caracterização das unidades sísmicas, processos - ANP

CENTRO DE ESTUDOS GERAIS
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA E GEOFÍSICA MARINHA - MESTRADO
PRH-11
MARCELA MARQUES PELLIZZON
CARACTERIZAÇÃO DAS UNIDADES SÍSMICAS,
PROCESSOS SEDIMENTARES E IDADE DO CÂNION
ALMIRANTE CÂMARA, BACIA DE CAMPOS
NITERÓI
2005

MARCELA MARQUES PELLIZZON
CARACTERIZAÇÃO DAS UNIDADES SÍSMICAS, PROCESSOS SEDIMENTARES E
IDADE DO CÂNION ALMIRANTE CÂMARA, BACIA DE CAMPOS.
Dissertação apresentada ao curso de Pós-Graduação
em Geologia e Geofísica Marinha da Universidade
Federal Fluminense, como requisito parcial para
obtenção do Grau de Mestre. Área de Concentração:
Geologia e Geofísica Marinha.
Orientador: Prof. Dr. ALBERTO GARCIA DE FIGUEIREDO Jr.
Niterói
2005
II

MARCELA MARQUES PELLIZZON
CARACTERIZAÇÃO DAS UNIDADES SÍSMICAS, PROCESSOS SEDIMENTARES E
IDADE DO CÂNION ALMIRANTE CÂMARA, BACIA DE CAMPOS.
Aprovada em setembro de 2005
III
Dissertação apresentada ao curso de Pós-
Graduação em Geologia e Geofísica Marinha da
Universidade Federal Fluminense, como
requisito parcial para obtenção do Grau de
Mestre. Área de Concentração: Geologia e
Geofísica Marinha.
BANCA EXAMINADORA
Prof. Dr Alberto Garcia de Figueiredo Jr. - Orientador
Universidade Federal Fluminense - UFF
Prof a . Dr a Isa Brehme
Universidade Federal Fluminense - UFF
Dr. Adriano R. Viana
PETROBRAS
Niterói
2005

p___ Pellizzon, Marcela Marques
Caracterização das Unidades Sísmicas, Processos
Sedimentares e Idade do Cânion Almirante Câmara,
Bacia De Campos. Marcela Marques Pellizzon. –
Niterói: [ s.n.], 2005.
___f.,__ cm.
Dissertação (Mestrado em Geologia e Geofísica
Marinha) – Universidade Federal Fluminense, 2005.
Bibliografia: f. __-___.
1. __________
CDD ________
IV

AGRADECIMENTOS
Ao professor Alberto Garcia Figueiredo Jr., pela paciência e forma como me orientou
neste trabalho, sua participação foi fundamental na execução e conclusão deste, bem como para o
meu aprendizado durante este período.
A professora Isa Brehme e ao Dr. Adriano R. Viana por participarem da banca. Suas
análises na pré-banca foram de importante contribuição para esta dissertação.
Ao professor Jean-Claude Faugères do Departamento de Geologia e Oceanografia da
Universidade de Bordeaux I pela grande colaboração, com críticas e discussões, as quais foram
essenciais para a evolução do trabalho. Ao professor Luis Antônio Gamboa por compartilhar sua
experiência em interpretação sísmica auxiliando na compreensão dos registros.
A Gaia Processamento de Dados Ltda. pela concessão dos dados sísmicos utilizados na
pesquisa, tornando real a possibilidade de realização desta dissertação.
Ao LAGEMAR pelo aprendizado adquirido, que vai além da parte acadêmica. Aos
professores que ministraram as disciplinas do mestrado, que com suas aulas conseguiram
transmitir grande conhecimento contribuindo para o meu aperfeiçoamento intelectual. Às
secretárias Eneida e Jenny por se apresentarem sempre solícitas e pacientes.
Agradeço a ANP – Agência Nacional de Petróleo - pela bolsa concedida e auxílio na
participação de congressos.
A todos os colegas (estagiários, mestrandos e doutorandos) pelos momentos de
descontração compartilhados. Em especial meus colegas de turma, Alexandre, David, Fábio,
Rafael e Zeca. Também não há como esquecer da Cláudia, André Silva, Valterlene, Maitê,
Kleverson, Yeto e N’Landu.
A minha família por serem a base de tudo. E principalmente aos meus pais por terem
confiado em mim e por me apoiarem durante toda a minha vida.
Enfim, agradeço a todos que me ajudaram nesta caminhada, direta ou indiretamente.
Desde quem me deu aula até aquele que contribuiu com um singelo desejo de boa sorte o meu
eterno agradecimento.
V

ÍNDICE
AGRADECIMENTOS V
ÍNDICE VI
LISTA DAS FIGURAS VII
LISTA DAS TABELAS VIII
LISTA DE ABREVIATURAS IX
RESUMO X
ABSTRACT XI
1 - INTRODUÇÃO 13
2 - ÁREA DE ESTUDO 16
2.1 - Localização 16
2.2 – Evolução Geológica da Bacia de Campos 18
2.3 – Compartimentação Fisiográfica 25
2.4 – Sedimentologia e Geomorfologia 26
2.5 - Características Oceanográficas 31
2.6 – Processos Sedimentares 34
3 - METODOLOGIA 38
3.1 - Dados Sísmicos 38
3.2 – Sismoestratigrafia 40
4 - RESULTADOS 44
4.1 - Morfologia do Cânion 44
4.2 – Caracterização Sísmica 45
4.2.1 – Descrição das Unidades Sísmicas 45
4.2.2 – Estruturas Identificadas 61
5 - DISCUSSÃO 64
5.1 – Correlação da Caracterização Sísmica com os resultados do DSDP 515 64
5.2 – Evolução da Margem Continental na Área de Estudo 74
5.3 – Processos Sedimentares no Cânion Almirante Câmara 75
6 - CONCLUSÃO 77
7 - REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 78
VI

LISTA DAS FIGURAS
Fig. 1 Localização dos cânions na bacia de Campos. 15
Fig. 2 Mapa de localização da área de estudo. 16
Fig. 3 Evolução esquemática da margem continental brasileira. 19
Fig. 4 Carta estratigráfica da Bacia de Campos. 21
Fig. 5 Seqüência Oligo-holocênica da Bacia de Campos. 24
Fig. 6 Seção sísmica de Peres (1990) do talude da Bacia de Campos. 25
Fig. 7 Sedimentação submarina no talude médio e inferior a sul do cânion São
Tomé.
Fig. 8 Distribuição das massas d’água. 32
Fig. 9 Representação esquemática da circulação no Oceano Atlântico Sudoeste. 33
Fig. 10 Distribuição das fácies sedimentares superficiais na bacia de Campos. 36
Fig. 11 Mapa de localização das linhas sísmicas. 39
Fig. 12 Padrões de configuração de fácies sísmicas. 41
Fig. 13 Geometria externa e padrão de configuração sísmica. 43
Fig. 14 Seção transversal do cânion Almte. Câmara . 44
Fig. 15 Unidades sísmicas Ia e Ib. 47
Fig. 16 Unidade sísmica II. 47
Fig. 17 Unidades sísmicas III e IV. 48
Fig. 18 Unidade sísmica V. 48
Fig. 19 Seção sísmica 0214-107. 51
Fig. 20 Seção sísmica 0214-110. 52
Fig. 21 Seção sísmica 0214-113. 53
Fig. 22 Seção sísmica 0214-0083. 56
Fig. 23 Seção sísmica 0214-0082. 57
Fig. 24 Seção sísmica 0214-0079. 58
Fig. 25 Mapa da distribuição dos setores individualizados na área. 60
VII
Página
Fig. 26 Mapa de localização das fraturas profundas. 61
28

Fig. 27 Seção mostrando os falhamentos no talude. 62
Fig. 28 Seção sísmica com detalhe dos pequenos falhamentos. 63
Fig. 29 Seção sísmica com o detalhe os paleocânions e pequenos canais
soterrados.
Fig. 30 Resumo litológico da locação 515 do DSDP. 64
Fig. 31 Mapa de localização das áreas de estudos pretéritos. 65
Fig. 32 Seção sísmica S-N, detalhe das falhas que cortam o talvegue do cânion. 76
VIII
63

LISTA DAS TABELAS
IX
Página
Tabela I Quadro resumo do sítio 515 do DSDP. 68
Tabela II Quadro resumo do sistema turbidítico de mar profundo São Tomé. 69
Tabela III Correlação das seqüências sísmicas e descontinuidades de diversos
autores.
Tabela IV Correlação das seqüências sísmicas e descontinuidades identificadas com
as descrições DSDP 515 e Viana (1998).
70
73

AAF = Água Antártica de Fundo
ACAS = Água Central do Atlântico Sul
ACP = Água Circumpolar Profunda
AIA =Água Intermediária da Antártica
APAN = Água Profunda do Atlântico Norte
AT = Água Tropical
CB = Corrente do Brasil
CNB = Corrente Norte do Brasil
DSDP = Deep Sea Drilling Project
LISTA DAS ABREVIATURAS
GEOMAR = Operação de Geologia Marinha do PGGM
LAGEMAR = Laboratório de Geologia Marinha
Ma = milhões de anos
m/ Ma = metros por milhões de anos
PGGM = Programa Plurianual de Geologia e Geofísica Marinha
s = segundos
Sv = Sverdrup (unidade de transporte de massa = 106 m 3 /s)
UFF = Universidade Federal Fluminense
ups = unidades práticas de salinidade
X

RESUMO
A bacia de Campos caracteriza-se pela presença de feições indicativas de processos
sedimentares de grandes proporções, sejam estas decorrentes de fluxos de gravidade, atuação de
correntes de fundo ou puramente tectônicas. Da mesma forma que presentes na superfície do
fundo oceânico, estas também se encontram preservadas ao longo da coluna geológica e podem
ser utilizadas na identificação dos processos sedimentares ao longo do tempo. Neste estudo foram
identificados os principais processos sedimentares ocorridos durante a formação e evolução do
cânion submarino Almirante Câmara com o auxilio de perfis sísmicos. A análise destes perfis
permitiu o mapeamento dos principais refletores e posteriormente a divisão do pacote sedimentar
em unidades sísmicas, e estas por sua vez foram correlacionadas com as seqüências deposicionais
analisadas por outros autores na bacia. Foram identificadas cinco unidades sísmicas limitadas por
cinco superfícies discordantes no talude da Bacia de Campos, entre estas superfícies foi
reconhecido o Marco Cinza . A região do talude no qual está inserido o cânion foi subdividida em
quatro setores que se diferenciam pelas suas assinaturas sísmicas, onde na porção do talude
inferior é evidente a ocorrência de mobilização de sedimentos em massa. Na porção do talude
superior os refletores tornam-se muitas vezes inexistentes devido à presença de grandes
falhamentos. Diferentemente no talude médio o pacote sedimentar encontra-se melhor preservado
sendo possível à identificação das unidades e principais refletores. Este pacote é interpretado
como sendo progradação de borda de plataforma onde o intenso fluxo de sedimentos terrígenos
transbordou o limite do cânion propiciando uma agradação vertical ao longo do tempo
concomitantemente com a evolução do cânion. Supõe-se que a construção do cânion iniciou-se
logo após um evento erosivo no limite do Eoceno-Oligoceno.
XI

ABSTRACT
The Campos Basin is characterized by the presence of features that indicate sedimentary
processes of large proportions, whether caused by gravitational flows, bottom currents or
tectonics. These features are observed in the ocean floor as well along the geologic column and
can be use in sedimentary processes identification. The main sedimentary processes occurring
during the establishment and evolution of the Almirante Camara submarine canyon were
identified using seismic lines. Interpretation of these lines allowed mapping the main reflectors
and division of sedimentary package in seismic units. The units were correlated with depositional
sequences observed by other authors in this basin. Five seismic units separated by unconformities
were identified in the continental slope and among these unconformities were the Marco Cinza.
The area of the lobe in which the canyon is located was divided in 4 different sections that can be
distinguished by theirs seismic signature. In the slope it was evident the occurrence of mass
wasting/mobilization. In the upper slope the reflectors are, frequently, inexistent due to the
presence of intense faulting. In the middle slope the sedimentary package is well preserved and it
is possible identification of main units and reflectors. This package is interpreted as
progradacional due to intense flux of terrigenous sediments causing canyon overflow and vertical
aggradation of the whole system. It is here proposed that the construction of this canyon has
started after an erosive event that may have happened in the Eocen-Oligocen limit.
XII

1- INTRODUÇÃO
O fundo submarino atual da bacia de Campos é caracterizado pela presença de inúmeras
feições indicativas de processos sedimentares, sejam estes decorrentes de fluxos de gravidade,
atuações de correntes junto ao fundo ou puramente eventos tectônicos. Feições como estas
encontram−se também preservadas ao longo da coluna geológica e podem ser utilizadas na
identificação dos processos sedimentares ocorridos ao longo do tempo.
A compreensão dos processos sedimentares e os depósitos formados por sua atuação tem
sido objeto de diversos estudos (Figueiredo Jr. et al. 1982, Gorini et al. 1998, Viana, 1998,
Viana et al. 2003), sua aplicação na área de petróleo permitiu o detalhamento de certas
peculiaridades dos depósitos que não são possíveis resolver com sísmica ou perfurações. Neste
sentido, o estudo dos cânions submarinos localizados no talude da bacia é de grande relevância,
pois estes desempenham um papel importante nos processos de dispersão sedimentar terrígena e
conseqüentemente na formação dos depósitos de mar profundo e dos grandes sistemas de leques
submarinos. Estes, formados principalmente por turbiditos, constituem os principais reservatórios
da Bacia de Campos.
Dentre as feições mais marcantes da Bacia de Campos, encontra-se o Cânion Almirante
Câmara (Brehme, 1984) que corta a borda da plataforma continental e pode ser acompanhado até
1800 metros de profundidade. Por se tratar de uma feição do Oligoceno Superior que esteve ativa
até o Quaternário e que representa a remoção e passagem de grande quantidade de sedimento
para oceano profundo (Peres, 1990), foi escolhido como foco central desta dissertação.
Esta pesquisa tem como objetivo caracterizar a área em torno do cânion Almirante
Câmara identificando as principais unidades sísmicas, os processos sedimentares, a evolução do
cânion e sua morfologia atual. Para tal, foi utilizada uma malha densa de linhas sísmicas de alta
resolução que permitiu observar as relações de causa e efeito entre a formação do cânion e os
processos de progradação sedimentar do talude. Além disso foi possível visualizar a geometria
das seqüências sedimentares e das feições erosivas como paleo-canais e estruturas características
de movimentos de massa.
13

O talude da bacia de Campos é marcado pela presença de diversos cânions e canais
submarinos (Fig. 1). Estes foram considerados por Brehme (1984) como vales pronunciados com
perfil em forma de “V”, de relevo de centenas de metros, que ocorrem extensivamente no talude
continental. Além dos cânions principais os cânions de menores dimensões foram agrupados em
dois conjuntos principais: O grupo Sudeste e Nordeste de Cânions.
O cânion Almirante Câmara pertence ao grupo Nordeste de cânions, este indenta a quebra
da plataforma continental atual, desde a isóbata de 70 m. O Platô de São Paulo caracteriza-se
nesta região por uma topografia irregular, decorrente da presença abundante dos diápiros, domos
e cadeias de sal (Silva et al., 2001).
O cânion foi pela primeira vez identificado durante a Operação GEOMAR XII, em 1979,
quando foi mapeado desde a cabeceira, na plataforma continental, até cerca de 1800m de
profundidade no talude, através de perfis batimétricos e sísmicos aproximadamente paralelos às
curvas batimétricas. Na plataforma externa, junto à borda, o cânion encontra-se soterrado por
cerca de 300m de sedimentos. Do talude superior até o limite da área mapeada, o cânion é
proeminente e apresenta profundidade da ordem de 300 a 350m (Alves et al., 1980). No talude
superior o cânion apresenta 4,5km de largura mostrando o flanco sul maior declive que o flanco
norte. No talude inferior o cânion se torna mais simétrico, passando a ter perfil em forma de “U”
e largura de 3,5km (Brehme, 1984).
Na plataforma continental ocorre o canal de Grussaí, também ortogonal a linha de costa,
estendendo-se até a isóbata de 30m. A continuidade deste canal em direção a leste, coincide com
as cabeceiras do cânion Almirante Câmara, sugerindo que estes estivessem interligados em
épocas de nível de mar baixo.
14

Figura 1 – Mapa batimétrico com intervalo de contorno de 100m. Localização dos cânions da
bacia de Campos (Viana, 1998).
De acordo com Gorini et al. (1993) evidências sísmicas mostram que alguns cânions da
bacia de Campos, entre eles o cânion Almirante Câmara, tiveram participação na construção das
15

seqüências progradantes do Leque Submarino de São Tomé, através do extravasamento lateral de
fluxos de turbidez.
Relações estratigráficas entre os cânions e sistemas de lobos associados, sugerem que o
sistema ativo mais antigo parece ser o cânion São Tomé e observações de cânions soterrados na
plataforma continental atestam que este fez parte do sistema de drenagem e que hoje é
representado pelo rio Paraíba do Sul (Gorini et al., 1998).
A base do talude e a parte mais rasa do platô de São Paulo são soterradas por aportes
sedimentares da desembocadura do cânion Almirante Câmara. Um cone de deposição desviado
para o norte é igualmente observado na desembocadura do cânion de São Tomé (Viana, 1998).
2 - ÁREA DA PESQUISA
2.1 - Localização
A área em estudo localiza-se na bacia de Campos que é limitada a norte pelo alto de
Vitória e a sul pelo alto de Cabo Frio (Fig. 2). Segundo Dias et al. (1990) a bacia situada no
litoral do Estado do Rio de Janeiro, abrange uma área aproximada de 100.000 km² considerando
a cota batimétrica de 3400m, como seu limite oriental. A porção submarina da bacia estende-se
para leste, por toda a plataforma e talude continentais e parte da elevação continental, dominada
pelo platô de São Paulo.
Este estudo concentra-se especificamente no talude da bacia na área onde o cânion
submarino Almirante Câmara, indenta a quebra da plataforma continental atual a partir da isóbata
de 70 m (Silva, 2001).
16

Figura 2 – Mapa de localização da área de estudo destacada pelo retângulo. Mapa batimétrico
modificado de Gorini et al. (1998).
Nesta região o talude continental apresenta uma encosta estreita, que se estende até
profundidades até 1800m. O relevo caracteriza-se por uma declividade relativamente acentuada
na porção superior (4 a 12º) e se atenua na parte inferior (1,5 a 2º). As inclinações do talude
variam regionalmente condicionadas por diferenças no regime de sedimentação e por feições
especificas. As camadas mergulham suavemente em concordância com o talude pouco inclinado
(Alves, 1999).
17

2.2 - Evolução Geológica da Bacia de Campos
A evolução geológica da bacia de Campos compreende diferentes estágios, envolvendo o
rifteamento de um supercontinente, a formação da crosta oceânica e o desenvolvimento do
oceano Atlântico Sul. Sua origem foi dominada pelos esforços extensionais que romperam a
crosta do Gondwana no Cretáceo Inferior criando um sistema de rift valleys.
Assim como as demais bacias marginais leste brasileiras, a Bacia de Campos tem sua
gênese relacionada à evolução tectônica do Oceano Atlântico. Asmus e Guazelli (1981)
classificaram os estágios de evolução da margem continental brasileira em: estágio pré-rift valley,
estágio rift valley, estágio proto-oceano e estágio oceânico (Fig. 3).
O estágio pré-rift valley é representado por um significativo soerguimento, representado
por um relevo que teria existido ao longo da margem. Essas áreas elevadas atuaram então como
fonte de sedimentos para as bacias interiores que se desenvolviam nas porções periféricas aos
altos.
O estágio rift valley foi desenvolvido durante o Eo-Cretáceo e foi marcado por
fraturamentos e abatimento da crosta e localmente, por vulcanismo. Neste se desenvolveram os
grabens e horts, orientados segundo a direção SW/NE. Sendo estes limitados por falhamentos
sintéticos e antitéticos. Neste estágio a sedimentação é fluvio-lacustrina, representada
principalmente pelos sedimentos siliciclásticos e carbonáticos da Formação Lagoa Feia, que
foram depositados em lagos tectonicamente controlados.
18

Figura 3 – Evolução da margem continental brasileira (Asmus & Guazelli, 1981).
Entende-se por proto-oceano a configuração paleogeográfica subseqüente à condição
fluvio-lacustrina do estágio rift-valley, em que ocorrem as primeiras ingressões de um oceano
incipiente. O processo de formação de rifts, acima discutido, determinou considerável afinamento
e estiramento da crosta, do que se supõem tenha resultado, na margem então nascente entre o
Brasil e a África, uma configuração alongada, relativamente estreita e abatida. Tal configuração,
19

favorecida por condições climáticas adequadas (maior evaporação do que precipitação),
determinou a formação da bacia evaporítica.
No estágio oceânico, as margens continentais do tipo Atlântico originalmente ligadas
durante os estágios iniciais da evolução, são separadas por distâncias crescentes devido a geração
de piso oceânico. Tal separação é aumentada a partir da intrusão e extrusão continuada de magma
basáltico através da cordilheira Mesoatlântica. Na bacia de Campos esse processo iniciou-se no
Albiano-Cenomaniano. Estabeleceram-se também nesse estágio as principais feições
morfológicas da margem continental e das bacias oceânicas adjacentes. Dentre estas cabe
destacar: as províncias da margem continental (plataforma, talude e sopé) modeladas pelos
processos erosivos e construcionais; os lineamentos, provocados possivelmente, pelo menos em
parte, pelas descontinuidades nas espessuras crustais, e as zonas de fratura oceânicas resultantes
da movimentação lateral divergente do Brasil e da África; além de altos e elevações.
Azevedo (2001) usando modelos paleogeográficos e paleoclimáticos enfatiza a tese da
extensão marinha por sobre a região central e nordeste do Brasil no Albiano, posterior à
fragmentação do Gondwana. Esse mar ligado ao Atlântico Norte e possivelmente ao Pacífico
estaria ligado ao Atlântico Sul Central apenas pelo norte, tendo altiplanos a separá-los ao sul.
A primeira carta estratigráfica da bacia foi elaborada por Schaller (1973), com base nas
informações provenientes de poucos poços exploratórios. A estratigrafia da bacia de Campos está
diretamente relacionada com a história da evolução e sedimentação da margem continental
sudeste, que é caracterizada pela combinação de eventos tectônicos e inúmeros mecanismos de
sedimentação (Fig. 4).
O embasamento Pré-Cambriano apresenta natureza gnáissica, comparável aos aflorantes
no Estado do Rio de Janeiro. A Formação Cabiúnas designa os derrames basálticos eocretáceos
que constituem o assoalho do preenchimento sedimentar da bacia de Campos, caracterizando-se
pela presença de basalto amigdaloidal cinza e castanho, organizado em derrames e níveis
piroclásticos interestratificados com conglomerado polimítico cinza-esverdeado (Rangel et al.,
1994). Estas rochas ígneas constituem o embasamento da bacia.
20

Figura 4 – Carta estratigráfica da Bacia de Campos (Rangel et al., 1994).
21

Como mencionado anteriormente os primeiros sedimentos depositados na bacia de
Campos pertencem a Formação Lagoa Feia, que abrange um intervalo de tempo que vai do final
do Neocomiano – Barremiano até o Albiano basal. A parte baixa da formação inclui
conglomerados formados por fragmentos vulcânicos em grandes leques, areia de granulometria
grossa à media, xistos ricos em matéria orgânica, e coquinas, definindo uma seqüência de
sedimentos flúvio-lacustres (Silva et al., 2001). Os folhelhos pretos laminados calcíferos e
margas, da parte superior dos ciclos, são as rochas geradoras de hidrocarbonetos na bacia. Seus
biomarcadores característicos indicam deposição em lago salino alcalino (Mello et al., 1988).
No topo da Formação Lagoa Feia Inferior estão depositados coquinas de ostracodes sobre
os altos estruturais. Estas rochas se encontram no Membro Coqueiros e tem de 15 a 50m de
espessura. O Membro Retiro é composto por espessas camadas evaporíticas contendo halita
hialina e anidrita branca. Estas camadas estão remobilizadas, mostrando um padrão de
estruturação (Rangel et al., 1994).
Em contato concordante com a Formação Lagoa Feia se encontra a Formação Macaé que
consiste de calcirruditos, calcarenitos e calcilutitos, representando os primeiros sedimentos
essencialmente marinhos da bacia de Campos. Três membros constituem esta Formação: o
Membro Quissamã, formado por espessos leitos de calcarenito e calcirrudito oolítico e detrital,
localmente dolomitizado, denominado também de Macaé Inferior; o Membro Outeiro, composto
por calcilutito creme, marga cinza-clara e folhelho cinza, por vezes com camadas isoladas de
arenitos turbidíticos (Arenito Namorado). Estes pelitos são conhecidos como Macaé Superior. O
Membro Goitacás, que se caracteriza por conglomerados polimíticos e arenito mal selecionado, e
subordinadamente por calcilutito branco e marga cinza é também conhecido como Macaé
Proximal (Rangel et al., 1994).
A evolução das fácies descritas acima foi controlada pelo contínuo basculamento da
bacia, com a conseqüente formação de blocos falhados associados ao movimento do evaporito
subjacente. Este condicionamento estrutural teve um importante papel nas fases deposicionais da
Formação Macaé. No Membro Macaé Inferior, condicionou as fácies de calcarenito de alta
energia aos altos e os calcilutitos aos baixos; no Macaé Superior, condicionou a deposição dos
turbiditos às calhas formadas pelas falhas de crescimento (Figueiredo et al., 1983 apud Souza
Cruz, 1995).
22

O Grupo Campos foi proposto por Schaller (1973) como formação, para designar a seção
clástico-carbonática sobreposta aos carbonatos da Formação Macaé, que compreende as
Formações Ubatuba, Carapebus e Emborê.
A Formação Macaé é recoberta em discordância pela Formação Ubatuba, que é
constituída de folhelhos e leques submarinos arenosos, os quais preenchem cânions com
conglomerados e areias turbidíticas (Bruhn & Walker, 1995 apud Alves, 2002). A parte inferior
da Formação Ubatuba, foi individualizada no Membro Tamoios, no qual as rochas apresentam
uma maior litificação em relação ao restante da unidade. Esta foi depositada em ambiente
francamente marinho, batial e abissal.
Intercalada com os pelitos da Formação Ubatuba, a Formação Carapebus é caracterizada
por um arenito fino a conglomerático, resultante da atuação de correntes de turbidez em ambiente
de talude e bacia oceânica, do Turoniano ao Holoceno. A Formação Emborê apresenta-se
lateralmente interdigitada com a Formação Ubatuba e é composta por pelitos, especialmente
folhelho cinza escuro e esverdeado, argila e marga cinza-clara, calcilutito e diamictito cinzento,
que foram depositados em leques costeiros e plataforma carbonática, do Maastrichtiano (?) ao
Holoceno (Silva et al., 2001). Foram individualizados três membros nesta formação: Membro
São Tomé, Membro Siri e Membro Grussaí.
Durante o Terciário, o aumento das taxas de sedimentação resultaram em uma intensa
progradação da margem continental. Este período é caracterizado por atividades tectônicas que
geraram mudanças estruturais e diversas discordâncias erosionais, principalmente, no
desenvolvimento do Leque Submarino de São Tomé (Gorini et al., 1993). Foi então formada
uma espessa seção sedimentar, depositada em ambiente marinho aberto de águas profundas e
oxigenadas, constituída de folhelhos, margas e localmente calcilutitos e turbiditos arenosos com
espessuras variáveis. Estes turbiditos constituem os principais reservatórios dos campos gigantes
de águas profundas da Bacia de Campos (Barracuda, Marlim e Albacora) (Souza Cruz, 1995).
A partir do Neo-Oligoceno a taxa de sedimentação ultrapassou a taxa de subsidência, o
que ocasionou uma rápida progradação terrígena com intenso bypass de sedimentos finos para
águas profundas (Souza Cruz, 1995). Durante o Oligoceno Inferior, um importante evento
transgressivo, foi responsável pela formação de uma camada condensada de folhelhos
afossilíferos, denominada de Marco Azul (Rangel et al., 1994) (Fig. 5).
23

Figura 5 – Seqüência Oligo-holocênica da Bacia de Campos. Morfologia do talude
resultante da cunha progradante (Peres, 1990).
O Mioceno foi marcado também por intensa progradação sedimentar na bacia. As
oscilações eustáticas do período, aliadas à tectônica do sal levaram ao desenvolvimento de uma
seqüência bem espessa. No final deste período, ocorreu um evento de migração do sal por toda a
bacia, desenvolvendo falhas de crescimento de grandes rejeitos, colapso de grabens e a formação
de feições diapíricas proeminentes que atravessam os sedimentos miocênicos da bacia (Reis,
1994).
Durante o Mioceno Médio / Mioceno Superior, através de um rebaixamento significativo
do nível do mar, foi formada uma discordância erosional, denominada de Marco Cinza, que
demarca o fim da intensa progradação sedimentar (Fig. 6). Sobre esta discordância, formando
feições de onlap, é identificada uma seqüência de carbonatos de plataforma, denominada
Membro Grussaí da Formação Emborê (Viana et al., 1998).
A partir do Quaternário, a borda da plataforma e do talude continental sofreram um
período de intensa erosão associado à formação de cânions submarinos, ravinamentos e
deslizamentos, observados até hoje. Toda a sedimentação terrígena resultante desta erosão se
24

encontra depositada sobre o Platô de São Paulo e sobre o sopé continental adjacente (Alves,
2002).
Figura 6 – Seção sísmica do talude da Bacia de Campos mostrando o Marco Cinza e o Marco
Azul (Peres, 1990).
2.3 – Compartimentação Fisiográfica
De acordo com a classificação e a nomenclatura de Heezen et al. (1959), distingue-se na
margem continental da área de estudo, três subprovincias bem desenvolvidas: plataforma, talude
e sopé. Destacam-se ainda feições como o platô de São Paulo, canais, cânions, leques e montes
submarinos.
A plataforma continental possui uma largura variável, sub-horizontal com um gradiente
máximo de 1:1000, estendendo-se da face de praia até o limite com o talude continental na
quebra da plataforma. Na margem sudeste apresenta uma tendência de alargamento em direção
ao sul e ao norte chega a apenas 70 km de largura (Lima, 2003). A deposição contínua de
25

sedimentos terrígenos e a subsidência térmica originaram uma espessa seqüência progradante,
resultando numa plataforma larga com borda relativamente profunda e com suave transição para
o talude. A plataforma apresenta vestígios da drenagem escavada em épocas de nível de mar
rebaixado, num padrão transversal à linha de costa. Os vales soterrados têm expressão
topográfica na borda da plataforma onde conectam-se com cânions no talude superior
propiciando influxo intermitente de sedimentos (Silva et al,. 2001).
O talude continental constitui uma encosta, em geral estreita, que na bacia de Campos
apresenta largura em torno de 45km e descende até profundidades abaixo de 2000m. O relevo
caracteriza-se por uma declividade relativamente acentuada na porção superior (4 a 12°) e se
atenua na parte inferior (1,5 a 2°). As inclinações do talude variam regionalmente condicionadas
por diferenças no regime de sedimentação e por feições específicas (Silva et al,. 2001). Viana
(1998) realizou um estudo detalhado do talude continental na região da bacia de Campos, e
dividiu o talude em dois setores (norte e sul), tendo como referência o cânion submarino São
Tomé. Cada setor possui características morfológicas distintas, resultantes dos processos de
erosão (escorregamento de sedimentos e erosão regressiva). A norte do cabo de São Tomé o
talude é mais íngreme (3,5º), enquanto que, ao sul na região de cabo Frio, ele é mais suave
(1,24º).
A passagem do talude para a elevação continental é marcada pelo desenvolvimento de
uma zona intermediária, entre 2000m e 3200m com um gradiente suave (0,6º) e com uma
topografia irregular. O platô de São Paulo estende-se por cerca de 1000km desde o sul da cadeia
Vitória-Trindade até a dorsal de São Paulo, com largura que cresce no mesmo sentido de 125 até
550km. Sua estruturação é controlada por deformações halocinéticas de uma extensa seqüência
evaporítica, pois os domos salinos geram um relevo fortemente ondulado ou formam pequenos
terraços com bordas escarpadas.
2.4 - Sedimentologia e Geomorfologia
De acordo com Silva et al. (2001) a margem continental na Bacia de Campos, incluindo o
platô de São Paulo, possui três regiões geomorfologicamente distintas, a saber: 1) o setor sul,
entre Cabo Frio e Macaé, 2) o setor central, entre Macaé e a foz do Rio Paraíba do Sul e, 3) o
setor norte, que estende-se até o limite norte da Bacia, na latitude de Vitória.
26

O setor sul apresenta um forte grau de erosão sendo caracterizado pela concavidade no
perfil batimétrico do talude e pela presença de inúmeras ravinas que indentam uma região de
quebra e paleo-quebras da plataforma continental em profundidades superiores a 200 metros.
Nesta região destacam-se como feições, proeminente erosivas, o Grupo Sudeste de cânions
submarinos. O Platô se apresenta mais profundo e é interrompido ao norte por curvas
batimétricas na direção ENE-WSW e E-W (Figueiredo et al.,1982).
O setor central mostra um caráter progradante com morfologia convexa, nesta região
encontram-se os cânions do Grupo Nordeste, respectivamente de sul para norte: São Tomé,
Itapemirim, Grussaí e Almirante Câmara. O platô de São Paulo apresenta topografia irregular
devido aos diápiros, domos e cadeias de sal. Dois lineamentos importantes sul-norte, constituindo
cadeias de sal, são representados pelo escarpamento externo do Platô que o limita e por uma
cadeia interna ao Platô.
No setor norte, a norte do Cânion Almirante Câmara, o talude continental se retrai e é
erodido com exposição de ravinas formadas por deslizamentos submarinos. A quebra da
plataforma continental passa a profundidades menores, em torno de 75 m delineando uma região
reentrante da margem continental, onde volta a prevalecer a forma côncava da topografia do
talude.
Viana (1998) subdivide o talude continental na parte central da bacia em duas áreas
distintas: um corredor de instabilidade e uma zona de acumulação de sedimentos e movimentos
de massa. Na zona de acumulação de sedimentos a concavidade característica do talude superior
passa no final do talude a um fundo submarino convexo. Ao contrario, no corredor de
instabilidade, o perfil topográfico apresenta-se com uma menor concavidade no talude superior e
menor convexidade no final do talude. O mesmo autor, posiciona o refletor datado do Mioceno
Superior (Marco Cinza) como a base, no talude médio e inferior, de uma serie de deslizamentos e
correlaciona estes depósitos de deslizamentos aos produtos destas movimentações.
De acordo com Viana (1998) e Viana et al. (1998) a base da escarpa da quebra da
plataforma representa um importante sitio deposicional de transbordamento das areias da
plataforma e retrabalhamento por correntes de fundo. Estas areias apresentam granulometria fina
a grossa ao sul do cânion de São Tomé e limpas e grossas ao norte do mesmo cânion. Estas se
espraiam por sobre toda a superfície do talude superior e apresentam composição siliciclástica e
bioclástica com alguma presença de glauconita e micas.
27

Observações em testemunhos rasos indicam que no talude da bacia de Campos o
Quaternário está representado por lamas siliciclásticas com presença discreta de carbonato e
matéria orgânica. A pequena quantidade de estruturas primarias preservadas, os contatos bruscos
inferior e superior, da gradação normal e inversa e do acamamento interno fino, sugerem que a
sedimentação é dominada por correntes de turbidez em todo o talude superior (Caddah et al.,
1998).
O talude médio é caracterizado por apresentar uma crosta ferruginosa com areias finas,
siliciclásticas e biogênicas, laminadas, e pela presença localizada de corais de águas profundas.
Esses recobrem um pacote de lama arenosa e areia lamosa laminada com espessura entre metros a
dezenas de metros (Caddah et al., 1998) rompido em alguns locais por processos de fluxo de
massa (Viana et al., 1998) (Fig. 7). A camada superficial enriquecida em ferro com cerca de 10
cm de espessura, provavelmente se deve à presença da Água Intermediária da Antártica (AIA)
(Caddah et al., 1994). Essa massa d’ água, rica em oxigênio, provavelmente, causa a oxidação
dos sedimentos de fundo, criando crostas arenosas enriquecidas em Fe (Viana et al., 1994).
No talude inferior (abaixo de 1200m), onde ocorre a atuação da Água Profunda do
Atlântico Norte (APAN), uma fina camada de vasa carbonática (

De acordo com Alves et al. (1980) testemunhos coletados na região do cânion Almirante
Câmara mostraram a presença de um sedimento silto-argiloso bastante compactado, sugerindo
que a deposição atual é praticamente nula.
A calha turbidítica que brota do Canyon Almirante Câmara tem cerca de 3,5 km de
largura por 150 m de profundidade na fisiografia atual e, desde seu solo até 100 m abaixo do
fundo marinho, apresenta assinaturas de areias. Ela pode ser dividida em Calha Proximal e Calha
Distal, separadas entre si por um lobo deposicional. Constata-se que a porção arenosa do sistema
turbidítico é depositada em uma calha, que mostra em seu interior inúmeros canais que se
entrelaçam. Este entrelaçamento contendo abundante areia média / grossa com intercanais
também arenosos indica que o tipo de fundo marinho tem uma altíssima razão areia / lama,
podendo ser descrito como um braidplain arenoso (Machado et al., 2004).
Em Brehme (1984) um testemunho coletado no talvegue do cânion Almirante Câmara
recuperou apenas lama compacta de cor cinza não havendo cobertura de lama fluida, comum em
todo o talude continental da região, indicando a remoção desta por processos gravitacionais ou
por correntes no fundo do cânion que não permitiram a sedimentação.
Isto sugere que os cânions só foram significantemente ativos em condições de nível de mar baixo
como as que prevaleceram durante a ultima glaciação, quando o rio Paraíba do Sul devia lançar
sua carga diretamente no talude continental (Alves et al., 1980).
29

A) Detalhe da parte superior do
testemunho (profundidade de
1602m) Superposição de uma
vasa pelágica (Holoceno) e da
crosta ferruginosa
Vasa pelágica rica em nanofósseis
calcários e foraminíferos plantônicos
Areia amarela, muito fina rica em óxido
de Fe, com laminações paralelas e
ligeiramente onduladas marcadas por
intercalações de siltes argilosos (crosta
ferruginosa)
B) Representação esquemática
de distribuição das fácies
sedimentares sobre o
talude.
Figura 7 – Sedimentação submarina do talude médio e inferior a sul do cânion São Tomé
(Modificado de Viana, 1998).
30

2.5 - Características Oceanográficas
Na margem continental brasileira e bacia do Brasil são encontradas massas d´água,
superficiais, intermediárias, profundas e de fundo. As camadas mais rasas apresentam uma
circulação geostrófica, em maiores profundidades a circulação é influenciada pela cadeia meso-
oceânica, pela elevação do Rio Grande e pela cadeia de Walvis, que dividem o Atlântico Sul nas
bacias da Argentina, do Brasil, de Angola e do Cabo respectivamente (Reid, 1989).
O Atlântico Sul é caracterizado pelo empilhamento de diferentes massas de água e
apresenta seu sistema próprio de giros e correntes de contorno e as águas que fluem através deste
sistema são modificadas por advecção e mistura vertical (Lima, 2003) (Fig. 8).
A Água Tropical (AT) representa a parte da massa de água quente e salina que ocupa a
superfície do Atlântico Sul Tropical. É formada como conseqüência da intensa radiação solar e
excesso de evaporação em relação a precipitação (Emilson, 1961 apud Silveira et al., 2000).
Encontrada abaixo da AT a Água Central do Atlântico Sul (ACAS) encontra-se na
região da picnoclina, sendo caracterizada por temperaturas maiores que 6ºC e menores que 20ºC
e salinidades entre 34,6 e 36 ups. É formada por afundamento das águas na região de
Convergência Subtropical e subseqüente espalhamento ao longo da superfície de densidade
adequada ao ajustamento hidrostático. De acordo com Silveira et al. (2000) seu padrão de fluxo
não é simples, pois ela entra como parte do giro subtropical, circula com as correntes do
Atlântico Sul e Benguela e atinge a costa da América do Sul transportada pela corrente Sul
Equatorial. Esta é bifurcada, sendo que uma parte flui em direção ao Equador e a outra toma a
direção sul como parte da Corrente do Brasil (CB).
A Água Intermediária da Antártica (AIA) é identificada por um núcleo de baixa
salinidade e altos valores de oxigênio. Movimenta-se em direção ao Equador ao norte de 25ºS,
apresentando-se como uma corrente de contorno oeste bem definida em níveis subpicnoclinicos,
fluindo para sul em 28ºS. A bifurcação do fluxo da AIA ocorre para norte e para sul através da
corrente de contorno Oeste Intermediária dentro da bacia de Santos (Boebel, 1999).
Subjacente a AIA, a Água Profunda do Atlântico Norte (APAN) é caracterizada por
valores de temperatura entre 3ºC e 4ºC e salinidades entre 34,6 – 35 ups, ocupando níveis entre
1500m e 3000m, ao largo do Sudeste brasileiro. Esta se apresenta como um fluxo organizado
31

fluindo para o sul ao longo do contorno oeste até cerca de 32ºS, onde pelo menos parte da
corrente retorna ao Equador (Reid, 1989).
Outra massa de água que contribui para a estrutura vertical do Atlântico Sul é a Água
Circumpolar Profunda (ACP) que se caracteriza pela temperatura, salinidade e oxigênio
inferiores e por apresentar mais nutrientes do que a APAN. Esta é derivada das águas do Pacífico,
que penetram no Atlântico Sul através da passagem de Drake e estende-se para o norte com uma
densidade similar à da APAN (Silveira, 2000).
Concluindo o grupo de massas d’água que formam a coluna vertical do Atlântico Sul é
encontrada a Água Antártica de Fundo (AAF). Sendo caracterizada por valores baixos de
temperatura (inferiores a 2ºC), salinidade (inferiores a 34,9) e oxigênio dissolvido (220µM/kg)
(Lima, 2003).
Figura 8 – Distribuição das massas d’água e seu sentido de deslocamento na área estudada
(Viana, 1998).
32

A circulação oceânica na parte oeste do Atlântico Sul é dominada pela Corrente do Brasil
(CB), que representa a corrente de contorno oeste associada ao Giro Subtropical do Atlântico Sul
(Fig. 9). Originando-se ao sul da latitude de 10ºS, como ramo sul da Corrente Sul Equatorial
(CSE) que se bifurca, formando também a Corrente Norte do Brasil (CNB) (Silveira et al. 1994).
Em torno de 20,5ºS, a CB é meandrante e apresenta um transporte relativo nas
profundidades em torno de 450-500m de 9,4 SV, contido em dois ramos, com um pico de
velocidade geostrófica de superfície da ordem de 0,55m/s. Mais da metade do transporte está
concentrado em profundidades menores de 200m (Signorini, 1978).
A corrente de contorno oeste intermediária promove o escoamento da AIA. Na região da
bacia de Campos, ela flui em intervalos entre 800 e 1500m, alcançando picos de velocidades em
torno de 30 cm/s (Viana, 1998).
Figura 9 - Representação esquemática da circulação no Oceano Atlântico Sudoeste ao nível de
800m (Silveira et al., 2000).
33

O sistema de circulação de águas profundas no Atlântico Sul é ativo, especialmente nas
bacias mais ao sul e ao longo das margens continentais oeste das bacias. Como resultado do
padrão geomorfológico das bacias, as correntes de fundo são parcialmente trapeadas e movem-se
num padrão de circulação em giros complexos ou estão localmente restritas a passagens estreitas
que proporcionam o único meio de conexão entre as mesmas (Souza Cruz, 1995).
Como resultado do padrão morfológico e hidrológico do Atlântico Sul, os depósitos
sedimentares resultantes são depósitos contorníticos em lençóis (contourite sheets), extensos
campos de ondas de sedimento (sediment waves) e depositos associados a canais, incluindo entre
eles os “leques contorníticos” (contourite fans) construídos nas saídas das passagens profundas
(Faugeres et al. 1993).
2.6 - Processos Sedimentares
O fundo submarino da bacia de Campos é caracterizado pela presença de várias feições
indicativas de processos erosivos, sejam estes decorrentes de fluxos de gravidade, atuação de
correntes junto ao fundo ou puramente tectônicos (Silva et al., 2001). Os cânions submarinos são
identificados e foram separados em dois principais grupos: o grupo Nordeste e o grupo Sudeste
de Cânions (Brehme, 1984).
Diferenças morfológicas encontradas no talude continental da Bacia evidenciam uma
variação fisiográfica ao longo desta. A porção norte que abrange o cânions do grupo Nordeste é
caracterizada por um talude de perfil convexo, resultado da intensa progradação sedimentar que
se processou nesta região. E na porção sul o talude é progressivamente mais côncavo e com
processos de canibalização dominantes sendo caracterizada pelo predomínio de processos
sedimentares erosivos (Silva et al., 2001).
Mèzerais et al. (1993) consideram dois tipos de processos na distribuição de sedimentos
ao longo da margem continental: as correntes turbiditicas associadas a processos gravitacionais e
as correntes de contorno. Foi observado nesta que durante os períodos de deposição, a
acumulação de sedimentos é influenciada por uma migração lateral formando sistema de canal
contornitico.
34

Os mecanismos de transporte e deposição mais conhecidos para os sedimentos de águas
profundas são de acordo com Souza Cruz (1995): deposição lenta por suspensão dos pelagitos e
hemipelagitos; redeposição de sedimentos provenientes de águas rasas e talude por movimento
gravitacional de massa, incluindo turbiditos, e redeposição de sedimentos de mar profundo
subseqüente a remoção e retrabalhamento por correntes de fundo (contornitos).
Segundo Castro et al. (1995) que realizaram um estudo detalhado das feições
subsuperficiais indicativas de movimentos de massa os processos de deslizamento foram
recorrentes na bacia de Campos, desde o Mioceno tardio até os dias atuais. Esteves (1996)
concluiu que os processos de movimento de massa, foram responsáveis pela concavidade da
superfície do fundo submarino atual na zona de acumulação de sedimento.
Viana (1998) relatou que os processos sedimentares envolvidos na deposição sedimentar
quaternária no sistema turbidítico de mar profundo São Tomé, são a sedimentação pelágica e
hemipelágica e as correntes de turbidez.
Segundo Machado et al. (2004) os grandes rebaixamentos do nível do mar que
caracterizam o Pleistoceno e que estão conceitualmente associados à formação de turbiditos
indicam a atividade atual do sistema. Estes turbiditos ou simplesmente, areias limpas,
intraclásticas, de águas profundas ocorrem em camadas espessas (30 a 300 cm) e tem origem
fluvial por enxurrada em fluxos hiperpicnais, com processo de transporte e deposição por choque
de grãos, arrasto, tração e saltação subaquosos (fluxo de detritos arenoso) visto que o rio Paraíba
do Sul continua fisicamente no vale inciso, encaixando-se no cânion Almirante Câmara e
conectando-se ao sistema turbidítico adjacente. O mesmo autor utiliza a integração do mapa
faciológico do fundo marinho com a carta cronoestratigráfica da bacia de Campos para evidenciar
que atualmente se encontram em deposição a Formação Emborê clástica na plataforma
continental interna e média, a Formação Emborê/membros Siri e Grussaí na plataforma
continental externa, a Formação Ubatuba no talude e platô de São Paulo e a Formação Carapebus
no platô de São Paulo (Fig. 10).
Gonthier et al. (2003) em analises detalhadas de perfis 3,5kHz e testemunhos
demonstraram que os sedimentos do Quaternário Superior foram predominantemente depositados
por processos de sedimentação pelágica e hemipelágica e por correntes de turbidez.
A partir de observações realizadas no canal Columbia, sobre os mecanismos de formação
dos corpos sedimentares profundos, Lima (2003) constatou que os processos sedimentares atuais
35

envolvidos na construção destes sistemas são: movimentos de massa, correntes de turbidez,
correntes de contorno e sedimentação pelágica/hemipelágica.
Figura 10 - Distribuição das fácies sedimentares superficiais na Bacia de Campos. Detalhe do
sistema turbidítico na desembocadura do cânion Almirante Câmara. (Machado et al., 2004).
36

Conforme Stow & Piper (1984), parece existir uma continuidade entre os processos
operantes em águas profundas, fluxos gravitacionais, correntes de fundo e sedimentação de
pelágicos. Os eventos de ressedimentação por exemplo, podem ter inicio em escorregamentos de
sedimentos instáveis do talude e depois, por mistura com a água do mar, evoluir através dos
processos de fluxo de detrito, turbidito de alta concentração e finalmente corrente de turbidez de
baixa concentração. A cauda diluída das correntes de turbidez sofre deflexão pelas correntes
marinhas, especialmente aquelas correntes de fundo regionais que seguem os contornos
batimétricos, fazendo com que os fluxos talude abaixo gradem imperceptivelmente para correntes
de fundo ao longo do talude. Também a sedimentação pelágica pode ser defletida da mesma
forma pela ação das correntes de fundo, até mesmo as mais fracas.
Viana et al. (1998) sugerem que, ainda atualmente ocorre uma contínua e significativa
transferência de sedimentos da plataforma continental para o talude. Processo este intensificado
por correntes termohalinas e pela a Corrente do Brasil com a formação de vórtices. Estes
processos têm grande importância na acumulação de areias na quebra da plataforma e até o
talude.
Os cânions são considerados áreas de risco por terem a cabeceira muito instável e suas
paredes estarem sujeitas a fraturas que podem provocar deslizamentos submarinos e correntes
turbidíticas ao longo dos seus talvegues. Os leques evidenciam a ocorrência destes eventos. Ao
longo da borda da plataforma existem evidencias de movimentação de sedimentos associados
com fortes correntes de fundo (Gorini et al., 1998). Campos de ondas de areia têm sido mapeados
em muitos locais ao longo da quebra da plataforma, sugerindo que estas correntes de fundo são
ativas em toda a borda da plataforma continental da bacia de Campos. Em muitas áreas fica claro
que estas areias entram na parte superior do talude caindo em ravinas de baixo gradiente e
alimentando o talude médio e inferior com sedimentos arenosos. Estes sedimentos atuais são
alimentadores das cabeças dos cânions e muitas ravinas ao longo do talude superior (Gorini et al.,
1998).
Os processos sedimentares associados à formação desses cânions bem como de todo o
Leque Submarino de São Tomé, deram origem a um talude tipicamente progradante, com uma
morfologia lobada e com predomínio de seqüências homogêneas, depositadas acima do Marco
Cinza. Abaixo deste ocorre uma seqüência sedimentar falhada com presença de blocos
basculados, decorrentes da movimentação de sal.
37

3 - METODOLOGIA
3.1 – Dados Sísmicos
Para a definição das unidades sísmicas, processos sedimentares e idade do cânion foram
interpretadas 24 seções de sísmicas multicanal, num total de aproximadamente 580 km. As
seções foram processadas e cedidas pela GAIA Processamento de Dados Ltda. e encontram-se na
área que compreende toda a extensão do cânion Almirante Câmara. As seções sísmicas foram
cedidas com profundidade de três segundos em tempo duplo de reflexão a partir do nível do mar
e se encontram dispostas em uma malha retangular com espaçamento médio entre si de três
quilômetros (Fig. 11).
O trabalho foi baseado na interpretação destas seções, na caracterização das feições
morfológicas de fundo através da batimetria e na correlação com analises pretéritas dos dados de
geologia de superfície. Na interpretação das linhas sísmicas foi utilizado o software Petrel
Seismic Interpretation que permite a individualização e caracterização das diferentes unidades
sísmicas e dos refletores que as delimitam de acordo com a configuração interna dos refletores
sísmicos. Procurou-se identificar mudanças laterais e verticais dos parâmetros de reflexão
sísmica e suas formas externas, com associação aos processos sedimentares atuantes e os
depósitos formados por estes. Desde que o padrão de reflexão representa um padrão de
estratificação, pode-se inferir consideráveis informações dos processos de transporte, erosão e
paleotopografia a partir das unidades de fácies sísmicas, que em síntese é a descrição e
interpretação geológica de parâmetros de reflexão sísmica.
38

Figura 11 - Mapa de localização das linhas sísmicas cedidas pela GAIA Processamento de Dados
Ltda. Mapa batimétrico modificado de Gorini et al., (1998).
39

3.2 – Sismoestratigrafia
A sismoestratigrafia ou estratigrafia sísmica é um método estratigráfico de interpretação
de dados sísmicos, que permite a melhor compreensão da evolução tectono-sedimentar de uma
bacia, mesmo que estes não estejam registrados somente em afloramentos de subsuperfície (Vail
et al. 1977).
A sismoestratigrafia considera as reflexões sísmicas como o resultado de contrastes
geológicos de caráter temporal, isto é, com conotação cronoestratigráfica (Payton, 1977). No
entanto não corresponde necessariamente a um contato litológico.
Um conceito chave na interpretação de seqüências sísmicas é o paralelismo dos refletores
às camadas e portanto, às superfícies físicas que separam os sedimentos de idades diferentes
(Sangree & Widmier, 1979). Este conceito é ressaltado pela tendência de sedimentos
estratificados terem grande continuidade lateral. Isto não implica que todos os estratos sejam
camadas de composição uniforme; ao contrario, variações laterais são comuns dentro de uma
seqüência depositada num determinado intervalo geológico.
De acordo com Vail et al. (1977) as interfaces de reflexão sísmica correspondem às
superfícies estratais ou às discordâncias. As superfícies estratais correspondem aos níveis de
acamamento, constituindo paleosuperfícies de deposição praticamente síncronas em sua
extensão, podendo, todavia, haver pequenas variações temporais. As discordâncias são
superfícies de erosão ou não deposição e implicam em um intervalo cronoestratigráfico
significativo, mas fisicamente ausente.
Para a caracterização das unidades sedimentares pode-se tomar como referência a
configuração interna de refletores. Segundo Vail et al. (1977) as configurações internas mais
comumente observadas são as paralelas/subparalelas, divergentes, progradantes, caóticas,
transparentes e hummocky (Fig. 12).
40

Figura 12 - Padrões de configurações de fácies sísmicas (Modificada de Vail et al., 1977).
As configurações paralelas ou subparalelas indicam uma taxa de sedimentação uniforme
entre os estratos, sobre uma superfície estável ou uniformemente subsidente. A configuração
divergente pode indicar uma variação em área da taxa de sedimentação e/ou uma progressiva
inclinação do substrato. As configurações progradantes podem ser divididas em oblíquas, que
indicam uma combinação de condições de elevado suprimento sedimentar, pouca ou nenhuma
subsidência e nível de mar estável, ocorrendo em águas rasas com alta energia durante a
deposição; ou sigmoidal que indica baixo suprimento sedimentar, uma subsidência contínua ou
subida relativa do nível do mar. Uma única fácies sísmica pode apresentar características de
progradante oblíqua e sigmoidal, indicando um ambiente de alta energia onde ocorre à
alternância entre processos construtivos e de by pass de sedimentos, a esta se dá o nome de
sigmoidal-oblíqua. Uma quarta configuração progradante é chamada shingled, caracterizada por
sua pequena espessura e limites superior e inferior paralelos, sendo associada à deposição em
águas rasas. As configurações caóticas consistem em reflexões discordantes e descontínuas,
sugerindo arranjos desordenados das superfícies de reflexão, podendo indicar um ambiente de
41

alta energia, onde os sedimentos sofrem deformações durante (e/ou após sua deposição). O
padrão de configuração transparente são intervalos com ausência de reflexão, podendo indicar
pacotes sedimentares intensamente redobrados ou litologias homogêneas demais para a resolução
sísmica.
A configuração hummocky, caracterizada por refletores descontínuos, irregulares,
subparalelos, formando um padrão ondulado segmentado com terminações não-sistemáticas.
Sendo interpretada como lóbulos de sedimentos interdigitados. Montiformas caracterizam feições
deposicionais mais elevadas topograficamente em relação às camadas adjacentes, podendo ser o
resultado de processos sedimentares, vulcânicos ou biogênicos (leques de águas profundas, lobos
deposicionais de escorregamento associados a turbiditos, contornitos, recifes e outros tipos de
construções) (Fig. 13).
Um outro meio de caracterização é a observação da geometria de preenchimento, que é
interpretada como a sedimentação em feições negativas no relevo da superfície deposicional,
como: canais, cânions, calhas estruturais, sopé de talude, etc. Sangree & Widmier (1977),
observaram associações sistemáticas de padrões de fácies sísmicas com determinadas fácies
deposicionais para os sedimentos clásticos.
As fácies sísmicas de talude/fundo de bacia diferenciam-se em vários tipos em função da
geometria e da configuração interna, quais sejam: lençol drapeado (sheet-drape), preenchimento
de talude (slope-front fill), depósitos de leques em montiformas (mounded fan), elevações
formadas por depósitos de corrente de fundo – contornitos – (mounded-contourite),
preenchimento em onlap (onlap fill), preenchimento em onlap conjugado com montiformas
(mounded-onlap fill) e preenchimento caótico (chaotic fill). Estes tipos de fácies sísmicas
caracterizam-se de acordo com a variação da intensidade de energia, bem como, o respectivo
local de deposição.
42

Figura 13 - Geometria externa e padrão de configuração interna de algumas fácies sísmicas em
montiforma (Modificada de Vail et al., 1977).
43

4 - RESULTADOS
4.1 – Morfologia do Cânion Almirante Câmara
A partir de observações da batimetria e da malha de registros sísmicos que cobre a área de
estudo, foi possível identificar algumas características morfológicas gerais do cânion. Este
apresenta direção NE-SW, 28 km de comprimento, um máximo de 340m de relevo e morfologia
meandrante. Na borda da plataforma o cânion apresenta uma largura média, observada a partir
dos dados batimétricos, de 1,5 km, pequeno desnível topográfico, fundo plano e paredes
assimétricas com um perfil em forma de “V”. A partir do talude superior, alarga-se (3 km) e
marca o aparecimento de um fundo de morfologia intensamente irregular e uma certa simetria nas
paredes do vale que tem agora um perfil em forma de “U”. Gradiente abaixo, ocorre um
estreitamento do vale do cânion que apresenta em média 2 km e volta a apresentar uma
significativa assimetria, até o talude inferior onde se encontra soterrado.
Tais considerações sobre a morfologia do cânion concordam com as observações de
Machado et al. (2004) do profundo entalhamento, com perfil em “V”e a presença de um canal
sinuoso no seu talvegue com a pronunciada endentação da cabeceira na plataforma continental,
como mostrado na figura 14.
Figura 14 – Seções transversais do cânion Almirante Câmara e do cânion Grussaí (Machado et
al., 2004).
44

4.2 – Caracterização Sísmica
Para a caracterização das estruturas sedimentares encontradas na área de estudo, os
atributos das fácies sísmicas mais utilizados foi a configuração interna de refletores e suas formas
externas, por serem aqueles que melhor às definem. O reconhecimento e mapeamento das fácies
é baseado em parâmetros definidos objetivamente, para isso fez-se uma análise dentro da
unidade determinando as variações das características sísmicas que envolvem a diferenciação das
unidades e a descrição das fácies sísmicas para cada seqüência.
4.2.1 – Descrição das Unidades Sísmicas
A análise dos registros sísmicos revelou a presença de cinco unidades sísmicas principais,
separadas por discordâncias e por superfícies erosionais. As unidades foram enumeradas a partir
da base das seções e são separadas pelos refletores R1 a R5 respectivamente. Foram utilizados
seis perfis sísmicos como exemplo para ilustrar as descrições que seguem. Eles foram
selecionados de acordo com a sua localização e representatividade.
Unidade I
A unidade I mostra refletores descontínuos, paralelos a semiparalelos com zonas de maior
ondulação. Podendo ser subdividida em duas subunidades uma inferior (Ia) com refletores
paralelos a descontínuos, caóticos e presença de feições de corte e preenchimento com pequenos
canais e uma superior (Ib) com refletores bem estratificados. Portanto constitui uma unidade de
refletores descontínuos e amplitude fraca com organização crescente de refletores paralelos para
o topo (Fig. 15).
Unidade II
Está separada da unidade I pelo refletor R2 e apresenta refletores descontínuos
semiparalelos. Esta unidade é interrompida por um refletor (R2’) bem marcado de amplitude
muito alta que divide a unidade ao meio. Este refletor apenas ocorre na borda a sul do cânion, a
45

norte está ausente, assim como nas proximidades do talude inferior, onde os refletores
apresentam-se mais caóticos, com discreta ondulação. Nota-se um aumento da espessura da
unidade na porção sul da área (Fig. 16).
Unidade III
Separada da unidade II pelo refletor R3, esta unidade apresenta reflexões descontínuas
semiparalelas que se tornam mais onduladas em direção ao talude inferior, na direção leste da
área, podendo apresentar uma configuração caótica e transparente. Esta unidade também
apresenta diferenças significantes entre sua configuração a sul e a norte do cânion, a sul
apresenta-se mais estratificada com refletores hummocky.
Unidade IV
A unidade IV é limitada na base pelo refletor R4, que apresenta uma assinatura distinta e
com distribuição regional. A unidade ocorre em forma de lente e com aspecto transparente, com
refletores localmente descontínuos e perturbados (Fig.17).
Unidade V
Os depósitos da unidade V consistem de refletores contínuos, paralelos e bem
estratificados. Apresenta na porção sul pequenos canais soterrados e bem desenvolvidos. O
refletor R5 correspondente ao contato das unidades IV e V representa uma superfície plana de
alta frequencia.
Em síntese as descrições das unidades revelam que em um panorama geral da área existe
uma maior regularidade e continuidade dos refletores a sul do cânion Almirante Câmara.
Enquanto, a norte deste, as reflexões aparecem mais onduladas e caóticas, por vezes mais
transparentes também (Fig. 18).
46

Figura 15 – Unidades sísmicas Ia e Ib.
Figura 16 – Unidade sísmicas II, detalhe do refletor R2’.
47

Figura 17 – Unidades sísmicas III e IV.
Figura 18 – Unidade sísmicas V.
48

Descrição dos Perfis Strike
Perfil 0214 – 107
É um perfil paralelo à costa, localizado na porção superior do talude. O talvegue do
cânion se apresenta com as paredes em forma de “V” mostrando um vale escavado. São
observadas fraturas que ocorrem em conjunto e tem provável relação com os processos de
alargamento do cânion atuando como mecanismo de disparo dos escorregamentos internos ao
vale. Observam-se todas as unidades sísmicas previamente descritas bem representadas, assim
como as discordâncias que as separam. A unidade I apresenta os refletores bem característicos
com organização crescente dos refletores paralelos para o topo e exibindo as subunidades Ia e Ib.
O refletor R2’ se mostra bem evidente nesta seção separando a unidade II em duas porções no
flanco sul. Podem-se observar ainda no flanco norte a configuração em forma de lente e a maior
espessura da unidade IV em relação ao flanco sul do cânion (Fig. 19).
Perfil 0214 – 110
Este perfil também paralelo à margem continental, se encontra disposto no centro da
extensão do cânion, no talude médio/inferior. Apresenta o talvegue do cânion assimétrico, em
forma de “U” também com fraturas dispostas no vale de maneira conjunta, indicando a relação
destas com eventos de escorregamentos. Observa-se neste perfil a presença de pequenos
paleocanais cortando as unidades II e V no flanco sul do cânion, um destes paleocanais
interrompe a continuidade das discordâncias R3 e R4, evidenciando o caráter erosivo que foi
desenvolvido em um evento posterior ao que gerou as discordâncias. O perfil também apresenta
todas as unidades sísmicas previamente descritas onde se pode observar claramente a variação na
configuração destas no flanco norte e no flanco sul do cânion, principalmente no que se trata da
diminuição da espessura de tais unidades no flanco norte do cânion, menos na unidade III (Fig.
20).
49

Perfil 0214 – 113
Este perfil se localiza no talude inferior e portanto na porção final do cânion, que mostra
o talvegue em forma de “U” com uma pequena valeta escavada e fraturamentos que condicionam
as suas abertura e evolução. O perfil ainda apresenta um canal secundário na porção sul da área
estudada, com paredes em forma de “U”. Trata-se de uma feição erosiva atual que afeta a
continuidade das reflexões da unidade V. As unidades sísmicas e discordâncias são identificadas
apenas no flanco sul do cânion neste perfil, pois no flanco norte as reflexões se apresentam sem
continuidade, muitas vezes caóticas (Fig. 21).
50

TEMPO DUPLO DE REFLEXÃO (s)
TEMPO DUPLO DE REFLEXÃO (s)
S
N
0 1500m
S N
R5
R4
R3
0 1500m
R2’ III
R2 II
R1 Ia
V
R1 R2 R3 R4 R5
Figura 19 – Seção sísmica 0214-107 paralela à margem continental, destacando o refletor R2’.
Escala lateral, grau de impedância acústica.
IV
Ib
51

TEMPO DUPLO DE REFLEXÃO (s)
TEMPO DUPLO DE REFLEXÃO (s)
S
S
0 1500m
R5
R4
R3
R2
R1
R2’
0 1500m
Detalhe - Figura 28
III
II
Ia
Ib
V
IV
R1 R2 R3 R4
Figura 20 – Seção sísmica 0214-110 paralela à margem continental, mostrando os refletores e as
unidades, além dos pequenos canais. Escala lateral, grau de impedância acústica.
R5
N
N
52

TEMPO DUPLO DE REFLEXÃO (s)
TEMPO DUPLO DE REFLEXÃO (s)
S
S
0 1500m
R5
R4
R3
R2
R1
0 1500m
III
Ia
II
Ib
V
IV
R1 R2 R3 R4 R5
Figura 21 – Seção sísmica 0214-113 paralela à margem continental, mostrando as diferenças nas
reflexões entre os flancos norte e sul do cânion. Escala lateral, grau de impedância acústica.
N
N
53

Descrição dos Perfis Dip
Perfil 0214 – 0083
Localiza-se em uma posição perpendicular à margem continental, disposto quase
inteiramente sobre o flanco norte do cânion, estendendo-se desde a plataforma até o platô de São
Paulo. Mostra os quatro setores individualizados quanto às características e ao comportamento
dos refletores sísmicos bem definidos. Apresenta dois grandes falhamentos profundos na quebra
da plataforma que afetam as reflexões sísmicas e impedindo a identificação das unidades
sísmicas. Neste a unidade III apresenta um espessamento em direção a leste e a unidade IV revela
mais claramente sua forma em lente. A porção leste é evidenciada por blocos rotacionados e
pequenas falhas lístricas que mostram relação com eventos de escorregamentos e movimentos de
massa caracterizados pelas reflexões caóticas. No talude inferior, observa-se o vale do cânion em
um corte logitudinal onde as reflexões sísmicas encontram-se descontínuas e caóticas (Fig. 22).
Perfil 0214 – 0082
Encontra-se disposto sobre o vale do cânion, estendendo-se desde a plataforma até o platô
de São Paulo. Observa-se que a unidade III apresenta um espessamento em direção a leste. No
talude inferior, o perfil é marcado por um escarpamento de grande porte evidenciando a
passagem para o talvegue do cânion, a partir desta queda abrupta na declividade o perfil está
caracterizado por uma grande massa de blocos rotacionados composto por reflexões caóticas e
desordenadas e ainda falhas lístricas, feições estas indicativas de movimento de sedimentos em
massa (Fig. 23).
Perfil 0214 – 0079
Perfil perpendicular à margem continental, localizado sobre o flanco sul do cânion,
estendendo-se desde a quebra da plataforma até a base do talude continental. O cânion Almirante
Câmara aparece discretamente no inicio do perfil. Apresenta dois grandes falhamentos profundos
no talude médio, a partir dos quais as unidades I e II e os refletores R1 e R2 não são mais
54

identificados, devido à presença de um pacote composto por refletores de alto grau de
impedância acústica. A unidade IV apresenta um aumento na espessura em direção ao leste. No
talude inferior, observa-se o vale de um canal secundário em que um escarpamento evidencia a
ocorrência de eventos de escorregamentos e movimentos de massa (Fig. 24).
55

TEMPO DUPLO DE REFLEXÃO (s)
TEMPO DUPLO DE REFLEXÃO (s)
W E
W
0 1500m
0 1500m
A
B
C D
R4
R5
R3
R2
R1
R1 R2 R3 R4
Figura 22 – Seção sísmica 0214-0083 transversal à margem continental, mostrando os quatro setores individualizados na área. Escala
lateral, grau de impedância acústica.
R5
E
56
56

TEMPO DUPLO DE REFLEXÃO (s)
TEMPO DUPLO DE REFLEXÃO (s)
W
0 1500m
W
0 1500m
A
B
C D
R5
R4
R3
R2
R1
R1 R2 R3 R4
Figura 23 – Seção sísmica 0214-0082 transversal à margem continental, mostrando os quatro setores individualizados na área. Escala
lateral, grau de impedância acústica. 57
E
E
R5
57

TEMPO DUPLO DE REFLEXÃO (s)
TEMPO DUPLO DE REFLEXÃO (s)
W E
E
W
0 1500m
0 1500m
B
R1
R2
C D
R5
R4
R3
R1 R2 R3 R4
Figura 24 – Seção sísmica 0214-0079 transversal à margem continental, mostrando três dos quatro setores individualizados na área.
Escala lateral, grau de impedância acústica. 58
R5
WE
WE
58

A análise dos perfis sísmicos transversais à margem continental, perfis dip, permitem
individualizar quatro setores distintos na área estudada, quanto às características e ao
comportamento dos refletores sísmicos são estes A, B e C e D (Fig. 25). O setor A está localizado
na plataforma continental, região mais a oeste da área em estudo, o setor B se estende desde a
quebra da plataforma até o talude superior, o setor C abrange o talude médio e o setor D no
talude inferior, localizado na porção leste da área.
O setor A apresenta refletores descontínuos semiparalelos que são interrompidos por
grandes falhamentos profundos tornando as reflexões irregulares e muitas vezes simplesmente
inexistentes. Essas fraturas apresentam-se alinhadas na direção NE-SW e acompanham toda a
extensão na área estudada.
No setor B o pacote sedimentar encontra-se preservado e os refletores sísmicos são
visíveis, no entanto, não é possível a identificação das unidades sísmicas, pois estes refletores não
assumem as mesmas características utilizadas para diferenciação das unidades.
No setor C o pacote sedimentar apresenta-se bem preservado, onde as unidades sísmicas
são facilmente identificadas assim como os refletores e as descontinuidades principais, o que não
ocorre nos outros setores onde estas unidades aparecem parcial ou inteiramente desconfiguradas.
No setor D os refletores tornam-se caóticos e as unidades transparentes. São observados
também nesta porção pequenas falhas e falhas lístricas de grande porte. Também aqui elas se
encontram alinhadas na direção NE-SW, assim como as grandes fraturas, alem de dobras
compressivas e blocos rotacionados, dificultando e tornando pouco confiável a identificação das
unidades e dos refletores principais.
59

Figura 25 – Mapa da distribuição dos setores individualizados na área.
60

4.2.2 – Estruturas Identificadas
No contexto da área investigada foram observadas estruturas de caráter sedimentar e
tectônico, dentre as quais estão os falhamentos mais profundos, falhas de crescimento superficiais
e falhas lístricas, falhamentos associados aos flancos dos cânions, além dos canais e
paleocânions.
Os falhamentos mais profundos são mais evidentes no talude superior e afetam todas as
unidades sísmicas descritas que são interrompidas perdendo suas características de formação.
Essas fraturas apresentam-se alinhadas na direção NE-SW e acompanham toda a extensão na área
estudada (Fig. 26). E também foram relatadas por Reis (1993) e Caddah et al. (1998) (Fig. 27).
Figura 26 – Mapa de localização das fraturas profundas.
61

Figura 27 – Seção sísmica multicanal mostrando os extensos falhamentos no talude continental a
sul do cânion São Tomé. MU = Descontinuidade do Mioceno Superior; PW = Cunha
progradante. Modificada de Caddah et al. (1998).
As pequenas falhas lístricas estão localizadas no talude inferior. E o outro tipo de
falhamento comum na área são as falhas presentes nas bordas do cânion, que ocorrem geralmente
em conjunto. Ambas, apresentam forma côncava (Fig. 28).
Os paleocânions e pequenos canais soterrados são observados em toda a extensão da área
estudada. Esses canais apresentam tamanho, forma e padrão de preenchimento variável. No
entanto, a maioria deles tem grande continuidade de oeste para leste, convergindo para o sopé
continental (Fig. 29).
62

TEMPO DUPLO DE REFLEXÃO (s)
W
0 1200m
Figura 28 - Seção sísmica com detalhe dos pequenos falhamentos.
TEMPO DUPLO DE REFLEXÃO (s)
S N
0 600m
Figura 29 – Seção sísmica mostrando em detalhe os paleocânions e pequenos canais soterrados.
Localização deste detalhe na Figura 20.
E
63

5 – DISCUSSÃO
5.1 - Correlação da Caracterização Sísmica com os Resultados do DSDP 515
No presente trabalho utilizou-se como referência para a interpretação e denominação das
seqüências o furo litológico do Deep Sea Drilling Project (DSDP) de número 515, o único no sul
da bacia do Brasil. Situado nas coordenadas 26°14’S e 36°30’W (Fig. 30), este poço alcançou
636m de profundidade em relação ao fundo do mar, penetrando três discordâncias ou hiatos
litológicos e quatro seqüências sedimentares (Fig. 31). A seção sedimentar foi divida pelos
autores em três unidades principais, do topo para a base (Tabela I).
Figura 30 – Resumo litológico da locação 515 do DSDP (Barker et al., 1983).
64

Figura 31 - Mapa de localização da área de estudo deste trabalho, Viana (1998), Lima (2003),
65
Artusi (2004) e do furo DSDP 515.

De acordo com Barker et al. (1983) a unidade 1 (superior) apresenta espessura de 180m e
é composta por lamas terrígenas marrons acinzentadas do Mioceno Médio ao Quaternário. Sua
razão média de sedimentação está entre 20m/Ma a 30m/Ma. Contem camadas ricas em
foraminíferos calcários e outras em nanofósseis. Esta camada apresenta um contato abrupto com
a subunidade 2a, que é composta por lamas silicosas, cinza esverdeadas escuras e lamitos com
espessura de 351m e idade entre o Oligoceno Superior e o Mioceno Médio. Essa subunidade
apresenta mais de 15% de fragmentos de radiolários, diatomáceas e espículas de esponja e
horizontes finos com mais de 10% de material calcário. A bioturbação aumenta em direção a
base, bem como as estruturas sedimentares de pequena escala, indicando circulação de fundo
variável. Um hiato deposicional com 5 Ma de duração ocorre a 167m de profundidade.
A unidade 2b, oligocênica, é formada por lamitos terrígenos cinza esverdeados escuros
com 84m de espessura. Diferencia-se da subunidade 2a pela ausência de microfósseis silicosos e
pela ocorrência mais freqüente de lâminas claras de nanofósseis que se apresentam alteradas para
chert em sua base. São relatadas indicações de flutuação das correntes de fundo, incluindo a
alternância entre foraminíferos bentônicos e calcários restritos. A razão média de sedimentação é
entre 10 m/Ma e 50 m/Ma. O hiato de 22 Ma entre a subunidade 2b e a unidade 3, estende-se a
sul da bacia do Brasil e favorece o conceito do ingresso da AABW no limite Eoceno/Oligoceno.
A unidade 3 apresenta espessura de 20m e é formada por lamitos zeolíticos calcários
endurecidos do Eoceno Inferior. A discordânica entre as unidades 2 e 3 é marcada por depósitos
residuais de 3m formados por quartzo, dentes de peixe, glauconita, biotita e minerais pesados,
com bioturbação comum, camadas paralelas, laminações cruzadas e ripples maks.
Os estudos sísmicos permitiram a identificação de cinco seqüências sísmicas
denominadas, da base para o topo, de I, II, III, IV e V e quatro discordâncias definidas, da base
para o topo , como DI, DII, DIII e DIV. Essas discordâncias são correlacionadas com as
discordâncias Paleoceno-Eoceno, Eoceno-Oligoceno, Oligoceno-Mioceno e Mioceno Médio-
Mioceno Superior respectivamente (Gamboa et al., 1983).
A discordância DI, limite superior da seqüência I, marca uma mudança distinta no caráter
sísmico dos sedimentos acima e abaixo dela. Essa foi definida através dos refletores de alta
amplitude que truncam as camadas da seqüência I que, por sua vez é caracterizada por reflexões
internas subparalelas a paralelas de amplitude relativamente baixa, as quais terminam contra uma
superfície com maior inclinação, em onlap nas bordas de altos do embasamento. Esses onlaps e
66

preenchimentos na base da seqüência sugerem deposição de turbiditos distais e sedimentação
hemipelágica.
A seqüência II é definida entre duas discordâncias DI e DII. Essa ultima corresponde ao
contato entre a unidade 3 e a subunidade 2b, representando o hiato de 22 Ma entre o Eoceno
Inferior e o Oligoceno Médio. A DII é uma superfície regional que representa o maior evento
erosivo na parte sul da bacia do Brasil. Esta seqüência é acusticamente mais transparente que a
seqüência abaixo e é caracterizada por reflexões subparalelas fracas e pouco contínuas.
A discordância DIII representa uma superfície plana que corresponde em profundidade
com o contato entre as subunidades litológicas 2a e 2 b. Acima desta são observadas reflexões
hummocky, correspondem à base da subunidade 2a, onde clastos, dobras sedimentares e marcas
onduladas indicam um relevo gerado pelas correntes de fundo transportando um aporte elevado
de sedimentos. A seqüência III (subunidade 2b) apresenta refletores contínuos e fortes.
A seqüência IV foi definida entre as discordâncias DIII e DIV. Ela em geral é
acusticamente transparente, exceto por algumas reflexões caóticas fortes em sua base. A
discordância DIV separa as seqüências IV e V e foi correlacionada ao limite entre a unidade 1 e a
subunidade 2a. Ela representa o hiato Mioceno Médio-Mioceno Superior. A seqüência V, entre a
discordância IV e a superfície de fundo, é em geral acusticamente transparente, exceto por alguns
refletores fortes observados na sua base.
67

Tabela I– Quadro resumo do furo 515 do DSDP (Lima, 2003).
68
68

Viana et al. (2003) realizaram uma comparação semelhante aplicando os resultados
obtidos na pesquisa sobre a porção distal do sistema turbidítico de São Tomé (Viana, 1998) sobre
as descrições do DSDP. Em Viana (1998) foram identificadas três unidades sísmicas I, II
(subdividida em IIa e IIb) e III (subdividida em IIIa, IIIb e IIIc). Sendo estas separadas entre si
por descontinuidades erosivas (R1, R1a, R2 e R3). A tabela II resume as descrições destas
unidades.
Tabela II – Quadro resumo do Sistema turbidítico de mar profundo São Tomé a parir de
descrições de Viana (1998), modificado de Lima (2003).
69

A tabela III mostra a correlação realizada por Viana et al. (2003) entre as maiores
seqüências sísmicas e discordâncias na porção sudeste da bacia do Brasil identificadas por Viana
(1998) e com trabalhos anteriormente publicados.
Tabela III – Correlação das seqüências sísmicas e descontinuidades identificadas por diferentes
autores com as descrições DSDP 515 (Modificado de Viana et al. 2003).
Apesar da distância entre as áreas de trabalho dos demais autores foi possível comparar e
correlacionar os resultados do presente trabalho com a tabela de correlação de Viana et al. (2003)
(Tabela IV).
A descontinuidade R4, que marca o limite entre as unidades III e IV descritas neste
trabalho, é representada por uma superfície muito irregular com depressões erosivas, e pode ser
correlacionada com a descontinuidade R2 de Viana (1998) e conseqüentemente com a
70

Discordância IV do sítio 515 do DSDP. Provavelmente esta descontinuidade (R4) corresponde
em idade ao Marco Cinza.
Alguns pontos principais evidenciam melhor esta correlação, um deles é a concordância
entre as profundidades de ocorrência do refletor R4 e do Marco Cinza, identificado por Peres
(1990) e Caddah et al. (1998) no pacote sedimentar do talude da bacia de Campos a 0,6 segundos
de profundidade a partir do fundo oceânico. Outro ponto a ser considerado é o caráter e a
espessura da unidade acima deste refletor, que de acordo com Viana (1998) mostra transparência
a refletores caóticos e descontínuos gradando em direção ao fundo submarino para refletores
bem estratificados, o que corrobora com as descrições das unidades IV e V, identificadas neste
trabalho e que se encontram logo acima do refletor R4. Além do caráter do próprio refletor R4
que condiz com as descrições realizadas por Silva (1992), Viana (1998) e Artusi (2004), que
descrevem o Marco Cinza como um refletor positivo de boa assinatura e distribuição regional,
com característica marcadamente erosiva. As idades das descontinuidades, representadas pelos
refletores R2, R3 e R5 foram propostas a partir do arcabouço estratigráfico do sistema como: R2,
limite Eoceno-Oligoceno; R3, limite Oligoceno-Mioceno e R5, Plioceno Superior.
A unidade I, de idade provavelmente paleocênica-eocênica, apresenta espessura média de
0,5s a 0,7s e é caracterizada por apresentar reflexões descontínuas e amplitude fraca com
organização crescente de refletores paralelos para o topo. Esta unidade se correlaciona com a
unidade I descrita por Viana (1998) como hemipelágica com ação de correntes de fundo como
processos sedimentares atuantes.
A unidade II, tem uma espessura de 0,5s a 0,3s. A norte do cânion observa-se um
estreitamento desta unidade, onde ela se apresenta com menor espessura, e mostrando refletores
ondulados com transparência aparente, em contrapartida, a sul do vale do cânion esta se apresenta
mais espessa com refletores subparalelos e semicontínuos, e dividida por um refletor evidente e
bem marcado R2’. Este refletor apenas aparece na porção a sul do vale do cânion. Faz-se
associação desta unidade com a unidade IIa descrita por Viana (1998), onde a sedimentação
principalmente terrígena ocorreu sobre a ação de fortes correntes.
A unidade III com espessura de 0,2s apresenta a norte do cânion refletores descontínuos
mais irregulares, muitas vezes caóticos e a sul do cânion esta mostra camadas semiparalelas.
Viana (1998) associa estas características a uma alta razão de sedimentação sobre a influencia de
processos gravitacionais, como fluxo de detritos e correntes de turbidez.
71

A unidade IV com espessura de 0,25s em média, apresenta reflexão transparente com
alguns poucos refletores caóticos. Esta unidade se correlaciona diretamente com a unidade IIIb
relatada por Viana (1998) que descreve fluxos de massa e provavelmente fluxos de detritos. O
padrão lenticular desta indica provavelmente a deposição por fluxos de massa mais fluidizados.
A unidade V apresenta espessura média de 0,6s, com refletores bem estratificados. Esta
pode ser correlacionada com a unidade IIIc de Viana (1998) que sugere a ocorrência de uma
sedimentação terrigena de dinâmica aplainadora, para justificar estes depósitos.
72

Tabela IV - Correlação das seqüências sísmicas e descontinuidades identificadas com as descrições DSDP 515, Viana (1998), Silva
(1992) e Artusi (2004) (Modificado de Viana et al. 2003).
73
73

5.2 – Evolução da Margem Continental na Área de Estudo
Partindo da correlação com os trabalhos anteriores e juntamente com as observações das
seções sísmicas foi possível propor um modelo de evolução para o talude onde se encontra o
cânion Almirante Câmara. Neste contexto, a discordância representada pelo refletor R4
representa um guia para a compreensão desta evolução. Este refletor, pela sua natureza erosional
e ampla distribuição geográfica na área, apresenta aspectos sísmicos marcantes e foi
correlacionada a eventos regionais do talude, mapeado mais a sul por Viana (1998).
A localização deste refletor a cerca de 0,6s a 0,8s em tempo duplo de profundidade na
porção inferior do talude nordeste, sua natureza erosiva truncando o topo da unidade subjacente,
leva as características do Marco Cinza, como descritas por Silva (1992). Deste modo, toda a
seqüência sedimentar mapeada abaixo de R4 deve corresponder a progradação oligo-miocênica
do sistema turbidítico de mar profundo São Tomé. Assim, a continuidade desse refletor para
nordeste, sob o talude no cânion Almirante Câmara, sugere que estes eventos progradacionais
estendem-se para a área de ocorrência do cânion.
Quanto a progradação pós-Marco Cinza, Gorini et al. (1993) discutem sua forma de
cunha sedimentar restrita ao talude superior/médio, e sustentam que os principais eixos dessa
progradação convergem para a região de maior protuberância e simetria morfológica do leque
superior, ao largo dos cânions São Tomé e Almirante Câmara.
Levando em consideração estas observações e a geomorfologia observada no cânion,
entende-se que o mesmo se desenvolveu em função da progradação do talude continental, de
modo que o grande aporte de terrígenos resultou em fluxos não estritamente canalizados no
cânion, determinando uma evolução temporal caracterizada por processos de agradação vertical
na coluna sedimentar.
De acordo com Viana et al. (2003) no Oligoceno Superior, houve uma queda do nível do
mar e o fundo da bacia foi recoberto por depósitos contorníticos na porção média e inferior do
talude. Portanto este foi o momento de formação do cânion, o que corrobora com Peres (1990)
que propôs que o cânion Almirante Câmara se desenvolve no talude desde o Neo-Oligoceno.
A análise dos refletores identificados neste trabalho não permite inferir a idade exata do
surgimento do cânion no talude, visto que os refletores abaixo deste encontram-se mascarados
74

por interferências no sinal sísmico. No entanto, observa-se que a construção deste iniciou-se logo
após o evento erosivo marcado pelo refletor R2 (limite Eoceno-Oligoceno).
5.3 – Processos Sedimentares no Cânion Almirante Câmara
Partindo das feições observadas nas seções sísmicas, foi possível sugerir algumas
implicações a cerca dos processos sedimentares atuantes durante a formação dos depósitos aqui
relatados.
De uma maneira geral, a conformação diferenciada entre os refletores sísmicos dos
flancos norte e sul do cânion sugerem a influência da Água Intermediaria da Antártica na
sedimentação destes depósitos, visto que os refletores observados a norte se apresentam mais
caóticos e muitas vezes ondulados e descontínuos, e no flanco sul do cânion estes de apresentam
bem mais estratificados e paralelos. Esta conformação foi observada em todas as unidades
sísmicas, no entanto em algumas unidades são mais claras as diferenças, como é o caso da
unidade II, em que a porção norte mostra uma menor espessura e maior desorganização dos
refletores, além da ausência de um refletor (R2’) de alta amplitude que surge de forma marcante
na porção sul subdividindo a unidade ao meio. Portanto, a AIA teria influenciado na deposição
das seqüências a norte do cânion carreando o material proveniente deste, principalmente das
correntes de turbidez, para o flanco norte e o depositando juntamente com a seqüência normal de
progradação, impedindo que estas seqüências depositadas permanecessem com as mesmas
características da porção sul. A configuração lenticular e a ausência de continuidade regional da
unidade IV, caracterizada pela reflexão transparente bem acentuada, indica a influência de
escorregamentos que possam ter atuado durante a sua deposição.
Na porção central do cânion foram identificadas falhas que tem sua origem devida a
processos intensos de movimento de sedimentos em massa, deslizamentos e escorregamentos que
são possivelmente intensificados por correntes de turbidez e correntes de fundo. Estas não
apresentam continuidade com o avanço da profundidade e se restringem as proximidades do
talvegue, confirmando sua origem não tectônica (Fig. 32). Estas séries de pequenas falhas se
apresentam em forma côncava e condicionam o relevo do talvegue, que mostra uma estrutura em
“degraus”. De acordo com Reis (1994) este escalonamento pode resultar de processos de
deslizamentos ao longo de superfícies originais de acamamento das unidades progradantes.
75

TEMPO DUPLO DE REFLEXÃO (s)
S N
0 1200m
Figura 32 – Seção sísmica S-N, detalhe das falhas que ocorrem no talvegue do cânion.
Os falhamentos profundos interrompem todas as unidades sísmicas, tornando-as
irregulares e muitas vezes causando o desaparecimento completo dos refletores, sugerindo que as
unidades sofrem influência de uma eventual deformação causada pela percolação gases ao longo
dos planos de falha, que em alguns casos chegam a atingir a superfície do fundo do mar.
A conformação das reflexões sísmicas observadas no setor D está associada a processos
de deslizamentos e escorregamentos sin- ou pós-deposicionais. São observados também nesta
porção de pequenas falhas a importantes falhas lístricas, dobras compressivas e blocos
rotacionados, o que intensifica a sugestão de depósitos deslizados e de grandes eventos de
movimentos de massa. Em síntese, no cânion Almirante Câmara registra-se como processos de
sedimentação principais a ação das correntes de turbidez, movimentos de sedimentos em massa e
possíveis correntes de contorno.
76

6 – CONCLUSÃO
Os mecanismos de construção dos depósitos sedimentares em águas profundas
compreendem a interação de diferentes processos sedimentares, tais como movimentos de massa,
correntes de turbidez e correntes de contorno, que podem atuar de maneira combinada gerando
depósitos complexos com características mistas.
Neste contexto, o objetivo geral dessa dissertação foi contribuir para o melhor
conhecimento dos processos sedimentares que atuaram na formação do Cânion Almirante
Câmara, para tal foram utilizados registros sísmicos de alta qualidade que permitiram a
identificação de cinco unidades sísmicas limitadas por cinco superfícies discordantes no talude da
Bacia de Campos a partir do Eoceno Superior.
Partindo das correlações realizadas com diversos autores, mas principalmente com Viana
(1998) foi possível associar o refletor R4, localizado a cerca de 0,6s a 0,8s de profundidade na
porção inferior do talude, como o Marco Cinza e de modo que este foi utilizado como referencia
para a associação das idades dos demais refletores e unidades sísmicas.
O talude atual da bacia de Campos é caracterizado por exibir uma morfologia convexa
(Brehme, 1984) devido ao acúmulo de sedimentos inconsolidados, tornando-se vulnerável a
mobilização episódica de massas. Como pode ser observado nos registros sísmicos aqui
estudados, evidenciado pelas reflexões caóticas, dobras compressivas e blocos rotacionados,
impossibilitando à identificação das unidades e dos refletores principais.
O pacote sedimentar que contém o cânion foi interpretado como empilhamento de
seqüências desenvolvidas sob a influência da progradação do talude continental, de modo que o
grande aporte de terrígenos resultou em fluxos não estritamente canalizados no cânion,
determinando uma evolução temporal caracterizada por processos de agradação vertical.
A Água Intermediaria da Antártica exerceria de certa maneira influência na deposição das
seqüências, visto que a norte do cânion as unidades sísmicas apresentam características distintas
das mesmas unidades a sul.
A identificação da idade exata de surgimento do cânion no talude não pode ser realizada
devido a interferências nos registros sísmicos, ainda assim observa-se que a construção deste
iniciou-se logo após o evento erosivo marcado pelo refletor R2 (limite Eoceno-Oligoceno).
77

7 – REFERÊNCIAS BIBLIOGRAFICAS
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