleum Geoscience, 16:207-215.
Van den Belt F.J.G. & De Boer P.L., 2007. A shallow-basinmodel for saline giants based on isostasy-driven
subsidence. In: C. Paola, G. Nichols, E. Williams (eds.), Sedimentary processes, environments and basins: a
tribute to Peter Friend. International Association of Sedimentology Special Publication, Wiley Blackwell,
Malden, p.: 241-252.
Van Gent H., Urai J. L., De Keijzer M. 2011. The internal geometry of salt structures - a first look using 3D
seismic data from the Zechstein of the Netherlands. Journal of Structural Geology, 33:292-311.
Vendeville B.C. & Jackson M.P.A. 1993. Some dogmas in salt tectonics challenged by modeling. In: AAPG
International Hedberg Research Conference, Abstract Volume, p. 163–165.
Vening Meinesz F.A. 1931. Une nouvelle méthode pour la reduction isostatique régionale de l'intensité de la
pesanteur. Bull. Géodésique, 29:33-51.
Verrall P. 1981. Structural interpretation, with application to North Sea problems: Course Notes 3. Joint
Association for Petroleum Exploration Courses, London.
197
Vidal-Royo O., Cardozo N., Muñoz J.A., Hardy S., Maerten L. 2011. Multiple mechanisms driving detachment
folding as deduced from 3Dreconstruction and geomechanical restoration: the Pico del Aguila anticline
(External Sierras, Southern Pyrenees). Basin Research, 23:1-19.
Vilain D. 2010. 3D modeling and restoration of Vargfors basin, central Skellefte district, northern Sweden, using
Gocad and Move software. Dissertação de mestrado. Lulea University of Technology, 19 p.
Watts A.B. 1992. The formation of sedimentary basins. In: Understanding the Earth, Chapter 15, Cambridge
University Press. p.: 301-324.
Watts A.B. 2001. Isostasy and flexure of the lithosphere. Cambridge University Press, Cambridge, 458 pp.
Watts A.B. & Ryan W.B.F. 1976. Flexure of the lithosphere and continental margin basins. Tectonophysics,
36:25-44.
Watts A.B., McKerrow W.S., Fielding E. 2000. Lithospheric flexure, uplift, and landscape evolution in south–
central England. Journal of the Geological Society, London, 157:1169-1177.
Wegener A. 1912. Die Entstehung der Kontinente. Geologische Rundschau 3(4):276–292 (Versão em inglês:
Wegener A. 2002. The origin of continents. International Journal of Earth Sciences (Geol. Rundschau),
91:4-17).
Weijermars R., Jackson M.P.A., Vendeville B.C. 1993. Rheological and tectonic modeling of salt provinces.
Tectonophysics, 217:143-174.
Wernicke B.P. & Axen G.J. 1988. On the role of isostasy in the evolution of normal fault systems. Geology,
16:848-851.
White N.J., Jackson J.A., McKenzie D.P. 1986. The relationship between the geometry of normal faults and that
of the sedimentary layers in the hanging walls. Journal of Structural Geology, 8(8):897-909.
Wickham J. & Moeckel G. 1997. Restoration of structural cross-sections. J. Struct. Geol., 19:975-986.
Williams G.D., Kane S.J., Buddin T.S., Richards A.J. 1997. Restoration and balance of complex folded and
faulted rock volumes: flexural flattening, jigsaw fitting and decompaction. Tectonophysics, 273:203-218.
Willson S.M. & Fredrich J.T. Geomechanics considerations for through an near salt well design. In: SPE,
Annual Technical Conference and Exhibition, Proceedings, 95621.
Wilson M. 1992. Magmatism and continental rifting during the opening of the South Atlantic ocean: a
consequence of Lower Cretaceous super-plume activity? In: B.C. Storey, T. Alabaster, R.J. Pankhurst (eds.)
Magmatism and the causes of continental break-up. Geological Society, London, Special Publications, 68, p.:
241-255.
Wood R.J. 1981. The subsidence history of Conoco well 15/30-1, central North Sea. Earth and Planetary
Science Letters, 54:306-312.
Woodward N.B., Gray D.R., Spears D.B. 1986. Including strain in balanced cross sections. Journal of Structural
Geology, 8(4):313-324.
Worrall D.M. & Snelson S. 1989. Evolution of the northern Gulf of Mexico, with emphasis on Cenozoic growth
faulting and the role of salt. In: A.W. Bally & A.R. Palmer (eds.) The geology of North America: an
overview. Geological Society of America, A, p. 97-138.
Zalán P.V. 1986. Identificação de falhas transcorrentes em seções sísmicas. Rev. Bras. Geoc., 16(3):258-265.
Zalán P.V. 2004. Evolução Fanerozóica das Bacias Sedimentares Brasileiras. In: V. Mantesso Neto, A.
Bartorelli, C.D.R. Carneiro, B.B. Brito Neves (orgs.) Geologia do Continente Americano: evolução da obras
de Fernando Flávio Marques de Almeida. Beca, São Paulo, p.: 595-612.
Zalán P.V. & Oliveira J.A.B. 2005. Origem e evolução estrutural do sistema de riftes cenozóicos do Sudeste do
Brasil. Boletim de Geociências da Petrobras, 13(2):269-300.
Zalán P.V., Severino M.C.G., Oliveira J.A.B., Magnavita L.P., Mohriak W.U., Gontijo R.C., Viana A.R.,
Szatmari P. 2009. Stretching and thinning of the upper lithosphere and continental-oceanic crustal transition
in Southeastern Brazil. In: AAPG, International Conference and Exhibition, Abstracts, 1 p.
Zalán P.V., Severino M.C.G., Rigoti C., Magnavita L.P., Oliveira J.A.B., Viana A.R. 2011. An entirely new 3Dview of the crustal and mantle structure of a ruptured South Atlantic passive margin – Santos, Campos and
198
Espírito Santo Basins, Brazil. In: AAPG, Annual Convention & Exhibition, Abstracts CD-ROM, Paper
986156 (Expanded Abstract).
Zehner B. 2011. Constructing geometric models of the subsurface for finite element simulation. IAMG
Congress, 14 p.
199
200
ANEXOS / ANNEXES
ANEXO I
O resumo expandido a seguir foi apresentado no 73rd European Association of Geocientists &
Engineers Conference & Exhibition no dia 24 de maio de 2011 em Viena, Áustria, sob o título:
STRUCTURAL MODELING OF SALT TECTONICS
IN CENTRAL PORTION OF SANTOS BASIN, BRAZIL
I.1 - Introduction
Salt tectonics is one of the most complex deformation processes operating in sedimentary
basins. To restore its complex structural evolution, several gross and poorly controlled simplifications
are generally available in most current sequential methods and tools, not really integrated with the real
geological process. In this work, a comprehensive restoration technique integrating data, tools and
models is proposed to minimize impacts of such simplifications on basin evolution results.
The study area in the Santos Basin was intensely deformed by salt tectonics. This basin is a
wide passive margin developed over stretched continental crust in eastern offshore Brazil. The wide
bathymetric expression of the Santos Basin was developed over a thick Aptian salt layer, a
fundamental element to the basin evolution. The basin has been studied by several authors and the
most recent papers have discussed the Santos Basin in a South Atlantic conjugate margin context (e.g.
Montaron and Tapponnier 2010, Carminatti et al. 2008). Guerra (2008) worked with restoration
methods to study the Santos Basin. Our study area includes both extensional and compressive
domains, allowing a regional structural modelling which can be related to important features as a
failed sea floor spreading in the southern portion and the overall basement compartmentalization of the
basin.
A 2D restoration workflow based on classical backwards cyclic steps is carried out here: (1)
isostatic flexural response to unloading and decompaction; (2) modular fault-related restoration to fit a
paleo-bathymetric constraint (a morphologic model supported by well and seismic data); and (3)
adjustments in the salt layer, under conservative volume, to fit bathymetric and isostatic results.
Additionally, supplementary 1D analysis was used as calibration tool for the 2D restoration. The
workflow developed in the present work intends to be as rigorously integrated and interlaced as
possible. It can be applicable in other basins and complex situations, enabling more consistent
structural scenarios.
201
I.2 - Structural Modelling
Two dip sections in the study area were restored in this work, based on backwards successive
steps: (1) sediments removal and decompaction with isostatic flexural compensation; (2) fault-related
and salt movement restoration fitting the paleogeometry to a reference target; (3) final
paleobathymetric adjustments. This restoration is a simplified version in comparison with other
restoration workflows (e.g. Rowan 1993). The decompaction solution requires a detailed facies
definition along the entire section. Once the uppermost sedimentary layer is removed, whether
subaqueous or subaerial, a new top surface calculation is discretized along the unloaded section. An
unloading approach considering a local Airy-type backstripping history cannot approximate regional
isostasy. So regional isostasy has been applied considering a fixed value for the effective elastic
thickness of the lithosphere. At the same time, the decompaction of the remaining units is done. A
similar procedure can be found in other specific applications (e.g. Roberts et al., 1998). The magnitude
of isostatic flexural deformation depends on the applied loading and properties of the crust underlying
the basin. No direct control or data about eustasy or thermal cooling is considered, but indirect
compensation is expected with the paleobathymetric fitting. Fault-related and salt deformations are
restored in traditional handmade transformations, conserving mass balance for all sedimentary layers.
The sections do not comprise the entire basin loading and some measures are imposed not to
produce narrower isostatic effects in the borders. The regional trend is considered to extrapolate
section borders beyond the study area. An additional sedimentary load is required for each sequential
restoration of the gravitational gliding, in order to compensate the differential extension between preand post-salt sequences. This addition is coherent with the geology beyond the study area (Fig. 1).
Five major sequences were interpreted over the basement: the pre-salt Neocomian/Aptian units, the
salt
layer,
the
first
marine
units
of
Aptian/Cenomanian,
the
progradation
units
of
Turonian/Maastrichtian and the Cenozoic units. The sequences tend to pinch out faster toward the
proximal region than to the distal one. The large and remarkable amount of salt available in the distal
portion contrasts with the relatively thinner layers of the post-salt units beyond the area of study.
Deformation is dominantly ductile for salt and brittle for other sediments. Whenever needed
for restoration, the section is subdivided into minor modules with similar deformation processes. The
geometrical transformations are applied in order to better fit the modules to a referential
paleobathymetric target surface. In contrast with the brittle sediments, the ductile salt rheology is here
freely adjusted by confinement of the salt layer between the overlying and underlying restored
modules. The degree of freedom of salt operation is established by the resultant coherence of salt
thickness and salt windows. A constant amount of salt is only reliable under the restored overburden
limits. The “void” created due to the differential pre- to post-salt extension is filled by an extra salt
amount moved from distal portions.
202
Figure I.1 Section AA’ is projected on a transect X-Y-Z. The study area and the sections AA’ and BB’
are superimposed on the salt thickness map in the small box. Important features and domains are also
presented. Modified from Carminatti et al. (2008).
Applied as upper boundary constraint, paleobathymetric profiles are required after each
decompaction cycle. The post-salt modules should fit in such profiles. Both shelf/slope and slope/rise
breaks are quite easy to interpret for all post-salt horizons in the study area. The flat domain of the
Santos Basin shelf is exceptionally extended. The shelf break is placed where the slope gradient
abruptly increases to an average gradient of 3°. The transition slope/rise is marked at the foot of the
continental slope by the reduction of the gradient to intermediate values to those of the previous
domains. These remarkable breaks provide a reference position of the paleogeometry through time and
ultimately improved the low resolution of available data. Anyway, for deep portions and several older
units where no well data are available, the bathymetric model was freely extrapolated.
Applied as lower boundary constraint to pre-salt layers, the flexural isostatic compensation
considers the entire loads applied to the mantle by the basin infill and crust. A potential crustal
weakness in the Santos Basin is considered here with values of 5 km for the effective elastic thickness
and 2.78 g/cm3 for crustal density along the whole section and during all the geologic time. Gentle
undulations with amplitudes of up to 50 meters high are noticed on the isostatic compensation results,
in phase with the paleoenvironmental adjustments required to restore the sections. On the other hand,
using larger elastic thickness values, the heterogeneities of diapirs, minibasins and growth faults have
not caused any noticeable differential isostasy at the scale of the restored sections.
The restoration solution considered was the uncoupling of the salt gravity-driven deformation
domain and the layers below the salt. These kinematically different deformations are here considered
independent. Every individual post-salt module has been restored to fit their assemblage to the target
geometry as a first approximation. After that, the adjustment of this package between the isostatically
decompacted pre-salt layers (lower constraint) and the target paleogeometry (upper boundary) was
203
performed. The structural coherence and the salt thickness variation analysis were important for these
operations.
A critical point for the bathymetric models was found at the evaporites deposition time. No
salt mountains must be created by evaporitic precipitation. The fast and continued salt deposition asks
for a preexisting depression, not flooded by oceanic waters. The isostatic effect produced by the thick
salt layer requires this accommodation space from a preexisting relief. For the older units, deformed
under a rifting tectonic regime, there are no paleoenvironmental data for calibration and irregular
reliefs were produced by the restored rotated blocks. Anyway, this architecture must be less deformed
in the past than the present day geometry interpreted by seismic data.
Intense salt deformation begins from a salt layer with more homogeneous thickness while the
overlapping sediments are streched by the underlying salt. Depocenters migrate from proximal
towards distal portions, pushing the salt layer. Total restored extension (based on the extra salt brought
from distal portions) represents an increase of 66 % for AA’ section and 61% for BB’. For
comparison, the present day amount of salt in the AA’ section is 2.4 times greater than in BB’. On the
other hand, the average thickness was decreased more than 4 times in the B-B’ section, as opposed to
less than 3 times in section AA’. These numbers are coherent with a more homogeneous salt layer in
the past that, due to a smoother relief in the BB’ section, was quickly pushed away more rapidly than
in section AA’. The accumulated extension was more than 60% to the post-salt whereas it did not
reach 10% for the pre-salt package. The rifting deformation was almost totally produced (and fully
restored) during its own tectonic phase.
I.3 - 1D Geohistory modeling
Subsidence history graphs based on wells or pseudo-wells allow a simple and useful
evolutionary analysis where some implications and consequences for the petroleum systems could be
observed. In most current 1D studies, phenomena related to salt deformation are solved by the simple
salt thickness variation (diapirism) and the same applies for 2D and 3D. The restoration results give
new dimensions for 1D modelling studies considering the lateral mass movement. A fictitious and
motionless vertical line extracted in the restoration outcomes provides a differential motion controlled
by the cumulative amounts of deformation through time. The assembly shows how the overburden that
glides to downstream positions is progressively replaced by the neighboring overburden, with effects
for the salt thickness and the local thermal flow. Both subsidence and overburden geohistories can be
built (Fig. 2), replacing the traditional 1D graph. The new approach shows the lateral mass motion
resulting from halokinesis and also illustrates an evolutionary scenario to several constraints such as
bathymetry and isostasy. Even if there is uncertainty about the initial thickness of salt, the remarkable
variations found in the outcomes are sensitive to greater stratigraphic changes, linked to periods of
204
higher sedimentation rates. The higher the clastic supply and the underlying deformation, the greater
the difficulties to set bathymetry and isostasy for the restored timing. Just after the isostatic jump that
is provided by the thick and fast salt deposition, a shallow marine deposition took place in the Santos
Basin.
Figure I.2 Geohistories for pseudo-wells 1, 2, and 3 showing a clastic progradation to distal portions.
These 1D graphs suggest that most of the accommodation space created during the salt
tectonics is due to the lateral expulsion of salt under the continuous burial progradation of the Santos
Basin. Pseudo-wells 1, 2, and 3 show the significant sedimentation migration from
Albian/Cenomanian, Late Cretaceous and Cenozoic. High sedimentation rates are gradually noticed in
the more distal geohistories, following salt gliding pushed by the sediment supply. These graphs
provide a good quality control for the restoration process itself.
I.4 - Conclusions
The power of the approach integrating structural restoration tools with isostatic control and
paleobathymetric model is reflected by the coherence of the obtained results, a detailed geological
evolution with several restoration outcomes for the sections AA’ and BB’.
The configuration of the transition from rifting to drifting phases is a consequence of the
uncoupled salt tectonics during the backward restoration, considering bathymetry controls for the
sequence above the salt, isostasy controls for the package below the salt, with the ductile salt layer
working as element of local compensation. The results help to characterize a depression with several
highs and lows before salt deposition, but are not conclusive to solve the controversy about salt
stratigraphy at the end of rift phase.
The major factors controlling the evolution of the study area are related to the thick salt layer.
The fast salt deposition virtually buried the Santos Basin, producing a strong isostatic response. After
that, the oceanic sedimentation occurs already under the salt gravitational gliding control, mainly
dependent on the heterogeneities of the pre-existing relief. The salt-overburden interaction through
205
time has increasingly pushed the accommodation space to distal depocenters. A conservative salt
volume under restored overburden and the added amount of salt brought from distal areas are coherent
with regional knowledge. The arbitrary crustal parameters used here did not detract from the
methodological approach and the recognized problems introduced by handmade restoring operations
were less important than uncertainties from most the expressive stratigraphic changing.
The 1D restored geohistory is a complementary tool to improve the whole 2D palinspastic
process, providing a different approach based on the lateral mass movement and also allowing a
consistent regional evolution through time and space. The 1D analysis summarized the continuous
sedimentary progradation noticed in restoration 2D outcomes.
206
Ficha de Avaliação
TESE DE DOUTORADO
TÍTULO:
RESTAURATION STRUCTURALE DE LA TECTONIQUE SALIFÈRE DE LA PARTIE CENTRALE
DU BASSIN DE SANTOS ET DES IMPLICATIONS POUR LES SYSTEMES PETROLIERS
RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL DA HALOTECTÔNICA NA PORÇÃO CENTRAL DA BACIA
DE SANTOS E IMPLICAÇÕES PARA OS SISTEMAS PETROLÍFEROS
AUTOR: Sávio Francis DE MELO GARCIA
ORIENTADOR: André DANDERFER Filho
ORIENTADOR: Dominique FRIZON DE LAMOTTE
Aprovada em: 14 / 10 / 2012
PRESIDENTES: Prof. Dr. André DANDERFER Filho pela UFOP (Brasil)
Profa. Dra. Caroline Janette de SOUZA GOMES pela UCP (França)
BANCA EXAMINADORA
Prof. Dr. André DANDERFER Filho ...................................................................... UFOP (Brasil)
Prof. Dr. Dominique FRIZON DE LAMOTTE ........................................................ UCP (França)
Profa. Dra. Caroline Janette de SOUZA GOMES ................................................... UFOP (Brasil)
Dr. Jean-Luc RUDKIEWICZ.................................................................................IFPEN (França)
Prof. Dr. Luiz Antônio PIERANTONI GAMBÔA.....................................................UFF (Brasil)
Prof. Dr. Christian GORINI ...................................................................................UPMC (França)
Ouro Preto, 14 / 10 / 2012