sdu.stu
The main objective of this study is to better understand and to quantify experimentally the main parameters that control the geomorphological and stratigraphic evolution of the Cenozoic sedimentary succession of the northeast Santos basin, Brazil, in the last 49.5 my. For this purpose, a variety of combining methologies were used, such as: seismic analysis of a dataset composed of different resolution levels (e.g., ~7-8 s penetration and high-resolution seismic profiles of ~400 ms penetration), chronostratigraphic and lithological data from 19 exploratory wells and stratigraphic modeling.

Stratigraphic models provided the estimation of some important basin parameters that acted during the Cenozoic, like subsidence rates and position, configuration and rates of sediment influxes. Simulations of 3D stratigraphic modelling coupled with deep seismic data analysis were applied to the Cenozoic stratigraphic succession comprising the last 49.5 Ma (Eocene to Recent). These methods allowed the comprehension of the main factors controlling basin deposition and architecture at the regional scale of northern Santos basin. Simulations of 2D stratigraphic modelling were also applied to detail some particular stratigraphic intervals, like the Eocene and the Plio-Quaternary. The Eocene 2D modelling were conducted in order to understand the interplay of several basin parameters and an extremely-high siliciclastic sediment flux funnelled to the extreme eastern basin, that led to the development of a remarkable progradational feature. In its turn, 2D simulations of Plio-Quaternary models were coupled with high-resolution seismic data analysis were conducted in order to understanding the development of a stratigraphic interval taking place at an old thermal stage of the basin, and under strong influence of periodic glacial-induced sea-level oscillations. Results of this work allowed better age constraints of different stratigraphic events that led to redefinition of depositional cyclicity concerning variable stratigraphic intervals for the last 49,5 My. As well as that, results brought about further understanding of variable and more complex interactions of main parameters controlling basin architecture and evolution than previously considered in the basin. Seismic analysis and stratigraphic modelling led to the identification of 9 main stratigraphic sequences that could be grouped into 3 megasequences (Megasequences A, B and C): (i) Megasequence A is characterized by dominant progradational systems and is related to a progradational features developed into a ramp feature located between Guanabara Bay and Cabo Frio. The formation of this feature resulted in a sedimentary overcharge that induced the basinward salt migration. The sedimentary input that feeds this progradational feature was interpreted as related to an ancient Paraíba do Sul River. As well as that, two important events occurred at the end of Megasequence A deposition. The first one is the Lower Oligocene eustatic fall that reflects the transition of a Greenhouse to an Icehouse climate period. The second major event is the structural-induced diversion of the ancient Paraíba do Sul river toward Campos basin, that dramatically reduce the sedimentary influxes into Santos basin, particularly of the sand nature; (ii) Megasequence B is Sumário 5.

Agradecimentos

Primeiramente gostaria de agradecer a banca pelo aceite do convite de jury do meu doutorado (Dr. Gilberto, Dr. Fernando e Dr. Cleverson). Aos relatores Dra. Maryline e Dr. Abdel por terem se prestado a ler a minha tese para aprovação antes da sua apresentação, mesmo estando em uma língua que não é a de suas origens. Agradeço principalmente os meus orientadores, que, sem eles, eu não teria finalizado o meu doutorado. Ao professor Tadeu que sempre me indicou os melhores caminhos a seguir, me abriu portas que jamais outra pessoa abriu. A ele devo todo o meu conhecimento científico. Ao professor Christian, que me recebeu de braços abertos na França, me auxiliando não somente academicamente, mas também pessoalmente, sempre dizendo o que eu precisava ouvir na hora certa. A professora Marina Rabineau, da Université de Bretagne Occidentale, pelas esclarecedoras discussões sobre Variações Climáticas e o Quaternário. Ao Dr. Didier Granjeon, do IFP Energies Nouvelles, por me conduzir no aprendizado da modelagem estratigráfica e por me fornecer os recursos necessários para que os meus modelos pudessem ser desenvolvidos.

A minha família e ao meu namorado eu devo todo o incentivo de estudo e todo o suporte emocional necessário para a finalização da tese. Aos amigos do laboratório sempre presentes pra me ajudar e me descontrair quando necessário. Ao Beto e ao Rodrigo agradeço toda a ajuda com o MATLAB e GMT e todas as longas discussões lógicas e ilógicas. A Raiane, Vinicius e Marcela por terem estado sempre ao meu lado e sempre que precisei estarem preparados para me ajudar. Agradeço também à Estelle Leroux, por toda ajuda fornecida, pelo fornecimento de dados e ensinamento necessários para o desenvolvimento da tese. Aos meus amigos de Paris, que fizeram da minha estadia muito mais agradável.

Eles, que sempre me ajudaram tanto cientificamente quanto emocionalmente. Às minhas roommates eu agradeço pela paciência em co-habitar com uma doutoranda com fortes abalos emocionais.

Finalmente agradeço a todas as entidades que me deram suporte para a realização deste doutorado.

Primeiramente gostaria de agradecer às universidades nas quais estou inscrita, Universidade Federal Fluminense e Université Pierre et Marie Curie -Paris VI, que me deram todo o suporte de conhecimento, pessoal, financeiro para que o meu doutorado pudesse ser concluído com sucesso. Á Universidade do Estado do Rio de janeiro eu agradeço pela minha excelente formação em Oceanografia, base do meu conhecimento científico, e também por fornecer um local adequado para o desenvolvimento do meu trabalho. A CAPES eu gostaria de agradecer o financiamento da minha bolsa no Brasil e também a minha estadia pelo período sandwich realizado na França, necessário para a realização de algumas etapas do meu doutorado e também por ter me dado a possibilidade de viver a cultura de outro país. A Agência Nacional do Petróleo, por ter financiado a minha bolsa nos meus últimos anos de doutorado.

Resumo

O presente estudo visa à compreensão e quantificação experimental dos principais fatores que condicionaram a evolução geomorfológica e estratigráfica da sucessão sedimentar cenozóica dos últimos 49.5 Ma da porção norte da bacia de Santos. Para tal foi utilizada uma abordagem metodológica que compreende a análise de linhas de sísmica profunda (~7-8 s de penetração), de sísmica de alta resolução sparker (~400 ms de penetração), de dados cronoestratigráficos e litológicos de 19 poços exploratórios disponíveis, e a construção de modelos estratigráficos nas dimensões 2D e 3D no programa Dionisos.

Primeiramente, a simulação de modelos 3D, em conjunto com a análise das linhas de sísmica profunda, permitiu a compreensão de como os principais parâmetros controladores (por exemplo, taxas de subsidência, configuração de fontes de aporte sedimentar e suas taxas) interagiram na escala regional da porção norte da bacia do Eoceno ao Presente (últimos 49,5 Ma). Numa segunda etapa, novas baterias de simulações objetivaram a compreensão em maior detalhe de intervalos estratigráficos específicos, escolhidos por suas características de notável progradação na sucessão estratigráfica cenozóica: modelos 2D foram simulados para o intervalo Eoceno, com o objetivo de melhor conhecer os fatores que influenciaram a construção da marcante feição progradante observada na porção mais à leste da bacia; enquanto modelos estratigráficos 2D do intervalo Plio-Quaternário, juntamente com as análises de linhas sísmicas de alta resolução, objetivaram um melhor entendimento de um intervalo estratigráfico que se desenvolve durante fase térmica já madura da bacia, sob influência dominante das periódicas glaciações características deste período. Os resultados deste trabalho permitiram a redefinição de ciclicidade deposicional envolvendo os últimos 49,5 Ma da porção norte da bacia de Santos, assim como trouxeram uma série de novas informações e esclarecimentos sobre complexas e dinâmicas formas de associação entre os principais parâmetros controladores da arquitetura da bacia. A análise de todos os resultados na escala temporal do Cenozóico permitiu a identificação de nove sequências principais e seu reagrupamento em três megassequências principais (Megassequências A, B e C): (i) a Megassequência A, dominantemente progradacional, está relacionada à feição progradante desenvolvida na região plataforma/talude entre a Baía de Guanabara e a cidade Cabo frio sobre a morfologia em forma de rampa existente na área. A sobrecarga resultante da formação desta feição induz ainda a expulsão syndeposicional do nível evaporítico em direção à bacia. A fonte sedimentar que alimenta a feição progradante foi interpretada como sendo o proto-rio Paraíba do Sul. Dois importantes eventos marcam o fim da Megassequência A. O primeiro diz respeito à grande queda eustática do Oligoceno Inferior, que marca a transição do Greenhouse para o Icehouse Oligocênico. O segundo está relacionado ao desvio estrutural do proto-rio Paraíba do Sul, em função da reativação da Serra do Mar, que reduziu o aporte sedimentar para a bacia de Santos (principalmente de sedimentos arenosos); (ii) a Megassequência B é marcada por uma grande tendência de retrogradação de seus sistemas sedimentares de até 78 km entre 4 os offlap breaks das superfícies que se desenvolvem em 30 e 21 Ma. Esta arquitetura parece ser resposta a uma grande criação de espaço de acomodação relacionada à atuação da subsidência por um longo período de tempo, sem a presença de importantes quedas de nível de mar que pudessem destruir as camadas sedimentares. Esta megassequência é também marcada pela implantação dos depósitos contorníticos relacionados à abertura das passagens de Drake e da Tasmânia, ocorridas entre aproximadamente 37 e 28 Ma. Os sistemas deposicionais passaram assim a se desenvolver proximalmente até o fim da megassequência, quando ocorre a significativa regressão marinha do Tortoniano; (iii) a Megassequência C é dominantemente progradacional, caracterizando um avanço das paleolinhas de costas por aproximadamente 70 km bacia adentro, nos últimos 10.5 Ma. O surgimento da tendência progradacional explica-se como resposta ao aumento do aporte sedimentar e diminuição da taxa de subsidência no início do desenvolvimento da megassequência, intensificada ao final dela pelas características espectrais e de amplitude do sinal glacio-estático que caracteriza o Quaternário (últimos 2,6 Ma). O detalhamento da arquitetura sedimentar do Quaternário indica ainda a forte influência da relação entre a periodicidade, amplitude e frequência do sinal glacio-eustático na geometria e ciclicidade da arquitetura deposicional observada na margem, principalmente nos últimos 0.63 Ma, implantada sob o domínio da periodicidade orbital de 100 ky de duração.

Résumé

Le principal objectif de cette étude est de mieux comprendre et de quantifier les paramètres et les processus de contrôle de la morphologie et de l'évolution stratigraphique du bassin de Santos et de sa marge pour les 49,5 derniers millions d'années. Il s'agit de déconvoluer le signal climatique et tectonique dans l'enregistrement sédimentaire de ces marges de l'atlantique sud. Les outils utilisés pour parvenir à ces objectifs sont l'analyse en stratigraphie sismique d'une base de donnée composée de profils sismiques à diverses résolutions (e.g. sismique de ~7-8 s pénétration et sismique haute résolution de ~400 ms penetration). Nous complétons cette analyse de stratigraphie sismique par l'analyse lithologique et le calage chrono stratigraphique des limites de séquence majeures, à partir de 19 forages industriels. La modélisation stratigraphique par Dionisos combinée à nos observations issues des analyses précédentes nous a permis de quantifier les paramètres majeurs qui vont contrôler l'architecture sédimentaire de cette marge à différentes échelles de temps et d'espace : les paléo morphologies initiales contrôlées par la tectonique, les flux contrôlés par la tectonique locale et le climat, la subsidence globale à la fois fonction des flux et de la tectonique. L'analyse des profils de sismique marine de faible résolution mais plus pénétrante nous a permis d'étudier l'évolution post-rift de la marge de Santos à l'échelle du bassin Cenozoique. Une modélisation stratigraphiques 3D des séquences sédimentaires depuis 49,5 millions d'années nous as permis de mieux quantifier le rapport flux/accommodation et de contraindre les grands processus à l'origine du remplissage sédimentaire du bassin de Santos. La sismique haute résolution nous permet d'avoir une meilleure connaissance de l'architecture des dépôts sédimentaires à l'échelle du Quaternaire. Les simulations 2D ont été conduites pour l'étude de détail de certains intervalles stratigraphiques, en particulier l'Eocène et le Plio-Quaternaire, ces deux intervalles de temps ayant comme caractéristique commune le shift des paleo-bordures de plateforme vers le bassin (progradation).

La modélisation 2D de l'Eocène a été conduite pour permettre de comprendre l'architecture de progradation/aggradation (sigmoides) lié à un flux important caractérisant cette période, cependant compensé par la subsidence. La modélisation haute résolution du Plio-Quaternaire nous permet de préciser les architectures d'un intervalle stratigraphique mis en place à un stage avancé de l'évolution thermique du bassin, et sous l'influence prédominante des oscillations glacio-eustatiques du niveau marin relatif. 9 séquences stratigraphiques sont ainsi identifiées et regroupées en 3 mégaséquences (Mégaséquences A, B et C): (i) La Mégaséquence A est caractérisée par des clinoformes progradants développés au droit d'une dépression localisée entre la baie de Guanabara et Cabo Frio. Ce système progradant vient remplir l'espace d'accommodation créé par le fluage du sel vers le bassin lié à une problable reactivation de la zone de failles de Cabo Frio (tectonique salifère post rift). Le flux sédimentaire qui nourrit cette marge éocène est mis en relation avec le paléo fleuve du Paraíba do Sul. Deux importants évènements viennent clore cette méga séquence de dépôt: La chute eustatique de troisième ordre de la base de l'oligocène (30 Ma a partir de la courbe de Haq) marquant le passage d'une époque de Greenhouse vers un climat global plus froid (icehouse) ; et la reactivation des chaines côtières et la migration de la paléo rivière Paraiba do sul qui se déplace alors vers l'est constituant un tributaire majeur du bassin de Campos comme aussi deduit par des anciens travails. Les flux du bassin de Santos se trouvent alors drastiquement réduits particulièrement en ce qui concerne les apports en sables. (ii) La Mégasequence B est caractérisée par la rétrogradation de tous les systèmes sédimentaires et le déplacement des offlap-break des clinoformes de 78 km vers le continent en 10 millions d'années (de 30 Ma à 21 Ma). Nous interprétons cette configuration comme une réponse directe à la diminution des flux sédimentaires, non compensé par des chutes importantes du niveau marin absolu; Cette megasequence est aussi caracterisée par l'implantation des depots contouritiques entre 30 et 21 Ma, problablement liés à des changements dans la circulation oceanique dû a l'ouverture de la passage de Drake et de la Tasmanie (entre 37 et 28 Ma). Le sommet de cette séquence est une limite de séquence de troisième ordre en relation avec la chute du niveau eustatique tortonien (iii) La Mégasequence C est caractérisée à nouveau par une progradation et le déplacement des paléobordures de plateforme (offlap break) de 70 km vers l'océan, depuis les derniers 10.5 millions d'années. La configuration dominante de progradation de cette séquence est interprétée comme la réponse de l'augmentation de flux sédimentaire qui caractérise le passage à des cycles glacio-eustatiques marqués depuis 2.6 millions d'années. Dans le détail l'architecture sédimentaire plio-quaternaire de la bordure de plate-forme indique une prédominance de la préservation des régressions forcées par les chutes glacio-eustatiques du niveau de base, liées aux cycles climatiques de 100 000 ans. L'amplitude de ces variations glacio-eustatiques est de 120 m, et l'on les enregistre extrêmement bien sur la bordure de la plateforme externe de la marge du bassin de Santos depuis 0.63 Ma, lorsque le signal climatique est clairement dominé par les variations de l'excentricité.

characterized by the retrogradational trend of sedimentary systems that offset offlap break of surfaces developed at 30 and 21 Ma about 78 km landward. This architectural configuration seems to be a direct response to a large amount of space accommodation creation; such accommodation space is mainly related to the long-term action of a subsidence process itself, without the occurrence of significant sealevel falls able to erode the top of the sedimentary systems. This megasequence is also characterized by the beginning of conturites deposition related to the changes of oceanic circulation due to the opening of Drake and Tasmanian passages. The depositional systems of this megasequence developed as proximal prograding prisms, partially eroded at the end of the sequence by the high-amplitude and globally expressed Tortonian sea-level fall; (iii) Megasequence C is characterized by progradational systems that resulted in the coastline shift about 70 km oceanwards, in the last 10.5 my. The dominant progradational trend of this sequence is interpreted as a response of an increase in the sedimentary influx rate and decrease in the subsidence rate at the beginning of the megasequence development, but later intensified by the spectral characteristics and amplitude of the glacial-induced eustatic signal that characterizes the Quaternary period (last 2.6 my). Details of the Quaternary sedimentary architecture indicates as well a strong influence of the relation between periodicity, amplitude and frequency of the glacial-induced eustatic signal on the geometry and cyclicity of its depositional architectures (mainly for the last 0.63 Ma, when the eustatic signal is dominated by the orbital-induced periodicity of 100 ky of duration).

Lista de Figuras

Figura 2-1 -Mapa batimétrico regional da bacia de Santos e da porção sul da bacia de Campos. E em destaque, a área de estudo (porção norte da bacia de Santos). Batimetria predita de Smith e Sandwell (1997). ......................................................................................................................................... Figura 2-2 -Tabela geológica modificada de Moreira et al. (2007) e informações de tectonismo regional de Modica e Brush (2004). .............................................................................................................................. Figura 2-3 -Mapa batimétrico da porção norte da bacia de Santos e bacia de Campos indicando antigas feições geomorfológicas da bacia (dados batimétricos de Smith e Sandwell, 1997 ; levemente modificado de Maia et al., 2010). .............................................................................................................. Figura 2-4 -Interpretação de uma linha sísmica da sequência eocênica. Esta linha foi subdividida em três sequências: a primeira representa ciclo de 9 Ma e a segunda e a terceira representam ciclos de 1,5 Ma cada. As três sequências juntas formam uma sequência maior que representa um ciclo com 12 Ma. (A) (levemente modificado de Moreira et al., 2001). .......................................................................... Figura 2-5 -Linha sísmica interpretada por [START_REF] Duarte | Santos Drift System: stratigraphic organization and implications for late Cenozoic palaeocirculation in the Santos Basin, SW Atlantic Ocean[END_REF] indicando os principais horizontes identificado. Zonas controladas pela erosão da corrente de fundo e o paleo-Canal de Santos (feição marcante dos depósitos contorníticos; Duarte et Viana, 2007). ................................................................ Figura 2-6 -Interpretação de uma seção sísmica em frente à Araruama, destacando as relações cronoestratigráficas das sequências e discordâncias (Artusi, 2004). ......................................................... Figura 2-7 -Exemplo de linha sísmica interpretada mostrando as superfícies sísmicas truncando os refletores internos das sequências (terminações indicadas pelas setas brancas), indicando quedas de nível de mar. À esquerda um esquema com a organização das sequências interpretadas por [START_REF] Maia | Arcabouço Estratigráfico e Ciclicidade Deposicional dos Sistemas Plataformais ao Largo do Estado do Rio de Janeiro -Bacia de Santos (Dissertação de Mestrado)[END_REF] e [START_REF] Maia | Architecture and stratigraphic framework of shelf sedimentary systems off Rio de Janeiro state, Northern Santos Basin-Brazil[END_REF] (SqC,SqB,SqA,Sq1,Sq2,Sq3, Sq4 e Sq5) agrupadas em dois conjuntos (Conjunto I e Conjunto II), e as suas superfícies limitantes (SB,AS,S1,S2,S3, -Modelo esquemático da arquitetura sedimentar resultante de condições de regressão forçada na plataforma da porção norte da bacia de Santos (modificado de Ridente e Trincardi, 2002). A) Deposição dos sistemas sedimentares transgressivos e de mar alto; B) Rebaixamentos sucessivos do nível de base, com a formação de prismas de regressão forçada e erosão subsequente do seu topo a cada rebaixamento do nível marinho; C) Perfil final, com os prismas regressivos truncados acima pela superfície erosiva final de exposição subaérea, formando a superfície considerada como limite de sequência deposicional ("sequence boundary") no sentido de Hunt e Tucker (1993, 1992) e Plint e Nummedal (2000). O detalhe da linha sísmica representa um exemplo de sequência regressiva formada por regressão forçada nas linhas sísmicas -Esquema ilustrando A) a interpretação sísmica das sequências sísmicas e suas superfícies limitantes; B) relação entre as sequências interpretadas e os dados cronoestratigráficos obtidos através dos poços; C) curva com a amplitude máxima das variações de nível do mar, relacionando os Lista de Figuras máximos glaciais às superfícies interpretadas nas seções sísmicas e; D) estágios isotópicos relacionados com as variações dos níveis eustáticos (modificado de Maia, 2009e Maia et al., 2010). .... Figura 2-10 -A a D) Mapas de isópacas de cada sequência deposicional. E) Mapa de isópacas total das cinco sequências sísmicas Sq1-Sq5 que compõem o Conjunto II (para cálculo de espessura foi utilizado valor estimado de velocidade intervalar de 1.600 m/s, segundo [START_REF] Lobo | Late Quaternary shelf-margin wedges and upper slope progradation in the Gulf of Cadiz margin (SW Iberian Peninsula)[END_REF] [START_REF] Maia | Arcabouço Estratigráfico e Ciclicidade Deposicional dos Sistemas Plataformais ao Largo do Estado do Rio de Janeiro -Bacia de Santos (Dissertação de Mestrado)[END_REF]e Maia et al., 2010). .......................................................................................................................... Figura 2-11 -Linha sísmica em posição "strike" posicionada sobre o principal depocentro da área de estudo no período considerado para o desenvolvimento do Conjunto II (posicionamento da linha nos mapas de isópacas, 12 -Mapa regional da área de estudo, indicando as principais correntes que se deslocam e se deslocaram na área. A área sombreada representa o Sistema Santos Drifte, composto, de acordo com Duarte e Viana (2007), pelos dois maiores contornitos observados na área. (levemente modificado de Duarte e Viana, 2007). ........................................................................................................ Figura 3-1 -Tipos de fatores que influenciam na variação de nível de mar e a amplitude de cada um (Miller et al., 2005). ............................................................................................................................................... Figura 3-2 -Comparação entre duas curvas de variação de nível de mar de 1ª e 2ª ordem de ciclicidade (Walker e James, 1992). ............................................................................................................................. Figura 3-3 -Comparação entre duas curvas de variação de nível de mar de 2ª e 3ª ordem de ciclicidade (Walker e James, 1992). ............................................................................................................................. Figura 3-4 -Força orbitais e os ciclos de Milankovitch (Zachos et al., 2001). ....................................................... Figura 3-5 -Curvas de variação de amplitude das três forcas orbitais que controlam as variações glacioeustáticas (excentricidade, obliquidade e precessão). Na base da figura, a representação da curva de variação isotópica ilustrando as múltiplas frequências do sinal eustático composto (modificado de Anderson et al., 2007). ............................................................................................................................... Figura 3-6 -Comparações de diferentes curvas eustáticas realizadas neste trabalho baseado em dados de Vail et al (1977) e Haq et al (1987)............................................................................................................. Figura 3-7 -Ciclo do Oxigênio explicando o enriquecimento do isótopo 18 O na água do mar durante períodos glaciais (Anderson et al., 2007). .................................................................................................. Figura 3-8 -Exemplo da curva de variação de isótopo de oxigênio em função do tempo (modificado de [START_REF] Anderson | Global Environments Through the Quaternary: Exploring Environmental Change[END_REF]. Fonte dos dados: Centro mundial de dados paleoclimáticos e Programa de -Compilação dos principais eventos relacionados a variações climáticas no Comparação entre as curvas de (A) variação eustática baseada em dados isotópicos de Miller et al. (2005) e (B) variação eustática de Haq nos últimos 65 Ma. Os retângulos rosas representam uma possível correlação da importante queda de nível de mar do Oligoceno em ambas as curvas. ........ Figura 3-11 -Mapa mundial indicando o fechamento do mar de Tethys (modificado de Allen e Armstrong, 2008). ......................................................................................................................................................... Figura 3-12 -Mapa mundial ilustrando as principais aberturas e fechamentos de passagens e estreitos entre os oceanos globais (modificado de Potter e Szatmari, 2009). ......................................................... Figura 3-13 -Esquema ilustrativo dos principais fatores indutores da implantação da glaciação no Ártico (Haug et al., 2004). ..................................................................................................................................... Figura 3-14 -Principais eventos ocorridos nos últimos 10 Ma (Maslin, 2009). .................................................... Figura 3-15 -Modelo esquemático da Circulação de Walker (Silva et al., 2007). ................................................ Figura 3-16 -Curva de variação isotópica de δ 18 O dos últimos 2 Ma. Fonte: testemunho ODP 677 (0.42 Ma) e dados SPECMAP (0.4 Ma até Recente) (baseado em [START_REF] Imbrie | On the structure and origin of major glaciation cycles 2. The 100,000-year cycle[END_REF] (Marshall, 2009). .................. Figura 3-17 -Sumario dos mecanismos que conduzem as glaciações e deglaciações através da insolação sobre a latitude de 65°N (Maslin, 2009). .................................................................................................... Figura 3-18 -Espectro dos maiores ciclos orbitais e de glaciação dos últimos 2 Ma (modificado de Imbrie et al., 1993). ................................................................................................................................................... Figura 3-19 -Comparação do particionamento da radiação e as séries de tempo do clima com os seus componentes de periodicidade (precessão, obliquidade e excentricidade). Fonte: Series de radiação de Berger (1978, apud Imbrie et al., 1993); dados de isótopo de δ 18 O de [START_REF] Imbrie | The orbital theory of Pleistocene climate: Support from a revised chronology of the marine delta18 O record[END_REF]. ................ Figura 4-1 -Evolução das abordagens do termo "sequência estratigráfica" (Catuneanu et al., 2010). .............. Figura 4-2 -Tratos de sistemas e limites de sequências de cada modelo de sequência [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF]. ....... Figura 4-3 -Esquema simplificado dos parâmetros que controlam o registro sedimentar de uma margem passiva (levemente modificado de Homewood et al., 2003)...................................................................... Figura 4-4 -Modelo de variação na taxa de subsidência ao longo de uma margem continental divergente (Catuneanu, 2006). ..................................................................................................................................... Figura 4-5 -Esquemas mostrando a relação entre cada um dos fatores que influenciam na formação dos três tipos de nível de mar (A) [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF] e (B) (Posamentier et al., 1988). .................................... Figura 4-6 -Relação da eustasia e da subsidência e de suas taxas de variação correspondentes para a construção da taxa de variação relativa do nível do mar levemente modificado de Posamentier et al. (1988). ........................................................................................................................................................ Figura 4-7 -Definição do nível de base (linha tracejada) em relação à energia de ondas (modificado de (Catuneanu, 2006). ..................................................................................................................................... Figura 4-8 -Diferentes padrões arquiteturais (progradacional, retrogradacional e agradacional) desenvolvidos em função de variações na razão A/S (espaço de acomodação/aporte sedimentar) da bacia (Homewood et al., 2000). ................................................................................................................. Figura 4-9 -Comparação entre as curvas de variação do nível de base, curva T-R (transgressivo-regressivo) e a taxa de variação de nível de base [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF], 2002). ............................................................... Figura 4-10 -Deslocamento do offlap break indicando, neste caso, uma progradação (ligeiramente modificado de Emery e Myers, 1999). ........................................................................................................ Figura 4-11 -Classificação da trajetória de offlap break de borda de plataforma proposta por Zecchin e Catuneanu (2013): Transgressiva (entre 0° e 180°); Agradacional (90°); Regressiva ascendente (regressão normal, entre 0° e 90°); Regressiva com estabilização de nível de mar (0°) e; Regressiva descendente (regressão forcada, -Padrões de estratigrafia relacionados com trajetórias de linha de costa (Catuneanu et al., 2010). ......................................................................................................................................................... Figura 4-13 -Regressões e transgressões e os padrões de deposição associados [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF]. ................ Figura 4-14 -Tipos de trajetórias transgressivas de linha de costa (Cattaneo e Steel, 2003). ............................. Figura 4-15 -Desenvolvimento de uma regressão normal (Catuneanu, 2006). ................................................... Figura 4-16 -Desenvolvimento de um sistema de regressão forçada e suas superfícies relacionadas (Catuneanu, 2006). ..................................................................................................................................... Figura 4-17 -Superfícies estratigráficas, contatos entre fácies, trato de sistemas durante um ciclo completo de variação de nível de mar numa plataforma siliciclástica (Zecchin e Catuneanu, 2013). ..................... Figura 4-18 -Desenvolvimento de cada trato de sistemas com variações do nível do mar (Catuneanu, 2002). ....................................................................................................................................................... Figura 4-19 -Depósitos costeiros a marinhos num Trato de Sistemas Transgressivos [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF]. ....... Figura 4-20 -Exemplo de healing-phase em uma linha sísmica (ligeiramente modificado de Catuneanu, 2006). ....................................................................................................................................................... Figura 4-21 -Sistemas deposicionais transgressivos do inicio e fim de uma transgressão [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

Figura 4-22 -Tipos de arquitetura sedimentar baseada em diferentes intensidades de aporte sedimentar (Cattaneo e Steel, 2003;Hatushika, 2008). .............................................................................................. Figura 4-23 -Relação entre elevação ou descida de nível de base e o gradiente topográfico (Hatushika, 2008). ....................................................................................................................................................... Figura 4-24 -Esquema ilustrativo do desenvolvimento do Trato de Sistemas de Mar Alto [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

Figura 4-25 -Esquema ilustrativo do desenvolvimento do Trato de Sistemas de Mar Alto (HSST) (Catuneanu, 2006). ................................................................................................................................... Figura 4-26 -Arquitetura sedimentar do Trato de Sistemas de Mar Alto nos diferentes estágios de desenvolvimento (modificado de Posamentier e Vail, 1988). .................................................................. Figura 4-27 -Arquiteturas estratigráficas dos depósitos de regressão forçada. (a) cunhas com topo suave e conectadas formando uma plataforma de baixo ângulo; (b) cunhas em degraus desconectados formando uma plataforma de baixo ângulo; (c) cunhas em degraus conectadas formando uma plataforma de baixo ângulo; (d) cunhas com topo suave e conectadas formando uma plataforma de alto ângulo; (e) cunhas em degrau conectadas formando uma plataforma em alto ângulo (Posamentier e Morris, 2000). .................................................................................................................. Figura 4-28 -Esquema ilustrativo do desenvolvimento do sistema de regressão forçada [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF]. . Figura 4-29 -Esquema ilustrativo do desenvolvimento de sistema de incisão fluvial com a descida de nível de mar (Catuneanu, 2006). ...................................................................................................................... Figura 4-30 -Detalhes do desenvolvimento do trato de sistemas de mar baixo (LSST) [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF]. ...... Figura 4-31 -Esquema ilustrativo do desenvolvimento de um Trato de Sistema de Mar Baixo (LSST) (Catuneanu, 2006). ................................................................................................................................... Figura 4-32 -Diferenças na evolução dos padrões de desenvolvimento progradacional entre os Trato de Sistema de Mar Baixo e o Trato de Sistema de Mar Alto (Catuneanu et al., 2011). ................................ Figura 4-33 -Diagrama que representa o conceito de hierarquia na estratigrafia de sequências. As ordens maiores representam sequências mais importantes mas de menor frequências, enquanto as sequências de ordens menores são de maior frequência (Catuneanu et al., 2011). ................................ Figura 4-34 -Exemplo da sobreposição de padrões de trajetória de linha de costa de diferente ordens de ciclicidade. A menor ordem de ciclicidade (3ª ordem neste exemplo) reflete o verdadeiro deslocamento da linha de costa. As ordens maiores de ciclicidade refletem tendências gerais de deslocamento (Catuneanu, 2006). ........................................................................................................... Figura 4-35 -Hierarquia baseada na magnitude das variações do nível de base que resultam na formação de superfícies limitantes: (A) Esquema com as cinco ordens de limites de sequência; (B) Princípios da determinação da ordem das sequências (modificado de Embry, 1993). ................................................. Figura 5-1 -Fatores considerados numa simulação estratigráfica e suas respectivas respostas [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF] Figura 5-2 -Duas relações diferentes para estipular o espaço de acomodação: eustatismo + subsidência e espessura de sedimentos + batimetria (modificado de Granjeon, 1997). ................................................ Figura 5-3 -Esquema simplificado dos parâmetros que controlam o registro sedimentar de um margem passiva (levemente modificado de Homewood et al., 2003).................................................................... Figura 5-4 -Gráficos de variação de porosidade com a profundidade em três tipos de sedimentos diferentes (Allen e Allen, 2005). ................................................................................................................................ Figura 5-5 -Gráfico de produção sedimentar X área de drenagem baseada na compilação de dados realizada por Didier Granjeon. ................................................................................................................. Figura 5-6 -Gráfico de descarga sedimentar (Qs) X descarga d'água (water discharge), e descarga sedimentar (Qs) X inclinação do fundo (slope), baseados na compilação de dados realizada por Didier Granjeon. "A" representa a área da bacia -Gráfico com a compilação de informações de descarga d'água (Qw) e área de drenagem (A) mostrando a relação entre área de baixas altitudes, linha em verde clara, e em altas altitudes, linha em verde escuro [START_REF] Granjeon | Dionisos 4 -User Guide[END_REF] Figura 5-8 -Imagem ilustrando o nível de máxima denudação para a manutenção de um perfil em equilíbrio (Catuneanu, 2006). ................................................................................................................... Figura 5-9 -Imagem ilustrando as possíveis trajetórias de sedimento e o respectivo coeficiente de difusão (modificado de Granjeon, 1997)............................................................................................................... Figura 6-1 -Mapa de localização da base de dados sísmicos e poços exploratórios utilizados neste estudo. ... Figura 6-2 -Curvas de variação eustática de Haq, em verde e preto, e Miller, em vermelho, mostrando a diferença de amplitudes e frequências entre elas. O gráfico verde representa a curva de variação eustática de Haq original e o gráfico preto representa a curva de variação de Haq corrigida através das idades reais estipuladas por [START_REF] Haq | Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic[END_REF], representadas pelas setas verdes presentes no gráfico original. ........................................................................................................................................ 136 Figura 6-3 -Curva de variação de δ 18 O Lisiecki e Raymo (2005) obtida através de δ 18 O de foraminíferos bentônicos globalmente distribuídos (localização das amostragens na Figura 6-4 -Localização das amostragens utilizadas na elaboração da curva de variação de δ 18 O de Lisiecki e Raymo (2005). Os dados de δ 18 O bentônicos foram extraídos dos projetos DSDP (Deep-Sea Drilling Project) e ODP (Ocean Drilling Project). ................................................................................................... 137 Figura 6-5 -Curva de variação de eustática baseada nos dados de δ 18 O bentônicos globalmente distribuídos de Lisiecki e Raymo (2005). A conversão de variações de δ 18 O para nível de mar foi realizada por E.

Leroux a partir da equação de Fairbanks e adotando o nível de mar do ultima máximo glacial (LGM, 18000 anos) Figura 6-6 -Curvas de variação eustáticas (baseadas na compilação Rabineau et al., 2006). .......................... 138 Figura 6-7 -Diagrama mostrando os métodos utilizados e interdependência entre eles. ................................. 139 Figura 6-8 -Mapa do posicionamento dos poços exploratórios utilizados para a conversão tempoprofundidade das superfícies interpretadas nas linhas sísmicas tanto na resolução do Cenozóico (linhas sísmicas profundas) como na do Quaternário (linhas sísmicas de alta resolução). . .................... 142 Figura 6-9 -Gráfico da correlação tempo-profundidade utilizando os checkshots dos poços exploratórios disponíveis na área de estudo. ................................................................................................................. 143 Figura 6-10 -Exemplo de transformação tempo-profundidade (depth conversion) de superfícies identificadas nas linhas de sísmica profunda. .......................................................................................... 143 Figura 6-11 -Gráfico da relação das profundidades em metros com as profundidades em segundos obtidos através dos checkshots dos três poços exploratórios disponíveis com informações dentro da janela do Figura 6-12 -Gráfico com linha de tendência da compilação da variação da velocidade da onda sísmica com a profundidade (em segundos) dos três pocos exploratórios que englobam informações dentro do Figura 6-13 -Exemplo de geometria de bacia a ser inserido na simulação. ....................................................... 147 Figura 6-14 -Esquema explicativo dos componentes que criam ou destroem espaço de acomodação. ........... 148 Figura 6-15 -Interpretação das superfícies erosivas em uma linha sísmica de alta resolução (modificado de Maia, 2009). ............................................................................................................................................. 149 Figura 6-16 -Cálculo de espaço de acomodação através das medições entre os offlap breaks. ....................... 150 Figura 6-17 -Imagem ilustrando o programa/tabela de Dave Waltham da Universidade de Londres de Royal Holloway utilizada para descompactação. As três imagens são as três abas que constituem o programa: a primeira é a aba para inserção de valores, a segunda a aba com o gráfico de descompactação, e a terceira os valores plotados no gráfico. ................................................................ 151 Figura 6-18 -Parâmetros importantes para o cálculo da batimetria inicial que serve de base para a construção das unidades sedimentares a serem -Metodologia para a correção paleobatimétrica utilizando a hinge point de cada sequência.

"HP" é a distância entre o hinge point e o offlap break, e "A" é o espaço de acomodação final. ........... Figura 6-20 -Gráficos da relação descarga sedimentar X descarga d'água, baseados na compilação de dados realizada por Didier Granjeon. ....................................................................................................... Figura 7-1-Exemplos dos dois tipos de linhas sísmicas utilizadas neste estudo: A) Linha sísmica de alta resolução; B) Linha sísmica profunda. ...................................................................................................... Figura 7-2 -Mapa de localização do levantamento sísmico (linhas pretas e azuis) e dos poços exploratórios utilizados neste estudo (pontos vermelhos). As linhas vermelhas representam o posicionamento das linhas de sísmica profunda interpretadas nas . O mapa também indica a subdivisão geográfica da área de estudo em três porções (áreas amarelas): Oeste, Central e Leste. ...................... Figura 7-3 -Linha sísmica posicionada na porção central da área de estudo, selecionada como exemplo para identificação das sequências e horizontes sísmicos identificados na intepretação das linhas -Exemplo de linha dip interpretada dos dados de sísmica profunda, situada no extremo OESTE da área -Exemplo de linha dip interpretada dos dados de sísmica profunda, situada na porção CENTRO-OESTE da área -Exemplo de linha dip interpretada dos dados de sísmica profunda, situada na porção CENTRAL da área -Exemplo de linha dip interpretada dos dados de sísmica profunda, situada na porção LESTE da área -Exemplo de linha dip interpretada dos dados de sísmica profunda, situada no extremo LESTE da área -Exemplo de linha strike interpretada dos dados de sísmica profunda, situada na porção OESTE da área estudo. ........................................................................................................................................ Figura 7-10 -Exemplo de linha strike interpretada dos dados de sísmica profunda, abrangendo as porções -Exemplo de linha strike interpretada dos de sísmica profunda, abrangendo as porções -Mapa morfológico da Superfície H1. Em destaque uma visão 3D da morfologia da superfície e também um zoom na zona de ocorrência -Mapa de Isópacas da sequência SC1. As linhas pretas representam as isóbatas da morfologia atual. As linhas brancas representam os offlap breaks das superfícies base e topo da sequência (posições dos offlap breaks obtidos a partir da interpretação sísmica e dos mapas de gradientes de superfície). . ............................................................................................................................................... 172 Figura 7-14 -Mapa de gradiente da superfície H1 e o posicionamento do respectivo offlap break de borda de plataforma........................................................................................................................................... 173 Figura 7-15 -Mapa morfológico da Superfície H2. Em destaque uma visão 3D da morfologia da superfície. ... 174 Figura 7-16 -Mapa de gradiente da superfície H2 e o posicionamento do respectivo offlap break de borda de plataforma........................................................................................................................................... 174 Figura 7-17 -Extratos de seções sísmicas evidenciando a presença de depósitos de deslizamentos de massa nas subunidades sísmicas SC2B e SC3A. ................................................................................................... 176 Figura 7-18 -Mapa de Isópacas da Sequência SC2. As linhas pretas representam as isóbatas da morfologia atual. As linhas brancas representam os offlap breaks das superfícies base e topo da sequência (posições dos offlap breaks obtidos a partir da interpretação sísmica e dos mapas de gradientes de superfície). . Figura 7-20 -Mapa de gradiente da superfície H3 e o posicionamento do respectivo offlap break de borda de plataforma........................................................................................................................................... 178 Figura 7-21 -Mapa de Isópacas da Sequência SC3. As linhas pretas representam as isóbatas da morfologia atual. As linhas brancas representam os offlap breaks das superfícies base e topo da sequência (posições dos offlap breaks obtidos a partir da interpretação sísmica e dos mapas de gradientes de superfície. ................................................................................................................................................. 180 Figura 7-22 -Mapa morfológico da Superfície H4. Em destaque uma visão 3D da morfologia da superfície. ... 181 Figura 7-23 -Mapa de gradiente da superfície H4 e o posicionamento do respectivo offlap break de borda de plataforma e de sistema deposicional de mar alto. ............................................................................ 181 Figura 7-24 -Mapa de Isópacas da Sequência SC4. As linhas pretas representam as isóbatas da morfologia atual. As linhas brancas representam os offlap breaks das superfícies base e topo da sequência (posições dos offlap breaks obtidos a partir da interpretação sísmica e dos mapas de gradientes de superfície. ................................................................................................................................................. 183 Figura 7-25 -Mapa morfológico da Superfície H5. Em destaque uma visão 3D da morfologia da superfície. ... 184 Figura 7-26 -Mapa de gradiente da superfície H5 e o posicionamento do respectivo offlap break de borda de plataforma........................................................................................................................................... 184 Figura 7-27 -Mapa de Isópacas da Sequência SC5. As linhas pretas representam as isóbatas da morfologia atual. As linhas brancas representam os offlap breaks das superfícies base e topo da sequência (posições dos offlap breaks obtidos a partir da interpretação sísmica e dos mapas de gradientes de superfície. ................................................................................................................................................. 186 Figura 7-28 -Mapa morfológico da Superfície H6. Em destaque uma visão 3D da morfologia da superfície. ... 186 Figura 7-29 -Mapa de gradiente da superfície H6 e o posicionamento do respectivo offlap break de borda de plataforma........................................................................................................................................... 187 Figura 7-30 -Mapa de Isópacas da Sequência SC6. As linhas pretas representam as isóbatas da morfologia atual. As linhas brancas representam os offlap breaks das superfícies base e topo da sequência (posições dos offlap breaks obtidos a partir da interpretação sísmica e dos mapas de gradientes -Mapa de gradiente da superfície H7 e o posicionamento do respectivo offlap break de borda de plataforma e de sistema deposicional -Mapa morfológico da Superfície H7. Em destaque uma visão 3D da morfologia da superfície. ... Figura 7-33 -Mapa de Isópacas da Sequência SC7. As linhas pretas representam as isóbatas da morfologia atual. As linhas brancas representam os offlap breaks das superfícies base e topo da sequência (posições dos offlap breaks obtidos a partir da interpretação sísmica e dos mapas de gradientes de -Mapa morfológico da Superfície H8. Em destaque uma visão 3D da morfologia da superfície. ... Figura 7-35 -Mapa de gradiente da superfície H8 e o posicionamento do respectivo offlap break de borda -Mapa de Isópacas da sequência SC8. As linhas pretas representam as isóbatas da morfologia atual. As linhas brancas representam os offlap breaks das superfícies base e topo da sequência (offlap breaks obtidos a partir da interpretação sísmica e dos mapas de gradientes de superfície. ....... Figura 7-37 -Mapa morfológico da superfície S1. Em destaque uma visão 3D da morfologia da superfície..... Figura 7-38 -Mapa de gradiente da superfície S1 e o posicionamento do respectivo offlap break de borda -Mapa de Isópacas da sequência SC9. As linhas pretas representam as isóbatas da morfologia atual. As linhas brancas representam os offlap breaks das superfícies base e topo da sequência (posições dos offlap breaks obtidos a partir da interpretação sísmica e dos mapas de gradientes -Mapa batimétrico destacando os patamares morfológicos nas porções oeste e leste da área de estudo. As linhas azuis representam as posições dos perfis batimétricos da -Perfis batimétricos obtidos através da compilação de folhas de bordo da Marinha do Brasil. -Mapa de gradiente do fundo marinho atual e o posicionamento do respectivo offlap break de borda -Linha sísmica de alta resolução interpretada, ilustrando os padrões de arquitetura sedimentar para cada sequência reconhecida na área Linha sísmica de alta resolução da Comissão Geomar não interpretada; (B) Reinterpretação da linha sísmica, indicando uma sexta subsequência SQ2' observada na sequência -Análise da quantidade de progradação (km) de cada subsequência para cada linha sísmica de alta resolução, permitindo uma visualização geral da variação da progradação espacial e temporalmente (Maia, 2009). .................................................................................................................. 201 Figura 7-46 -Quantificação da progradação sedimentar de cada porção da área de estudo em cada subsequência interpretada nas linhas sísmicas de alta resolução. Cada linha colorida representa uma linha sísmica (Quat1 a Quat8). Posicionamento das linhas sísmicas utilizadas na Figura 7-47 -Quantificação da variação vertical dos offlap breaks de cada subsequência sedimentar em cada porção da área de estudo baseado na interpretação das linhas sísmicas de alta resolução Cada linha colorida representa uma linha sísmica (Quat1 a Quat8). Posicionamento das linhas sísmicas utilizadas na Figura 7-48 -Mapa com a localização dos poços exploratórios (fornecidos pela ANP) utilizados para a análise cronoestratigráfica. ..................................................................................................................... 203 Figura 7-49 -Dados cronoestratigráficos plotados sobre linhas de sísmica profunda próximas (até 5 km de distância) com as respectivas superfícies estratigráficas interpretadas. ................................................. 204 Figura 7-50 -Dados cronoestratigráficos plotados sobre linhas sísmicas de alta resolução próximas (até 5 km de distância) com as respectivas superfícies estratigráficas interpretadas. ...................................... 206 Figura 7-51 -Representação esquemática dos intervalos mais superiores amostrados e datados no poço 2 (poço RJS-001-RJ) e segundo dados de Silva (1992). ................................................................................ 207 Figura 7-52 -Zonação bioestratigráfica levemente modificada de Antunes (1994). .......................................... 208 Figura 7-53 -Correlação cronoestratigráfica das superfícies sísmicas interpretadas (H1 a H8 e S1) baseada nas informações obtidas no poços exploratórios, e a correlação com as curvas de variação eustática de Haq et al. (1987) e Miller et al. (2005). ............................................................................................... 209 Figura 7-54 -A) Correlação da curva de variação eustática baseada na migração de onlaps costeiros de margens em todo o mundo [START_REF] Haq | Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic[END_REF], com as superfícies e sequências estratigráficas interpretadas nas linhas de sísmica profundas utilizadas. B) Zoom da correlação da interpretação das sequências SC8 e SC9 e indicações de idades para as superfícies estratigráficas H8 e S1, em função da correlação com a curva de variação eustática baseada nos dados de δ 18 O de Lisiecki e Raymo (2005). .......................................................................................................................................... 212 Figura 7-55 -Seção sísmica ilustrando a provável interpretação da superfície H1 e da superfície erosiva anterior a ela. De acordo com a interpretação esta superfície inferior estaria relacionada a idade de 54-58 Ma, formada após longos períodos de níveis de mar alto, gerando, assim, uma importante seção condensada, o que explicaria a camada sísmicamente transparente abaixo. ............................... 213 Figura 7-56 -Relação entre o aumento da amplitude da obliquidade entre os períodos de 2.4 e 3.2 Ma (curva superior) e a curva de variação de δ 18 O (Haug e Tiedemann, 1998). ............................................ 215 Figura 7-57 -(A) Curva de variação eustática, ressaltando as principais mudanças de tendência de queda de nível do mar. (B) Curva das amplitudes das oscilações eustática para os últimos ~5,5 Ma, ilustrando os principais segmentos de mudanças marcantes de amplitude do sinal estáticos ( quadrados em cinza). As oscilações do sinal eustático são baseados em cálculos a partir de informações de δ 18 O de Lisiecki e Raymo (2005). .................................................................................... Figura 7-58 -Possíveis idades para desenvolvimento das superfícies H8 e S1 utilizando a curva de variação de nível de mar baseada em dados de δ 18 O de Lisiecki e Raymo (2005). ................................................. Figura 7-59 -Densidade espectral das frequências da curva de variação de nível de mar de Miller et al. (2005) dos últimos 65 Ma e de Lisiecki e Raymo (2005) dos últimos 5.3 Ma. .......................................... Figura 7-60 -Mapa batimétrico do fundo marinho atual, baseado na interpretação das linhas sísmicas, com localização dos poços exploratórios utilizados para a análise litológica (barras em vermelho). .... Figura 7-61 -Mapa como colunas litológicas simplificadas, indicando a variação do tipo litológico -Tipos litológicos baseados nas descrições de amostras dos poços exploratórios disponíveis nas três porções da área de estudo: Oeste, Central e -Gráficos da variação de tipos litológicos ao longo do desenvolvimento das sequências cenozoicas e em cada porção da margem continental da área de estudo (plataforma, -Composição litológica de cada uma das sequências sedimentares e em cada Conjunto compostos por estas sequências. ............................................................................................................. -Mapa de isópacas da sequência SC3 mostrando a possível localização da fonte sedimentar principal e em destaque duas seções sísmicas demonstrando o sentido de progradação dos sistemas -Feições interpretadas como um complexo de canais que migram lateralmente, que pode ser indicativo da localização da fonte sedimentar que alimenta o sistema progradacional da sequência -Mapa de isópacas da sequência SC4 mostrando a possível localização da fonte sedimentar principal e em destaque duas seções sísmicas demonstrando o sentido de progradação dos sistemas -Mapa de isópacas da sequência SC5 mostrando a possível localização da fonte sedimentar principal e em destaque duas seções sísmicas demonstrando o sentido de progradação dos sistemas -Mapa de isópacas da sequência SC6 mostrando a possível localização da fonte sedimentar principal e em destaque uma seção sísmicas demonstrando o sentido de progradação dos sistemas -Mapa de isópacas da sequência SC7 mostrando a possível localização da fonte sedimentar principal e em destaque duas seções sísmicas demonstrando o sentido de progradação dos sistemas -Mapa de isópacas da sequência SC8 mostrando a possível localização da fonte sedimentar principal e em destaque duas seções sísmicas demonstrando o sentido de progradação dos sistemas -Mapa de isópacas da sequência SC9 mostrando a possível localização da fonte sedimentar principal e em destaque duas seções sísmicas demonstrando o sentido de progradação dos sistemas -Resumo das porcentagens de cada tipo litológico nos três conjuntos A, -Gráfico da relação entre descarga sedimentar X descarga d'água, baseado na compilação de dados hidrográficos realizada por Didier -Mapa com a delimitação das bacia hidrográficas brasileiras e suas drenagens fluviais totais Mapa morfológico e do sistema de drenagem que desagua na área -Mapa da morfologia do embasamento inicial para desenvolvimento do modelo estratigrafico cenozóico (idade -Linha sísmica profunda escolhida para a modelagem estratigráfica eocênica com a interpretação e a definição das três sequências que foram -Esquema representando a estimativa da superfície do embasamento inicial do modelo estratigráfico da feição progradante -Estimativa de espaço de acomodação final de cada sequência sem descontar a subsidência gerada pela compactação. Os círculos amarelos representam o offlap break de cada sequência sedimentar, indicando a profundidade 0 (zero) ao final do desenvolvimento de cada uma delas. ......... Figura 7-84 -Correlação das principais quedas de variação de nível de mar entre as curvas de variação de nível de mar -Estimativa de volume sedimentar a partir das superfícies estratigráficas (convertidas para metros) interpretadas na linha sísmica de alta resolução da Figura 7-43. É mostrado também a estimativa de espaço de acomodação a partir do offlap break da superfície -Esquema do cálculo do embasamento inicial do modelo considerando a batimetria base. .......... Figura 7-87 -Estimativa de variação eustática para cada hipótese de idade de desenvolvimento da superfície estratigráfica -Inclinações da plataforma e talude continentais de cada superfície estratigráfica Mapa batimétrico mostrando a arquitetura sedimentar interna na porção OESTE da área de estudo; (B) detalhe da arquitetura sedimentar interna do modelo estratigráfico; e, (C) arquitetura interpretada na linha de sísmica profunda Mapa batimétrico mostrando a arquitetura sedimentar interna na porção leste da área de estudo; (B) detalhe da arquitetura sedimentar interna do modelo estratigráfico; e, (C) arquitetura interpretada na linha de sísmica profunda -Paleobatimetrias das diferentes superfícies estratigráficas interpretadas análise sismica, obtidas através da modelagem estratigráfica -Mapa de localização das principais fontes sedimentares existentes durante o desenvolvimento das sequências sedimentares dos últimos -Variação da taxa de aporte sedimentar total ao longo do tempo obtida a partir da modelagem estratigráfica das sequências sedimentares cenozoicas da porção norte da bacia de -Variação da taxa de aporte sedimentar nas três fontes sedimentares identificadas obtida a partir da modelagem estratigráfica das sequências sedimentares cenozoicas da porção norte da bacia -Variação da taxa de descarga fluvial em cada fonte sedimentar identificada obtida a partir da modelagem estratigráfica das sequências sedimentares cenozoicas da porção norte da bacia de -Mapas de valor total de subsidência durante o período de desenvolvimento de diferentes grupos -Variação da quantidade de subsidência em cada sequência sedimentar, obtida a partir da média na plataforma e talude continentais e obtida a partir da modelagem estratigráfica das sequências sedimentares cenozoicas da porção norte da bacia -Simulações da evolução estratigráfica entre 49.5 e 30 Ma utilizando as subsidências obtidas no artigo de Contreras et al. (2010). ........................................................................................................ Figura 7-99 -Simulação estratigráfica utilizando subsidência e aporte sedimentares constantes e a curva de variação eustática Modelo estratigráfico 2D final da feição progradante eocênica baseada na (B) linha sísmica localizada na porção extremo leste da área -Gráfico da variação da taxa de aporte sedimentar obtido a partir do modelo estratigráfico 2D da feição progradante ........................................................................................................................................... 276 Figura 7-103 -Modelo estratigráfico teórico demonstrando a variação da arquitetura sedimentar de uma plataforma continental variação paleobatimétrica e (B) idades das sequências do resultado final da modelagem estratigráfica da sucessão estratigráfica plio-quaternária e a (B) interpretação linha sísmica utilizada como base. .................................................................................................................... 278 Figura 7-105 -Gráfico de variação da taxa de aporte sedimentar dos últimos 2.4 Ma obtido através da modelagem estratigráfica das sequências sedimentares plio-quaternárias. ........................................... 279 Figura 7-106 -Gráfico de variação da taxa de descarga fluvial dos últimos 2.4 Ma obtido através da modelagem estratigráfica das sequências sedimentares plio-quaternárias. ........................................... 279 Figura 7-107 -Gráfico de variação da taxa de subsidência dos últimos 2.4 Ma obtido através da modelagem estratigráfica das sequências sedimentares Figura 8-1 -Comparação da designação, significado cronoestratigráfico e ciclicidade das sequências cenozóicas da bacia de Santos estabelecidas no presente estudo, com interpretações veiculadas em estudos prévios na bacia. ......................................................................................................................... 282 Figura 8-2 -Correlação das sequências que compõem as Megassequências A, B e C com a curva de variação eustática de Haq. ..................................................................................................................................... 284 Figura 8-3 -Migração dos offlap breaks das superfícies-topo de cada sequência sedimentar. As linhas transversais à costa representam as linhas de medições para geração do gráfico da Figura 8-4 e as linhas cinzas representam as isóbatas da batimetria atual. .................................................................... 285 Figura 8-4 -Ciclicidade estratigráfica das sequências cenozoicas, baseada na (A) Compilação das migrações das posições de offlap breaks em cinco linhas ao longo da área de estudo (localização das linhas na Figura 8-3) e, na (B) Variação do percentual de argila em cada sequência definida. .............................. 286 Figura 8-5 -Seção sísmica ilustrativa das três sequências que compõem a feição progradante observada na porção leste da área de estudo. ............................................................................................................... 288 Figura 8-6 -Mapa de isópacas da Megassequência A destacando a migração da posição dos offlap breaks das superfícies H1 a H4, entre 49.5 e 30 Ma. A área sombreada indica a zona de falhas de Cabo Frio de acordo com [START_REF] Mohriak | South Atlantic divergent margin evolution: rift-border uplift and salt tectonics in the basins of SE Brazil[END_REF]. As linhas cinzas representam as isóbatas da batimetria atual. ... 289 Figura 8-7 -Mapa de localização dos depósitos de movimento de massa desenvolvidos durante a formação da feição progradante eocênica. As linhas cinzas no mapa representam as isóbatas da batimetria Modelo estratigráfico final da feição progradante eocênica (entre 49.5 e 30 Ma) baseado no (B) Linha sísmica localizada na porção extremo leste da área de estudo. (C) Gráfico de variação da taxa de aporte sedimentar durante o desenvolvimento da feição progradante eocênica (gráfico obtido através do modelo estratigráfico do Eoceno). . ............................................................................. 292 Figura 8-9 -Mapa de valor total da subsidência (em metros) desenvolvida durante o período de construção sedimentar da feição progradante eocênica (entre 49.5 e 30 Ma), obtido através do modelo estratigráfico cenozóico 3D. As linhas cinzas representam as isóbatas da batimetria atual................... -Variação dos principais parâmetros indutores à construção da porção norte da bacia de Santos: Aporte sedimentar nas três fontes sedimentares reconhecidas (localização das fontes da Figura 8-10), descarga fluvial da fonte sedimentar 2 e a subsidência na plataforma e talude de toda a área de estudo -Gráfico da variação da taxa de sedimentação dos diferentes tipos de sedimentos que compõem as sequências cenozoicas (gráfico obtido através da análise litológica). . interpretação de uma seção sísmica do presente trabalho, destacando as sequência SC1, SC2 e SC3 e (B) interpretação de uma seção sísmica do trabalho de [START_REF] Moreira | Stratigraphie sismique de la marge éocène du Nord du bassin de Santos (Brésil): relations plate-forme/systèmes turbiditiques; distorsion des séquences de dépôt[END_REF], destacando as sequência 1, 2 e 3. Além disso, também são comparadas a interpretações das superfícies identificadas e as idades de cada uma destas superfícies em cada trabalho. ................................................................................................................................................... Figura 8-14 -Exemplo de interpretação sísmica de Modica e Brush (2004)da porção norte da bacia de Santos. Localização precisa da seção não foi indicada pelo autor, mas pelas características sísmicas a linha deve estar localizada em frente a Baía de Guanabara com direção norte-sul. Imagem modificada de Modica e Brush (2004)...................................................................................................... Figura 8-15 -Plataforma progradante do tipo complexo sigmoidal estabelecido por [START_REF] Mougenot | Prograding shelfbreak types on passive continental margins some European examples[END_REF]. -Mapa de isópacas da Megassequência C destacando a migração da posição dos offlap breaks das superfícies H7, H8, S1 e atual, nos últimos 10.5 Ma. As linhas cinzas representam as isóbatas da batimetria atual. ...................................................................................................................................... Figura 8-21 -Linha sísmica interpretada por Duarte e Viana (2007) mostrando o truncamento dos refletores e erosão do fundo do mar na plataforma-talude superior devido a atuação da -Linha sísmica de alta resolução interpretada, ilustrando os padrões de arquitetura sedimentar para cada sequência e superfície estratigráfica reconhecida na área de Lisiecki e Raymo (2005). As setas brancas indicam a tendência de nível de mar nos períodos de desenvolvimento de cada sequência as análises espectrais da curva de variação eustática baseada na curva de Lisiecki durante os períodos aproximados dos desenvolvimentos das sequências SC9 (desde 0.5 Ma);

Localização de cada perfil na

(B) SC8 (entre 0.5 e 2.5 Ma) e; (C) SC7 (entre 2.5 e 5.2 Ma, limite dos dados da curva de Lisiecki); (D) curva de variação eustática de Lisiecki com a interpretação das sequências e; (E) o gráfico de variação de amplitude de variação eustática também baseada na curva Interpretacao da linha sísmica de alta resolução detalhando as sequências que compõem a sequência SC9. B) Correlação da interpretação das sequências identificadas na linha sísmica com a curva de variação eustática baseada nos dados isotópicos de Lisiecki e Raymo (2005). ......................... Figura 8-27 -Variação do aporte sedimentar, descarga d'água e subsidência durante o Quaternário, obtidas através da modelagem estratigráfica 2D de uma linha sísmica situada na porção leste da área -Gráficos de variação da taxa de sedimentação ao longo do tempo em diferentes escalas temporais: (A) Gráfico da variação da massa de sedimentos armazenados nos últimos 60 Ma (em intervalos de 5 my, [START_REF] Hay | Mass/age distribution and composition of sediments on the ocean floor and the global rate of sediment subduction[END_REF]; (B) Gráfico da variação da taxa de sedimentação medida em vários locais ao redor do mundo nos últimos 5 Ma (ver Figura 6-4, Lisiecki e Raymo, 2005) -Composição sedimentar dos poços exploratórios disponíveis durante o desenvolvimento da sequência -Composição sedimentar dos poços exploratórios disponíveis durante o desenvolvimento da sequência -Composição sedimentar dos poços exploratórios disponíveis durante o desenvolvimento da sequência -Composição sedimentar dos poços exploratórios disponíveis durante o desenvolvimento da sequência -Composição sedimentar dos poços exploratórios disponíveis durante o desenvolvimento da sequência -Composição sedimentar dos poços exploratórios disponíveis durante o desenvolvimento da sequência -Composição sedimentar dos poços exploratórios disponíveis durante o desenvolvimento da sequência Composição sedimentar dos poços exploratórios disponíveis durante o desenvolvimento da sequência -Constituição litológicos em cada porção da margem em cada uma das sequências estratigráficas -Gráficos de análise espectral da curva de variação de nível de mar baseado nos dados isotópicos de Lisiecki e Raymo (2005) ...................................................................................................... Figura 11-13 -Análise da progradação, em quilômetros, de cada sequência para cada linha sísmica de alta resolução, permitindo uma visualização geral da variação da progradação espacial e temporalmente. A) Mapa batimétrico com o posicionamento das linhas sísmicas de alta resolução e os offlap breaks interpretados em cada subsequência identificada. Os gráficos representam a quantificação de progradação da subsequência Sq1 (B), Sq2 (C), Sq3 (D) e Sq4 (E) em cada linha sísmica interpretada por [START_REF] Maia | Arcabouço Estratigráfico e Ciclicidade Deposicional dos Sistemas Plataformais ao Largo do Estado do Rio de Janeiro -Bacia de Santos (Dissertação de Mestrado)[END_REF] e [START_REF] Maia | Architecture and stratigraphic framework of shelf sedimentary systems off Rio de Janeiro state, Northern Santos Basin-Brazil[END_REF] 

Lista de Tabelas

Tabela 3.1 -Ordem de ciclicidade de acordo com [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF]). ................................................................. Tabela 3.2 -Ordem de ciclicidade de acordo com Carter (1998), com os respectivos intervalos de tempo e magnitude, a causa dominante e quem foram os autores que o descreveram. ........................................ Tabela 3.3 -Principais indicadores de variação de nível de mar e climática [START_REF] Milne | Identifying the causes of sea-level change[END_REF]). ........................ Tabela 4.1-Tipos de clinoformas (Catuneanu et al., 2009;[START_REF] Mitchum | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level. Payton, C. E. Seismic stratigraphy-applications to hydrocarbon exploration[END_REF]) ............................................ Tabela 4.2 -Terminações estratais definidas na Estratigrafia Sísmica (baseadas em Mitchum Jr et al., 1977). .. Tabela 4.3 -Principais superfícies estratais e suas relações (modificado de Catuneanu, 2006) Resumo do volume sedimentar estimado para cada sequência interpretada nas linhas sísmicas. ................................................................................................................................................... Tabela 7-3 -Cálculos para descompactação do volume sedimentar total obtido através da interpretação sedimentar descompactado e da taxa de sedimentação estimados para cada sequência interpretada nas linhas sísmicas..................................................................................... Tabela 7-5 -Taxa de erosão média em diferentes pontos de medição ao longo da Serra do Mar. Linhas em laranja representam os dados dentro do período estudado (dados adquiridos em Hackspacher et al., 2004) ........................................................................................................................................................ Tabela 7-6 -Resumo do conteúdo mineralógico (litologia) e taxas de sedimentação de cada sequência sedimentar utilizados nas primeiras simulações estratigráficas. ........................................................... Tabela 7-9 -Cálculo de subsidência baseando no espaço de acomodação criado pela variação de nível de mar segundo a curva de Haq et al. (1987). .............................................................................................. Tabela 7-10 -Taxas de sedimentação para as hipóteses de idade para as superfícies estratigráficas H8 e S1.

Tabela 7-11 -Estimativas de taxas de subsidência para diferentes hipóteses de idade da superfície estratigráfica -Resumo dos ângulos de inclinação da plataforma e do talude das superficies S1 e H8 e os possíveis coeficientes -Resumo dos parâmetros de entrada utilizados para o desenvolvimento do modelo estratigráfico 3D cenozóico final. ............................................................................................................. Tabela 7-14 -Tabela com os valores de cada parâmetro inserido na modelo estratigráfico final da feição progradante -Resumo dos parâmetros utilizados para o desenvolvimento do modelo final das sequências sedimentarias quaternárias. .................................................................................................................... 

Capítulo 1 1. Introdução

A evolução de margens sedimentares passivas tem sido foco de inúmeros estudos de análise de bacias visando ao melhor entendimento da relação entre os principais parâmetros condicionantes de sua arquitetura deposicional, tais como: taxas variáveis de subsidência; natureza e configuração das fontes sedimentares, e suas taxas de aporte siliciclástico associadas; os variáveis graus de influência das oscilações climáticas e eustáticas globais sobre o registro estratigráfico. A necessidade de tais estudos se explica pela importância de se determinar, e quantificar, as possíveis configurações de múltiplas formas de interação entre os parâmetros controladores da bacia. A compreensão das formas de interação é requisito essencial para o entendimento de aspectos da evolução estrutural e ambiental das bacias marginais, como por exemplo: as razões que determinam a localização e dimensões de depocentros de interesse econômico; a distribuição de seus tipos litológicos e características sedimentológicas; e o grau de preservação e/ou destruição de determinados intervalos estratigráficos. Contudo, muito frequentemente estudos desta natureza não dispõem de suficientes dados diretos de medição, quantificação de parâmetros geológicos, ou mesmo de datações adequadas, que permitam uma investigação mais robusta de como os parâmetros controladores da evolução geológica das bacias sedimentares interagem entre si.

Tal situação restritiva se aplica também à porção norte da bacia de Santos -área do presente estudo situada entre a Ilha de São Sebastião, a oeste, e o Alto de Cabo Frio, a leste. Embora esta bacia seja uma das bacias mais bem estudadas da margem leste brasileira, persistem ainda dúvidas sobre alguns aspectos de sua evolução estratigráfica, em função tanto de limitações de certos dados diretos (por exemplo, disponibilidade de proxies ambientais e bioestratigráficos, informações de área fonte e volumes de aporte), como mesmo da complexidade intrínseca a certos intervalos estratigráficos ou porções da margem (e.g, interação entre subsidência e fortes mudanças climáticas globais). Além disso, o grande potencial exploratório da bacia induz a constantes revisões e reinterpretações de dados pré-existentes, buscando novos cenários de entendimento de sua evolução estrutural, ambiental e estratigráfica, principalmente considerando que mais e mais dados e informações sobre paleoclima e paleoceanografia em escala global têm sido constantemente gerados e divulgados pela comunidade científica. Por exemplo, a Era Cenozóica é agora conhecida pelas notáveis mudanças climáticas caracterizadas por alternâncias de períodos climáticos extremos, e aperiódicos, os chamados períodos Greenhouse e Icehouse, cuja relação com a deposição sedimentar na bacia de Santos ainda merece atenção e melhor detalhamento. Além disso, no final da Era Cenozóica, mais especificamente no Quaternário, o evento Icehouse, já implantado desde o Mio-Oligoceno, passa a se caracterizar por importantes variações climáticas periódicas, num padrão de ciclicidade definido pela alternância de períodos glaciais e interglaciais. A implantação destas glaciações resultou em importantes modificações cíclicas na escala planetária, como: modificações na temperatura, na humidade, vegetação, transporte sedimentar, de nível eustático, para citar algumas. Contudo, tais impactos climáticos sobre a margem da bacia de Santos foram até o momento pouco discutidos.

Assim, no contexto da bacia de Santos, algumas questões mereceram atenção especial no presente estudo, e representaram o foco central das investigações conduzidas, como, entre outras:

(i) trabalhos clássicos da margem continental leste brasileira (e. g. [START_REF] Assine | Migração de depocentros na bacia de Santos: importância na exploração de hidrocarbonetos[END_REF][START_REF] Azevedo | Integração entre o preenchimento Sedimentar cenozóico das bacias de Campos e Santos e a evolução tectônica e geomorfológica das áreas continentais adjacentes (Dissertação de Mestrado)[END_REF][START_REF] Cainelli | Some remarks on the evolution of sedimentary basins along the Eastern Brazilian continental margin[END_REF][START_REF] Caldas | Reconstituição cinemática e tectono-sedimentação associada a domos salinos nas águas profundas da bacia de Santos, Brasil (Dissertação de Mestrado)[END_REF][START_REF] Carminatti | Sequence Stratigraphy of the Oligocene Turbidite Complex of the Campos Basin, Offshore Brazil: an Overview[END_REF][START_REF] Chang | Novos conceitos sobre o desenvolvimento das bacias marginais do leste brasileiro[END_REF][START_REF] Cobbold | Reactivation of an Obliquely Rifted Margin, Campos and Santos Basins, Southeastern Brazil[END_REF][START_REF] Correa | Evolução halocinética da região centro-norte da bacia de Santos, Brasil (Doutorado)[END_REF][START_REF] Duarte | Santos Drift System: stratigraphic organization and implications for late Cenozoic palaeocirculation in the Santos Basin, SW Atlantic Ocean[END_REF][START_REF] Modica | Postrift sequence stratigraphy, paleogeography, and fill history of the deep-water Santos Basin, offshore southeast Brazil[END_REF][START_REF] Mohriak | Bacias sedimentares da margem continental Brasileira[END_REF][START_REF] Moreira | Stratigraphie sismique de la marge éocène du Nord du bassin de Santos (Brésil): relations plate-forme/systèmes turbiditiques; distorsion des séquences de dépôt[END_REF][START_REF] Moreira | Bacia de Santos[END_REF][START_REF] Moreira | Sistemas deposicionais de talude e de bacia no Eoceno da bacia de Santos[END_REF][START_REF] Pereira | Sequência deposicionais de 2°/3° ordens (50 a 2 Ma) e tectono-estratigrafia do Cretáceo de cinco bacias marginais do Brasil. Comparação com outras áreas do globo e implicações geodinâmicas[END_REF][START_REF] Pereira | Estratigrafia da bacia de Santos. Análise das sequências, sistemas deposicionais e revisão litoestratigráfica[END_REF] inserem a evolução estratigráfica nos últimos 50 Ma da bacia de Santos num arcabouço arquitetural dominantemente progradacional, desenvolvido sob influência de altas taxas relativas de aporte siliciclástico num contexto de uma bacia em crescente amadurecimento térmico. Contudo, a análise preliminar dos dados disponíveis para o presente estudo já indicava desde seu início, que a porção norte da bacia apresenta maior complexidade arquitetural, indicando que o intervalo Paleógeno-Neógeno estivera sujeito a múltiplas e variáveis formas de interação entre os principais agentes controladores da bacia neste intervalo estratigráfico. A análise das sequências sedimentares e superfícies estratigráficas reconhecidas na escala regional da análise sísmica empreendida buscou assim relacionar elementos estratigráficos a estes grandes eventos globais marcados por importantes elevações e quedas do nível eustático, normalmente reconhecidos em margens em todo o mundo;

(ii) no contexto do intervalo estratigráfico Eoceno, trabalhos pretéritos na área (e.g. [START_REF] Moreira | Stratigraphie sismique de la marge éocène du Nord du bassin de Santos (Brésil): relations plate-forme/systèmes turbiditiques; distorsion des séquences de dépôt[END_REF][START_REF] Moreira | Bacia de Santos[END_REF][START_REF] Moreira | Sistemas deposicionais de talude e de bacia no Eoceno da bacia de Santos[END_REF] já indicavam a presença de prismas progradacionais na região do atual talude do extremo leste da área (próximo ao Alto de Cabo Frio). Contudo, restam indefinidas as razões que determinaram a precisa localização deste depocentro, e sua arquitetura deposicional tão distinta da observada no mesmo intervalo estratigráfico mais para oeste da bacia.

Assim, uma pergunta que naturalmente se coloca é quais as variações laterais de parâmetros deposicionais que explicam tais diferenças, como a configuração das prováveis fontes de aporte sedimentar capazes de alimentar tal depocentro, natureza da subsidência diferencial entre a porção oeste e leste da margem, e as possíveis relações entre uma série de eventos deposicionais observados nos prismas progradacionais (e.g. deslizamento de massa, natureza geológica de superfícies estratigráficas marcantes) com notáveis variações climáticas, muitas delas abruptas, hoje reconhecidas como fenômenos eustáticos importantes do Paleógeno [START_REF] Zachos | Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present[END_REF];

(iii) o Quaternário sempre representou um intervalo estratigráfico particularmente pouco conhecido da bacia, com raríssimos dados disponíveis de datação, e sobre a natureza do aporte sedimentar, por exemplo. [START_REF] Maia | Arcabouço Estratigráfico e Ciclicidade Deposicional dos Sistemas Plataformais ao Largo do Estado do Rio de Janeiro -Bacia de Santos (Dissertação de Mestrado)[END_REF] e [START_REF] Maia | Architecture and stratigraphic framework of shelf sedimentary systems off Rio de Janeiro state, Northern Santos Basin-Brazil[END_REF] propuseram o primeiro arcabouço estratigráfico e ciclicidade deposicional Quaternária para a área, reconhecidas através de importantes superfícies erosivas desenvolvidas devido às exposições plataformais relacionada às grandes quedas de nível eustático de 100-120 m. Contudo, os autores também ressaltaram características arquiteturais indicativas de subsidência considerável no período, assim como de aporte siliciclástico significativo na escala dos últimos 500 ka. Estas observações evidenciam características contrárias à concepção clássica de uma bacia faminta e tectonicamente estável durante o período.

Na tentativa de responder a esta e outras questões, e na ausência de determinados dados diretos ou medidos na bacia de Santos, o presente estudo utiliza uma abordagem metodológica 4D, ou seja, a utilização de múltiplas abordagens analíticas temporais e espaciais, desenvolvidas e aplicadas através da integração entre análise sísmica de dados de diferentes níveis de resolução, análise de dados litológicos e cronoestratigráficos de poços exploratórios e diversos tipos de análise do sinal eustático global. O trabalho focaliza suas análises em diferentes escalas temporais que permitiram, primeiramente, uma análise regional da evolução e arquitetura deposicional na escala do Cenozóico, seguida de um maior detalhamento de dois intervalos temporais de interesse, por estarem sujeitos a padrões de interação de parâmetros controladores bastante diferentes na bacia:

O Eoceno e o Plio-Quaternário. Tais análises alimentaram inúmeras baterias de simulações de modelagem estratigráfica computacional, que representaram ferramenta analítica bastante profícua para a investigação da arquitetura sedimentar e da ciclicidade deposicional da sucessão estratigráfica Paleógena-Neógena englobando os últimos cerca de 50 Ma da porção norte da bacia de Santos. As análises combinadas permitiram a quantificação experimental de parâmetros e a investigação de múltiplas formas de interação entre os parâmetros controladores da arquitetura deposicional, como a taxa de variação eustática, configuração e localização de fontes sedimentares e taxas de aporte e deposição sedimentar nos últimos 50 Ma, e uma melhor definição temporal de alguns intervalos estratigráficos e sua relação com mudanças climáticas e eustáticas globais. Estes resultados da tese, e os capítulos de fundamentação teórica e da história geológica da bacia são organizados no manuscrito em três grandes partes:

A primeira parte faz referência a toda à fundamentação teórica relacionada. No capítulo 2 tem-se uma abordagem geral da Evolução geológica da bacia através da análise dos principais eventos regionais responsáveis pela construção tectono-sedimentar da bacia. O capítulo 3 envolve uma síntese dos principais eventos climáticos globais e de variação eustática durante o Cenozóico, que poderiam ser capazes de influenciar na construção da bacia. Já nos capítulos 4 e 5 é abordada toda a teoria das duas principais metodologias utilizadas neste trabalho: Estratigrafia de Sequências e Modelagem Estratigráfica;

A segunda parte se refere ao capítulo 6, que envolve toda a base de dados e a metodologia utilizada. Neste capítulo são listados todos os dados utilizados e de que maneira cada um destes dados foram trabalhados para o desenvolvimento dos resultados;

A terceira, e última parte, engloba os capítulos 7 e 8. No capítulo 7 são mostrados os resultados obtidos a partir das análises dos dados disponíveis. Este capítulo é subdividido em dois grandes itens: Análise sísmica de poços exploratórios e Modelagem estratigráfica. A Análise sísmica envolve tanto a base de dados de sísmica profunda, que permitiu o estudo das principais sequências cenozóicas, como também a de alta resolução sísmica, que permitiu um melhor detalhamento da arquitetura sísmica Quaternária. Já a Análise de poços exploratórios envolve a análise dos dados cronoestratigráficos e litológicos. Por último a Modelagem Estratigráfica envolve a descrição dos diferentes modelos gerados e os resultados obtidos demonstrados graficamente. O capítulo 8 apresenta a Discussão e Conclusão de todos os resultados obtidos, inserindo cada um deles dentre de um contexto de evolução sedimentar e climática da margem, assim como sua comparação com resultados obtidos em trabalhos anteriores.

Capítulo 2

Área de Estudo e Contexto Geológico

O capítulo a seguir engloba a descrição da morfológica da área de estudo assim como toda a historia da evolução tectono-sedimentar da bacia de Santos.

2.1)

Área de Estudo

A área de estudo se localiza na porção norte da bacia de Santos, abrangendo a região entre a plataforma continental interna até a região do pé do talude continental, imediatamente adjacente ao Estado do Rio de Janeiro e parte do Estado de São Paulo, aproximadamente entre a Ilha de São Sebastião e Cabo Frio (Figura 2-1).

Figura 2-1 -Mapa batimétrico regional da bacia de Santos e da porção sul da bacia de Campos. E em destaque, a área de estudo (porção norte da bacia de Santos). Batimetria predita de Smith e Sandwell (1997).

A bacia de Santos abrange uma área de aproximadamente 350.000 km 2 [START_REF] Moreira | Bacia de Santos[END_REF] englobando a costa dos estados de Santa Catarina, Paraná, São Paulo e Rio de Janeiro, entre as latitudes 23°S e 28°S e longitudes 48,5°W e 42°W (Figura 2-1). A bacia está compreendida entre dois altos estruturais principais: Alto de Cabo Frio, ao norte, e o Alto de Florianópolis, ao sul, separando-a das bacias de Campos e Pelotas, respectivamente. A bacia se estende, a leste, até aproximadamente a cota batimétrica de -3000 metros, avançando sobre a feição fisiográfica do Platô de São Paulo, cujo limite leste coincide aproximadamente com o limite entre as crostas continental e oceânica [START_REF] Chang | Tectonics and stratigraphy of the East Brazil Rift system: an overview[END_REF]Lobo e Ferradaes, 1983;[START_REF] Moreira | Bacia de Santos[END_REF], e a oeste (área continental) a bacia é limitada pelo cinturão de Serras costeiras (Serras do Mar e da Mantiqueira), o que a restringe ao domínio oceânico [START_REF] Macedo | Evolução tectônica da bacia de Santos e áreas continentais adjacentes[END_REF]) (Figura 2-1).

2.2)

Evolução Tectono-Sedimentar da Bacia de Santos É bastante significativo o conhecimento disponível sobre o intervalo estratigráfico Cretáceo Superior-Mioceno nas bacias de Santos e de Campos, especialmente bem documentado em inúmeros estudos que vêm sendo realizados, baseados em levantamentos geofísicos sistemáticos e em informações lito-e bioestratigráficas a partir de testemunhos (e. g. [START_REF] Assine | Migração de depocentros na bacia de Santos: importância na exploração de hidrocarbonetos[END_REF][START_REF] Azevedo | Integração entre o preenchimento Sedimentar cenozóico das bacias de Campos e Santos e a evolução tectônica e geomorfológica das áreas continentais adjacentes (Dissertação de Mestrado)[END_REF]Cainelli e Mohriak, 1999;[START_REF] Caldas | Reconstituição cinemática e tectono-sedimentação associada a domos salinos nas águas profundas da bacia de Santos, Brasil (Dissertação de Mestrado)[END_REF]Carminatti e Scarton, 1991;[START_REF] Chang | Novos conceitos sobre o desenvolvimento das bacias marginais do leste brasileiro[END_REF][START_REF] Cobbold | Reactivation of an Obliquely Rifted Margin, Campos and Santos Basins, Southeastern Brazil[END_REF][START_REF] Correa | Evolução halocinética da região centro-norte da bacia de Santos, Brasil (Doutorado)[END_REF]Duarte e Viana, 2007;Modica e Brush, 2004;[START_REF] Moreira | Stratigraphie sismique de la marge éocène du Nord du bassin de Santos (Brésil): relations plate-forme/systèmes turbiditiques; distorsion des séquences de dépôt[END_REF][START_REF] Moreira | Bacia de Santos[END_REF]Moreira e Carminatti, 2004;[START_REF] Pereira | Sequência deposicionais de 2°/3° ordens (50 a 2 Ma) e tectono-estratigrafia do Cretáceo de cinco bacias marginais do Brasil. Comparação com outras áreas do globo e implicações geodinâmicas[END_REF][START_REF] Pereira | Estratigrafia da bacia de Santos. Análise das sequências, sistemas deposicionais e revisão litoestratigráfica[END_REF].

A evolução tectono-sedimentar da bacia de Santos ocorre no mesmo contexto evolutivo das demais bacias da margem leste do Brasil, associada ao processo de ruptura do megacontinente Gondwana (Cainelli e Mohriak, 1999). O início de formação da bacia ocorreu a partir do Eocretáceo, com o início da deposição de sedimentos continentais de fase rifte, sobrepostos às rochas do embasamento. No Aptiano, após a fase rifte, estabeleceu-se entre a América do Sul e a África a formação de uma bacia tipo golfo, de rápida subsidência, e com deposição sedimentar de natureza transicional, constituída de clásticos continentais proximais e de uma espessa sequência evaporítica.

Após a deposição evaporítica é que ocorre a efetiva separação dos continentes africano e sulamericano, com a formação da cadeia Meso-Atlântica e incursão marinha, dando inicio à fase Drifte da bacia. Este ambiente propiciou o desenvolvimento de uma ampla plataforma carbonática de águas rasas durante o Albiano. E nesta época, com a formação de crosta oceânica, que se inicia o processo de subsidência termal da bacia, causando um basculamento generalizado da plataforma [START_REF] Macedo | Evolução tectônica da bacia de Santos e áreas continentais adjacentes[END_REF]. Com a deposição dos carbonatos, foram iniciados, devido à carga de sedimentos, escorregamentos gravitacionais sobre o sal, dando início à halocinese na bacia [START_REF] Macedo | Evolução tectônica da bacia de Santos e áreas continentais adjacentes[END_REF]. Esta movimentação halocinética é responsável pela intensa estruturação dos depósitos sobrejacentes.

Entre o Cretáceo Inferior e o Superior foram desenvolvidos sistemas deposicionais de padrão arquitetural retrogradacional, em resposta a uma progressiva subida do nível do mar com afogamento da plataforma rasa, compondo a chamada Megassequência Transgressiva. Entre o Meso-Albiano e o Turoniano (104-88 Ma), com a contínua transgressão marinha e aprofundamento da bacia, a sequência carbonática passa a ser substituída por depósitos de mais baixa energia [START_REF] Nunes | Bacias Sedimentares Brasileiras: bacia de Santos[END_REF]Pereira e Feijó, 1994). Segundo [START_REF] Macedo | Evolução tectônica da bacia de Santos e áreas continentais adjacentes[END_REF], estes depósitos formaram espessos pacotes sedimentares, principalmente na área norte da bacia de Santos, e foram depositados em duas sequências transgressivas. A condição de máximo afogamento da bacia ocorreu durante o Cenomaniano-Turoniano (90 Ma) com a contínua e rápida subida do nível do mar e continuada subsidência termal (Modica e Brush, 2004), quando foram depositados folhelhos nas áreas mais distais da bacia [START_REF] Milani | Petróleo na margem continental brasileira: geologia, exploração, resultados e perspectivas[END_REF].

Ainda no Cretáceo Superior se desenvolve a proto-Serra do Mar, mais recentemente denominada de Serra do Mar Cretácea por Zalán e Oliveira (2005) (Figura 2-2). A Serra do Mar Cretácea foi formada devido a um soerguimento dômico uniforme de origem térmica na região sudeste do Brasil (Zalán e Oliveira, 2005). Desde o seu soerguimento, a Serra do Mar Cretácea forneceu grande quantidade de sedimentos que se acumulou na plataforma externa e na borda proximal da bacia de Santos (Almeida e Carneiro, 1998). Este soerguimento resultou, entre o

Cretáceo Superior e o Terciário, em uma grande superfície de erosão denominada de Superfície de Aplainamento Japi. Esta superfície de erosão nivelou várias intrusões vulcânicas da área continental adjacente à bacia de Santos [START_REF] Macedo | Evolução tectônica da bacia de Santos e áreas continentais adjacentes[END_REF] e resultou em um grande aporte sedimentar na bacia.

O grande aporte sedimentar originário da erosão da Serra do Mar Cretácea resultou a partir do Neoturoniano (~80 Ma) na implantação de uma arquitetura progradacional (regressiva) na bacia de Santos. Este padrão regressivo se insere num contexto de aumento relativo do nível do mar e de forte subsidência da margem e nível de mar alto, compondo a chamada Megassequência Regressiva (Almeida e Carneiro, 1998;Cainelli e Mohriak, 1999;Modica e Brush, 2004), antecipando o estilo progradacional de deposição que normalmente se implanta nas bacias marginais a partir da diminuição da taxa de subsidência térmica [START_REF] Chang | Novos conceitos sobre o desenvolvimento das bacias marginais do leste brasileiro[END_REF][START_REF] Macedo | Evolução tectônica da bacia de Santos e áreas continentais adjacentes[END_REF][START_REF] Nunes | Bacias Sedimentares Brasileiras: bacia de Santos[END_REF].

Em termos de arquitetura sedimentar, a Megassequência Regressiva é formada pela acreção lateral de sucessivas cunhas offlap, tendo como resultado a expressiva progradação da margem.

Durante o Neo-Campaniano (75 Ma) ocorreu uma reorganização das drenagens proximais da Serra do Mar, direcionando a drenagem do proto-rio Paraíba do Sul para a porção norte da bacia de Santos (Modica e Brush, 2004) (Figura 2-2 e Figura 2-3). A drenagem do Paraíba do Sul promoveu, então, episódios fortemente progradacionais fazendo com que a linha de costa avançasse significativamente mar adentro [START_REF] Pereira | Estratigrafia da bacia de Santos. Análise das sequências, sistemas deposicionais e revisão litoestratigráfica[END_REF]. A partir do final do Paleoceno, a atual Serra do Mar (Figura 2-3) se desenvolveu, resultante de um colapso gravitacional da chamada Serra do Mar Cretácea (com desnível de três mil metros em relação à bacia de Santos). Este pulso colapsante teria ocorrido devido ao desequilíbrio isostático entre a bacia cada vez mais sobrecarregada de sedimentos e a área continental elevada e em contínua erosão (Asmus e Ferrari, 1978). Este jogo de esforços a que foi submetida à crosta resultou em falhamentos normais que desencadearam o basculamento dos blocos [START_REF] Zalán | Origem e evolução estrutural do Sistema de Riftes Cenozóicos do Sudeste do Brasil[END_REF].

Este período coincidiu com o nível de mar baixo mais intenso, que possibilitaria a erosão que forneceu grande quantidade de sedimentos para a bacia de Santos e deu forma à atual Serra do Mar.

O nível de mar baixo possibilitou a implantação de inúmeros cânions, principalmente na porção norte da bacia de Santos, onde o nível de mar mais baixo parece ter sido mais acentuado devido a um soerguimento termal em torno de Cabo Frio (Modica e Brush, 2004). O padrão progradacional foi ainda intensificado a partir do Eoceno Inferior-Médio [START_REF] Moreira | Stratigraphie sismique de la marge éocène du Nord du bassin de Santos (Brésil): relations plate-forme/systèmes turbiditiques; distorsion des séquences de dépôt[END_REF][START_REF] Moreira | Sistemas deposicionais de talude e de bacia no Eoceno da bacia de Santos[END_REF][START_REF] Pereira | Sequência deposicionais de 2°/3° ordens (50 a 2 Ma) e tectono-estratigrafia do Cretáceo de cinco bacias marginais do Brasil. Comparação com outras áreas do globo e implicações geodinâmicas[END_REF][START_REF] Zalán | Origem e evolução estrutural do Sistema de Riftes Cenozóicos do Sudeste do Brasil[END_REF], quando houve um aumento da taxa de aporte siliciclástico fornecida à bacia de Santos em função da reativação cenozóica da Serra do Mar no domínio continental emerso [START_REF] Chang | Novos conceitos sobre o desenvolvimento das bacias marginais do leste brasileiro[END_REF][START_REF] Zalán | Origem e evolução estrutural do Sistema de Riftes Cenozóicos do Sudeste do Brasil[END_REF]. De acordo com [START_REF] Macedo | Evolução tectônica da bacia de Santos e áreas continentais adjacentes[END_REF], processos distensivos ocorridos durante o Eoceno podem ser os causadores da reativação da Serra do Mar atual, e também de deslocar a drenagem do proto-Rio Paraíba do Sul (Figura 2-3) no Oligoceno, que passou a fornecer os sedimentos mais grossos para a bacia de Campos. Com a drenagem do Paraíba do Sul desviada para a bacia de Campos, a porção norte da bacia de Santos passa a ser uma bacia com pouco aporte sedimentar fazendo com que a borda da plataforma continental eocênica e seus sistemas progradacionais migrassem em direção ao continente em cerca de 50 km (Figura 2-3 e Figura 2-4).

Figura 2-4 -Interpretação de uma linha sísmica da sequência eocênica. Esta linha foi subdividida em três sequências: a primeira representa ciclo de 9 Ma e a segunda e a terceira representam ciclos de 1,5 Ma cada. As três sequências juntas formam uma sequência maior que representa um ciclo com 12 Ma. (A) (levemente modificado de Moreira et al., 2001).

As sequências sedimentares depositadas a partir do EoEoceno são constituídas por sedimentos bem mais finos que os do Cretáceo Superior, como resultado da captura dos sedimentos mais grosseiros pelo Rio Paraíba do Sul, que hoje deságua na bacia de Campos. Esta seria a razão pela qual a sequência terciária da bacia de Campos é bem mais expressiva que a da bacia de Santos, o inverso do observado no Cretáceo Superior [START_REF] Macedo | Evolução tectônica da bacia de Santos e áreas continentais adjacentes[END_REF][START_REF] Nunes | Bacias Sedimentares Brasileiras: bacia de Santos[END_REF]. De acordo com [START_REF] Modica | Postrift sequence stratigraphy, paleogeography, and fill history of the deep-water Santos Basin, offshore southeast Brazil[END_REF], a partir do desvio do Rio Paraíba do sul, a porção central /norte da bacia de Santos passa a faminta, constituindo uma margem afogada onde a quebra de plataforma migra 50 km na direção do continente (Figura 2-5). Além disso, no mesmo período de desvio do rio, ocorre uma grande transgressão marinha que marca o desenvolvimento do chamado Marco Azul na bacia de Campos [START_REF] Gamboa | Evidências de variações de nível do mar durante o Oligoceno e suas implicações faciológicas[END_REF].

Figura 2-5 -Linha sísmica interpretada por [START_REF] Duarte | Santos Drift System: stratigraphic organization and implications for late Cenozoic palaeocirculation in the Santos Basin, SW Atlantic Ocean[END_REF] indicando os principais horizontes identificado. Zonas controladas pela erosão da corrente de fundo e o paleo-Canal de Santos (feição marcante dos depósitos contorníticos; [START_REF] Duarte | Santos Drift System: stratigraphic organization and implications for late Cenozoic palaeocirculation in the Santos Basin, SW Atlantic Ocean[END_REF].

De acordo com [START_REF] Duarte | Santos Drift System: stratigraphic organization and implications for late Cenozoic palaeocirculation in the Santos Basin, SW Atlantic Ocean[END_REF] toda a sucessão estratigráfica a partir do Oligoceno até o Recente é caracterizada pela atuação de correntes de fundo e é chamada pelos autores de Santos Drift System. As variações na intensidade da corrente de fundo reconhecida são impressas nas sucessões estratigráficas através da formação de depósitos contorníticos na bacia (Figura 2-5; [START_REF] Duarte | Santos Drift System: stratigraphic organization and implications for late Cenozoic palaeocirculation in the Santos Basin, SW Atlantic Ocean[END_REF]. Estes depósitos estariam relacionados à atuação de uma corrente de contorno de direção oposta a atual Corrente do Brasil, ou seja, fluindo na direção norte [START_REF] Duarte | Santos Drift System: stratigraphic organization and implications for late Cenozoic palaeocirculation in the Santos Basin, SW Atlantic Ocean[END_REF]. acomodação. Os autores afirmam que a formação deste sistema seria controlada por fatores como: clima, que controla a circulação oceânica e atmosférica; a natureza e a disponibilidade de sedimentos e o contexto morfotectônico da bacia, que controla o espaço de acomodação.

2.3)

Evolução Sedimentar Quaternária da Bacia de Santos Diferentemente do intervalo estratigráfico Cretáceo Superior-Mioceno, os estudos sobre o arcabouço estratigráfico pliocênico e quaternário da plataforma continental da bacia de Santos, e mesmo da plataforma continental brasileira, são praticamente inexistentes.

Nos anos 80, alguns estudos baseados em dados sísmicos, já indicavam a ocorrência de um padrão sísmico progradacional na região de borda de plataforma continental da bacia de Santos (Alves e Ponzi, 1984;Gorini e Alves, 1988), atribuído a um Quaternário indiferenciado (Pleistoceno Superior ?), mas não analisado num contexto de arquitetura sísmica ou de ciclicidade deposicional.

Mais recentemente, Artusi e Figueiredo Jr (2007) e [START_REF] Artusi | Geologia, geomorfologia e sismoestratigrafia rasa da plataforma continental ao largo da Lagoa de Araruama-RJ (Dissertação de Mestrado)[END_REF] propuseram algumas correlações estratigráficas para uma área da plataforma interna da porção norte da bacia de Santos à frente do sistema lagunar de Araruama, associando-as a mudanças de nível de base causadas pelas oscilações glacio-eustáticas do Pleistoceno Médio-Superior. Neste trabalho foram mapeadas quatro sequências, SI, SII, SIII e SIV (Figura 2-6) separadas por quatro discordâncias, DI, DII, DIII e DIV, com idades inferidas através da comparação com resultados de outros autores, correlacionando à discordância DII com o Marco cinza (Neo-Mioceno a Neo-Plioceno) e a discordância DIII com o Marco "P" (500.000 anos) de Silva (1992). Já a discordância DIV foi atribuída ao rebaixamento relativo do nível do mar após 123.000 anos. Além disso, Artusi e Figueiredo Jr (2007) identificaram nas linhas sísmicas paralelas à linha de costa paleocanais incisos na sequência SIII, identificados por estruturas de corte e preenchimento em subsuperfície. Alguns destes paleocanais tiveram idades relacionadas ao último máximo glacial, ocorrido entre 16.000 e 18.000 anos AP.

Figura 2-6 -Interpretação de uma seção sísmica em frente à Araruama, destacando as relações cronoestratigráficas das sequências e discordâncias [START_REF] Artusi | Geologia, geomorfologia e sismoestratigrafia rasa da plataforma continental ao largo da Lagoa de Araruama-RJ (Dissertação de Mestrado)[END_REF].

2.3.1) Análise Pretérita dos Dados de Sísmica de Alta Resolução

A análise dos dados sísmicos de alta resolução realizada em trabalhos anteriores [START_REF] Maia | Arcabouço Estratigráfico e Ciclicidade Deposicional dos Sistemas Plataformais ao Largo do Estado do Rio de Janeiro -Bacia de Santos (Dissertação de Mestrado)[END_REF][START_REF] Maia | Architecture and stratigraphic framework of shelf sedimentary systems off Rio de Janeiro state, Northern Santos Basin-Brazil[END_REF][START_REF] Reis | Origin of step-like and lobate seafloor features along the continental shelf off Rio de Janeiro State, Santos basin-Brazil[END_REF] , 1993, 1992;Plint e Nummedal, 2000). um aumento do espaço de acomodação sedimentar durante a deposição, induzido por aumento de taxa de subsidência e/ou por maior amplitude de subida relativa do nível do mar, condições requeridas para o deposição e subsequente preservação de sequências deposicionais transgressivas e/ou de mar alto [START_REF] Embry | Transgressive-regressive (TR) sequence analysis of the Jurassic succession of the Sverdrup Basin, Canadian Arctic Archipelago[END_REF]Trincardi e Correggiari, 2000). A análise sísmica também indicaria mudança nas condições de subsidência ou de amplitudes dos ciclos glacio-eustáticos durante a deposição da maior parte das sequências que compõem o Conjunto II. As sequências Sq1-Sq4 foram caracterizadas por uma sucessão de clinoformas progradacionais presentes essencialmente na plataforma externa (Figura 2-7D, E, F e G). Esta configuração implicaria que a criação de espaço de acomodação seja menos importante que durante a deposição das sequências do Conjunto I, de modo que o pacote constituído pelas sequências Sq1-Sq4, que se sobrepõem umas as outras, forme uma cunha progradacional que se espessa na direção de borda de plataforma, alcançando uma espessura máxima maior que 220 m no nível do offlap break atual (Figura 2-7). De acordo com estas características de arquitetura sedimentar, cada sequência deposicional foi interpretada como a expressão de uma sucessão de ciclos glacio-eustáticos (Figura 2-8), onde apenas espessos depósitos regressivos foram preservados na parte distal do sistema (Figura 2-8C), indicativos de sequências deposicionais formadas sob condições dominantes de regressão forçada (no sentido de [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF]Hunt e Tucker, 1993, 1992;Posamentier e Morris, 2000;[START_REF] Posamentier | Sequence stratigraphy and facies associations[END_REF] (Figura 2-8).

Contudo, embora este padrão arquitetural regressivo seja decorrente da diminuição de espaço de acomodação sedimentar, a preservação do empilhamento de unidades regressivas progradacionais (Figura 2-7D, E, F e G) requer um regime subsidente na região de borda de plataforma, capaz de induzir o basculamento da região de plataforma externa por processo de compactação e/ou de subsidência por sobrecarga sedimentar (Posamentier e Morris, 2000). Além disso, apesar das sequências Sq1-Sq3 terem uma extensão limitada em direção ao continente e mostrarem unidades essencialmente regressivas, a posição de seus limites internos (landward pinch-out) se desloca gradualmente para posições mais próximas à costa (Figura 2-7 e Figura 2-10 [START_REF] Chang | Tectonics and stratigraphy of the East Brazil Rift system: an overview[END_REF]Modica e Brush, 2004;[START_REF] Pereira | Estratigrafia da bacia de Santos. Análise das sequências, sistemas deposicionais e revisão litoestratigráfica[END_REF].

Os mapas de isópacas das sequências interpretadas por [START_REF] Maia | Arcabouço Estratigráfico e Ciclicidade Deposicional dos Sistemas Plataformais ao Largo do Estado do Rio de Janeiro -Bacia de Santos (Dissertação de Mestrado)[END_REF] . Esta feição se assemelha a regiões de grandes zonas de remoção (megadeslizamento?) ou de cabeceiras de cânions submarinos, típicas de ambientes de talude superior . O efeito desta depressão é expressa ainda nos mapas de isópacas totais das sequências (Figura 2-10E).

Ressalta-se ainda, que o mapa de isópacas da Sq4 (Pleistoceno Superior), mostra a ocorrência de depocentro sob forma de "corredor" na plataforma continental ao largo da Baia da Ilha Grande que se direciona para borda da plataforma (Figura 2-10D). Este "corredor" sugere a existência de uma zona preferencial de drenagem e bypass sedimentar entre o continente e o principal depocentro descrito acima na borda de plataforma (Figura 2-10D). Esta interpretação é também apoiada pela presença de escarpas erosivas no fundo submarino atual, perpendiculares aos contornos batimétricos, que acompanham, grosso modo, os limites da feição de "corredor".

Figura 2-8 -Modelo esquemático da arquitetura sedimentar resultante de condições de regressão forçada na plataforma da porção norte da bacia de Santos (modificado de Ridente e Trincardi, 2002). A) Deposição dos sistemas sedimentares transgressivos e de mar alto; B) Rebaixamentos sucessivos do nível de base, com a formação de prismas de regressão forçada e erosão subsequente do seu topo a cada rebaixamento do nível marinho; C) Perfil final, com os prismas regressivos truncados acima pela superfície erosiva final de exposição subaérea, formando a superfície considerada como limite de sequência deposicional ("sequence boundary") no sentido de Hunt e Tucker (1993, 1992) e Plint e Nummedal (2000). O detalhe da linha sísmica representa um exemplo de sequência regressiva formada por regressão forçada nas linhas sísmicas interpretadas. 

2.3.2) Geomorfologia da Plataforma Continental da Bacia de Santos

A grande maioria dos estudos quaternários na região da plataforma continental da bacia de Santos têm se concentrado na investigação geomorfológica de distribuição de sedimentos superficiais correlacionados geralmente com as flutuações eustáticas, principalmente das ultimas glaciações, e em alguns estudos sobre dinâmica sedimentar (e. g. Alves e Ponzi, 1984;[START_REF] Corrêa | Níveis marinhos quaternários da Plataforma Continental do Rio de Janeiro[END_REF][START_REF] Costa | Prováveis estabilizações do nível do mar holocênico em trechos da plataforma continental entre o norte de São Paulo e o sul do Rio de Janeiro, constatadas através de morfologia de detalhe[END_REF][START_REF] Dias | Bancos de arenito de praia (beach rocks) submersos na Plataforma Continental SE Brasileira[END_REF]Figueiredo e Madureira, 2004;Figueiredo Jr e Tessler, 2004;Kowsmann e Costa, 1979;Kowsmann et al., 1979;[START_REF] Mahiques | Sedimentary changes on the Southeastern Brazilian upper slope during the last 35,000 years[END_REF][START_REF] Mahiques | Hydrodynamically driven patterns of recent sedimentation in the shelf and upper slope off Southeast Brazil[END_REF][START_REF] Martin | Le Quaternaire marin du littoral brésilien entre Cananéia (SP) et Barra de Guaratiba (RJ)[END_REF]Muehe e Carvalho, 1993;[START_REF] Muehe | Distribuição e caracterização dos sedimentos arenosos da plataforma continental interna entre Niterói e Ponta Negra, RJ[END_REF]Zembruscki e Chaves, 1979).

Zembruscki e Chaves (1979) apresentam uma primeira descrição morfológica da plataforma continental brasileira. Na porção norte da bacia de Santos, a plataforma apresentaria, de acordo com o autor, sua extensão mínima próximo ao Alto de Cabo Frio, de aproximadamente 80 Km e sua extensão máxima próxima à Baía de Ilha Grande, de aproximadamente 120 km.

As últimas retrações e avanços do mar submeteram a plataforma à ação de ambientes subaéreos e marinhos. Desde o Pleistoceno Superior até o Recente, a plataforma continental foi submetida a uma regressão (Regressão Wisconsiniana, ~130-18 ka), que expôs subaereamente quase toda a plataforma continental (Kowsmann et al., 1977), e a uma transgressão do nível do mar (Transgressão Flandriana, a partir de ~11 ka), que modelou o relevo da plataforma atual e afogou a drenagem continental.

Duarte e Viana ( 2007) apontam e discutem as variações morfológicas mais locais na região de quebra da plataforma continental da porção norte da bacia de Santos, marcadas por uma morfologia 52 ondulada, caracterizada por domínios de protuberância e reentrâncias (recuo) da região de quebra de plataforma. Os autores creditam estas variações geomorfológicas à ação erosiva de correntes de contorno (Figura 2-12). Algumas áreas do talude continental da área apresentam algumas irregularidades com provável presença de cânions e/ou cicatrizes de deslizamento (Figueiredo e Madureira, 2004), que também poderiam explicar a presença destas reentrâncias existentes na plataforma/talude da porção norte da bacia de Santos. 

Variações de Nível de Mar

As variações do nível do mar estão diretamente relacionadas às variações no volume de água disponível para preenchimento das bacias oceânicas e às variações no volume destas bacias [START_REF] Miller | The Phanerozoic Record of Global Sea-Level Change[END_REF]. As variações na quantidade de água disponível são dominadas pelo aumento e diminuição do volume de camadas de gelo (glaciações), mas também são influenciadas pela expansão termal, contração da água do mar, quantidade de água presa em aquíferos, entre outros.

Dentre os processos que variam o volume das bacias oceânicas são consideradas como principais as variações nas taxas de aberturas dos oceanos e comprimentos das cordilheiras. Outros fatores como sedimentação, subsidência e posição das placas tectônicas também são considerados nas variações de volume das bacias oceânicas. A Figura 3-1 abaixo mostra estes fatores principais e os relaciona com as respectivas amplitudes e escalas temporais.

Figura 3-1 -Tipos de fatores que influenciam na variação de nível de mar e a amplitude de cada um [START_REF] Miller | The Phanerozoic Record of Global Sea-Level Change[END_REF].

3.2)

Ciclicidade e Variações Climáticas Globais

A primeira curva global de variação de nível de mar foi proposta por [START_REF] Vail | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level: Part 3. Relative Changes of Sea Level from Coastal Onlap: Section 2. Application of Seismic Reflection Configuration to Stratigraphic Interpretation[END_REF], posteriormente modificada por [START_REF] Haq | Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic[END_REF], baseada nas variações de posição do onlap costeiro 55 (ver Capitulo de Estratigrafia de Sequências) como forma de reproduzir as variações eustáticas globais. A partir desta curva foram observados diferentes padrões de comprimento de onda das variações de nível de mar e, a partir daí, foi introduzido o termo ordem de ciclicidade, que se refere a diferentes padrões cíclicos de comprimento de onda. Primeiramente, somente as ordens de ciclicidade 1ª, 2ª e 3ª (ou ordens de 1ª a 4ª, de acordo com a classificação de Carter, 1998) foram reconhecidas na curva global de nível de mar de [START_REF] Haq | Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic[END_REF][START_REF] Vail | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level: Part 3. Relative Changes of Sea Level from Coastal Onlap: Section 2. Application of Seismic Reflection Configuration to Stratigraphic Interpretation[END_REF]), e estariam relacionados à tectônica de placas e às questões regionais ou local.

As ciclicidades de 1ª a 5ª ordem envolvem oscilações de nível do mar variando entre 10 8 a 10 3 de anos (Tabela 3.1 e Tabela 3.2). Já as ciclicidades de 6ª a 7ª ordens são representadas por periodicidades de 20 a 40 ky, e tem causas dominantemente glacio-eustáticas (Tabela 3.2).

Tabela 3.1 -Ordem de ciclicidade de acordo com [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

Tabela 3.2 -Ordem de ciclicidade de acordo com Carter (1998), com os respectivos intervalos de tempo e magnitude, a causa dominante e quem foram os autores que o descreveram.

3.2.1) Ciclos de 1ª e 2ª Ordens e a Influência da Tectônica de placas

Os ciclos de 1ª ordem são interpretados como resultados da fases de acreção de crosta oceânica e reorganização (divisão e junção) dos supercontinentes, que envolvem ordens temporais 56 de 200-400 my (Figura 3-2) [START_REF] Vail | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level: Part 3. Relative Changes of Sea Level from Coastal Onlap: Section 2. Application of Seismic Reflection Configuration to Stratigraphic Interpretation[END_REF][START_REF] Worsley | Global tectonics and eustasy for the past 2 billion years[END_REF]. Processos de aberturas e fechamentos de oceanos, assim como variação nas taxas de criação de crosta oceânica, não ocorrem com uma ciclicidade regular, mas estão relacionados com ciclos da ordem de, respectivamente, 200-400 my de duração (ciclos de 1ª ordem) e 10-100 my (ciclos de 2ª ordem). Na verdade, ciclos de 2ª ordem são também exemplificados em sequências cratônicas documentadas por Sloss (1963). Estas sequências foram correlacionadas em quatro continentes (Soares et al, 1978), sugerindo um controle global de nível do mar.

Na Figura 3-2, por exemplo, pode-se observar a relação direta entre as variações de nível de mar e a junção de massas continentais, onde os níveis de mar mais baixos coincidem com a formação dos supercontinentes Rodinia, Pannotia e Pangea [START_REF] Zhang | Global tectonic and climatic control of mean elevation of continents, and Phanerozoic sea level change[END_REF].

Figura 3-2 -Comparação entre duas curvas de variação de nível de mar de 1ª e 2ª ordem de ciclicidade (Walker e James, 1992).

3.2.2) Ciclos de 3ª ordem e suas Origens Controversas

Os ciclos de 3ª ordem, de duração variável entre 1 a 10 Ma, correspondem aos ciclos de mais alta frequência de oscilação eustática mostrados nas curvas da Exxon [START_REF] Vail | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level: Part 3. Relative Changes of Sea Level from Coastal Onlap: Section 2. Application of Seismic Reflection Configuration to Stratigraphic Interpretation[END_REF]Figura 3-3).

No entanto, as forçantes indutoras de tais ciclos de 3ª ordem, comumente de duração menor que 3

Ma, são ainda controversos. Por exemplo, [START_REF] Vail | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level: Part 3. Relative Changes of Sea Level from Coastal Onlap: Section 2. Application of Seismic Reflection Configuration to Stratigraphic Interpretation[END_REF] e Haq et al (1988) sugerem que estes ciclos podem ser correlacionados globalmente, estando assim relacionados com o aumento ou a diminuição de estocagem de gelo nos continentes, embora tais variações sejam normalmente relacionadas à ação de forças orbitais (numa escala menor de 10 4 a 10 5 anos). [START_REF] Fischer | Mediterranean contributions to cyclostratigraphy and astrochronology[END_REF] também apresenta a ciclicidade de 3ª ordem como relacionada com forças orbitais, tais como a componente excentricidade, de mais longa duração. Já [START_REF] Kauffman | Paleobiogeography and evolutionary response dynamic in the Cretaceous Western Interior Seaway of North America. Jurassic-Cretaceous Biochronology and Paleogeography of North America: Geological Association of Canada[END_REF], por outro lado, sugere uma relação direta entre o aumento de vulcanismo durante o Cretáceo no oeste dos EUA, em função de aumento da aceleração da subducção, com transgressões marinhas de 3ª ordem, ao mesmo tempo em que relaciona períodos de nível de mar baixo com eventos de inatividade tectônica e vulcânica.

Figura 3-3 -Comparação entre duas curvas de variação de nível de mar de 2ª e 3ª ordem de ciclicidade (Walker e James, 1992).

3.2.3) Ciclos de 4ª e 5ª Ordem, Forças Orbitais e os Ciclos de Milanckovitch

Os ciclos 4ª e 5ª ordem (ou de 5ª, 6ª e 7ª ordem, de acordo com Carter, 1998; Tabela 3.1) são relacionados com força orbitais e são bem documentados através de análises de isótopos de oxigênio de testemunhos do Plio-Quaternário [START_REF] Raymo | Influence of late Cenozoic mountain building on ocean geochemical cycles[END_REF]. Contudo, estas ordens de ciclicidade também podem ser evidenciadas em amostragens de idade mais antiga, como Oligoceno [START_REF] Zachos | Orbitally paced climate oscillations across the Oligocene/Miocene boundary[END_REF].

3.2.4) Teoria Orbital

A ciclicidade gerada por forcas orbitais apresenta alta frequência e está intimamente relacionada às mudanças na intensidade da radiação da energia solar sobre a superfície da Terra, causadas por variações climáticas. Estas forças orbitais geram perturbações na orbita da terra e sustentam as flutuações na distribuição sazonal e na intensidade da radiação solar recebida. Estas perturbações são conhecidas como ciclos de Milankovitch, e é o principal controle no aumento ou diminuição das calotas polares (Imbrie e Imbrie, 1986;[START_REF] Martinson | Age dating and the orbital theory of the ice ages: Development of a high-resolution 0 to 300,000-year chronostratigraphy[END_REF][START_REF] Raymo | Late Pliocene variation in northern hemisphere ice sheets and North Atlantic deepwater circulation[END_REF][START_REF] Ruddiman | Matuyama 41,000-year cycles: North Atlantic Ocean and northern hemisphere ice sheets[END_REF]. Estes ciclos podem estar relacionados a três principais ritmos orbitais (Figura 3-4): (1) variações na excentricidade da órbita da Terra em volta do Sol (400 e 100 ka); (2) variações na obliquidade, que é a inclinação do eixo da Terra em relação ao plano da órbita do Sol (41 ka); (3) variações na precessão, representada pela oscilação da direção de inclinação do eixo da Terra, que descreve um cone no intervalo temporal de cerca de 23 ka.

Excentricidade -A órbita da Terra em volta do Sol não é um circulo perfeito e sim uma elipse, por isso há diferenças de tempo entre os invernos e os verões. Quanto mais elipsoide é a órbita da Terra ao redor do Sol maior é a diferença entre inverno e verão. Em um período maior que 96 ka a órbita da Terra pode se alongar se distanciando de um circulo.

Obliquidade -Envolve a variação na inclinação do eixo de rotação da Terra. Os valores variam entre 21°39' e 24°36'. Quanto maior esta inclinação, maior é a diferença entre inverno e verão.

Estas oscilações ocorrem com a periodicidade de aproximadamente 41 ka.

Precessão -Precessão é a oscilação da posição do eixo da Terra, que tem como periodicidade de aproximadamente 23 ka. A precessão dos equinócios significa simplesmente que ocorre uma variação do momento do ano que a Terra está mais próxima do Sol (periélio). Atualmente, o periélio ocorre em Janeiro, e daqui a 10.500 anos ocorrera em Julho (meio ciclo).

Milutin Milankovitch foi o primeiro a calcular as periodicidades dos três ciclos orbitais e resultantes variações na insolação em diferentes latitudes. Utilizando as três variações orbitais, Milankovitch foi capaz de formular modelos matemáticos que calculavam as diferenças latitudinais de insolação. Através de seus modelos percebeu que as glaciações eram interrompidas por interglaciações quando os três parâmetros orbitais se combinavam para maximizar o recebimento da energia solar durante épocas de verão em altas latitudes do Hemisfério Norte. Esta maximização de energia solar incidente resulta em um maior derretimento de gelo durante épocas de verão que congelamento durante épocas de inverno. Este efeito ocorre inversamente durante os períodos glaciais, com grande formação de camadas de gelo.

Figura 3-4 -Força orbitais e os ciclos de Milankovitch [START_REF] Zachos | Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present[END_REF]. Figura 3-5 -Curvas de variação de amplitude das três forcas orbitais que controlam as variações glacioeustáticas (excentricidade, obliquidade e precessão). Na base da figura, a representação da curva de variação isotópica ilustrando as múltiplas frequências do sinal eustático composto (modificado de [START_REF] Anderson | Global Environments Through the Quaternary: Exploring Environmental Change[END_REF].

3.2.5) Tectônica de Placas versus Variação Eustática e Clima

A tectônica de placas é responsável pelo rearranjo da superfície continental e oceânica da Terra. A configuração da distribuição das massas continentais advindas da tectônica pode assim contribuir para modificações no padrão da circulação oceânica e atmosférica, assim como nas concentrações de gases na atmosfera. Estes parâmetros podem, individual ou conjuntamente, resultar em significativas mudanças climática na Terra, e consequentemente em oscilações eustáticas, de diversas maneiras [START_REF] Zachos | Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present[END_REF].

-Volume das cordilheiras -Quando os continentes estão unidos, o volume das cordilheiras mesoceânicas é minimizado e o volume da bacia é maximizado (devido à subsidência térmica), resultando em um rebaixamento eustático [START_REF] Kominz | Oceanic Ridge Volumes and Sea-Level Change -An Error Analysis[END_REF].

-Aumento nas taxas de CO2 -O aumento das taxas de CO2 e de metano na atmosfera gera um aquecimento climático induzindo a deglaciação. Algumas fontes de CO2 podem ser citadas: saída de gás pelo manto nos centros de criação de fundo oceânico e vulcões, provavelmente relacionados a aumentos na criação de fundo oceânico [START_REF] Larson | Onset of the Mid-Cretaceous greenhouse in the Barremian-Aptian: Igneous events and the biological, sedimentary, and geochemical responses[END_REF]; metamorfismo de rochas carbonáticas e; respiração e queima de matéria orgânica [START_REF] Deconto | Plate Tectonics and Climate Change[END_REF]. Já diminuições de CO2 estão normalmente relacionadas com matéria orgânica estocada no solo e a desagregação de rochas silicosas para formação de carbonatos (Berner e Kothavala, 2001).

- -Continentalidade -ocorre quando são formados megacontinentes. Este tipo de fenômeno provoca oscilações extremas de sazonalidade e aridez no interior dos continentes e intensifica as circulações de monções.

-Aberturas e fechamentos de passagens oceânicas -ocasionam, principalmente, modificações nas circulações oceânicas superficiais e profundas, que são fatores-chave na indução de grandes mudanças climáticas (Corey e Barron apud DeConto, 2009).

-Soerguimento de montanhas -é considerado um importante colaborador para mudanças climáticas de longo prazo (Raymo e Ruddiman, 1992), contribuindo para modificações na circulação atmosférica e alterações no balando de energia solar. A orientação e posicionamento das cadeias de montanhas também influencia no clima através de concentrações de chuvas e de vegetação / neve (o que modifica o albedo e, consequentemente a temperatura local) [START_REF] Deconto | Plate Tectonics and Climate Change[END_REF], intensificando ou amenizando a ação de monções.

3.3)

Indicadores de Variações do Nível do Mar e Mudanças Climáticas

Este item está subdividido em duas partes: Indicadores diretos de variações de nível de mar e indicadores de mudanças climáticas.

3.3.1) Indicadores Diretos de Variações de Nível de Mar

O método direto de determinação de variações de nível de mar é realizado através da análise de indicadores tais como, por exemplo: registros de linha de praia, registros de recifes e atóis, e pela extensão do afogamento das margens (que refletem as transgressões e regressões marinhas -Modelo da Exxon, Figura 3-6).

O Grupo da Exxon, através dos estudos de sismoestratigrafia, pôde reconhecer unidades sedimentares limitadas por discordâncias em vários lugares do mundo [START_REF] Vail | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level: Part 3. Relative Changes of Sea Level from Coastal Onlap: Section 2. Application of Seismic Reflection Configuration to Stratigraphic Interpretation[END_REF]. No modelo desenvolvido, eles afirmam que estas discordâncias e suas conformidades correlatas seriam a resposta erosiva derivada da descida do nível do mar ou do soerguimento tectônico local, ou ambos.

Os autores utilizaram as geometrias dos estratos e os padrões de onlap, donwlap, truncamento e onlap costeiro para interpretar os níveis do mar ao longo de várias margens continentais ao redor do globo. Idades similares dos limites de sequência (discordâncias referentes às descidas de nível de mar) encontradas em diferentes continentes foram interpretadas com indicativas de que estas superfícies são causadas por processos globais (eustasia). Tais estudos permitiram, assim, a construção da primeira curva global de variação do nível do mar (Figura 3-6).

Figura 3-6 -Comparações de diferentes curvas eustáticas realizadas neste trabalho baseado em dados de Vail et al (1977) e [START_REF] Haq | Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic[END_REF].

3.3.2) Indicadores de Mudanças Climáticas

Na Tabela 3.3 estão listados alguns dos principais indicadores de mudanças climáticas globais, seus intervalos de detecção, assim como também os métodos utilizados para as respectivas datações.

A principal ferramenta para determinação de mudanças climáticas, e as variações eustáticas delas decorrentes, é representada pela análise do registro sedimentar de sucessões estratigráficas coletadas por seções sedimentares através de testemunhos, pois as seções contém importante arquivo de restos e biológicos, de minerais e de proxies geoquímicos, relacionados às condições ambientais quando de sua deposição.

O material biológico consiste primariamente de carapaças de microrganismos que habitam tanto a superfície (planctônicos) como o fundo marinho (bentônicos). Neste material biológico destacam-se, por exemplo, organismos como Foraminíferos e Cocolitoforídeos, cujas carapaças calcárias podem se preservadas na sucessão estratigráfica amostrada. Cada uma das espécies de ambos os grupos tem preferências ecológicas diferentes (temperatura e salinidade da água), sendo então possível a reconstrução de variações ambientais marinhas. Foraminíferos são os mais utilizados para este tipo de estudo, pois possuem espécies altamente sensíveis (espécies sensitivas) a Tabela 3.3 -Principais indicadores de variação de nível de mar e climática [START_REF] Milne | Identifying the causes of sea-level change[END_REF].

Por outro lado, um dos métodos mais utilizados para verificar variações na temperatura dos oceanos, e consequentemente as variações climáticas, é a quantidade de isótopo de Oxigênio (δ 18 O) existente na carapaça dos organismos, principalmente foraminíferos. As carapaças dos foraminíferos, por serem calcárias, podem também servir como material para datação através de 14 C, até o limite aproximado de 45.000 anos BP.

3.3.2.1)

Significado da Variação do Índice δ 18 O Os controles glaciais nas variações do nível do mar (glacio-eustasia) podem ser claramente demonstrados pelas referentes variações nas razões de 18 O / 16 O de organismos planctônicos e bentônicos, principalmente foraminíferos, preservados nos sedimentos abaixo do fundo oceânico (Matthews, 1986;Chappell e Shackleton, 1986). Durante o crescimento das calotas polares, a água do mar começa a ser enriquecida com 18 O e o gelo se enriquece com 16 O. Este enriquecimento ocorre porque o isótopo 18 O, por ser mais pesado, é menos móvel. No processo de evaporação, o isótopo 65 mais leve de 16 O é mais facilmente carregado através de condensação do vapor e formação de neve para a superfície das camadas de gelo, onde se acumula (Figura 3-7). As camadas de gelo ficam, portanto, enriquecidas em 16 O e a água do mar em 18 O, assim como os organismos que vivem nela, que utilizam este oxigênio para fabricação de suas carapaças.

Figura 3-7 -Ciclo do Oxigênio explicando o enriquecimento do isótopo 18 O na água do mar durante períodos glaciais [START_REF] Anderson | Global Environments Through the Quaternary: Exploring Environmental Change[END_REF].

Os valores do índice δ 18 O indicam, então, o volume de gelo nas calotas polares e, assim, o comportamento das variações glacio-eustáticas. A variabilidade destes registros pode ser dividida em um sistema de estágios e sub-estágios isotópicos. Fases de mais altos e mais baixos valores de δ 18 O estão relacionados a oscilações de nível eustáticos: altos valores de δ 18 O indicam períodos de ambiente mais frios, com maior extensão de calotas polares, o que acarreta mais baixos níveis marinhos. A estes estágios são atribuídos números pares (exemplo, MIS2, 4, 6, etc; Figura 3-8); ao passo que mais baixos valores de δ 18 O indicam períodos ambientais mais quentes, com retração de calotas polares, e que acarreta aumento de níveis eustáticos. A estes estágios são atribuídos números impares para este estágio (exemplo, MIS5,7, 9, etc; Figura 3-8).

Figura 3-8 -Exemplo da curva de variação de isótopo de oxigênio em função do tempo (modificado de [START_REF] Anderson | Global Environments Through the Quaternary: Exploring Environmental Change[END_REF]. Fonte dos dados: Centro mundial de dados paleoclimáticos e Programa de Paleoclimatologia NOAA.

Vários autores relacionam as variações das curvas de δ 18 O com as periodicidades preditas para expansão e contração das calotas polares (e.g. [START_REF] Hays | Variations in the Earth's orbit: pacemaker of the ice ages[END_REF], Imbrie et al., 1984) induzidas pelas variações orbitais da Terra, como apontadas pela Teoria de Milankovitch (descrita em 3.2.4) Teoria Orbital). Por causa das escalas de tempo destas variações orbitais é possível atribuir idades correspondentes aos ciclos de variação das curvas de δ 18 O. Um importante passo em direção ao desenvolvimento das sequências dos estágios do isótopo de oxigênio em sincronia com as variações orbitais, foi o trabalho SPECMAP [START_REF] Imbrie | The orbital theory of Pleistocene climate: Support from a revised chronology of the marine delta18 O record[END_REF], que usou cinco diferentes registros marinhos de δ 18 O para reconstrução de curvas de oscilações eustáticas remontando até cerca de 750 ka.

3.4)

Histórico das Variações Climáticas no Cenozóico

O clima é o resultado do balanço entre as entradas e saídas de radiação solar, assim como a sua absorção e o transporte de energia pela atmosfera e oceano, e a configuração e natureza da 67 superfície sólida da Terra [START_REF] Hay | Tectonics and climate[END_REF]. Como já foi visto anteriormente, as variações climáticas durante o Cenozóico ocorrem como respostas a dois principais fatores: a tectônica de placas e as forcas orbitais.

O período Cretáceo foi dominado por extensivo efeito estufa (o chamado Greenhouse effect), tendo representado período de grande aquecimento global, com temperaturas mais altas que atualmente [START_REF] Marshall | Glaciations, Quaternary, in: Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments[END_REF][START_REF] Wright | Cenozoic Climate Change[END_REF]Figura 3-9). Modelos afirmam que uma combinação de alguns fatores foi responsável pelo aquecimento e pelos altos níveis de mar (~100 m mais altos que atualmente, [START_REF] Haq | Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic[END_REF], que caracterizaram o Cretáceo: (i) altos índices de gases de efeito estufa (CO2 e gases como metano, oxido nitroso e clorofluorcarbono), que possuem muito maior capacidade de absorção de infravermelho que o CO2; (ii) o posicionamento de continentes, como o isolamento dos polos; (iii) e altas taxas de criação de fundo oceânico [START_REF] Deconto | Late Cretaceous climate and vegetation interactions: Cold continental interior paradox[END_REF][START_REF] Otto-Bliesner | Late Cretaceous ocean: Coupled simulations with the National Center for Atmospheric Research climate system model[END_REF].

3.4.1) O Paleoceno, o Eoceno e o Oligoceno

O Cenozóico é marcado por dois períodos distintos: o final do efeito estufa dominante (Greenhouse), e o inicio do período de glaciações (Icehouse). O fim do efeito estufa no Eoceno Superior-Oligoceno Inferior representou a fase mais dramática de resfriamento de longo prazo que caracteriza o Cenozóico (Allen e Armstrong, 2008;[START_REF] Wright | Cenozoic Climate Change[END_REF]Figura 3-9). Esta fase é evidenciada através de mudanças na distribuição de sedimentos marinhos biogênicos, indicando rápida expansão das camadas de gelo na Antártica [START_REF] Zachos | Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present[END_REF], significante ressurgência de águas frias, e aridez e resfriamento do interior dos continentes [START_REF] Dupont-Nivet | Tibetan plateau aridification linked to global cooling at the Eocene-Oligocene transition[END_REF]. Esta fase pode também ser evidenciada nas curvas de variação eustática de Haq et al. (1987) e na curva de variação isotópica de Miller et al. (2005) (Figura 3-10).Duas hipóteses foram elaboradas para a sua formação: redução dos níveis de CO2 (com possível relação com a colisão Arábia-Eurásia e Índia-Ásia), e aberturas e fechamentos de passagens entre oceanos, como entre a Antártica e os oceanos.

69 

3.4.1.1)

Colisões Arabia-Eurasia e India-Asia, o Fechamento do Mar de Tethys e as

Glaciações (Icehouse)

De acordo com muitos autores, a colisão Arábia-Eurasia e o fechamento da passagem leste do oceano Tethys (Figura 3-11) teriam ocorrido por volta de 55 Ma (Figura 3-9), mas artigos mais atuais sugerem uma idade mais recente para a colisão, em torno de 35 Ma (Allen e Armstrong, 2008;[START_REF] Dupont-Nivet | Tibetan plateau aridification linked to global cooling at the Eocene-Oligocene transition[END_REF]. O fechamento do oceano Tethys foi gradual, com isolamento total em 10 Ma, bloqueando a passagem direta entre os Oceanos Atlântico e Indico, e formando o atual mar Mediterrâneo. Este fechamento ocasionou um aumento da continentalidade da Eurásia, aumentando assim a sua aridez e causando grandes mudanças climáticas, de mesma magnitude que o soerguimento dos Himalaias (resultado da colisão Índia-Ásia) [START_REF] Ramstein | Effect of orogeny, plate motion and land-sea distribution on Eurasian climate change over the past 30 million years[END_REF].

Assim como o Mediterrâneo, o Tethys também era seco e dominado por alta taxa de evaporação, o que gerava massas de águas profundas de alta densidade (águas quentes, mas extremamente salinas). A circulação destas massas era desenvolvida no sentido inverso que o atualmente, ou seja, de baixas latitudes para altas latitudes (Brass et al., 1982apud DeConto, 2009).

Alguns modelos mostram que o progressivo fechamento do mar de Tethys, combinado com a abertura de passagens oceânicas, poderia até mesmo ter induzido uma circulação reversa, ou seja, Índia-Ásia (originando o Platô de Tibet-Himalaias) [START_REF] Aitchison | When and where did India and Asia collide[END_REF], levando à redução do CO2 atmosférico através de:

(1) diminuição do vulcanismo no sudoeste da Ásia;

(2) o aumento da estocagem de gás carbônico nas bacias Paratethyianas (ex. Mar negro e Mar Cáspio), como resultado do aumento de nutrientes disponível e consequente aumento da produtividade [START_REF] Raymo | Influence of late Cenozoic mountain building on ocean geochemical cycles[END_REF];

(3) o aumento da quantidade de silicato disponibilizado por intemperismo nas zonas de colisão e;

(4) uma transição para padrões modernos de correntes oceânicas, associado a maior intensidade na circulação e produtividade orgânica. De acordo com alguns modelos (e.g., Huber e Sloan, 2001), durante o período Greenhouse, o oceano Tethys e o oceano Atlântico Norte seriam os principais geradores de correntes de fundo devido a sua grande salinidade.

Uma importante mudança na circulação oceânica deve, então, ter ocorrido após o fechamento do oceano Tethys, como pode ser observado na Figura 3-11.

3.4.1.2)

Aberturas da Passagem de Drake e da Tasmânia e a Primeira Glaciação na Antártica O período entre o Eoceno e o Oligoceno (~33-34 Ma) é marcado por uma mudança climática, a partir de quando grandes acumulações de gelos passam a se desenvolver na Antártica [START_REF] Wright | Cenozoic Climate Change[END_REF], coincidindo com a abertura da passagem da Tasmânia (entre a Antártica e a Austrália; Scher e

Martin, 2006) (Figura 3-9). Já o período atribuído à abertura da passagem de Drake (entre a Antártica e a América do Sul) é bastante controverso, variando entre 44 Ma a 17 Ma, dependendo do autor considerado (e.g., [START_REF] Lagabrielle | The tectonic history of Drake Passage and its possible impacts on global climate[END_REF]Scher e Martin, 2006) (Figura 3-9). Entretanto, há consenso de que a partir das aberturas e aprofundamento das passagens de Drake (Figura 3-12) e da Tasmânia (Figura 3-12), foi implantada a Corrente Circumpolar Antártica. Alterações no transporte de calor e as temperaturas frias da porção sul dos oceanos teriam resfriado o continente Antártico, ao ponto de resultar na implantação de uma glaciação continental extensiva, e com reflexões globais (Robert et al., 2001) (Figura 3-9). A partir do momento em que o grande manto de gelo se desenvolve no Oligoceno Inferior, ele passa também a ser um condutor de mudança climática, e não somente sua resposta [START_REF] Miller | Eocene-Oligocene global climate and sea-level changes: St. Stephens Quarry, Alabama[END_REF]. [START_REF] Artusi | Geologia, geomorfologia e sismoestratigrafia rasa da plataforma continental ao largo da Lagoa de Araruama-RJ (Dissertação de Mestrado)[END_REF][START_REF] Zachos | Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present[END_REF][START_REF] Zachos | Orbitally paced climate oscillations across the Oligocene/Miocene boundary[END_REF].

Devido a menor magnitude do aquecimento em relação ao período de Greenhouse que caracterizou o Cretáceo, não parece que gases de efeito estufa tenham sido os precursores do evento. Neste cenário, eventos tectônicos são considerados os mecanismos desencadeadores que induziram mudanças climáticas [START_REF] Zachos | Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present[END_REF]. As mudanças tectônicas causam alterações físicas que resultam em mudanças biológicas que inicialmente amplificam o ciclo do carbono, mas que rapidamente restauram o equilíbrio [START_REF] Zachos | Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present[END_REF]. águas superficiais se concentrasse nos trópicos, absorvendo mais radiação solar [START_REF] Wright | Cenozoic Climate Change[END_REF]. A consequência deste aquecimento nos trópicos e resfriamento nas zonas polares gerou um maior gradiente de temperatura, ocasionando mais ventos e promovendo a organização do padrão de circulação oceânica superficial próximo do que conhecemos atualmente [START_REF] Wright | Cenozoic Climate Change[END_REF].

O ótimo climático do

Durante o Plioceno Médio ocorreu um novo período de aquecimento (Figura 3-9), gerado por um menor gradiente de temperatura entre os polos e o Equador. Este evento foi o último período de aquecimento global, quando as temperaturas globais médias giravam em torno de 3.5°C mais altas que as atuais [START_REF] Raymo | Mid-Pliocene warmth: stronger greenhouse and stronger conveyor[END_REF]. As causas para o desenvolvimento de um aquecimento global durante o Plioceno Médio ainda são muito discutidas. Muitas evidências sugerem a atuação de forte circulação termohalina gerada pelo aumento das temperaturas superficiais em altas latitudes [START_REF] Andersson | Neogene Climates, in: Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments[END_REF]. Uma outra explicação seria o aumento de gases de efeito estufa, embora a circulação termohalina seja um dos mecanismos mais evocados para explicar intervalos com mais altos valores de temperatura [START_REF] Andersson | Neogene Climates, in: Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments[END_REF].

3.4.2.1)

Fechamento Quanto às razões para a implantação da glaciação no hemisfério Norte a partir de 2.7 Ma ainda há controvérsias. Alguns estudos (e.g., Driscoll e Haug, 1998) explicam a implantação da glaciação através de precipitação no Ártico, vindas da Eurásia através de ventos de oeste. Esta entrada de água doce teria facilitado a criação de camadas de gelo no mar e diminuiria a densidade da água, e por consequência levaria à diminuição da intensidade das correntes de fundo (Figura 3-13). Outra informação importante, que poderia explicar esta glaciação é a menor inclinação do eixo da Terra, quando comparado ao valor da inclinação atual, o que geraria uma menor intensidade de radiação solar incidente, que diminuiria a sazonalidade no hemisfério norte [START_REF] Haug | How the Isthmus of Panama put ice in the Arctic[END_REF].

Figura 3-13 -Esquema ilustrativo dos principais fatores indutores da implantação da glaciação no Ártico [START_REF] Haug | How the Isthmus of Panama put ice in the Arctic[END_REF].

3.4.2.2)

Outras Oberhansli [START_REF] Kenyon | Morphology of a delta prograding by bulk sediment transport[END_REF], apud Hay, 1996)).

Abertura do estreito de Fram (Greenland-Scotland Ridge) (Figura 3-12)-permitiu, há 25 Ma, a passagem de águas rasas entre o mar da Noruega-Groenlândia e o Ártico, e desde há 5 Ma a entrada de águas profundas (Lawyer et al., 1990apud Hay, 1996) (Figura 3-9).

3.4.3) O Quaternário

O Quaternário, iniciado há 2.58 Ma, é um período marcado por mudanças climáticas cíclicas, induzidas pela expansão e retração de calotas polares [START_REF] Maslin | Quaternary Climate Transitions and Cycles, in: Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments[END_REF]. A glaciação do hemisfério norte é um importante evento sugerido para explicar esta marcante transição do clima entre o Plioceno e o Quaternário. Este evento inclui: a glaciação do Ártico e do norte da Ásia; a glaciação do norte da América iniciada em 2.74 Ma, do Alaska iniciada em 2.7 Ma; e um aumento significativo da glaciação do noroeste do continente americano em 2.54 Ma (Maslin et al., 1998;Kleiven et al., 2002, apud Maslin, 2009).

O período Quaternário (últimos 2.6 Ma), de acordo com [START_REF] Maslin | Quaternary Climate Transitions and Cycles, in: Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments[END_REF], apresenta diferentes eventos que o caracterizam:

(1) Intensificação da Glaciação no hemisfério Norte, que anuncia o início do Quaternário;

(2) Intensificação da circulação de Walker;

(3) Ciclos glacial-Interglacial;

(4) Revolução do Pleistoceno Médio.

3.4.3.1)

Intensificação , 1998).

Figura 3-14 -Principais eventos ocorridos nos últimos 10 Ma [START_REF] Maslin | Quaternary Climate Transitions and Cycles, in: Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments[END_REF].

3.4.3.2)

Intensificação da Circulação de Walker

A Célula de Walker é o resultado de uma gangorra de pressão na superfície entre os setores oeste e leste ao longo do cinturão equatorial da bacia do Oceano Pacífico Tropical (Walker, 1924apud Silva et al., 2007;Figura 3-15). Devido a esta gangorra, forma-se uma circulação com movimento ascendente no setor oeste da bacia e movimento descendente no setor leste. Há 1.9 Ma, de acordo com [START_REF] Ravelo | Regional climate shifts caused by gradual global cooling in the Pliocene epoch[END_REF], o gradiente de temperatura superficial entre leste e oeste do oceano Pacífico era praticamente nulo. Após 1.9 Ma, houve uma intensificação deste gradiente modelando a circulação atual, com forte circulação de Walker e baixas temperaturas subtropicais.

79

Figura 3-15 -Modelo esquemático da Circulação de Walker [START_REF] Silva | An application of fuzzy sets at otimization of the rainfall seasonal consensus forecast in Brazil's Northeast[END_REF].

3.4.3.3)

Ciclos Glacial-Interglacial

A característica mais fundamental do período Quaternário é a alternância entre ciclos glaciais e interglaciais, configurada numa sequência de 30 ciclos glaciais e interglaciais reconhecidos (Marshall, 2009) (Figura 3-16). Estes ciclos não são derivados somente das variações nas orbitas terrestres, mas também de mecanismos que transformam pequenas mudanças regionais de insolação em variabilidades climáticas globais. A insolação é medida através dos efeitos combinados da excentricidade, obliquidade e precessão (Berger e Loutre, 1991apud Maslin, 2009). De acordo com Milankovitch (1949, apud Maslin, 2009), a insolação incidente sobre a latitude de 65°N é critica para o controle dos ciclos glaciais do Quaternário. Se a insolação durante o verão for baixa, não promovendo o derretimento das camadas de gelo, este gelo passa então a se desenvolver nos continentes do hemisfério Norte [START_REF] Hays | Variations in the Earth's orbit: pacemaker of the ice ages[END_REF]. Esta expansão permite que as camadas de gelo criem o seu próprio ambiente sustentável, através do aumento do albedo, promovendo assim maior acumulação de gelo (Figura 3-17).

Figura 3-17 -Sumario dos mecanismos que conduzem as glaciações e deglaciações através da insolação sobre a latitude de 65°N [START_REF] Maslin | Quaternary Climate Transitions and Cycles, in: Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments[END_REF].

3.4.3.4)

A Revolução do Pleistoceno Médio (ciclos de frequência de 41 ka) [START_REF] Imbrie | On the structure and origin of major glaciation cycles 2. The 100,000-year cycle[END_REF]. A primeira transição ocorreu entre 942 e 892 ka (Figura 3-14), quando o volume das camadas de gelo aumentou significantemente, ainda com a atuação dos ciclos de 41 ka (Figura 3-18). A partir de 900-800 ka, o clima passa a ser bimodal com a emergência de ciclos claramente definidos de cerca de 100 ka de duração (Figura 3-18), marcados por grande contraste de temperatura entre as glaciações e períodos quentes.

Figura 3-18 -Espectro dos maiores ciclos orbitais e de glaciação dos últimos 2 Ma (modificado de [START_REF] Imbrie | On the structure and origin of major glaciation cycles 2. The 100,000-year cycle[END_REF].

A partir dos resultados de análise de sinal eustático, [START_REF] Imbrie | On the structure and origin of major glaciation cycles 2. The 100,000-year cycle[END_REF] demonstram que a decomposição do sinal da curva de variação de isótopo de δ 18 O indica a presença das periodicidades de 23, 41 e 100 ka (Figura 3-18 e Figura 3-19). Os sinais de amplitude da radiação dos ciclos de 23 e 41 ka são facilmente identificáveis na curva de variação de isótopos de δ 18 O (Figura 3-19). Já as amplitudes de radiação dos ciclos de 100 ka são muito mais fracas (2 W*m -2 ) que o das outras periodicidades . A questão principal é porque o sinal da resposta climática é tão forte para a banda de 100 ka [START_REF] Hays | Variations in the Earth's orbit: pacemaker of the ice ages[END_REF]. Se esta banda climática de 100 ka é realmente uma resposta a ciclicidade gerada pela excentricidade, então deve haver algum tipo de amplificador que possa explicar a intensificação da resposta, ou seja grandes amplitudes de oscilação eustática da ordem de ± 100 m [START_REF] Imbrie | On the structure and origin of major glaciation cycles 2. The 100,000-year cycle[END_REF]. No modelo de [START_REF] Imbrie | On the structure and origin of major glaciation cycles 2. The 100,000-year cycle[END_REF], os ciclos de periodicidade de 41 e 23 ka são responsáveis pelo desequilíbrio no tamanho das camadas de gelo, que são responsáveis pela condução e regulação de mecanismos atmosféricos e oceânicos (como já explicado no item 6.3.3 -Ciclos glacial-Interglacial) canalizando energia climática para a banda de ciclicidade de 100 ka relativa à excentricidade. Ou seja, as três periodicidades orbitais estariam envolvidas com o desenvolvimento da ciclicidade climática de 100 ka, intensificadas pelos mecanismos atmosféricos e oceânicos resultado das variações orbitais [START_REF] Imbrie | On the structure and origin of major glaciation cycles 2. The 100,000-year cycle[END_REF][START_REF] Ruddiman | Orbital insolation, ice volume, and greenhouse gases[END_REF].

Figura 3-19 -Comparação do particionamento da radiação e as séries de tempo do clima com os seus componentes de periodicidade (precessão, obliquidade e excentricidade). Fonte: Series de radiação de Berger (1978, apud Imbrie et al., 1993); dados de isótopo de δ 18 O de [START_REF] Imbrie | The orbital theory of Pleistocene climate: Support from a revised chronology of the marine delta18 O record[END_REF].

Capítulo 4

Estratigrafia de Sequências

A Estratigrafia de Sequências consiste em técnicas de análise de padrões cíclicos de sedimentação que estão presentes em sucessões estratigráficas e de como tais padrões respondem espacial e temporalmente a variações de taxa de aporte sedimentar e de espaço de acomodação (Posamentier e Allen, 1999). Este método tem fornecido um melhor entendimento de como unidades estratigráficas, tratos de sistemas deposicionais, assim como fácies e elementos deposicionais diversos se relacionam entre si, no tempo e no espaço, durante preenchimento das bacias sedimentares.

Os mais importantes estudos que investigam a relação entre sedimentação, descontinuidades deposicionais e flutuações no nível de base foram publicados antes do surgimento da Estratigrafia Sísmica (e.g. [START_REF] Curray | Transgressions and regressions[END_REF][START_REF] Grabau | Principles of stratigraphy[END_REF][START_REF] Sloss | Stratigraphic models in exploration[END_REF]Wheeler e Murray, 1957;[START_REF] Wheeler | Baselevel, lithosphere surface, and time-stratigraphy[END_REF][START_REF] Wheeler | Note 24-Unconformity-Bounded Units in Stratigraphy: Stratigraphic Commission[END_REF][START_REF] Wheeler | Time-stratigraphy[END_REF]. No entanto, estes estudos trazem importantes conceitos estratigráficos diretamente relacionados com a Estratigrafia de Sequências, sendo de tal modo considerados seus antecessores [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF][START_REF] Catuneanu | Sequence stratigraphy of clastic systems: concepts, merits, and pitfalls[END_REF].

O termo "sequência" foi introduzido por [START_REF] Sloss | Sedimentary facies in geologic history: conference at meeting of the Geological Society of America[END_REF] Figura 4-1 -Evolução das abordagens do termo "sequência estratigráfica" [START_REF] Catuneanu | Thematic Set: Sequence stratigraphy: common ground after three decades of development[END_REF].

Figura 4-2 -Tratos de sistemas e limites de sequências de cada modelo de sequência [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

Capítulo 4 -Estratigrafia de Sequências

85

O contínuo desenvolvimento da Estratigrafia de Sequências levou, no entanto, à criação de diferentes conceitos e tipos de "sequências", em função da consideração de diferentes superfícies estratigráficas como superfícies limitantes, tais como: sequência deposicional, que é limitada por discordâncias subaéreas e suas conformidades correlativas (Hunt e Tucker, 1992;Posamentier et al., 1988;[START_REF] Vail | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level: Part 3. Relative Changes of Sea Level from Coastal Onlap: Section 2. Application of Seismic Reflection Configuration to Stratigraphic Interpretation[END_REF][START_REF] Van Wagoner | An overview of the fundamentals of sequence stratigraphy and key definitions. In: Sea-Level Changes-An Integrated Approach[END_REF]; sequência genética, limitada pela Superfície de Inundação Máxima [START_REF] Galloway | Genetic stratigraphic sequences in basin analysis I: architecture and genesis of flooding-surface bounded depositional units[END_REF]); e sequência transgressivo-regressiva (T-R), limitada pelas Superfícies de Máxima Regressão (Embry e Johannessen, 1992) (Figura 4-1 e Figura 4-2).

4.1)

Parâmetros Condicionantes da Arquitetura Sedimentar das Margens

As sequências estratigráficas são interpretadas como resposta da interação entre as taxas de eustasia, subsidência e aporte sedimentar [START_REF] Van Wagoner | An overview of the fundamentals of sequence stratigraphy and key definitions. In: Sea-Level Changes-An Integrated Approach[END_REF]) (Figura 4-3).

Eustasia -é considerada como o movimento da superfície do mar em relação a um ponto de referência imóvel, como o centro da Terra, e é controlada por dois fatores: (1) variação glacioeustática, que considera as variações no volume de água nos oceanos e é controlado principalmente pelas glaciações; (2) variações tectono-eustáticas, que consideram as variações no volume das bacias oceânicas e são controladas principalmente pela abertura e fechamento de oceanos (Walker e James, 1992).

Tectonismo -em um sentido amplo se refere a movimentos em escala crustal (subsidência e soerguimento). A subsidência pode ocorrer através de três mecanismos: estiramento, quando a litosfera se afina e se aprofunda; resfriamento (subsidência térmica), quando a litosfera se esfria se tornando mais densa e mais pesada; e sobrecarga sedimentar, quando é adicionada uma grande quantidade de sedimentos à litosfera. Em escala plataformal, a subsidência total (estiramento + resfriamento + sobrecarga) apresenta taxas diferenciadas desde a plataforma interna até a borda da plataforma, sendo a taxa de subsidência progressivamente maior nas porções mais distais da plataforma [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF]Figura 4-4).

Aporte sedimentar -este parâmetro influencia na extensão do preenchimento da bacia e também na sua geometria (diferentes geometrias arquiteturais refletem variações no tipo e na taxa de aporte). Este fator depende em parte dos fatores precedentes; por exemplo, o soerguimento tectônico induz à erosão e a uma maior taxa de aporte sedimentar.

Figura 4-3 -Esquema simplificado dos parâmetros que controlam o registro sedimentar de uma margem passiva (levemente modificado de Homewood et al., 2003).

Figura 4-4 -Modelo de variação na taxa de subsidência ao longo de uma margem continental divergente [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

As relações entre estes três fatores resulta ainda na elaboração do conceito de três tipos de nível de mar (Figura 4-5): eustasia, nível relativo de mar e profundidade da coluna d'água.

-Eustasia -onde é considerado somente o fator eustático, ou seja, a variação absoluta do nível do mar (Figura 4-5).

-Variação relativa do nível do Mar -depende da combinação das variações eustática e tectônica local. A tectônica considera os movimentos de descida (subsidência) e subida (soerguimento) do 87 fundo oceânico, e pode amplificar, reverter ou anular os efeitos da eustasia (Walker e James, 1992). É importante ressaltar, que a variação relativa do nível do mar não considera a espessura sedimentar (Figura 4-5). Na Figura 4-6, podemos observar exemplos da composição da variação relativa do nível do mar (eustasia + tectônica), que fornece a quantidade de espaço disponível para a acumulação sedimentar.

Figura 4-5 -Esquemas mostrando a relação entre cada um dos fatores que influenciam na formação dos três tipos de nível de mar (A) [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF] e (B) (Posamentier et al., 1988).

-Profundidade da coluna d'água -depende da relação entre a eustasia e a tectônica local, assim como da variação relativa do nível do mar. Mas a profundidade da coluna d'água também envolve o grau de preenchimento sedimentar local (Walker e James, 1992) (Figura 4-5). Assim, para o entendimento das variações na profundidade batimétrica, tem-se que considerar as variações relativas do nível do mar, além das variações de aporte sedimentar locais.

Figura 4-6 -Relação da eustasia e da subsidência e de suas taxas de variação correspondentes para a construção da taxa de variação relativa do nível do mar levemente modificado de Posamentier et al. (1988).

4.1.1) Espaço de Acomodação

O espaço de acomodação, de acordo com [START_REF] Jervey | Quantitative geological modeling of siliciclastic rock sequences and their seismic expression. In: Sea-level Changes -An integrated Approach[END_REF], é o espaço disponível para os sedimentos se acumularem, ou seja, é relacionado diretamente com as variações eustáticas e tectônicas (subsidência e/ou soerguimento) e, por isso, varia com o nível relativo de mar [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF][START_REF] Catuneanu | Sequence stratigraphy of clastic systems: concepts, merits, and pitfalls[END_REF].

4.1.1.1)

Nível de Base

O Nível de Base (de deposição ou de erosão) é geralmente considerado como a superfície de balanço entre erosão e deposição sedimentar [START_REF] Catuneanu | Towards the standardization of sequence stratigraphy[END_REF]. Esta superfície é definida pelo nível de erosão continental, pelo nível mais baixo de desenvolvimento fluvial e pelo nível mais alto onde uma sucessão sedimentar consegue se desenvolver [START_REF] Sloss | Stratigraphic models in exploration[END_REF][START_REF] Twenhofel | Principles of sedimentation[END_REF] (Figura 4-7).

Como simplificação, o nível de base é frequentemente aproximado ao nível do mar [START_REF] Schumm | River response to baselevel change: implications for sequence stratigraphy[END_REF], embora esteja, na realidade, situado a alguns metros abaixo do nível zero do mar, devido à ação erosiva de ondas e de correntes marinhas (Figura 4-7). É importante ressaltar também que o nível de base é completamente independente da taxa de aporte sedimentar, variando apenas em relação à variação relativa do nível do mar.

Figura 4-7 -Definição do nível de base (linha tracejada) em relação à energia de ondas (modificado de [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

4.1.2) Espaço de Acomodação versus Sedimentação

A relação entre o espaço de acomodação (taxa de acomodação) e o aporte sedimentar que irá preencher este espaço (taxa de deposição) será refletida no padrão de deposição das unidades O padrão progradacional se desenvolverá quando a taxa de deposição for maior que a taxa de acomodação, ou quando houver equilíbrio entre ambas (Figura 4-8). O padrão retrogradacional se desenvolverá quando a taxa de deposição for menor que a taxa de acomodação (Figura 4-8). E quando ocorre um balanço entre estas taxas, há o desenvolvimento do padrão agradacional (Figura 4-8). É importante ressaltar que o padrão progradacional frequentemente se desenvolve com o padrão agradacional.

Figura 4-8 -Diferentes padrões arquiteturais (progradacional, retrogradacional e agradacional) desenvolvidos em função de variações na razão A/S (espaço de acomodação/aporte sedimentar) da bacia [START_REF] Homewood | Best practices in sequence stratigraphy: for explorationists and reservoir engineers[END_REF].

4.1.3) Caracterização dos Deslocamentos de Linha de Costa

Os padrões de deposição progradacional, retrogradacional e agradacional, explicados anteriormente estão diretamente relacionados aos deslocamentos da linha de costa transgressivos e regressivos. Estes deslocamentos são resultado da relação entre taxa de variação do nível de base e taxa de sedimentação [START_REF] Posamentier | Forced regressions in a sequence stratigraphic framework; concepts, examples, and exploration significance[END_REF]. A curva da Figura 4-9 idealiza as subidas e descidas cíclicas do nível de base através do tempo definindo o período de ocorrência das transgressões e regressões.

91

Em linhas de sísmica de reflexão, os sistemas sedimentares progradacionais apresentam uma geometria deposicional marcante, cujo perfil deposicional é caracterizado por camadas de topo (topsets) / clinoformas / camadas de base (bottomsets) (Emery e Myers, 1999). As clinoformas são usadas para descrever a porção mais inclinada do perfil deposicional (geralmente > 1º) que se desenvolvem a frente dos topsets. As clinoformas são caracterizadas pela sobreposição lateral de estratos e estão relacionadas ao padrão chamado offlap, que é caracterizado pela presença de terminações em onlap ou toplap, no limite superior, e em downlap no limite inferior de uma sequência sísmica [START_REF] Mitchum | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level. Payton, C. E. Seismic stratigraphy-applications to hydrocarbon exploration[END_REF]. A principal quebra no gradiente do perfil deposicional ocorre entre os topsets e as clinoformas, e é chamado de offlap break (Figura 4-10).

Figura 4-9 -Comparação entre as curvas de variação do nível de base, curva T-R (transgressivo-regressivo) e a taxa de variação de nível de base [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF][START_REF] Catuneanu | Sequence stratigraphy of clastic systems: concepts, merits, and pitfalls[END_REF].

Figura 4-10 -Deslocamento do offlap break indicando, neste caso, uma progradação (ligeiramente modificado de Emery e Myers, 1999).

Os offlap breaks indicavam, até recentemente, a posição da linha de costa, contudo estudos mais atuais indicam que as clinoformas e offlap breaks podem ocorrer em diferentes escalas, desde ondas de sedimento a faces de praia e quebras de plataforma continental.

As trajetórias dos offlap breaks de borda de plataforma continental são normalmente fixas ou em direção à bacia e são influenciadas por variações relativas de nível de mar e de aporte sedimentar em uma ordem maior do que as que controlam as trajetórias da linha de costa (Helland e 

4.1.3.1)

Trajetória Transgressiva de Linha de Costa

Uma transgressão de linha de costa ocorre quando a taxa de criação de espaço de acomodação é maior que a taxa de aporte sedimentar. Este cenário ocorre normalmente próximo ao ponto de inflexão da curva de elevação do nível de base, quando aumenta a taxa de subida e a 93 variação do nível do mar tende a ser o fator dominante sobre o aporte sedimentar (Figura 4-9). Os sistemas deposicionais formados durante uma transgressão apresentam o padrão retrogradacional de acamamento (Figura 4-8 e Figura 4-12), através da migração de fácies marinhas sobre fácies nãomarinhas (Figura 4-13).

Figura 4-12 -Padrões de estratigrafia relacionados com trajetórias de linha de costa [START_REF] Catuneanu | Thematic Set: Sequence stratigraphy: common ground after three decades of development[END_REF].

Existem três possibilidades para a ocorrência de uma trajetória transgressiva da linha de costa (Figura 4-14):

(1) A trajetória coincide ou faz um ângulo pequeno com a antiga superfície que foi transgredida, e pouco ou nenhum depósito transgressivo pode ser acomodado (Figura 4-14A);

(2) A trajetória é direcionada para cima (com ângulo ligeiramente mais inclinado) da topografia transgredida (Figura 4-14B);

(3) A trajetória possui um complexo padrão em zig-zag onde a transgressão ocorre em movimento de pulsos, mas com um movimento geral em direção ao continente. Neste caso, há pequenos intervalos de regressão durante toda a transgressão (padrão retrogradacional) devido a variações no espaço de acomodação ou no aporte sedimentar. Estes tipos de depósito são os mais frequentes (Figura 4-14C).

Figura 4-13 -Regressões e transgressões e os padrões de deposição associados [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

Figura 4-14 -Tipos de trajetórias transgressivas de linha de costa (Cattaneo e Steel, 2003).

4.1.3.2)

Trajetórias Regressivas de Linha de Costa

A regressão de sistemas deposicionais é caracterizado pelo padrão de acamamento progradacional, com migração de clinoformas em direção à bacia, e migração de fácies não marinhas sobre fácies marinhas (Figura 4-8). Os sistemas regressivos são sismicamente interpretados através da identificação do tipo de clinoformas, sumarizadas na Tabela 4.1.

Tabela 4.1-Tipos de clinoformas [START_REF] Catuneanu | Towards the standardization of sequence stratigraphy[END_REF][START_REF] Mitchum | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level. Payton, C. E. Seismic stratigraphy-applications to hydrocarbon exploration[END_REF] Clinoformas progradantes oblíquas Padrão onde o ângulo de mergulho é relativamente alto, com terminações em toplap e em downlap [START_REF] Mitchum | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level. Payton, C. E. Seismic stratigraphy-applications to hydrocarbon exploration[END_REF] Este tipo de clinoforma sugere condições de alto suprimento sedimentar e nível relativo do mar estacionário ou descendente, e é relacionada diretamente às regressões forçadas.

Clinoformas progradantes sigmoidais

Padrão com disposição lateral dos refletores em forma de "S" com construção progressiva em direção à bacia. Este tipo de clinoforma apresenta na porção mais superior da fácies sísmica uma construção agradacional (sugerindo uma subida do nível do mar), passando a uma construção progradacional em direção à bacia, característica das regressões normais [START_REF] Mitchum | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level. Payton, C. E. Seismic stratigraphy-applications to hydrocarbon exploration[END_REF])

Tipos de regressão

Diferentes tipos de sistemas regressivos podem ser identificados, cada um deles relacionados a cenários criados pela relação entre as taxas de criação de espaço de acomodação e aporte sedimentar:

4.1) Parâmetros Condicionantes da Arquitetura Sedimentar das Margens

96

(1) As regressões normais são identificadas sismicamente através da presença de clinoformas sigmoidais e/ou obliquas. Elas se formam quando a taxa de aporte sedimentar ultrapassa a taxa de elevação do nível de base. Este tipo de regressão pode ocorrer em dois momentos: no inicio e no final da elevação do nível de base, onde a velocidade é mais lenta. Este tipo de regressão é caracterizada pelo desenvolvimento de sistemas agradacionais em conjunto com os sistemas progradacionais (Figura 4-12 e Figura 4-15).

Figura 4-15 -Desenvolvimento de uma regressão normal [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

(2) As regressões forçadas são caracterizadas por clinoformas obliquas que podem apresentar seu topo desnivelado (Figura 4-12 e Figura 4-16). Este tipo de regressão é formada durante a descida do nível de base com destruição de espaço de acomodação (Figura 4-9 e Figura 4-12).

Os prismas de regressão forçada são formados durante as descidas do nível do mar quando a linha de costa é forçada a regredir pelo nível de base descendente. Outros processos, como a taxa de sedimentação, o perfil deposicional, o sistema deposicional, o ambiente deposicional e o clima não são determinantes para a formação da feição, mas são parâmetros importantes no potencial de desenvolvimento e preservação dos sedimentos depositados e das superfícies desenvolvidas (Hunt e Tucker, 1995). De acordo com os modelos da estratigrafia de sequências, os depósitos de regressão forçada consistem de fácies de água rasa e água profunda, que se acumulam ao mesmo tempo em que há a formação da descontinuidade subaérea na porção não-marinha (Figura 4-16). Figura 4-16 -Desenvolvimento de um sistema de regressão forçada e suas superfícies relacionadas [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

4.2)

Superfícies Estratigráficas

As superfícies evocadas pela Estratigrafia de Sequências são definidas em relação a duas curvas: uma que descreve a variação do nível de base na linha de costa (base level curve); e outra que descreve os deslocamentos da linha de costa (T-R curve), representando a relação entre a curva de nível de base e a sedimentação (Figura 4-9). Estas duas curvas estão deslocadas uma da outra pela duração das regressões normais, que ocorrem no final da descida e no inicio da elevação do nível de base, quando a taxa de elevação é muito baixa sendo, normalmente, ultrapassada pela taxa de sedimentação.

As 

Conformidade ou concordância

As reflexões das duas unidades adjacentes se apresentam paralelas com a superfície que as delimitam, evidenciando preenchimento sedimentar em agradação. Este tipo de reflexão pode ocorrer tanto na base como no topo de uma unidade sísmica

Terminacoes contra o limite inferior

Onlap

As reflexões inicialmente horizontais, ou de pequena inclinação, terminam mergulho acima contra uma superfície de maior inclinação, evidenciando preenchimento sedimentar

Downlap

As reflexões inicialmente inclinadas terminam mergulho abaixo contra uma superfície horizontal ou contra uma superfície com pouca inclinação, evidenciando sistemas deposicionais progradantes

As principais superfícies estratigráficas que limitam cada sistema deposicional estão sumarizadas na Figura 4-17 e na Tabela 4.3, e cada uma pode ser definida como um distinto contato que marca um evento específico, ou estágio do ciclo de variação de nível de base.

-Descontinuidade Subaérea -é uma superfície de erosão ou não-deposição criada durante a descida do nível de base (Figura 4-17), formada por processos subaéreos (como incisões fluviais), degradação pelo vento, bypass sedimentar, ou pedogênese. Gradualmente, esta descontinuidade se estende em direção à bacia durante a regressão forçada da linha de costa, alcançando sua máxima extensão ao final da regressão forçada (Helland-Hansen e Martinsen, 1996).

-Conformidade Correlativa -é formada no ambiente marinho ao final da descida do nível de base da linha de costa (Hunt e Tucker, 1992). Na prática, a porção marinha da conformidade correlativa separa estratos progradantes da regressão forçada dos posteriores depósitos agradacionais de regressão normal (Figura 4-17). Em ambiente de mar profundo, a conformidade correlativa pode ser traçada no topo dos leques submarinos progradantes.

-Superfície Basal de Regressão Forçada -define a base de todos os sedimentos depositados em ambiente marinho durante a regressão forçada da linha de costa (ver capítulo 4.3.3) -Trato de Sistemas de Mar Descendente) (Figura 4-17). Nos depósitos de mar raso, a superfície basal da regressão forçada pode estar em conformidade ou pode ser retrabalhada pela superfície regressiva de erosão marinha. Em ambientes de águas profundas, a superfície basal da regressão forçada pode ser correlacionada estratigraficamente com a base dos leques submarinos progradantes (Hunt e Tucker, 1992).

-Superfície de Regressão Máxima (Helland-Hansen e Martinsen, 1996) -é definida em relação à curva T-R, marcando o ponto entre a regressão e a subsequente transgressão, separando assim os estratos progradantes abaixo dos estratos retrogradacionais acima (Figura 4-17). A mudança de sistema progradacional para retrogradacional ocorre durante a elevação do nível de base, quando a taxa de elevação do nível de base ultrapassa a taxa de sedimentação (Figura 4-17). A Superfície de Regressão Máxima está geralmente em conformidade com os estratos progradacionais abaixo, apesar de haver a possibilidade de erosão associada com a mudança do sentido do deslocamento.

Figura 4-17 -Superfícies estratigráficas, contatos entre fácies, trato de sistemas durante um ciclo completo de variação de nível de mar numa plataforma siliciclástica (Zecchin e Catuneanu, 2013).

-Superfície de Inundação Máxima [START_REF] Galloway | Genetic stratigraphic sequences in basin analysis I: architecture and genesis of flooding-surface bounded depositional units[END_REF]Posamentier et al., 1988;[START_REF] Van Wagoner | An overview of the fundamentals of sequence stratigraphy and key definitions. In: Sea-Level Changes-An Integrated Approach[END_REF]) -é definida em relação à curva T-R, marcando o final da transgressão da linha de costa, separando os estratos retrogradacionais abaixo, dos estratos progradacionais acima. Nos dados sísmicos, a Superfície de Inundação Máxima pode ser identificada pelo donwlap dos estratos progradacionais acima dela. A mudança do padrão retrogradacional para progradacional pode ocorrer ainda durante a elevação do nível de base, quando a sedimentação ultrapassa a taxa de elevação do nível de base (Figura 4-17). Esta superfície está geralmente em conformidade com os estratos formados abaixo, excetuando a plataforma externa e talude superior onde a falta de aporte sedimentar pode deixar o fundo marinho exposto a processos erosivos [START_REF] Galloway | Genetic stratigraphic sequences in basin analysis I: architecture and genesis of flooding-surface bounded depositional units[END_REF]. A Superfície de Inundação Máxima é também conhecida como Superfície de Transgressão Máxima (Helland-Hansen e Martinsen, 1996) ou Superfície Final da Transgressão [START_REF] Nummedal | High-resolution sequence architecture: a chronostratigraphic model based on equilibrium profile studies[END_REF].

-Superfície de Ravinamento -é provocada pela erosão das ondas na parte superior da face de praia durante a transgressão da linha de costa (Figura 4-17). Esta superfície é identificada sismicamente através de onlaps terminando contra ela durante o deslocamento retrogradacional da fácies dos depósitos transgressivos (onlap costeiro).

Tabela 4.3 -Principais superfícies estratais e suas relações (modificado de Catuneanu, 2006). 

Superfície estratigráfica

Natureza

Tratos de Sistemas

O conceito de tratos de sistemas foi introduzido para definir os sistemas deposicionais (Brown Jr e Fisher, 1977). Os tratos de sistemas são interpretados com base no padrão de deposição, no posicionamento dentro da sequência e nos tipos de superfícies limitantes, e são relacionados com períodos específicos na curva de nível de base. A Figura 4-18 resume as principais características de cada trato de sistemas, descritos em detalhes posteriormente.

Figura 4-18 -Desenvolvimento de cada trato de sistemas com variações do nível do mar [START_REF] Catuneanu | Sequence stratigraphy of clastic systems: concepts, merits, and pitfalls[END_REF].

4.3.1) Trato de Sistemas Transgressivo (Transgressive System Tract -TST)

Os depósitos transgressivos se desenvolvem durante a elevação do nível de base e constituem o chamado Trato de Sistemas Transgressivo (TST) (Figura 4-16). Este trato é limitado na sua base pela Superfície de Regressão Máxima e a Superfície Transgressiva ou de Ravinamento, e no seu topo pela Superfície de Inundação Máxima .

Os depósitos do TST podem ser totalmente marinhos, de águas rasas, estuarinos ou fluviais, e são representados por uma grande faixa de litologias. Particularmente em pequenas escalas (ciclos de 4º -6º ordem é possível definir depósitos transgressivos originados na linha de costa, ou próximo a ela, em resposta à subida relativa do nível do mar e migração da linha de costa em direção ao continente (Cattaneo e Steel, 2003). Devido à rápida subida do nível do mar e passagem da linha de costa transgressiva, estes depósitos são comumente muito finos, alcançando poucas dezenas de metros. Existem dois critérios principais para a identificação de depósitos transgressivos (TST):

1) Evidências de um movimento da linha de costa em direção ao continente (Cattaneo e Steel, 2003;[START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF][START_REF] Catuneanu | Sequence stratigraphy of clastic systems: concepts, merits, and pitfalls[END_REF], resultando em um padrão retrogradacional de acamamento (Figura 4-19).

2) Evidências de fácies com características de ambientes cada vez mais profundos, culminando na formação da Superfície de Inundação Máxima (Cattaneo e Steel, 2003).

4.3.1.1)

Formação dos Depósitos do Trato de Sistemas Transgressivos

Na Figura 4-19 são observados os padrões de redistribuição sedimentar como resultado do ravinamento e seu retrabalhamento na porção superior da face de praia durante a transgressão.

Durante o retrabalhamento e transporte sedimentar, as partículas clásticas produzidas pelo ravinamento, ou disponíveis na face de praia, são depositados como lençóis transgressivos (transgressive lags) sobre a superfície de ravinamento . Os sedimentos erodidos na porção superior da face de praia são transportados tanto em direção ao mar quanto em direção ao continente. Já os chamados depósitos da fase de cicatrização (healing-phase deposits) são relativamente fáceis de serem identificados em linhas sísmicas, pois eles formam um pacote com refletores convexos que se depositam em relação de onlap por sobre a última clinoforma costeira regressiva, depositada durante o trato de sistemas anterior (Figura 4-20) (Cattaneo e Steel, 2003;[START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

104 Figura 4-19 -Depósitos costeiros a marinhos num Trato de Sistemas Transgressivos [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

Figura 4-20 -Exemplo de healing-phase em uma linha sísmica (ligeiramente modificado de Catuneanu, 2006).

Os depósitos ou cunhas da fase de cicatrização podem se formar em ambientes de face de praia, de plataforma ou de águas profundas, e cada configuração fornece uma quantidade de acomodação associada a diferentes escalas espaciais. Na escala de face de praia (pequena escala) as cunhas da fase de cicatrização que preenchem as irregularidades produzidas pelas ondas durante a transgressão cobrem a Superfície de Ravinamento (Cattaneo e Steel, 2003). Na escala da plataforma (média escala), cunhas da fase de cicatrização recobrem a Superfície de Regressão Máxima e estão em relação de onlap contra a clinoforma progradante mais jovem. Na escala de bacia (grande escala)

as cunhas da fase de cicatrização tendem a suavizar as diferenças nos gradientes da inclinação entre o talude continental e o fundo da bacia, e se depositam em relação de onlap contra a Superfície de Regressão Máxima no talude continental (Figura 4-21) (Cattaneo e Steel, 2003;[START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

105

Figura 4-21 -Sistemas deposicionais transgressivos do inicio e fim de uma transgressão [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

Em escala de bacia, na fase inicial da transgressão, onde a taxa de aporte sedimentar tende a sobrepor a taxa de criação de espaço de acomodação, os processos deposicionais são dominados pela combinação de fluxos gravitacionais e sedimentação por suspensão (Figura 4-21 A). A resultante cunha da fase de cicatrização possui granulometria relativamente grosseira, podendo conter uma significante quantidade de areias. Com o avanço da transgressão, o aporte sedimentar diminui e a acumulação das cunhas da fase de cicatrização continua primariamente por suspensão. Esta porção mais superior da cunha é relativamente constituída por grãos finos (argilas e siltes). O típico perfil 4.3) Tratos de Sistemas 106 vertical de uma cunhas da fase de cicatrização totalmente desenvolvida é constituído de grãos cada vez mais finos em direção ao topo (Cattaneo e Steel, 2003).

4.3.1.2)

Arquitetura dos Depósitos Transgressivos versus Aporte Sedimentar

A arquitetura e a distribuição dos sistemas transgressivos estão diretamente relacionadas com a taxa de criação de espaço de acomodação e a taxa de aporte sedimentar. Na Figura 4-22 podemos observar três tipos diferentes de arquitetura relacionados com diferentes intensidade de aporte sedimentar.

1) No caso do modelo "overstep", a pequena elevação do nível relativo do mar, associada a baixas taxas de sedimentação (A/S>>1) causa um sucessivo ravinamento da face de praia pelas ondas.

Este ravinamento gera uma superfície erosiva que resulta em extensos e delgados depósitos arenosos mais grossos na porção inferior, tendendo a mais finos na porção superior (Figura 4-22A).

2) Quando ocorre altas taxas de sedimentação (A/S≥1), como no caso do modelo "step up", os depósitos retrogradacionais se empilham verticalmente formando degraus, onde pequenas superfícies de ravinamento estão em onlap sobre a Superfície de Ravinamento principal (Figura 4-22C).

3) Quando a taxa de aporte sedimentar tem valores intermediários (entre os modelos de "overstep"

e o "step-up"), a transgressão pode ser conduzida pelo modelo "expanded" (Figura 4-22B).

Figura 4-22 -Tipos de arquitetura sedimentar baseada em diferentes intensidades de aporte sedimentar (Cattaneo e Steel, 2003;[START_REF] Hatushika | Evolução da Planície Costeira do Rio Doce (ES) com Base nos Conceitos de Estratigrafia de Sequências (Dissertação de Mestrado)[END_REF]. 107

4.3.1.3)

Gradiente da Topografia da Base

Outro fator que influencia na deposição ou não deposição sedimentar durante a transgressão marinha, tanto em escala costeira quanto em escala plataformal, é o gradiente topográfico sobre o qual se desenvolve a transgressão. Durante transgressões em topografias com alto gradiente, o movimento da linha de costa em direção ao continente é relativamente lento e o processo de ravinamento na linha de costa tem mais tempo para retrabalhar e redepositar os sedimentos (Figura 4-23). Isso resulta num recuo da face de praia, formação da Superfície de Ravinamento e deposição acima desta superfície de possíveis espessos depósitos transgressivos. Já baixos gradientes resultam na rápida migração da linha de costa em direção ao continente, visto que as áreas de transgressão marinha são mais extensas quando comparadas com topografias de alto gradiente. Com isso os sedimentos são dispersos em maiores distâncias, gerando depósitos transgressivos pouco espessos (Cattaneo e Steel, 2003).

Figura 4-23 -Relação entre elevação ou descida de nível de base e o gradiente topográfico [START_REF] Hatushika | Evolução da Planície Costeira do Rio Doce (ES) com Base nos Conceitos de Estratigrafia de Sequências (Dissertação de Mestrado)[END_REF].

4.3.2) Trato de Sistemas de Mar Alto (Highstand System Tract -HSST)

O Trato de Sistemas de Mar Alto é formado durante o final da elevação e começo da descida do nível de base, quando a taxa de criação de espaço de acomodação é ultrapassada pela taxa de sedimentação, gerando uma regressão normal da linha de costa (Figura 4-18, Figura 4-24 e Figura 4-25). O HSST é limitado na base pela Superfície de Inundação Máxima e no topo pela superfície de descontinuidade subaérea, pela Superfície Basal da Regressão Forçada e pela Superfície Regressiva de Erosão Marinha (Figura 4-25).

Com o aumento do espaço de acomodação pela elevação do nível de base, mesmo com a velocidade de criação de espaço desacelerando, a cunha sedimentar da HSST é geralmente observada em todos os sistemas deposicionais, de fluvial a costeiro, mar raso, e marinho profundo.

108 Prismas de HSST estão, em geral, distantes da borda da plataforma, desenvolvendo pacotes com agradação e progradação. A estabilidade da borda da plataforma juntamente com a falta de aporte sedimentar na plataforma externa (área do talude superior) resulta na escassez de fluxos gravitacionais nos ambientes de águas profundas durante o período de desenvolvimento do HSST (Figura 4-24). Prismas de HSST tendem a estar sujeitos à incisão fluvial durante o subsequente estágio de descida do nível do mar, assim como a parte frontal da cunha de HSST, que herda o gradiente dos ambientes de face de praia ou delta.

Figura 4-24 -Esquema ilustrativo do desenvolvimento do Trato de Sistemas de Mar Alto [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

Figura 4-25 -Esquema ilustrativo do desenvolvimento do Trato de Sistemas de Mar Alto (HSST) [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

109

O relativo aumento da espessura do prisma costeiro durante a deposição do HSST, que resulta em agradação ao longo dos deslocamentos da linha de costa, é acompanhada pela sedimentação fluvial diferencial, com maiores taxas em áreas próximas à linha de costa. Este padrão de sedimentação, o qual envolve progradação e agradação, conduz a uma diminuição do gradiente topográfico e correspondente a uma diminuição do fluxo de energia [START_REF] Shanley | Tidal influence in Cretaceous fluvial strata from Utah, USA: a key to sequence stratigraphic interpretation[END_REF].

A porção marinha rasa do HSST possui um perfil granucrescente relacionado com o deslocamento de fácies, e inclui baixas taxas de progradação e agradação. A arquitetura interna destes depósitos depende, em parte, do padrão de deslocamento da linha de costa, que pode ser 

4.3.3) Trato de Sistemas de Mar Descendente (Falling Stage System Tract -FSST)

Os depósitos formados durante as regressões forçadas (Figura 4-27) constituem o chamado Trato de Sistemas de Mar Descendente (Falling-Stage System Tract -FSST), distinguido dos demais tratos de sistemas na década de 90, como resultado do trabalho de [START_REF] Ainsworth | Marginal marine sedimentology and high resolution sequence analysis; Bearpaw-Horseshoe Canyon transition, Drumheller, Alberta[END_REF][START_REF] Ainsworth | Sedimentology and sequence stratigraphy of the Upper Cretaceous, Bearpaw-Horseshoe Canyon transition[END_REF][START_REF] Bibliográficas Ainsworth | Sedimentology and high resolution sequence stratigraphy of the Bearpaw-Horseshoe Canyon transition (Upper Cretaceous)[END_REF] A descida do nível de base, responsável pela formação do FSST, ocorre em pulsos, o que estimula a construção de uma sucessão de cunhas em degrau (Figura 4-27 e Figura 4-28). A cada pulso de descida de nível de base ocorre uma maior exposição subaérea e consequentemente uma maior erosão da porção superior destas cunhas, resultando num aplainamento do topo dos depósitos de regressão forçada (Figura 4-16). Dependendo do gradiente de deposição do perfil, da taxa de aporte sedimentar, e da taxa de queda do nível de base os padrões arquiteturais das cunhas de regressão forcada podem ou não estar interligados resultando em diferentes perfis topográficos da plataforma (Figura 4-27).

Figura 4-28 -Esquema ilustrativo do desenvolvimento do sistema de regressão forçada [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

112

Ainda como resultado da descida do nível de base, e a consequente formação de prismas de regressão forçada, ocorre o desenvolvimento de diferentes sistemas ambientais: (1) incisão de rios (Figura 4-29); (2) deslocamento das fácies da linha de costa e face de praia (Figura 4-28); (3) redeposição sedimentar em ambientes de água profunda (Figura 4-28). Quando a linha de costa se desloca em direção ao oceano, devido à descida do nível de base, a desembocadura do rio acompanha este deslocamento e erode toda a plataforma. A incisão fluvial ocorre quando o nível do mar se encontra abaixo do nível do perfil do rio (Figura 4-29). Quando a desembocadura do rio chega próximo à quebra da plataforma começam a se desenvolver leques submarinos de água profunda.

Figura 4-29 -Esquema ilustrativo do desenvolvimento de sistema de incisão fluvial com a descida de nível de mar [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF]. Figura 4-30 -Detalhes do desenvolvimento do trato de sistemas de mar baixo (LSST) [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

A extensão deste prisma do LSST depende de vários fatores: duração do estágio de mar baixo, da quantidade de aporte sedimentar, da taxa de agradação costeira e do gradiente topográfico. Uma topografia plana com altas taxas de aporte sedimentar induz uma agradação em larga escala, enquanto que topografias inclinadas com baixo aporte sedimentar restringem a área de agradação (Blum e Törnqvist, 2000).

Figura 4-31 -Esquema ilustrativo do desenvolvimento de um Trato de Sistema de Mar Baixo (LSST) [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF]. 

4.4)

Hierarquia em Estratigrafia de Sequências

O conceito de hierarquia se refere à classificação das sequências baseado em suas escalas e significados estratigráficos (Catuneanu et al., 2011) (Figura 4-33). Na Figura 4-33 está representado um esquema em pirâmide representando a hierarquização: a primeira ordem é a mais importante e representa as sequências de maior ordem (high order) e de mais baixa frequência que as sequências de ciclicidade de menor ordem.

Figura 4-33 -Diagrama que representa o conceito de hierarquia na estratigrafia de sequências. As ordens maiores representam sequências mais importantes mas de menor frequências, enquanto as sequências de ordens menores são de maior frequência [START_REF] Catuneanu | Sequence Stratigraphy: Methodology and Nomenclature[END_REF].

116

É importante ressaltar que sequências de ordem maior são normalmente subdivisíveis em várias sequências de ordem menor. Logo, uma visão geral da arquitetura estratigráfica que descreva a tendência deposicional como um todo, é normalmente complicada [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF]. A hierarquia entre sequências passa a ser importante a partir do momento que as interpretações entre as sequências e superfícies das sequências de maiores ordens passam a se confundir com sequências de menor ordem que as compõem [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF], como no exemplo da Figura 4-34.

Figura 4-34 -Exemplo da sobreposição de padrões de trajetória de linha de costa de diferente ordens de ciclicidade. A menor ordem de ciclicidade (3ª ordem neste exemplo) reflete o verdadeiro deslocamento da linha de costa. As ordens maiores de ciclicidade refletem tendências gerais de deslocamento [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

Dois sistemas hierárquicos são utilizados atualmente: (1) baseado na frequência dos limites de sequência (duração do ciclo) (e.g. Mitchum e Van Wagoner, 1991;[START_REF] Vail | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level: Part 3. Relative Changes of Sea Level from Coastal Onlap: Section 2. Application of Seismic Reflection Configuration to Stratigraphic Interpretation[END_REF] e, (2) baseado na magnitude das variações do nível de base que formam os limites de sequência (independente da duração do ciclo) [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

4.4.1) Hierarquia Baseada na Duração do Ciclo

O sistema de hierarquia baseado na duração do ciclo (Mitchum e Van Wagoner, 1991;Vail et al., 1977) enfatiza a eustasia como principal força controladora da ciclicidade estratigráfica, que, por sua vez, é controlada por tectonismo e forças orbitais (Tabela 4.4). O sistema hierárquico baseado na duração do ciclo é fundamentado no pressuposto de que os controles sobre a ciclicidade em especificas ordens hierárquicas são previsíveis, repetitivas e invariáveis ao longo do tempo [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

Como a eustasia é um fenômeno global, as sequências de diferentes ordens hierárquicas deveriam ter um sincronismo mundial, ou seja, um único gráfico de ciclicidade ('global-cycle chart' de [START_REF] Haq | Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic[END_REF] poderia descrever a ciclicidade estratigráfica observada em qualquer bacia do mundo [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF]. Contudo, as bacias são submetidas, além da variação eustática, a tectonismos de escalas regionais a continentais, resultando na formação de arquiteturas estratigráficas dessincronizadas ao redor do mundo, o que limitaria a utilização do sistema hierárquico baseado na duração do ciclo. 200-400 Ciclo de 1ª ordem [START_REF] Vail | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level: Part 3. Relative Changes of Sea Level from Coastal Onlap: Section 2. Application of Seismic Reflection Configuration to Stratigraphic Interpretation[END_REF] B) Ciclos gerados por processos termais do manto em escala continental e cinemática de placas; 10-100 Ciclo de 2ª ordem [START_REF] Vail | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level: Part 3. Relative Changes of Sea Level from Coastal Onlap: Section 2. Application of Seismic Reflection Configuration to Stratigraphic Interpretation[END_REF] Superciclo [START_REF] Vail | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level: Part 3. Relative Changes of Sea Level from Coastal Onlap: Section 2. Application of Seismic Reflection Configuration to Stratigraphic Interpretation[END_REF] Sequência [START_REF] Sloss | Stratigraphic models in exploration[END_REF]) C) Ciclos locais ou regionais de movimentos do embasamento causados por cinemática regional de placas; 0.01-10 Ciclo de 3ª a 5ª ordem [START_REF] Vail | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level: Part 3. Relative Changes of Sea Level from Coastal Onlap: Section 2. Application of Seismic Reflection Configuration to Stratigraphic Interpretation[END_REF] D) Ciclos globais gerados por forças orbitais. 0.01-2 Ciclo de 4ª e 5ª ordem [START_REF] Vail | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level: Part 3. Relative Changes of Sea Level from Coastal Onlap: Section 2. Application of Seismic Reflection Configuration to Stratigraphic Interpretation[END_REF], Ciclos de Milankovitch

4.4.2) Hierarquia Baseada na Magnitude das Variações do Nível de Base

A hierarquia baseada na magnitude das variações do nível de base, que resulta na formação dos limites das sequências, fornece uma classificação em que a ordem da sequência depende de atributos físicos das superfícies limitantes e é independente da duração do ciclo (Embry, 1995apud Catuneanu, 2006;Figura 4-35). As classes estabelecidas são ordenadas de acordo com a quantidade relativa das variações de nível de base, quanto maior a variação de nível de base, maior a ordem hierárquica.

Figura 4-35 -Hierarquia baseada na magnitude das variações do nível de base que resultam na formação de superfícies limitantes: (A) Esquema com as cinco ordens de limites de sequência; (B) Princípios da determinação da ordem das sequências (modificado de Embry, 1993).

Capítulo 5

Modelagem Estratigráfica de Plataforma Continental Siliciclástica de Margem Passiva

A modelagem estratigráfica tem como objetivo a simulação geométrica e de fácies das unidades sedimentares em uma escala de dezenas a centenas de quilômetros e em uma escala de tempo de milhares a milhões de anos (Granjeon e Joseph, 1999;Granjeon e Wolf, 2007;[START_REF] Granjeon | 3D stratigraphic modeling of sedimentary basins[END_REF][START_REF] Granjeon | Modelisation stratigraphique deterministe: conception et applications d'un modele diffusif 3 D multilithologique (Tese de Doutorado)[END_REF]. A arquitetura estratigráfica de uma bacia sedimentar é controlada pelo transporte de sedimentos, mas também pelo espaço de acomodação e o aporte sedimentar (Figura 5-1). A criação ou redução de espaço de acomodação e a sedimentação são os principais componentes da evolução estratigráfica.

O espaço de acomodação é definido pela composição entre movimentações verticais do embasamento (subsidência ou soerguimento) e a variação do nível do mar. A mesma estratigrafia pode ser produzida por diferentes combinações, por exemplo, o mesmo espaço de acomodação pode ter sido criado pela subsidência de uma bacia ou pela elevação do nível do mar, resultando na mesma estratigrafia aparente com historias evolutivas e processos causadores completamente diferentes. Modelos avançados fornecem a possibilidade de testes de uma serie de cenários de possíveis historias evolutivas da bacia. -espaço de acomodação, que corresponde ao espaço criado pelos movimentos tectônicos e eustáticos para acumulação de sedimentos;

-aporte sedimentar, que pode ser oriunda de uma fonte externa ao ambiente modelizado ou da erosão de depósitos previamente depositados;

-transporte de sedimentos no domínio continental e marinho, baseado em equações de difusão.

Figura 5-1 -Fatores considerados numa simulação estratigráfica e suas respectivas respostas [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

5.1)

Criação e Destruição de Espaço de Acomodação

O espaço de acomodação corresponde ao espaço potencial disponível para a acumulação de sedimentos. Este parâmetro é controlado por (1) tectonismo, que cria subsidência ou soerguimento da bacia; (2) eustatismo, que são as variações absolutas/globais do nível do mar (ver capítulo de

Variações Climáticas e Eustáticas no Cenozóico).

Para a quantificação do espaço de acomodação criado para a sedimentação em uma bacia é necessário o entendimento do conceito de nível de base, explicado em mais detalhes no capítulo Estratigrafia de Sequências. Nível de base é usualmente definido como a superfície imaginária onde abaixo dele existe erosão e acima deposição [START_REF] Barrel | Rhythms and the measurement of Geologic time[END_REF]. Contudo, para cálculos de criação de espaço de acomodação, o nível de base é considerado a superfície do nível de mar local. O espaço de acomodação disponível é considerado, então, como a distância que separa o embasamento estratigráfico da superfície de nível de mar, sendo o embasamento correspondente ao horizonte isócrono que marca a base da formação sedimentar estudada.

O espaço de acomodação pode ser calculado de duas maneiras diferentes: a partir da sua origem física, como o resultado dos movimentos eustáticos e de subsidência ou; simplesmente pelo resultado destes fatores nos registros geológicos, como a soma entre a espessura de sedimentos e a batimetria local [START_REF] Granjeon | Modelisation stratigraphique deterministe: conception et applications d'un modele diffusif 3 D multilithologique (Tese de Doutorado)[END_REF])(Figura 5-2).

Figura 5-2 -Duas relações diferentes para estipular o espaço de acomodação: eustatismo + subsidência e espessura de sedimentos + batimetria (modificado de [START_REF] Granjeon | Modelisation stratigraphique deterministe: conception et applications d'un modele diffusif 3 D multilithologique (Tese de Doutorado)[END_REF].

5.1.1) Eustatismo e Subsidência

A variações eustáticas, juntamente com as variações de subsidência, são responsáveis pela criação ou destruição de espaço de acomodação. A subsidência é gerada por movimentos verticais do embasamento e pode ser de três tipos: subsidência térmica, por sobrecarga e flexural.

O eustatismo e a variação do fundo marinho (subsidência ou soerguimento) são responsáveis pela chamada variação relativa do nível do mar que é diretamente relacionada ao criação/destruição de espaço de acomodação (melhor explicado no capítulo Estratigrafia de Sequências). As variações eustáticas e relativas do nível do mar são mais bem explicadas no capítulo Variações Climáticas e Eustáticas no Cenozóico.

5.1.2) Compactação

A eustasia e a subsidência, descritas acima, geram ou destroem espaço de acomodação disponível para sedimentos. A compactação modifica a batimetria dos sedimentos já depositados diminuindo progressivamente a sua espessura (Figura 5-3).

Figura 5-3 -Esquema simplificado dos parâmetros que controlam o registro sedimentar de um margem passiva (levemente modificado de Homewood et al., 2003).

123

A compactação é definida como a mudança nas dimensões de um volume de sedimento como resultado da sobrecarga (Allen e Allen, 2005). A compactação ocorre devido ao progressivo soterramento sedimentar pelas camadas subsequentemente depositadas gerando inúmeras mudanças físicas e químicas como: diminuição da porosidade, aumento da densidade e diminuição da espessura da camada soterrada. Outros tipos de processos também podem ocorrer, como:

dissolução ou precipitação de elementos químicos, cimentação, etc. 

5.2) O Aporte sedimentar

As rochas sedimentares são classicamente divididas em dois grupos de acordo com a litologia: siliciclásticos e os sedimentos de origem química como os carbonatos e os evaporitos. Neste trabalho serão discutidos somente os sedimentos siliciclásticos.

Os sedimentos siliciclásticos são compostos essencialmente por areias, formadas por grãos de sílica e de diâmetro médio na ordem de 0.1 a 1 mm, e por argilas, constituídas por minerais de silico-alumínio como a ilita, a clorita ou a caolinita. Eles são resultados de erosões continentais e são transportados das áreas deltaicas e marinhas pela ação de rios.

Os sedimentos após destacados da rocha fonte são remobilizados através de agentes de transporte como a água ou o vento. Na simulação estratigráfica são considerados somente os agentes aquáticos e, por isso, a produção sedimentar (Y em t/km 2 ano) é definida como total da descarga de sedimentos medidos na boca do rio, dividido pela área resultando nos valores do fluxo de massa (Allen e Allen, 2005). anual (Milliman e Meade, 1983) ou a altitude média da área fonte (Milliman e Syvitski, 1992).

Compilações mais atuais foram realizadas pelo Dr. Didier Granjeon (obtidas através de comunicação pessoal) resultando em uma serie de relações que podem ser utilizadas para estimar o aporte sedimentar. Alguns parâmetros e suas relações com a produção sedimentar estão descritos abaixo:

-Área da bacia de drenagem (A em km 2 ) -a área de uma bacia de drenagem é considerada a área total entre a fonte e o destino do sedimento, desde as montanhas onde nascem os rios até bacias sedimentares offshore. Foram realizadas tentativas de relacionar diretamente a

produção sedimentar e a área da bacia de drenagem através de compilações de dados de inúmeros rios (compilação realizadas pelo Dr. Didier Granjeon e obtidas por comunicação pessoal). Como pode se observar na compilação do gráfico da Figura 5-5 não é possível verificar uma relação muito clara entre estes dois parâmetros.

Figura 5-5 -Gráfico de produção sedimentar X área de drenagem baseada na compilação de dados realizada por Didier Granjeon.

-Descarga sedimentar (Qs em km 3 /my) -Através da compilação de informações realizadas pelo Dr.

Didier Granjeon (obtidas por comunicação pessoal) sobre a descarga sedimentar, descarga -Descarga d'água (Qw em m 3 /s) -este parâmetro é diretamente relacionado com o tamanho da área da bacia de drenagem (A), como observado no gráfico da compilação de dados de área de drenagem X descarga sedimentar (Figura 5-7). Este gráfico ainda correlaciona estes dois parâmetros a altas ou baixas altitudes (linhas verdes no gráfico da Figura 5-7).

Figura 5-7 -Gráfico com a compilação de informações de descarga d'água (Qw) e área de drenagem (A) mostrando a relação entre área de baixas altitudes, linha em verde clara, e em altas altitudes, linha em verde escuro [START_REF] Granjeon | Dionisos 4 -User Guide[END_REF].

5.3) Erosão versus Denudação versus Exumação

A erosão dos continentes está ligada à alteração das rochas, combinando diferentes processos físicos, como: congelamento-degelo, umidade e dissecação, e processos químicos, como a hidrolise. Estes processos de intemperismo variam fortemente com as variações climáticas.

Compilações realizadas até os anos 90 mostravam que as velocidades medias de erosão variavam entre 0.1 e 100 m/my (compilação realizada por [START_REF] Granjeon | Modelisation stratigraphique deterministe: conception et applications d'un modele diffusif 3 D multilithologique (Tese de Doutorado)[END_REF]. Figura 5-8 -Imagem ilustrando o nível de máxima denudação para a manutenção de um perfil em equilíbrio [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF].

Medidas de taxa de denudação e taxa de exumação permitem a obtenção de informações relativas à evolução dos fluxos sedimentares e das variações climáticas. Existem alguns tipos de medições como: a análise de isótopos cosmogênicos que permitem a estimativa da taxa de denudação através de: datação geoquímica (produção de isótopos raros, como o berílio, o alumínio, e o cloro, através dos raios cósmicos); análise de traços de fissão de apatita e zircão, onde são obtidas as taxas de exumação através da quantificação do movimento vertical local; e através de medições de idade de terraços marinhos e linhas de costa.

5.4)

Transporte de Sedimentos

Desde os trabalhos de [START_REF] Culling | Analytical theory of erosion[END_REF] A equação de difusão é derivada de equações empíricas e conceituais de hidráulica de Begin et al. (1981) e [START_REF] Paola | The large-scale dynamics of grain-size variation in alluvial basins, 1: Theory[END_REF]. Estas equações vêm sendo amplamente utilizadas de várias formas em modelos de transporte de sedimentos (Carson e Kirby, 1972;[START_REF] Culling | Analytical theory of erosion[END_REF] de deltas aluviais, rios e várzeas [START_REF] Coulthard | Modelling upland catchment response to Holocene environmental change[END_REF][START_REF] Parker | Alluvial fans formed by channelized fluvial and sheet flow. I: Theory[END_REF]Murray e Paola 1994;[START_REF] Begin | Development of longitudinal profiles of alluvial channels in response to base-level lowering[END_REF], montanhas e bacias de foreland (Jordan e Flemings, 1991;Tucker e Slingerland, 1994), deltas e margens continentais (Kenyon e Turcotte, 1985;[START_REF] Paola | The large-scale dynamics of grain-size variation in alluvial basins, 1: Theory[END_REF][START_REF] Postma | Sediment transport in analogue flume models compared with real-world sedimentary systems: A new look at scaling evolution of sedimentary systems in a flume[END_REF][START_REF] Rivenaes | Application of a dual-lithology, depth-dependent diffusion equation in stratigraphic simulation[END_REF].

Utilizando o modelo de evolução sedimentar (Tucker e Slingerland, 1994;[START_REF] Willgoose | A coupled channel network growth and hillslope evolution model: 1[END_REF] Em um modelo estratigráfico o sedimento é considerado como composto de um número finito de frações de grãos. Além da equação de transporte foi também aplicada a lei da conservação de massa em cada fração de grão levando a definição da taxa de sedimentação e erosão locais.

Sedimentação ocorre quando a capacidade de transporte diminui (devido à diminuição da inclinação de fundo ou a diminuição do fluxo d'água), e erosão ocorre quando a capacidade de transporte aumenta.

131

Figura 5-9 -Imagem ilustrando as possíveis trajetórias de sedimento e o respectivo coeficiente de difusão (modificado de Granjeon, 1997).

6.1.1) Sismica de Reflexão

A base de dados sísmicos utilizada neste trabalho é composta por dois conjuntos de linhas sísmicas de diferentes níveis de resolução e de penetração do sinal acústico: Linhas sísmicas de alta resolução (da Comissão Geomar) e linhas sísmicas profundas (disponibilizadas pela ANP, Figura 6-1).

Figura 6-1 -Mapa de localização da base de dados sísmicos e poços exploratórios utilizados neste estudo.

Linhas de sísmica rasa monocanal das Comissões Geomar (Linhas sísmicas de alta resolução)

Trata-se de dados de sísmica rasa coletadas com sistema Sparker de 500-1000 J, frequências na faixa de 100-1400 Hz, penetração do sinal sísmico de cerca de 300-400 ms e resolução vertical média da ordem de 6-12 m, dependendo da linha considerada. Esta base de dados perfaz aproximadamente 5000 Km de linhas sísmicas (Figura 6-1). As operações ou cruzeiros oceanográficos Geomar são um produto de esforços conjuntos da comunidade científica nacional e da Diretoria de Hidrografia e Navegação-Marinha do Brasil, realizados entre 1969 e 1986. Todos os dados originais se encontram sob a forma analógica (rolos originais impressos durante a obtenção das linhas sísmicas).

A Comissão Geomar XX foi a principal base de dados utilizada, enquanto apenas parte da Geomar XVI (linhas que recobrem a área de estudo) foi utilizada (Figura 6-1). Este conjunto de dados é aqui denominado ao longo do estudo de "linhas sísmicas de alta resolução".

134

Linhas de sísmica profunda 2D

As linhas sísmicas profundas 2D foram fornecidas pelo Bdep (Banco de Dados de Exploração e Produção de Petróleo) e incluem dados pertencentes a diferentes empresas (Petrobras, Gaia e Maersk Brasil). Esta base de dados compreende um total de aproximadamente 18000 km de linhas sísmicas profundas utilizadas neste trabalho. As linhas possuem cerca de 7-8 segundos de penetração e recobrem quase a totalidade da área de estudo, excetuando a plataforma continental entre a Baía

de Guanabara e Alto de Cabo Frio (Figura 6-1).

6.1.2) Poços Exploratórios

Informações de 19 poços exploratórios da base pública de dados da ANP foram disponibilizados para a utilização neste trabalho (Figura 6-1 e Tabela 6.1). Dentre as informações inclusas nestes poços estão a cronoestratigrafia, a litologia e perfis de geofísica de poço (gamma ray, densidade e sônico), contudo apenas a cronoestratigrafia e a litologia foram efetivamente utilizadas (Tabela 6.1). Os dados destes poços exploratórios foram utilizados tanto para correlação com as linhas sísmicas de alta resolução e como com as profundas. Contudo, apenas dados de dois poços puderam ser correlacionados com as linhas sísmicas de alta resolução, pois a grande maioria de poços exploratórios possuem poucas informações no intervalo de tempo considerado por este tipo de sísmica rasa, contendo apenas informações abaixo da profundidade máxima alcançada pelas linhas sísmicas. Os dados de poço foram utilizados tanto para a datação de horizontes sísmicos, através da correlação direta com horizontes cronoestratigráficos nos poços, como também para a análise litológica, descritos no capítulo de 6.2) Métodos.

Tabela 6.1 -Lista de poços exploratórios disponíveis e em que métodos foram utilizados.

Litologia Crono estratigrafia

Correlação com linhas sísmicas profundas

Correlação com linhas sísmicas de alta resolução

1-HESS-1-RJS x x x 1BSS0066BS x x x 1BSS0069BS x 1BSS0083BS x 1BSS0084BS x 1RJS0107RJ x 1RJS0348RJ x 1SPS0003RJ x x x x 1RJS0317RJ x 1BRSA183DRJS x x x 135 1-WINT-2-RJS x 1RJS0123RJ x x 1RJS0072RJ x x x x 1RJS0398RJ x 1SPS0002SP x 1SPS0007SP
x 1-RJS-0033-RJ x x 1-RJS-0067-RJ x x 1-RJS-0001-RJ (bacia de Campos)

x x

6.1.3) Curvas de Variação Eustática

Diferentes curvas de variação eustática foram utilizadas neste trabalho para estimativas de idade das superfícies sísmicas e ciclicidade deposicional das sequências sedimentares identificadas na etapa de interpretação sísmica.

As superfícies e sequências sísmicas identificadas na escala do Cenozóico foram utilizadas as curvas de variação eustática de Haq et al. (1987) e [START_REF] Miller | The Phanerozoic Record of Global Sea-Level Change[END_REF], aqui chamadas de curva de Haq e curva de Miller,. Estas duas curvas, apesar de englobar o mesmo período de análise, apresentam diferenças marcantes em relação à amplitude e a frequência das variações de nível de mar. Isto se deve a origem dos dados que serviram de base para a construção de cada uma das curvas:

Curva de Haq -A curva de variação eustática de Haq representa a documentação dos eventos de 3ª ordem, baseada, na maioria dos casos, em dados de estratigrafia de sequências em seções ao redor do mundo, e quando possível reforçada pelos dados de isótopos de oxigênio. Quando eventos de queda eustática são documentados em mais de três seções de diferentes bacias é feita a média dos níveis de mar relativos em cada uma delas para a obtenção da medida eustática de cada evento (Haq, comunicação pessoal). Para a utilização desta curva na correlação com linhas símicas foi necessário um ajuste nas idades das principais quedas eustáticas observadas na curva de Haq, já que os valores de idade estipulados por Haq et al.

(1987) não correspondem aos valores observados no gráfico da curva eustática (Figura 6-2).

Curva de Miller -A curva de variação eustática de Miller é baseada nas variações isotópicas de oxigênio que refletem as mudanças no volume de gelo na escala de 10 mil a 1 milhão de anos (melhor caracterizada no capítulo 3 -Variações Climáticas e Eustáticas no Cenozóico). Através 136 das relações entre volume de gelo e variação de nível de mar é possível a construção da curva de variação eustática. 

Métodos

Diversos métodos foram utilizados neste trabalho, desde a primeira etapa de interpretação sísmica até a última de modelagem estratigráfica. Todos estes métodos são conectados, sendo necessários todos eles para a completa realização do trabalho (Figura 6-7).

Figura 6-7 -Diagrama mostrando os métodos utilizados e interdependência entre eles.

6.2.1) Análise Sísmica

A análise sísmica das linhas disponíveis neste trabalho foi realizada utilizando os preceitos de

Estratigrafia Sísmica e de Sequências de [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF]), Mitchum Jr et al. (1977) e [START_REF] Vail | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level: Part 3. Relative Changes of Sea Level from Coastal Onlap: Section 2. Application of Seismic Reflection Configuration to Stratigraphic Interpretation[END_REF] aqui descritos no Capítulo 4 -Estratigrafia de Sequências. Toda a interpretação foi realizada no programa especifico para interpretação sísmica Kingdom Suite.

6.2.2) Estimativa da Ciclicidade Deposicional das Principais Sequências Sísmicas a partir das Discordâncias Interpretadas na Análise Sísmica

As superfícies identificadas na análise sísmica são caracterizadas por diferentes tipos de superfícies estratigráficas (ver capítulo 4.2) Superfícies Estratigráficas) através da caracterização das terminações de refletores contra as superfícies e das sequências que elas limitam (realizada na etapa 6.2.1) Análise Sísmica).

6.2) Métodos: Análise Sísmica, Estimativa de Ciclicidade e Análise Espectral de Curva de Variação de Nível de Mar 140 A estimativa da ciclicidade deposicional das sequências sísmicas interpretadas na análise sísmica foi, primeiramente, realizada através da estimativa do intervalo de idade de cada superfície estratigráfica identificada. Para isso, foram utilizados dados cronoestratigráficos de poços exploratórios disponíveis na área de estudo dentro da profundidade alcançada por cada base de dados sísmicos.

A partir das estimativas dos períodos de formação das superfícies estratigráficas, foi possível fazer a relação entre estas superfícies e as variações eustáticas. Cada superfície é relacionada a um momento especifico de um ciclo de variação eustática, por exemplo: superfícies erosivas sobre plataformas indicam exposições subaéreas devido a grandes quedas de nível de mar; superfícies de forte amplitude localizadas na bacia podem ser consideradas como seções condensadas e são relacionadas a superfícies de máxima inundação (MFS). No presente estudo as superfícies identificadas foram relacionadas a quedas de nível de mar.

Diferentes curvas de variação eustática são utilizadas para a relação com as superfícies estratigráficas, dependendo da resolução da base de dados sísmicos e da escala temporal envolvida.

Para superfícies identificadas em linhas sísmicas profundas são, normalmente, utilizadas curvas que apresentam alcance temporal maior, como a curva de Haq e/ou curva de Miller. Para superfícies identificadas em linhas sísmicas de alta resolução são, normalmente, utilizadas curvas de menor alcance temporal e maior resolução, como a curva de Lisiecki e a compilação de curvas de Rabineau.

A partir da relação entre as superfícies e as curvas eustáticas é possível determinar a ordem de ciclicidade envolvida em cada sequência sedimentar.

6.2.3) Análise espectral e de Amplitude das Curvas de Variação Eustática

A análise espectral das curvas de variação eustática foi realizada utilizando o programa Estatística, de análise estatística de dados. Foram utilizadas duas curvas de variação eustática que apresentam resolução suficiente para este tipo de análise: Curva de [START_REF] Miller | The Phanerozoic Record of Global Sea-Level Change[END_REF], dos últimos 65 Ma, e a curva de Lisiecki e Raymo (2005), dos últimos 5.3 Ma. Este tipo de análise é realizado em intervalos temporais específicos e, por isso, foi necessária a escolha de intervalos que englobassem os diferentes períodos de tempo estudados neste trabalho.

Já a analise de amplitude do sinal eustático foi realizada através de uma rotina no programa MATLAB que permite detectar os principais níveis de mar alto e mar baixo.

6.2.4) Conversão Tempo-Profundidade (Depth conversion) e Análise de Velocidade Sísmica

A conversão tempo-profundidade é um importante método de transformação das superfícies identificadas na interpretação sísmica, ou seja, transformação da profundidade das superfícies em tempo de percurso do sinal acústico (accoustic wave travel time) para profundidade em metros. As linhas sísmicas apresentam como unidade no eixo vertical y segundos ou milissegundos, mas para a confecção de mapas mais realistas é necessária a conversão do eixo y para profundidade. A conversão de tempo-profundidade dos horizontes interpretados nas linhas sísmicas pode ser realizada utilizando diferentes metodologias:

-velocidade da onda sísmica/checkshots de poços exploratórios disponíveis -utilizada quando há disponibilidade de poços na área de estudos e quando se verifica variações de velocidade da onda sísmica tanto verticalmente com a profundidade quanto lateralmente ao longo da área de estudo;

-linha de tendência da variação da velocidade da onda sísmica com a profundidade -utilizada para o cálculo da profundidade de horizontes mais profundos onde o alcance dos dados de velocidade de onda sísmica não é suficiente. São utilizadas compilações dos gráficos de velocidade de onda sísmica para estimativa da linha de tendência;

-valor médio de velocidade da onda sísmica -utilizada quando o horizonte é pouco profundo. Cabe ressaltar que este valor médio deve ser utilizado somente para cálculo dentro do pacote de sedimentos, pois a coluna d'água possui um valor de velocidade de onda sísmica de aproximadamente 1500 m/s.

6.2.4.1)

Conversão Tempo-Profundidade dos Horizontes Sísmicos Interpretados nas

Linhas Sísmicas Profundas

Os horizontes interpretados nas linhas sísmicas profundas (nível de resolução do Cenozóico) podem estar situados em grandes profundidades. Neste caso, a melhor metodologia para a conversão tempo-profundidade é a utilização do máximo de dados de poços disponíveis. Para isso, foram criados alguns poços hipotéticos nas áreas onde não existem poços ou onde os dados dos poços não são suficientes (Figura 6-8). A criação destes poços hipotéticos foi realizada através da utilização da equação da linha de tendência da compilação de dados de checkshot dos poços situados em três diferentes zonas de um perfil batimétrico: plataforma continental, talude continental e bacia (Figura 6-8 e Figura 6-9). Neste trabalho não foram utilizados os perfis sônicos, pois estes se apresentaram com uma grande variação de um poço para o outro (ver gráficos no item 11 -Anexos).

A Figura 6-10 representa um exemplo da transformação tempo-profundidade dos perfis de sísmica profunda.

Figura 6-8 -Mapa do posicionamento dos poços exploratórios utilizados para a conversão tempo-profundidade das superfícies interpretadas nas linhas sísmicas tanto na resolução do Cenozóico (linhas sísmicas profundas) como na do Quaternário (linhas sísmicas de alta resolução).

143 Figura 6-9 -Gráfico da correlação tempo-profundidade utilizando os checkshots dos poços exploratórios disponíveis na área de estudo.

Figura 6-10 -Exemplo de transformação tempo-profundidade (depth conversion) de superfícies identificadas nas linhas de sísmica profunda.

6.2.4.2)

Conversão Tempo-Profundidade dos Horizontes Sísmicos Interpretados nas Linhas Sísmicas de Alta Resolução

Foram utilizados dados de tempo-profundidade de três poços exploratórios para a conversão de tempo-profundidade dos horizontes interpretados nas linhas sísmicas de alta resolução. O gráfico da relação tempo versus profundidade dos dados dos três poços indicam que eles são coerentes entre si (Figura 6-11). Considerando que o pacote sedimentar interpretado na análise das linhas sísmicas de alta resolução não possui grandes variações litológicas laterais, foi criada uma linha de tendência da variação da velocidade da onda sísmica em função da profundidade a partir dos dados do poço 1-WINT-2-RJS, que possui alcance de maior de profundidade (Figura 6-12). O grafico de tempo versus profundidade baseado neste poço representa, de modo geral, a variação em toda a área englobada pelas linhas sísmicas de alta resolução, ou seja, toda a plataforma/talude superior da área de estudo.

Figura 6-11 -Gráfico da relação das profundidades em metros com as profundidades em segundos obtidos através dos checkshots dos três poços exploratórios disponíveis com informações dentro da janela do Plio-Quaternário (localização dos poços na Figura 6-8).

145

Figura 6-12 -Gráfico com linha de tendência da compilação da variação da velocidade da onda sísmica com a profundidade (em segundos) dos três pocos exploratórios que englobam informações dentro do Plio-Quaternário (Figura 6-11).

6.2.5) Confecção de Mapas de Isópacas e Paleobatimétricos

Os mapas de isópacas e paleobatimétricos foram confeccionados utilizando a interpretação sísmica de cada superfície estratigráfica nas diferentes bases sísmicas disponíveis, convertidas para profundidade em metros através dos métodos descritos no item acima 6.2.4) Conversão Tempo-Profundidade (Depth conversion) e Análise de Velocidade Sísmica. Os mapas paleobatimétricos foram confeccionados durante a etapa de gridagem dos horizontes sísmicos interpretados realizada no próprio programa de interpretação sísmica Kingdom Suite. A gridagem dos horizontes foi realizada através do método "Natural Neighbor" e utilizando uma malha amostral entre 200 a 1000 m. Já os mapas de isópacas foram obtidos através da subtração dos mapas das superfícies topo e base da sequência em questão. Todos os mapas confeccionados se apresentam no sistema de projeção Mercator e Datum WGS84.

6.2.6) Quantificação de Volume Sedimentar e Descompactação

A quantificação do volume sedimentar compactado, ou seja, o volume estimado diretamente nas linhas sísmicas, foi realizada utilizando os mapas de isópacas das sequências estratigráficas interpretadas nas linhas sísmicas profundas convertidas para profundidade em metros (de acordo com a metodologia mostrada no item 6.

2.4) Conversão Tempo-Profundidade (Depth conversion) e

Análise de Velocidade Sísmica). Tanto as etapas de interpretação sísmica como a de confecção de mapas de isópacas e de cálculo do volume sedimentar compactado foram realizadas no programa Kingdom Suite. Contudo, a quantificação do volume sedimentar de cada sequência sísmica interpretada foi somente realizada nas linhas sísmicas profundas já que as linhas sísmicas de alta resolução não apresentam uma malha suficientemente fina para a confecção de mapas de isópacas confiáveis.

Um outro método de quantificação de "volume" sedimentar foi realizado durante a etapa de modelagem estratigráfica . Este tipo de quantificação é estimado através da área da sequência interpretada em uma linha sísmica 2D e considerando uma extensão lateral de 1 km.

6.2.6.1)

Descompactação do Volume Sedimentar

Os volumes sedimentares obtidos diretamente dos mapas de isópacas e de linhas sísmicas 2D consideram os sedimentos compactados. A descompactação deste volume é necessária para a obtenção do valor real do volume sedimentar depositado em cada sequência. Neste trabalho a descompactação foi realizada considerando os gráficos de variação de porosidade com a profundidade de Allen e Allen (2005) como gráficos de perda de volume sedimentar com a profundidade (Figura 5-4). E as profundidades utilizadas fora as médias das superfícies estratigráficas interpretadas na etapa de 6.2.1) Análise Sísmica.

6.2.7) Análise Litológica

A análise litológica foi baseada em 16 poços a partir dos dados presentes nos respectivos composite logs, que representam as descrições das amostragens realizadas durante a perfuração do poço exploratório. Para uma melhor distribuição amostral, os poços foram agrupados em 9 áreas (plataforma, talude e bacia em três zonas da área de estudo leste, central e oeste). A correlação da variação litológica dos poços com as superfícies interpretadas nas linhas sísmicas permite estabelecer a variação litológica no tempo e espaço na área de estudo. Todos os gráficos foram confeccionados no programa Microsoft EXCEL.

6.2.8) Modelagem Estratigráfica de uma Plataforma Continental Siliciclástica de

Margem Passiva

A metodologia de modelagem estratigráfica aqui descrita foi baseada nos conceitos descritos no capítulo 5-Modelagem Estratigráfica de Plataforma Continental Siliciclástica de Margem Passiva.

Os modelos estratigráficos foram construídos no programa Dionisos, desenvolvido pelo IFP Energies Nouvelles (Instituto Francês do Petróleo) e envolvem a realização de inúmeras etapas descritas abaixo.

6.2.8.1)

Escolha da Área de Estudo e Inserção dos Dados Batimétricos

Após um estudo detalhado das unidades sedimentares reconhecidas nas linhas sísmicas interpretadas são escolhidas as unidades a serem simuladas. No caso de um modelo 2D são utilizados os dados de paleobatimetria e de espessura sedimentar baseados na interpretação de uma linha sísmica, para o caso de um modelo 3D insere-se os mapas paleobatimétricos e de isópacas.

Parâmetros da bacia

Geometria da bacia -Para a realização da simulação deve-se estabelecer a geometria da área a ser modelada, que vai depender das feições e das unidades a serem simuladas. Esta geometria é definida, obrigatoriamente, por um retângulo, com coordenadas de um ponto de referência da bacia (x, y em sistema de coordenadas métricas), com medidas laterais em quilômetros (H e L) e com um ângulo (em graus) com uma linha horizontal (β) (Figura 6-13). Além disso, deve-se também estabelecer a espaçamento da malha de dados da simulação (a), considerando a malha dos dados originais e a malha mínima para a representação das feições importantes da simulação (Figura 6-13) Figura 6-13 -Exemplo de geometria de bacia a ser inserido na simulação.

6.2) Métodos: Conversão Tempo-Profundidade e Análise de Velocidade Sísmica 148

Período da simulação -Após a prévia interpretação dos dados é possível estimar aproximadamente o período que está compreendido as unidades sedimentares estudadas. Para a estimativa do período são usadas algumas ferramentas como: dados cronoestratigráficos de poços, correlação de superfícies erosivas com quedas de nível de mar, etc. Contudo, a estimativa do período baseado nas idades de queda de nível de mar deve ser coerente com a curva de nível de mar a ser utilizada na modelagem. Além do período da simulação deve-se também fornecer o intervalo de tempo de cada etapa da simulação, ou seja, de quantos em quantos mil/milhões de anos serão gerados horizontes na simulação.

Litologia -A litologia é estimada através de dados de poços exploratórios ou testemunhos, no caso de zonas de pouca profundidade. Através destas informações é possível determinar a % referente a cada tipo sedimentológico. Quanto maior a quantidade de informações, mais precisa será a estimativa de litologia.

6.2.8.2)

Quantificação da Variação Relativa do Nível do Mar e dos Movimentos Verticais

A quantificação da variação relativa do nível de mar e de movimentos verticais se faz necessária para a estimativa do espaço de acomodação criado durante a evolução do pacote sedimentar estudado (Figura 6-14) e, também, para a estimativa do embasamento-base do modelo.

Figura 6-14 -Esquema explicativo dos componentes que criam ou destroem espaço de acomodação.

A. Correção paleobatimétrica e cálculo de espaço de acomodação

A correção paleobatimétrica é a tentativa de reproduzir uma paleobatimetria no momento da formação da referida superfície. Para isso, é necessário o reconhecimento de evidências de paleoprofundidades que podem ser fornecidas através de, por exemplo, dados biobatimétricos. Com a ausência deste tipo de informação é necessária a identificação de feições que sejam capazes de 149 determinar níveis de mar. Importantes quedas de nível de mar são frequentemente reconhecidas em plataformas ao redor do mundo por superfícies fortemente erosivas. O alcance máximo de profundidade desta erosão é representado pelo offlap break da respectiva sequência e, por isso, a profundidade deste offlap break é relacionada ao nível de mar mais baixo, como mostrado nas superfícies identificadas na linha sísmica da Figura 6-15. A compactação está intimamente relacionada à porosidade da rocha, que é o espaço existente entre os grãos. Existem alguns métodos para o cálculo de porosidade da sequência estudada, como amostragens diretas da rocha (onde se pode obter diretamente a porosidade da rocha ou somente estimá-la através do tipo de sedimento encontrado), cálculos indiretos utilizando perfis de poços ou utilizando tabelas de valores aproximados para cada tipo de composição da rocha, como a tabela de Sclater e Christie (1980) (Tabela 6.2). 

Cálculo das profundidades das superficies das sequências descompactadas

D. Correção eustática

Através da utilização de curvas de variação de nível de mar é possível determinar a quantidade de espaço de acomodação criado ou destruído relativo às variações eustáticas (Figura 6-14). Este cálculo é realizado considerando a formação da superfície base e topo da sequência com específicos níveis eustáticos, normalmente de mar baixo relacionados diretamente aos respectivos offlap breaks das sequências sedimentares (Figura 6-14).

E. Embasamento inicial

Para as simulações em plataformas, a batimetria inicial do horizonte base da simulação, deve ser baseada na paleobatimetria atual do horizonte. Contudo, esta paleobatimetria precisa ser corrigida para representar a superfície no momento de sua formação. Para isso, a superfície é, então, rotacionada para a posição que mais se aproxima da posição original da formação da superfície, considerando o espaço de acomodação desenvolvido (Figura 6-18). A batimetria inicial do horizonte base pode ser então calculada através do ângulo do hinge point1 e da distância do hinge line até o offlap break de acordo com a equação abaixo e a Figura 6-18.

B0=Bf-α*(HP)+c onde B0 é a batimetria inicial a ser inserida na simulação;

Bf é a batimetria final obtida através da intepretação dos dados, ou seja, é a batimetria do horizonte base do estudo atualmente; Na metodologia aplicada neste trabalho, a subsidência varia de forma aproximadamente linear entre a plataforma interna e o talude, e uma reta de equação linear é capaz de fornecer uma variação de subsidência satisfatória. Para o cálculo da equação da reta que representa a variação de subsidência ao longo de um perfil é necessário posicionar o hinge point (HP) de cada sequência e de obter a quantidade de espaço de acomodação criado pela subsidência no offlap break (subs).

Teoricamente, o hinge point é considerado o ponto máximo proximal onde seriam observados depósitos da sequência . A equação da reta que representa a variação de subsidência ao longo do perfil é definida então como:

(HP/subs)*x + c onde: subs é a subsidência no offlap break;

HP é a distância do hinge point até o offlap break da sequência;

X é posição horizontal do perfil c é um coeficiente que varia de simulação para simulação. 

6.2.8.3)

Quantificação de Aporte Sedimentar e Descarga Fluvial

As taxas de aporte sedimentar podem ser obtidas de diferentes maneiras como a utilização de informações contidas na bibliografia ou cálculo de volume sedimentar calculado através das espessuras sedimentares ou dos mapas de isópacas baseados em interpretações sísmicas na área de estudo.

Os valores de descarga fluvial (Qw) podem ser obtidos tanto através de dados bibliográficos da área de estudo, como também, grosseiramente estimados através de estudos baseados em compilações das relações de descarga fluvial com outros parâmetros, como, por exemplo, o aporte sedimentar (Qs) (Figura 6-20).

Figura 6-20 -Gráficos da relação descarga sedimentar X descarga d'água, baseados na compilação de dados realizada por Didier Granjeon.

6.2.8.4)

Quantificação de Erosão

Na simulação estratigráfica a erosão é quantificada considerando-se os volumes totais de relevo e massa retirados do embasamento e das sequências sedimentares formadas anteriormente. S é a inclinação m/km do fundo.

Existem alguns valores médios de coeficientes de difusão fluvial e marinho para cada tipo de sedimento, resumidos na Tabela 5.1.

6.2.8.6)

Simulações Estratigráficas

O modelo estratigráfico é gerado a partir da estimativa dos parâmetros de entrada estabelecidos acima. Simulações estratigráficas podem ter diferentes objetivos como: a reprodução da geometria de um determinado pacote sedimentar e assim obtenção da variação dos principais parâmetros responsáveis pela sua formação ou; a realização de testes para determinação do comportamento sedimentar em diferentes ambientes sedimentares. As simulações realizadas no presente trabalho tiveram como objetivo a reprodução da geometria das sequencias sedimentares interpretadas na etapa de análise sísmica. A partir do modelo estratigráfico final foi possível, então, estimar a variação temporal e espacial dos parâmetros definidores da construção arquitetural da bacia sedimentar estudada como a variação de espaço de acomodação e de subsidência, a variação de aporte sedimentar e de descarga fluvial e migração das fontes sedimentares que alimentam a bacia.

Capítulo 7

Resultados

Os resultados apresentados neste capítulo representam todo o trabalho realizado neste estudo incluindo toda a interpretação sísmica profunda e de alta resolução; análises de mapas batimétricos e paleobatimétricos, de isópacas e de gradiente de fundo, criados a partir da interpretação sísmica; análise cronoestratigráfica a partir de dados de poços; análise litológica e quantificação de taxa de sedimentação e; modelagem estratigráfica 2D e 3D em diferentes intervalos temporais. 

Análise Sísmica e de Dados de Poços Exploratórios

Neste item serão mostrados os resultados referentes à interpretação de todo o levantamento sísmico disponível para este estudo. Como foi mostrado no capítulo de Base de Dados e Métodos, foram disponibilizados dados de sísmica de reflexão de diferentes resoluções e penetração do sinal acústico: linhas de sísmica de reflexão profunda (disponibilizados pela Agência Nacional do Petróleo), que permitem a observação e interpretação das sequências deposicionais formadas durante toda a evolução cenozóica da bacia de Santos, foco do presente estudo (Figura 7-1); e linhas de sísmica de reflexão de alta resolução (com penetração máxima de sinal acústico da ordem de 500 ms), que permitem uma melhor caracterização das sequências deposicionais formadas durante o Plio-Quaternário (Figura 7-1).

Figura 7-1-Exemplos dos dois tipos de linhas sísmicas utilizadas neste estudo: A) Linha sísmica de alta resolução; B) Linha sísmica profunda.

7.1.1) Análise das Linhas de Sísmica Profunda

A análise das linhas de sísmica profunda (Figura 7-1) permitiu o reconhecimento das principais sequências sísmicas, caracterizadas por distintos arranjos de arquitetura sedimentar, desenvolvidas durante a evolução da bacia de Santos no Cenozóico. As sequências e os respectivos horizontes sísmicos que as limitam foram interpretados se baseando nos preceitos de Estratigrafia Sísmica e de Sequências (capítulo Estratigrafia de Sequências). Para uma melhor caracterização da variação lateral do desenvolvimento das sequências sedimentares, a área de estudo foi geograficamente subdividida em três porções principais: oeste, central e leste (Figura 7-2).

A interpretação das linhas de sísmica profunda permitiu a identificação de nove sequências sísmicas principais e dez horizontes sísmicos (considerando o fundo do mar) que as limitam (Figura 7-3). As sequências sísmicas foram nomeadas de SC1 a SC9, enquanto os horizontes foram nomeados de H1 a H8, de superfície S1 (já definida na literatura por [START_REF] Maia | Architecture and stratigraphic framework of shelf sedimentary systems off Rio de Janeiro state, Northern Santos Basin-Brazil[END_REF] e fundo marinho (Figura 7-3, Figura 7-4, Figura 7-5, Figura 7-6, Figura 7-7, Figura 7-8, Figura 7-9, Figura 7-10 e Figura 7-11). As Figura 7-3 -Linha sísmica posicionada na porção central da área de estudo, selecionada como exemplo para identificação das sequências e horizontes sísmicos identificados na intepretação das linhas de sísmica profunda.

Figura 7-4 -Exemplo de linha dip interpretada dos dados de sísmica profunda, situada no extremo OESTE da área de estudo.

Figura 7-5 -Exemplo de linha dip interpretada dos dados de sísmica profunda, situada na porção CENTRO-OESTE da área de estudo.

Figura 7-6 -Exemplo de linha dip interpretada dos dados de sísmica profunda, situada na porção CENTRAL da área de estudo.

7.1.1) Análise das Linhas de Sísmica Profunda 164

Figura 7-7 -Exemplo de linha dip interpretada dos dados de sísmica profunda, situada na porção LESTE da área de estudo.

Figura 7-8 -Exemplo de linha dip interpretada dos dados de sísmica profunda, situada no extremo LESTE da área de estudo.

Figura 7-9 -Exemplo de linha strike interpretada dos dados de sísmica profunda, situada na porção OESTE da área estudo.

Figura 7-10 -Exemplo de linha strike interpretada dos dados de sísmica profunda, abrangendo as porções CENTRAL e LESTE da área estudo.

Figura 7-11 -Exemplo de linha strike interpretada dos de sísmica profunda, abrangendo as porções CENTRAL e LESTE da área estudo.

7.1.1.1)

Arquitetura Sísmica da Sequência SC1 e suas Superfícies Limitantes (H1-base e H2-topo)

A sequência sísmica SC1 é a primeira sequência identificada dentro do pacote estudado, caracterizada como a primeira sequência progradante da sucessão estratigráfica em questão, apresentando clinoformas com foresets de alto ângulo de inclinação. Tais clinoformas progradantes ocorrem, contudo, apenas na porção leste da área de estudo. Ela é desenvolvida sobre a superfície H1 (Figura 7-12), que representa a superfície-base dos estudos conduzidos na presente tese, e é limitada no seu topo pela superfície H2 (Figura 7-4, Figura 7-5, Figura 7-6, Figura 7-7, Figura 7-8, Figura 7-9, Figura 7-10 e Figura 7-11).

Figura 7-12 -Mapa morfológico da Superfície H1. Em destaque uma visão 3D da morfologia da superfície e também um zoom na zona de ocorrência de cânions.

A superfície H1 apresenta características sísmicas que indicam a atuação de processos erosivos, como o esculpimento de inúmeros cânions, de até 370 m de desnível morfológico (Figura 7-10), que seccionam a superfície perpendicularmente à costa na porção centro-leste da área de estudo, aproximadamente à frente da Baia de Guanabara (Figura 7-9, Figura 7-10 e Figura 7-11).

Estes cânions foram completamente preenchidos durante o desenvolvimento da sequência sedimentar SC1, mas não apresentam, contudo, feições de conexão mapeáveis com as regiões proximais (Figura 7-12). As porções mais proximais da superfície H1 (plataforma média e interna)

foram interpretadas somente na porção oeste da área de estudo, devido à inexistência de dados sísmicos na porção leste da plataforma. A partir desta interpretação, foi possível verificar uma tendência de diminuição das profundidades de sua superfície-base H1 na porção leste da área de estudo (Figura 7-12), assim como a presença de um embaiamento sobre a plataforma continental na região centro-oeste da área, ao largo da Baia de Guanabara (Figura 7-12). A superfície H1 desta porção centro-oeste apresenta uma plataforma continental média-externa de baixos ângulos (0.1°2, Figura 7-5) e uma plataforma interna aplainada (Figura 7-5). Esta superfície é relacionada ao posicionamento da Charneira de Santos que corresponde a um limite abrupto da bacia, onde ocorre uma flexura ou faturamento do embasamento que permaneceu ativo até o final do Cretáceo e foi posteriormente recoberto pela sucessão estratigráfica cenozoica durante a fase de subsidência térmica (Zalán e Oliveira, 2005).

No mapa morfológico da superfície H1, assim como o de todas as demais paleosuperfícies identificadas (de H1 ao fundo marinho atual) é possível observar estruturas convexas formadas pelo sal, e entre estas estruturas a feição deposicional côncava interpretada como uma deposição anterior ou concomitante a halocinese (Figura 7-7, Figura 7-8, Figura 7-11, Figura 7-12 e Figura 7-13).

No mapa de isópacas, é possível verificar pequenos depocentros localizados na bacia, principalmente na região centro-oeste da área, relacionados com a criação de espaço para acomodação sedimentar através da halocinese e a formação de domos salinos (Figura 7-13).

A superfície H1 apresenta ainda na porção centro-oeste da área de estudo uma quebra de plataforma bem definida e um talude de alto ângulo (5.8°, Figura 7-5). As posições de offlap break (tanto de borda de plataforma, como também de sistema de mar alto) de todas as superficies foram estimadas através de mapas de gradiente das respectivas superfícies e baseadas nas observações nas linhas sísmicas. O offlap break de borda de plataforma 3 desta superfície foi estimado nas linhas sísmicas de acordo com a paleomorfologia de quebra entre a plataforma e o talude da superfície.

Este offlap break é bem marcado na porção oeste da área de estudo, mas com pouca ou nenhuma definição na porção leste (Figura 7-5, Figura 7-7 e Figura 7-14). Os offlap breaks de borda de plataforma da superfície H1 descrevem um embaiamento na região leste (Figura 7-14). Na porção extremo oeste da área (ao largo da Ilha de São Sebastião, Figura 7-4), a plataforma continental é de morfologia mais uniforme, apresentando ângulos de inclinação semelhantes ao longo de toda a área (0.6°, Figura 7-4). Nesta porção, a quebra da plataforma é menos definida e apresenta um talude com inclinação menor que na porção centro-oeste (4.3°, Figura 7-4). Já na porção leste, a superfície H1 se apresenta em forma de rampa (de ângulo 1.5°, Figura 7-7), sem uma definição clara do limite entre plataforma continental e talude. A diferença morfológica desta paleoplataforma, marcada pela presença ou ausência de feição fisiográfica de quebra definida, evidencia uma morfologia em forma de rampa localizada na porção leste da área de estudo (Figura 7-12). Esta morfologia resultou num controle sobre a arquitetura e arranjo estratigráfico das sequências na porção leste da área, como pode ser observado na Figura 7-7, Figura 7-8 e na Figura 7-10. Enquanto na porção centro-oeste, SC1

se desenvolve como estratos com tendências tabulares, compatível com um sistema transgressivo desenvolvido sobre a plataforma continental da superfície H1 (Figura 7-4 e Figura 7-5).

Desta forma, a sequência SC1 na porção centro-leste da área adquire traços arquiteturais fortemente progradacionais em direção à bacia, preenchendo parte da feição depressionada / em rampa observada na área. Além disso, nesta porção da área a sequência SC1 é composta pelo empilhamento de duas subunidades (SC1A e SC1B), distribuídas ao longo da plataforma, talude e bacia com geometria e padrões de configuração sísmica interna próprios:

 A subunidade SC1A (Figura 7-7 e Figura 7-10) é caracterizada por reflexões internas aproximadamente plano-paralelas, situadas na base da subunidade (Figura 7-7 e Figura 7-10), apresentando espessura de aproximadamente 100 m sobre a plataforma da porção oeste e chegando a um máximo de 150 m na porção leste (Figura 7-7).

3 Na Estratigrafia de Sequências, os offlap breaks são considerados os pontos de inflexão entre topsets e foresets. Até recentemente, os offlap breaks eram com frequência considerados a posição da linha de costa (shoreline position). Numerosos estudos recentes discutem outros possíveis significados para os offlap breaks (e.g. Helland-Hansen and Hampson, 2009;Henriksen et al., 2009). Estes estudos mostram claramente que clinoformas e offlap breaks podem ocorrer em diferentes escalas, desde ondas de sedimento (current ripples) a faces de praia (shoreline break), até a escala de quebra de plataforma continental.

Figura 7-13 -Mapa de Isópacas da sequência SC1. As linhas pretas representam as isóbatas da morfologia atual. As linhas brancas representam os offlap breaks das superfícies base e topo da sequência (posições dos offlap breaks obtidos a partir da interpretação sísmica e dos mapas de gradientes de superfície).

 A subunidade SC1B (Figura 7-7 e Figura 7-10) é caracterizada por sistemas sedimentares progradantes formados principalmente na plataforma externa, que tendem a fácies mais plano-paralelas sobre a plataforma continental (Figura 7-6 e Figura 7-7). Estas clinoformas progradantes se desenvolvem em direção à bacia, com pequena espessura a oeste e com grande espessura na porção leste da área de estudo (Figura 7-10). Os refletores das clinoformas progradantes apresentam diferentes ângulos de inclinação, dependendo da localização do depósito. Na porção mais a oeste, os ângulos dos refletores são mais fortes, acompanhando o ângulo de inclinação da superfície H14 (Figura 7-5). Já na porção leste, a inclinação é menor (Figura 7-7);

A partir do mapa de isópacas da sequência SC1 pode ser observado um grande depocentro localizado na porção leste, onde também é observada a morfologia em rampa na superfície H1 e um conjunto de falhas (Figura 7-12 e Figura 7-13). Este depocentro é formado por um grande sistema progradante de mais de 600 m de espessura, que preenche o espaço de acomodação existente devido à morfologia em rampa na porção leste da superfície H1 (Figura 7-13). Este sistema 173 progradante parece estar se desenvolvendo tanto frontalmente em direção à bacia profunda (Figura 7-6 e Figura 7-7), como também lateralmente de oeste para leste (Figura 7-10). Em direção à porção oeste da área, a sequência SC1 afina gradualmente até tornar-se praticamente inexistente, pelo menos dentro nível de resolução dos dados de sísmica profunda (Figura 7-4, Figura 7-5 e Figura 7-6).

Além disso, a morfologia em rampa na porção leste persiste até o topo da sequência SC1, de tal forma que a superfície H2 apresenta uma morfologia geral similar à superfície H1. E embora a superfície H2 apresente um limite plataforma continental -talude mais bem definido na porção leste da área, com ângulo de inclinação de talude de 3.6° (Figura 7-7), a morfologia em rampa persiste na porção extremo leste onde pode ser observado um embaiamento local (Figura 7-8, Figura 7-15 e Figura 7-16). Assim como na superfície H1, o offlap break de borda de plataforma da superfície H2 também foi estimado na porção oeste da área de estudo de acordo com a paleomorfologia de quebra entre a plataforma e o talude da superfície (Figura 7-4). Na porção central e leste a posição deste offlap break foi estimado, quando possível, no offlap das clinoformas mais distais observadas na sequência. A posição dos offlap breaks é mais bem definida que os da superfície H1, resultado do desenvolvimento localizado da sequência SC1 (Figura 7-7 e Figura 7-16). A maior definição plataforma-talude da superfície H2 reflete o preenchimento sedimentar da sequência SC1 sobre a rampa na superfície H1, enquanto a persistência da morfologia em rampa da superfície H2 demonstra que o preenchimento da feição depressionada foi incompleto, ou seja, o espaço disponível para sedimentação não foi totalmente utilizado.

Figura 7-14 -Mapa de gradiente da superfície H1 e o posicionamento do respectivo offlap break de borda de plataforma.

Figura 7-15 -Mapa morfológico da Superfície H2. Em destaque uma visão 3D da morfologia da superfície.

Figura 7-16 -Mapa de gradiente da superfície H2 e o posicionamento do respectivo offlap break de borda de plataforma.

7.1.1.2)

Arquitetura Sísmica da Sequência SC2 e sua Superfície-Topo H3

A sequência SC2 é limitada em sua base pela superfície H2 (Figura 7-15), descrita no item anterior, e no topo pela superfície H3. Assim como a sequência SC1, ela é também caracterizada por subunidades sedimentares progradacionais restritas à porção leste da área, que se desenvolvem sobre a plataforma e talude em direção à bacia e em direção a leste, preenchendo o espaço disponível para sedimentação pré-existente na superfície H2 (Figura 7-10). A sequência SC2 se desenvolve em regiões de plataforma externa e talude preenchendo a morfologia em rampa existente na porção leste da área de estudo e recobrindo a sequência anterior SC1 (Figura 7-10), onde também são observadas inúmeras falhas que perturbam a estratigrafia da sequência SC2 (Figura 7-8). Já sobre a plataforma, os refletores de SC2 se apresentam mais plano-paralelos (Figura 7-5, Figura 7-6 e Figura 7-7) e alcançam regionais mais proximais que a sequência SC1.

Esta sequência também se apresenta composta por subunidades de diferentes geometrias e configurações das reflexões sísmicas internas; por isso, a sequência foi também subdividida em duas subunidades (SC2A e SC2B):

 A subunidade SC2A é caracterizada por cunhas sedimentares desenvolvidas sobre a plataforma externa, cuja base é marcada por reflexões terminando aparentemente em onlap contra a superfície H2, configurando desta forma sistemas agradacionais (Figura 7-7);

 A subunidade SC2B é caracterizada por clinoformas progradantes caracterizadas por foresets de alto ângulo (Figura 7-7 e Figura 7-8), cuja inclinação varia dependendo da localização. Na porção oeste, onde a subunidade apresenta uma espessura mínima da ordem de alguns metros, a inclinação dos refletores gera uma borda de plataforma e talude menos abruptos (Figura 7-7). Já na porção leste, a inclinação dos refletores acompanha a inclinação da superfície H2 (Figura 7-4). Em geral, a subunidade progradacional SC2B apresenta refletores de mais alto ângulo de inclinação no talude em comparação com os refletores dos sistemas progradantes da sequência SC1 (Figura 7-7). A configuração da progradação desta sequência reproduz o mesmo desenvolvimento frontal e lateral da sequência SC1, ou seja, um sistema que prograda tanto em direção à bacia como também na direção leste (Figura 7-7, Figura 7-8 e Figura 7-10). Esta subunidade é finalmente interrompida por uma superfície erosiva, resultante de deslizamento e movimento de massa (Figura 7-17). Os depósitos de transporte de massa oriundos do colapso gravitacional parcial de SC2B se depositaram na porção centro-leste da área de estudo (Figura 7-17), e parecem estar relacionados com a grande inclinação dos refletores na borda de plataforma e talude da subunidade SC2B que provavelmente geraram instabilidades gravitacionais do fundo submarino.

Figura 7-17 -Extratos de seções sísmicas evidenciando a presença de depósitos de deslizamentos de massa nas subunidades sísmicas SC2B e SC3A.

A sequência SC2, considerando todas as suas subunidades, apresenta uma pequena espessura sobre a plataforma da porção oeste da área de estudo, da ordem de algumas dezenas de metros (Figura 7-5 e Figura 7-18) que vai gradualmente aumentando em direção leste acompanhando o desenvolvimento progradacional da sequência (Figura 7-8, Figura 7-10 e Figura 7-18). Na porção extremo leste da área a sequência apresenta máxima espessura da ordem de 500 m (Figura 7-18). No mapa de isópacas da sequência SC2 (Figura 7-18), foi possível identificar que seu principal depocentro é, no entanto, localizado ligeiramente a leste do depocentro da sequência SC1, em função do preenchimento gradativo da rampa sobre superfície H2 (Figura 7-18). Outros pequenos depocentros também podem ser identificados na bacia (Figura 7-8), e são relacionados com a halocinese, assim como na sequência SC1 (Figura 7-13).

Figura 7-18 -Mapa de Isópacas da Sequência SC2. As linhas pretas representam as isóbatas da morfologia atual. As linhas brancas representam os offlap breaks das superfícies base e topo da sequência (posições dos offlap breaks obtidos a partir da interpretação sísmica e dos mapas de gradientes de superfície).

A morfologia da superfície-topo H3 (Figura 7-19) pode ser resultante de um conjunto de processos deposicionais da própria sequência SC2 assim como herdada da fisiografia de paleosuperfícies anteriores nas regiões onde a deposição de SC2 foi menos expressiva. Na porção oeste e central da área, a plataforma apresenta uma morfologia mais suave que na porção leste, que é marcada pela presença de uma série de irregularidades locais resultante da movimentação de blocos falhados induzidos pela halocinese. A região de quebra de plataforma (offlap break) por sua vez é marcada por uma linha de quebra bem definida na porção leste (reflexo da deposição de cunhas progradantes oblíquas), enquanto na porção oeste e central onde a sequência SC2 apresenta espessuras substancialmente menores observa-se uma ampla região de quebra com morfologia herdada da deposição das sequências anteriores (Figura 7-4, Figura 7-5, Figura 7-6, Figura 7-7 e Figura 7-8). Na porção oeste da área de estudo o offlap break de borda de plataforma foi estimado de acordo com a paleomorfologia de quebra entre a plataforma e o talude da superfície (Figura 7-4).

Na porção central e leste a posição deste offlap break foi estimado, quando possível, no offlap break das clinoformas mais distais observadas na sequência (Figura 7-6). Assim como a superfície H1 e H2, o offlap break de borda de plataforma da superfície H3 também descreve um embaiamento nesta porção (Figura 7-20). Figura 7-20 -Mapa de gradiente da superfície H3 e o posicionamento do respectivo offlap break de borda de plataforma.

7.1.1.3)

Arquitetura Sísmica da Sequência SC3 e sua Superfície-Topo H4

A sequência SC3, assim como as sequências SC1 e SC2, se caracterizada por elementos arquiteturais progradacionais que se desenvolvem preferencialmente na porção leste da área de estudo, avançando sobre a superfície H3, descrita no item anterior, e tendo a superfície H4 como topo. Esta sequência é caracterizada por duas subunidades principais, constituídas por diferentes geometrias externas e configurações sísmicas internas:

 A subunidade SC3A é caracterizada por estratos agradacionais que terminam em onlap gradativamente contra a superfície basal H3 em direção ao continente, intercaladas com foresets de alto ângulo no talude que terminam em downlap em direção à bacia e na direção leste (Figura 7-6, Figura 7-7, Figura 7-8 e Figura 7-11). Estes diferentes estratos compõem a subunidade basal SC3A, formando um conjunto de clinoformas do tipo "progradação sigmoidal complexa" [START_REF] Mougenot | Prograding shelfbreak types on passive continental margins some European examples[END_REF]. Estes sistemas são responsáveis pela formação do depocentro da sequência, alcançando uma espessura de 600-700 m na porção leste da área (Figura 7-7, Figura 7-11 e Figura 7-21). A oeste a subunidade SC3A é praticamente inexistente aumentando de espessura gradativamente na direção leste (Figura 7-5 e Figura 7-6). Esta subunidade apresenta ainda depósitos característicos de movimentos de massa situados na porção leste da área de estudo formados provavelmente por uma desestabilização gravitacional devido aos altos ângulos de inclinação do talude superior (Figura 7-17).

 O topo da sequência é dominado pela subunidade SC3B, caracterizada por clinoformas progradantes que avançam sobre a plataforma que terminam em downlap contra a superfície que separa a subunidade SC3A da SC3B (Figura 7 e Figura 10). Esta superfície marca uma grande mudança no estilo deposicional da área de estudo, deslocando as fácies na direção continental, e é estratigraficamente interpretada como uma Superfície de Máxima Inundação (Maximum Flooding Surface -MFS; [START_REF] Catuneanu | Towards the standardization of sequence stratigraphy[END_REF]) (Figura 7-6, Figura 7-7 e Figura 7-8). O horizonte-topo H4 da sequência SC3 é a superfície mais facilmente identificável em toda a sucessão estratigráfica investigada, pois se trata de uma superfície com as mais claras características erosivas, que erode grande parte da sequência SC3 para oeste, e mesmo parte das superfícies anteriormente descritas (H1, H2 e H3) (Figura 7-9, Figura 7-10 e Figura 7-11). Além disso, a paleoplataforma correspondente a esta superfície é composta por dois patamares morfológicos, sendo o limite do superior relacionado com a deposição da subunidade SC3B, e o limite do inferior relacionado com o offlap break da sequência SC3, limite da subunidade SC3A (Figura 7-4, Figura 7-5, Figura 7-6, Figura 7-7, Figura 7-8 e Figura 7-22). Assim, a quebra de plataforma é mais bem definida na porção leste, a partir de onde se conecta a um talude de alto ângulo de inclinação, refletindo a deposição da subunidade SC3A (Figura 7-7 e Figura 7-8). Na porção central e leste a posição do offlap break foi estimada no offlap das clinoformas mais distais observadas na sequência (Figura 7-6). Já na porção oeste, assim como as superfícies H1, H2 e H3, a posição do offlap break foi estimada de acordo com a paleomorfologia de quebra entre a plataforma e o talude da superfície (Figura 7-4), ainda como remanescente morfológico da superfície H1 (Figura 7-4 e Figura 7-5). O offlap break da superfície H4 se apresenta linear em toda a área de estudo. Este offlap break representa a progradação mais distal observada em todo o pacote sedimentar estudado (Figura 7-23). A interpretação dos mapas de gradiente juntamente com as linhas sísmicas permitiu ainda a 181 identificação do offlap break do sistema deposicional de mar alto da superfície H4, que se apresenta aproximadamente linear a costa e ao offlap break de borda de plataforma (Figura 7-5, Figura 7-6, Figura 7-7, Figura 7-8 e Figura 7-23).

Figura 7-22 -Mapa morfológico da Superfície H4. Em destaque uma visão 3D da morfologia da superfície.

Figura 7-23 -Mapa de gradiente da superfície H4 e o posicionamento do respectivo offlap break de borda de plataforma e de sistema deposicional de mar alto.

7.1.1.4)

Arquitetura Sísmica da Sequência SC4 e sua Superfície-Topo H5

A sequência SC4 se desenvolve sobre a superfície fortemente erosiva H4, tendo como superfície-topo a superfície H5. Esta sequência é caracterizada por duas subunidades principais, constituídas por diferentes geometrias externas e configurações sísmicas internas:

 A subunidade SC4A é formada por depósitos de talude e de bacia que são sismicamente caracterizados por refletores normalmente plano-paralelos, que terminam em onlap contra a superfície H4, indicando que a subunidade foi construída provavelmente durante segmentos transgressivos da curva eustática (Figura 7-7 e Figura 7-8). Esta subunidade se espessa enormemente de oeste para leste, onde é observado o principal depocentro da sequência SC4 (de até 1000 m; Figura 7-8 e Figura 7-24). Associado a este depocentro, podem ser observados depósitos contorníticos, com a presença de uma feição de canal central bem destacada (Figura 7-7, Figura 7-8 e Figura 7-24), implantada durante o desenvolvimento da subunidade. Já no talude da porção oeste, nenhum depósito correlato à sequência SC4 foi observado ou apresenta pouca espessura (Figura 7-6, Figura 7-7 e Figura 7-9). O grande depocentro da sequência SC4 está relacionado à deposição contornítica na porção distal da margem central e leste da área de estudo (Figura 7-7 e Figura 7-8).

 A subunidade SC4B é caracterizada por um prisma progradante proximal sobre a plataforma, apresentando maiores espessuras a leste, onde este prisma é mais bem desenvolvido (Figura 7-4, Figura 7-5, Figura 7-6, Figura 7-7, Figura 7-8, Figura 7-10 e Figura 7-11). Sismicamente, este prisma é representado por clinoformas cujos refletores de foreset avançam tanto frontalmente em direção à bacia, por sobre a plataforma (Figura 7-7), como também em direção leste (Figura 7-11). Na porção leste da área, ainda é possível observar falhamentos que perturbam a estratigráfica da sequência. Na realidade, a subunidade SC4B foi aqui interpretada como um sistema de borda de plataforma/mar baixo, apesar de sua semelhança arquitetural com a subunidade SC3B que foi interpretada como um sistema deposicional de mar alto (Figura 7-7 e Figura 7-8);

Figura 7-24 -Mapa de Isópacas da Sequência SC4. As linhas pretas representam as isóbatas da morfologia atual. As linhas brancas representam os offlap breaks das superfícies base e topo da sequência (posições dos offlap breaks obtidos a partir da interpretação sísmica e dos mapas de gradientes de superfície.

Como a sequência SC4 apresenta sobre a plataforma-talude espessuras reduzidas, a morfologia de sua superfície-topo H5 reproduz a morfologia da superfície anterior H4, com exceção da porção extremo leste da área que é dominada por depósitos contorníticos (Figura 7-7, Figura 7-8 e Figura 7-25). No entanto, através da interpretação das subunidades que compõem a sequência sedimentar SC4 e do mapa de gradiente da superfície (Figura 7-26) foi possível estabelecer a posição de seu offlap break bem mais proximal através da identificação da porção distal das clinoformas progradantes definidas pela subunidade SC4B (Figura 7-7). Na porção oeste o offlap break de borda de plataforma se aproxima da costa resultando em um embaiamento local. O paleotalude da superfície H5 é, então, representado por um patamar cuja morfologia é herdada da fisiografia remanescente da superfície H4 (Figura 7-7).

Figura 7-25 -Mapa morfológico da Superfície H5. Em destaque uma visão 3D da morfologia da superfície.

Figura 7-26 -Mapa de gradiente da superfície H5 e o posicionamento do respectivo offlap break de borda de plataforma.

7.1.1.5)

Arquitetura Sísmica da Sequência SC5 e sua Superfície-Topo H6

A sequência SC5 tem como limites a superfície-base H5, descrita no item anterior, e a superfície-topo H6. Esta sequência é muito similar à sequência anterior SC4, e por isso, também foi subdividida em duas subunidades:

 a subunidade SC5A é caracterizada por depósitos de talude e bacia que apresentam refletores internos plano-paralelos que terminam em onlap contra a superfície H5, indicando que a subunidade foi provavelmente construída durante segmentos transgressivos da curva eustática (Figura 7-7 e Figura 7-8). Esta subunidade apresenta pequena espessura na porção oeste (algumas dezenas de metros na bacia; Figura 7-4 e Figura 7-27), que aumenta gradualmente em direção leste, onde atinge sua maior espessura (~200 m, Figura 7-7 e Figura 7-27). Esta subunidade está diretamente relacionada à formação de contornitos na porção leste da área, como também foi observada na subunidade SC4A.

 a subunidade SC5B é caracterizada, ao longo de toda a área de estudo, por um prisma constituído por clinoformas que progradam da região proximal por sobre a plataforma, apresentando suas maiores espessuras na porção leste da área (Figura 7-6, Figura 7-7 e Figura 7-8). Assim como nas sequências anteriores, aqui também foi possível observar falhamentos que perturbam a estratigrafia da sequência.

O principal depocentro da sequência SC5 está posicionado na plataforma e bacia da porção leste da área, como já descrito no detalhamento de cada uma das subunidades (Figura 7-27). Alguns pequenos depocentros isolados são também observados na bacia, indicando a influência da halocinese na criação de minibacias durante a deposição da sequência (Figura 7-27).

Por fim, a superfície-topo H6 exibe as mesmas características morfológicas da superfície H5, como a presença de um patamar no talude, cuja morfologia parece também herdada da fisiografia remanescente da superfície H4 (Figura 7-7 e Figura 7-28). O offlap break de borda de plataforma da superfície H6 está localizado aproximadamente na mesma posição do offlap breaks da superfície H5 (Figura 7-7, Figura 7-8 e Figura 7-29). Na porção oeste ainda é observada a presença de um embaiamento na região da plataforma externa-talude superior, cuja morfologia foi igualmente herdada de depressões das superfícies anteriores não completamente preenchidas (Figura 7-28 e Figura 7-29).

Figura 7-27 -Mapa de Isópacas da Sequência SC5. As linhas pretas representam as isóbatas da morfologia atual. As linhas brancas representam os offlap breaks das superfícies base e topo da sequência (posições dos offlap breaks obtidos a partir da interpretação sísmica e dos mapas de gradientes de superfície.

Figura 7-28 -Mapa morfológico da Superfície H6. Em destaque uma visão 3D da morfologia da superfície.

Figura 7-29 -Mapa de gradiente da superfície H6 e o posicionamento do respectivo offlap break de borda de plataforma.

7.1.1.6)

Arquitetura Sísmica da Sequência SC6 e sua Superfície-Topo H7

A sequência SC6 é limitada pela superfície-base H6, descrita no item anterior, e pela superfície-topo H7. A sequência se caracteriza pela superposição de três subunidades sísmicas bastante diferentes geometricamente (as subunidades SC6A, SC6B e SC6C):

 a subunidade SC6A é constituída por depósitos de bacia, sismicamente caracterizados por cunhas sedimentares apresentando refletores internos plano-paralelos (por vezes um pouco perturbados por falhamentos) que terminam em onlap contra a superfície H6, podendo estar relacionados ou não com depósitos contorníticos. A subunidade apresenta ainda espessuras variáveis ao longo da área de estudo, atingindo sua maior espessura na porção leste da área (aproximadamente 100 m, Figura 7-8 e Figura 7-30);

 a subunidade SC6B é caracterizada por um sistema deposicional progradante situado nas porções proximais da plataforma, aqui interpretada como sistemas deposicionais de mar alto (Figura 7-4, Figura 7-5 e Figura 7-6). Os refletores desta subunidade se apresentam, em alguns casos, truncados devido a ações erosivas (Figura 7-5). Esta subunidade foi caracterizada somente na porção oeste da área devido a limitação distal dos dados sísmicos na porção leste. A superfície-topo H7 apresenta um offlap break de borda de plataforma mais distalmente localizado que o das superfícies H5 e H6, quase alcançando a posição do offlap break da superfície H4 (Figura 7-31). A posição deste offlap break foi estimada no offlap break das clinoformas mais distais da sequência ou nas zonas mais distais onde podem ser observadas erosões plataformais evidentes (Figura 7-4, Figura 7-5, Figura 7-6, Figura 7-7 e Figura 7-8). No talude da superfície H7 pode ser observado um patamar, cuja morfologia é um remanescente fisiográfico das paleoplataformas das superfícies H4, H5 e H6 (Figura 7-5 e Figura 7-6). Na bacia, são ainda observadas perturbações na paleosuperfície, relacionadas aos domos salinos (Figura 7-25 e Figura 7-32).

Figura 7-31 -Mapa de gradiente da superfície H7 e o posicionamento do respectivo offlap break de borda de plataforma e de sistema deposicional de mar alto.

Figura 7-32 -Mapa morfológico da Superfície H7. Em destaque uma visão 3D da morfologia da superfície. Arquitetura Sísmica da Sequência SC7 e sua Superfície-Topo H8

A sequência SC7 é limitada pela superfície-base H7, descrita no item anterior, e pela superfície-topo H8. Esta sequência é também caracterizada por duas subunidades sísmicas, tendo sido por isso também subdividida em duas subunidades:

 a subunidade distal SC7A se caracteriza na bacia por depósitos conturbados indicativos da ação de transporte de massa que podem atingir 500-550 m de espessura em um depocentro sedimentar localizado na bacia da porção espessura (Figura 7-4, Figura 7-5 e Figura 7-33). Os depósitos conturbados são acompanhados em direção à margem pela deposição de uma cunha sedimentar constituída por refletores internos plano-paralelos que terminam em onlap contra a superfície a H7. Tais depósitos se apresentam mais bem definidos, e com maior espessura, na porção oeste da área (Figura 7-4), sendo praticamente inexistente na porção leste (Figura 7-8);

Figura 7-33 -Mapa de Isópacas da Sequência SC7. As linhas pretas representam as isóbatas da morfologia atual. As linhas brancas representam os offlap breaks das superfícies base e topo da sequência (posições dos offlap breaks obtidos a partir da interpretação sísmica e dos mapas de gradientes de superfície.

191

 a subunidade SC7B é representada por clinoformas progradantes proximais, cujo padrão característico se estende por toda a área de estudo. Esta feição progradante é particularmente importante na porção centro-oeste da área de estudo, onde se configura como um sistema progradacional espesso (~350-400 m) que prograda por cerca 46 km sobre a plataforma (Figura 7-4, Figura 7-5 e Figura 7-33). Esta subunidade se desenvolve exatamente sobre a feição depressionada existente na plataforma da superfície H7 (Figura 7-32 e Figura 7-33), constituindo o principal depocentro da sequência SC7 próximo à quebra de plataforma (Figura 7-33 e Figura 7-34).

Figura 7-34 -Mapa morfológico da Superfície H8. Em destaque uma visão 3D da morfologia da superfície.

A superfície-topo H8 apresenta um offlap break localizado mais proximalmente que os referentes às superfícies H5, H6 e H7, também descrevendo dois embaiamentos nas porções oeste e centro-leste da área de estudo (Figura 7-34 e Figura 7-35). Tais embaiamentos são produtos das progradação diferencial da sequência SC7 ao longo da plataforma, em parte devido provavelmente à ação erosiva de vórtices de correntes de contorno na borda de plataforma, configurando assim 7.1.1) Análise das Linhas de Sísmica Profunda 192 patamares locais em forma de embaiamentos. Além disso, a deposição de SC7A não modifica substancialmente os amplos patamares distais existentes na porção central da área de estudo, decorrentes da deposição distal das sequências SC5 e SC7. A existência destes patamares faz com que o talude continental da superfície H8 possa ser dividido em duas seções: a seção superior que apresenta 1.17° de inclinação e a seção inferior que apresenta 1.76° de inclinação (Figura 7-6). Na bacia, as feições depressionadas formadas pela tectônica salífera são gradualmente preenchidas, e também pode ser observada uma feição abaulada próxima ao pé do talude da porção centro-leste remanescente da superfície H5 (Figura 7-25 e Figura 7-34).

Figura 7-35 -Mapa de gradiente da superfície H8 e o posicionamento do respectivo offlap break de borda de plataforma.

7.1.1.8)

Arquitetura Sísmica da Sequência SC8 e da sua Superfície Topo S1

A sequência SC8 é limitada na sua base pela superfície H8, e no seu topo pela superfície S1.

Esta sequência é caracterizada essencialmente por um sistema de clinoforma que prograda sobre a plataforma-talude da superfície H8, preenchendo parcialmente o patamar morfológico pré-existente (Figura 7-34, Figura 7-36 e Figura 7-37). A progradação é mais pronunciada na porção centro-oeste da área de estudo, onde constitui um sistema de clinoforma de 350-400 m de espessura, que prograda por até 16 km por sobre a plataforma (Figura 7-5 e Figura 7-6). Sobre o talude esta subunidade é caracterizada por refletores plano-paralelos em continuidade às clinoformas mais 193 proximais (Figura 7-8 e Figura 7-36). Contudo, estes estratos são erodidos, por vezes fortemente, possivelmente pela ação de correntes de contorno, apresentando espessuras que não ultrapassam [7][8][7][8][9].

O mapa de isópacas da sequência mostra que os principais depocentros estão situados na plataforma da porção centro-oeste e no talude/bacia do extremo leste da área. A Figura 7-10 evidencia que a maior espessura no talude da porção leste é reflexo de uma progradação preferencial vinda de leste (bacia de Campos).

Figura 7-36 -Mapa de Isópacas da sequência SC8. As linhas pretas representam as isóbatas da morfologia atual.

As linhas brancas representam os offlap breaks das superfícies base e topo da sequência (offlap breaks obtidos a partir da interpretação sísmica e dos mapas de gradientes de superfície.

A superfície S1 foi interpretada tanto na base de dados de sísmica profunda como na base sísmica de alta resolução. O horizonte que serviu de base para a identificação da superfície S1 nas linhas de sísmica profunda foi obtido a partir da interpretação desta superfície das linhas de alta resolução da dissertação de [START_REF] Maia | Arcabouço Estratigráfico e Ciclicidade Deposicional dos Sistemas Plataformais ao Largo do Estado do Rio de Janeiro -Bacia de Santos (Dissertação de Mestrado)[END_REF].

A superfície S1 é muito similar à morfologia atual. Ela apresenta uma plataforma ampla e um talude com a presença de um patamar observado em dois setores da área de estudo (porção oeste e porção leste). A porção superior do talude (acima do patamar) apresenta inclinação de 1.25° e a inferior (abaixo do patamar) apresenta inclinação de 2.2° (Figura 7-7). O offlap break de borda de plataforma se situa mais distalmente que o offlap break da superfície H8, mas descreve a mesma configuração de dois embaiamentos de borda de plataforma, como observados na superfície H8 (Figura 7-38).

Figura 7-37 -Mapa morfológico da superfície S1. Em destaque uma visão 3D da morfologia da superfície.

Figura 7-38 -Mapa de gradiente da superfície S1 e o posicionamento do respectivo offlap break de borda de plataforma.

7.1.1.9)

Arquitetura Sísmica da Sequência SC9 e o Fundo Marinho Atual

A sequência SC9 representa a última sequência interpretada na base de dados de sísmica profunda. Esta sequência se desenvolve sobre a superfície S1 e tem como superfície-topo o próprio fundo marinho atual. Esta SC9 é caracterizada, assim como as sequências SC7 e SC8, por clinoformas intensamente progradantes sobre a plataforma/talude (Figura 7-5 e Figura 7-6). Esta progradação ocorre de maneira aproximadamente uniforme ao longo da área de estudo, mas é mais evidente na porção central da área (Figura 7-8 e Figura 7-39). Em direção ao talude mais distal/bacia, a sequência adquire fácies sísmicas crescentemente plano-paralela, por vezes em downlap sobre a superfíciebasal H8 (exemplo, figuras 4 e 5). Estes estratos apresentam-se perturbados e/ou falhados, ou com fácies localmente mais caóticas, revelando a ocorrência generalizada de instabilidade de fundo e movimentos de massa (Figura 7-4, Figura 7-5 e Figura 7-6).

O mapa de isópacas da sequência (Figura 7-39) ilustra seu depocentro principal na região de quebra de plataforma-talude superior, sendo um pouco mais bem desenvolvido na área central da área. Um segundo depocentro localiza-se na porção leste, integrando porções de plataforma, do talude e da bacia, nas imediações do limite com a bacia de Campos.

Figura 7-39 -Mapa de Isópacas da sequência SC9. As linhas pretas representam as isóbatas da morfologia atual.

As linhas brancas representam os offlap breaks das superfícies base e topo da sequência (posições dos offlap breaks obtidos a partir da interpretação sísmica e dos mapas de gradientes de superfície.

Finalmente, vale ressaltar que a sequência SC9 aqui definida foi anteriormente identificada e detalhada por [START_REF] Maia | Arcabouço Estratigráfico e Ciclicidade Deposicional dos Sistemas Plataformais ao Largo do Estado do Rio de Janeiro -Bacia de Santos (Dissertação de Mestrado)[END_REF] através da análise de dados de sísmica de alta resolução Sparker. Este trabalho anterior permitiu o reconhecimento de cinco sequências deposicionais de mais alta ordem, como compondo a sequência SC9 agora definida no topo da sucessão estratigráfica cenozóica. O detalhamento destas sequências será retomado no item 7.1.2) Análise das Linhas de Sísmica de Alta Resolução deste manuscrito.

Morfologia atual

A morfologia da plataforma atual é variável lateralmente. Na porção mais a leste (próximo à Lagoa de Araruama e Cabo Frio), a plataforma alcança sua largura mínima, de cerca de 75 km (Figura 7-40), e gradiente da ordem de 0,05º (perfis A e B da Figura 7-41), apresentando as menores profundidades de quebra de plataforma, com aproximadamente 160 m de profundidade (perfil A da 

7.1.2) Análise das Linhas de Sísmica de Alta Resolução

A interpretação anteriormente conduzida por [START_REF] Maia | Arcabouço Estratigráfico e Ciclicidade Deposicional dos Sistemas Plataformais ao Largo do Estado do Rio de Janeiro -Bacia de Santos (Dissertação de Mestrado)[END_REF] A reinterpretação dos dados sísmicos de alta resolução permitiu a proposição de algumas modificações em relação aos trabalhos anteriores de [START_REF] Maia | Arcabouço Estratigráfico e Ciclicidade Deposicional dos Sistemas Plataformais ao Largo do Estado do Rio de Janeiro -Bacia de Santos (Dissertação de Mestrado)[END_REF] e [START_REF] Maia | Architecture and stratigraphic framework of shelf sedimentary systems off Rio de Janeiro state, Northern Santos Basin-Brazil[END_REF]. O antigo Conjunto I de [START_REF] Maia | Arcabouço Estratigráfico e Ciclicidade Deposicional dos Sistemas Plataformais ao Largo do Estado do Rio de Janeiro -Bacia de Santos (Dissertação de Mestrado)[END_REF] e [START_REF] Maia | Architecture and stratigraphic framework of shelf sedimentary systems off Rio de Janeiro state, Northern Santos Basin-Brazil[END_REF], limitado em seu topo pela superfície S1 foi aqui subdividido em duas sequências: sequência SC7, limitada em seu topo pela superfície H8

(identificada nas linhas de sísmica profunda e correlacionada nas linhas sísmicas de alta resolução) e sequência SC8, limitada em seu topo pela superfície S1 (Figura 7-43). Já o antigo Conjunto II passou a ser aqui nomeado de sequência SC9 (Figura 7-43). Nos dados sísmicos de alta resolução foi possível estabelecer com maior detalhamento a arquitetura sedimentar das sequências SC7, SC8 e SC9 já identificadas nas linhas sísmicas profundas:

 A sequência SC7 é aqui caracterizada sismicamente por clinoformas progradantes oblíquas com terminação em toplap ou truncamento erosivo contra sua superfície-topo H8 (Figura 7-43). Na verdade, as linhas sísmicas de alta resolução só permitem o detalhamento das subunidades-topo da sequência SC7 sobre a plataforma continental.

 A sequência SC8 é aqui caracterizada por uma sucessão de clinoformas oblíquas e sigmoidais e é limitada no seu topo pela superfície S1 (Figura 7-43 e Figura 7-44);

 A sequência SC9 é composta por uma sucessão de subsequências formadas por clinoformas oblíquas sobrepostas e seu topo é o fundo do mar atual. Nos trabalhos anteriores, a sequência SC9 foi definida como sendo composta por cinco subsequências sísmicas (SQ1 a SQ5) limitadas pelas superfícies sísmicas S1-S5 e fundo do mar atual. A reinterpretação desta sequência (antigo conjunto II) aponta para a possibilidade de existência de uma sexta subsequência sísmica (denominada no presente trabalho de SQ2'), através da observação de uma superfície erosiva (S2') existente no interior da subsequência SQ2 (Figura 7-43 e Figura 7-44).

7.1.2) Análise das Linhas de Sísmica de Alta Resolução 200

Figura 7-43 -Linha sísmica de alta resolução interpretada, ilustrando os padrões de arquitetura sedimentar para cada sequência reconhecida na área de estudo.

Figura 7-44 -(A) Linha sísmica de alta resolução da Comissão Geomar não interpretada; (B) Reinterpretação da linha sísmica, indicando uma sexta subsequência SQ2' observada na sequência SC9.

7.1.2.1)

Análise da Trajetória do Offlap Break e Espessura Sedimentar das

Subsequências que Compõem a Sequência SC9

A análise da migração dos offlap breaks das subsequências SQ1 a SQ4 foi realizada com base na interpretação sísmica das linhas de alta resolução. Para esta análise, não foi utilizada a metodologia de identificação da posição do offlap break a partir de mapas de gradiente das superfícies interpretadas, pois a malha do levantamento sísmico de alta resolução é demasiadamente espaçada, o que diminui a confiabilidade das possíveis inclinações das superfícies.

As posições dos offlap breaks e os cálculos de progradação foram assim estimados em cada uma das linhas sísmicas dip disponíveis, através da confecção de gráficos de deslocamento dos offlap breaks das subsequências (Figura 7-45 e Figura 7-46). A partir dos gráficos de progradação sedimentar de cada subsequência nas diferentes porções da área de estudo (Leste, Central e Oeste), foi possível verificar que as subsequências SQ1 e SQ3 resultaram na mais importante progradação na área de estudo (porção centro-oeste da área de estudo; linhas com cores quentes no gráfico da Figura 7-46).

Figura 7-45 -Análise da quantidade de progradação (km) de cada subsequência para cada linha sísmica de alta resolução, permitindo uma visualização geral da variação da progradação espacial e temporalmente [START_REF] Maia | Arcabouço Estratigráfico e Ciclicidade Deposicional dos Sistemas Plataformais ao Largo do Estado do Rio de Janeiro -Bacia de Santos (Dissertação de Mestrado)[END_REF].

Além da análise da progradação, foi realizada também uma análise da variação vertical do offlap break em cada subsequência em diferentes porções da área de estudo permitindo a quantifição de criação ou destruição de espaço de acomodação em cada subsequência (Figura 7-47).

7.1.2) Análise das Linhas de Sísmica de Alta Resolução

202

A partir desta análise, foi possível observar uma maior criação de espaço de acomodação durante a formação da subsequência SQ3 (Figura 7-47). Além disso, pode-se observar uma tendência de maior espaço de acomodação nas porções central e oeste da área de estudo (linhas com cores quentes no gráfico da Figura 7-47). Contudo, apesar da quantificação de espaço de acomodação baseada no posicionamento dos offlap breaks demonstrar resultados coerentes, outros fatores são de grande importância para esta quantificação como: o grau de preservação dos pacotes sedimentares sobre a plataforma e; a morfologia da borda da plataforma, já que a definição da posição do offlap break depende fortemente desta morfologia.

Figura 7-46 -Quantificação da progradação sedimentar de cada porção da área de estudo em cada subsequência interpretada nas linhas sísmicas de alta resolução. Cada linha colorida representa uma linha sísmica (Quat1 a Quat8). Posicionamento das linhas sísmicas utilizadas na Figura 7-45.

Figura 7-47 -Quantificação da variação vertical dos offlap breaks de cada subsequência sedimentar em cada porção da área de estudo baseado na interpretação das linhas sísmicas de alta resolução Cada linha colorida representa uma linha sísmica (Quat1 a Quat8). Posicionamento das linhas sísmicas utilizadas na Figura 7-45.

7.1.3) Análise de Dados Cronoestratigráficos e Definição de Idade das Superfícies Estratigráficas Identificadas

A análise cronoestratigráfica da porção norte da bacia de Santos foi realizada utilizando-se os dados de nove poços exploratórios que apresentam informações cronoestratigráficas do intervalo Eoceno-Quaternário na área de estudo (Figura 7-48). A Tabela 7-1, a Figura 7-49 e a Figura 7-50 listam os dados cronoestratigráficos e indica os intervalos temporais que cada poço identifica.

Figura 7-48 -Mapa com a localização dos poços exploratórios (fornecidos pela ANP) utilizados para a análise cronoestratigráfica.

Tabela 7-1 -Indicação dos intervalos estratigráficos datados nos poços exploratórios utilizados neste estudo (dados ANP).

Eoceno Oligoceno Mioceno Plioceno Pleistoceno Inf Med Sup Inf Med Sup Inf Med Sup Inf Sup Inf Sup 1-BRSA-183D-RJS x x 1-BSS-0066-BS x x 1-RJS-0033-RJ x x x x x x 1-RJS-0067-RJ x x x x x x x x x 1-RJS-0072-RJ x x x x x x x 1-RJS-0123-RJ x x x x x x x x x 1-SPS-0003-SP x x x x x 1-HESS-1-RJS x x x x x x 1-RJS-0001-RJ x x x 7.1.
3) Análise de Dados Cronoestratigráficos e Definição de Idade das Superfícies Estratigráficas Identificadas 204 Figura 7-49 -Dados cronoestratigráficos plotados sobre linhas de sísmica profunda próximas (até 5 km de distância) com as respectivas superfícies estratigráficas interpretadas.

Figura 7-50 -Dados cronoestratigráficos plotados sobre linhas sísmicas de alta resolução próximas (até 5 km de distância) com as respectivas superfícies estratigráficas interpretadas.

Os dados cronoestratigráficos fornecidos pela ANP (Tabela 7-1, Figura 7-49 e Figura 7-50) não fornecem precisões sobre a bioestratigrafia dos intervalos analisados, por questões de confidencialidade das empresas de petróleo. Outras informações bioestratigráficas no intervalo do Plio-Quaternário foram obtidas na dissertação de mestrado de Silva (1992). O autor identificou sismicamente na bacia de Campos uma discordância, denominada de Marco P. Esta discordância foi caracterizada como "... um refletor positivo, com boa assinatura e distribuição regional ...", e encontra-se localizado a 151 m de profundidade abaixo do fundo submarino atual no poço 1-RJS-0001-RJ (Figura 7-48 e Figura 7-51).

Datações bioestratigráficas realizadas em amostra de calha pelo micropaleontólogo S. Shimabukuro do CENPES-PETROBRAS (apud [START_REF] Silva | Evolução sedimentar pós-miocênica na área nordeste da bacia de Campos[END_REF] indicam que o intervalo estratigráfico imediatamente abaixo do chamado Marco P corresponde ao topo da nanozona N710 (biozona internacional NN19 de Martini, 1971, representada na Figura 7-52), identificado pela presença de Pseudoemiliania lacunosa.

Esta zonação corresponde a uma janela temporal entre 0,91 a 0,44 Ma (Figura 7-52). Estas datações levaram Silva (1992) a atribuir uma idade de aproximadamente 0,5 Ma (ou 500 ka) para o Marco P, ou seja, o limite superior do topo da nanozona N710. A partir do trabalho de Maia ( 2009) foi estabelecida a correlação entre o chamado Marco P e a superfície S1 interpretada nas linhas sísmicas de alta resolução, que teria a princípio, uma idade de 0.5 Ma.

Figura 7-51 -Representação esquemática dos intervalos mais superiores amostrados e datados no poço 2 (poço RJS-001-RJ) e segundo dados de [START_REF] Silva | Evolução sedimentar pós-miocênica na área nordeste da bacia de Campos[END_REF].

208

Figura 7-52 -Zonação bioestratigráfica levemente modificada de [START_REF] Antunes | Bioestratigrafia dos nanofósseis quaternários da bacia de Campos[END_REF].

Assim, através da correlação com os dados acima, foi possível uma determinação mais precisa para os intervalos de desenvolvimento das principais sequências sedimentares identificadas nas linhas sísmicas e as suas superfícies limitantes. De acordo com estes dados foi possível estabelecer: uma idade Eoceno Inferior-Médio, para as três primeiras superfícies limitantes identificadas neste trabalho (H1, H2 e H3); uma idade Eoceno Superior a Oligoceno Superior, para a superfície H4; uma idade Oligoceno Superior a Mioceno Inferior para a superfície H5; uma idade Mioceno Inferior para a superfície H6; uma idade Mioceno Médio-Superior para a superfície H7; uma idade Plioceno Superior a Pleistoceno Inferior para a superfície H8 e idade Pleistoceno para a superfície S1 (Figura 7-53).

7.1.3.1)

Modelo de Idade através da Correlação entre as Superfícies Identificadas com

Curvas de Variação Eustática

Através dos preceitos de Estratigrafia Sísmica e de Sequências [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF]Mitchum et al., 1977;[START_REF] Vail | Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level: Part 3. Relative Changes of Sea Level from Coastal Onlap: Section 2. Application of Seismic Reflection Configuration to Stratigraphic Interpretation[END_REF][START_REF] Van Wagoner | An overview of the fundamentals of sequence stratigraphy and key definitions. In: Sea-Level Changes-An Integrated Approach[END_REF], as superfícies interpretadas nas linhas et al., 1987;Lisiecki e Raymo, 2005;[START_REF] Miller | The Phanerozoic Record of Global Sea-Level Change[END_REF][START_REF] Rabineau | Paleo sea levels reconsidered from direct observation of paleoshoreline position during Glacial Maxima (for the last 500,000 yr)[END_REF], na busca da curva que melhor se adaptasse à base de dados sísmicos interpretada. A. Escolha das curvas de variação eustática a serem correlacionadas com as sequências interpretadas Diferentes curvas de variação eustática do Cenozóico podem ser utilizadas para correlação com as superfícies e sequências sísmicas interpretadas na base de dados disponível. As mais utilizadas nesta escala temporal são: (i) a curva de variação eustática baseada na migração do onlap costeiro, dados bioestratigráficos e outros tipo de dados, de Haq et al. (1987) (chamada aqui de curva de Haq). Esta curva tem como característica a ser ressaltada as grandes amplitudes do sinal eustático, chegando a 200 m; (ii) e a curva de variação eustática baseada em isótopos de δ 18 O de [START_REF] Miller | The Phanerozoic Record of Global Sea-Level Change[END_REF] (chamada aqui de curva de Miller), que apresenta como principal característica distintiva amplitudes bem menores do sinal eustático quando comparadas às da curva de variação eustática de Haq.

Além disso, considerando o espaço de acomodação como uma interação entre as variações eustáticas e as variações na taxa de subsidência [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF][START_REF] Catuneanu | Sequence stratigraphy of clastic systems: concepts, merits, and pitfalls[END_REF][START_REF] Catuneanu | Towards the standardization of sequence stratigraphy[END_REF][START_REF] Jervey | Quantitative geological modeling of siliciclastic rock sequences and their seismic expression. In: Sea-level Changes -An integrated Approach[END_REF]Posamentier e Vail, 1988;Posamentier et al., 1988;[START_REF] Vail | Seismic stratigraphy interpretation using sequence stratigraphy: Part 1: Seismic stratigraphy interpretation procedure[END_REF] (ii) a superfície H2 foi correlacionada à regressão marinha desenvolvida pela erosão resultante de uma lenta queda de nível do mar (duração de aproximadamente 5 my) ocorrida entre 47-42 my.

Esta configuração de descida lenta (Figura 7-54) permitiria o desenvolvimento de uma grande progradação característica da sequência SC1 (Figura 7-6 e Figura 7-7);

(iii) tal como o horizonte H1, o horizonte H3 é outra superfície que se pode relacionar à ocorrência de uma queda de nível de mar de grande amplitude. Contudo, dentre as principais superfícies mapeadas, ela é a que se expressa pelo menor nível de erosão, sugerindo menor amplitude de exposição da paleo plataforma continental desenvolvida em torno de 39.5 Ma (Figura 7-7, Figura 7-8 Figura 7-10 e Figura 7-54);

Figura 7-54 -A) Correlação da curva de variação eustática baseada na migração de onlaps costeiros de margens em todo o mundo [START_REF] Haq | Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic[END_REF], com as superfícies e sequências estratigráficas interpretadas nas linhas de sísmica profundas utilizadas. B) Zoom da correlação da interpretação das sequências SC8 e SC9 e indicações de idades para as superfícies estratigráficas H8 e S1, em função da correlação com a curva de variação eustática baseada nos dados de δ 18 O de Lisiecki e Raymo ( 2005).

(iv) a superficie H4 expressa uma intensa erosão desenvolvida após uma grande transgressão marinha, responsável pelo deslocamento de fácies em direção ao continente (Figura 7-4, Figura 7-5, Figura 7-6, Figura 7-7 e Figura 7-8). Esta retrogradação das unidades sedimentares foi relacionada a importante transgressão global do Oligoceno Inferior, de alta amplitude verificada na curva . Assim sendo, a superficie H4 representaria então a grande regressão marinha relacionada por Haq a idade de 30 Ma (Figura 7-54), responsável pelo alto nível de erosão que impacta a superfície H4, como observado na área, principalmente em linhas sísmica strike da porção leste da área de estudo (Figura 7-11).

Figura 7-55 -Seção sísmica ilustrando a provável interpretação da superfície H1 e da superfície erosiva anterior a ela. De acordo com a interpretação esta superfície inferior estaria relacionada a idade de 54-58 Ma, formada após longos períodos de níveis de mar alto, gerando, assim, uma importante seção condensada, o que explicaria a camada sísmicamente transparente abaixo.

C. Modelo de idade de desenvolvimento das superfícies H5, H6 e H7

Assim como as superfícies H1 a H4, as superfícies H5, H6 e H7 também foram correlacionadas com principais quedas de nível eustático. A existência de evidências, como cânions existentes nas superfícies H5 e H6 na porção leste da área de estudo (Figura 7-11), e terminações em onlap observadas contra a superfície H5 (Figura 7-7), indicam que estas superfícies se desenvolveram provavelmente em quedas de nível de mar.

A sequência SC4 se desenvolve em regiões mais proximais que as sequências precedentes.

Anteriormente, foram discutidas as migrações dos offlap breaks, e foi constatado que a partir do final do desenvolvimento da sequência SC3 houve uma grande transgressão marinha onde todos os sistemas progradacionais foram deslocados proximalmente. Considerando as variações de nível de mar observadas na curva de Haq foi possível relacionar cada superfície topo das sequências SC4 e SC5 com quedas de nível de mar desenvolvidas durante níveis de mar mais altos. Para a superfície H5 foi estipulada a idade de 21 Ma e para a superfície H6 a idade de 15.5 Ma, mas que na realidade representa a sobreposição das duas grandes quedas observadas neste período (16.5 e 15.5 Ma). A superfície H7, topo da sequência SC6, é uma das superfícies mais facilmente mapeáveis devido ao seu alto grau erosivo (Figura 7-11) e por isso, foi correlacionada a idade de 10.5 Ma, importante queda de nível de mar do Tortoniano.

D. Hipóteses de idades de formação das superfícies H8 e S1

As idades das superfícies H8 e S1 foram estimadas utilizando a curva de variação eustática baseada em Lisiecki e Raymo (2005) e a compilação de curvas de variação eustática de Rabineau et al. (2006). Estas curvas apresentam uma resolução muito maior que a curva de Haq e, por isso, a estipulação de idades precisas para as superfícies se torna mais difícil. Abaixo estão descritas as hipóteses de idade de desenvolvimento de cada uma destas superfícies.

Hipótese de idade para a formação da superfície H8

A partir dos dados cronoestratigráficos dos poços exploratórios disponíveis, foi possível estabelecer uma idade pliocênica para a superfície H8 (Figura 7-53). O Plioceno, no período de análise bioestratigráfica dos poços exploratórios em questão (até 2004), estava inserido dentro do intervalo de 1.6 a 5.2 my. Dentro deste período ocorre um importante evento climático mundial de intensificação da glaciação no hemisfério norte. A origem desta expansão da glaciação ainda é muito discutida; muitos consideram o fechamento do Istmo do Panamá como um dos causadores, que teria ocasionado importantes mudanças nas circulações atmosféricas e oceânicas, gerando uma intensa modificação climática. Outros autores consideram também o forte aumento da amplitude da obliquidade, ocorrido entre 3.2 e 2.4 Ma, como um dos causadores do aumento desta glaciação (Figura 7-56). Contudo, independentemente dos fatores causadores da glaciação, todas as curvas baseadas em variações isotópicas de δ 18 O disponíveis nos permitem observar importantes mudanças no gradiente da tendência geral de diminuição de nível eustático, assim como da amplitude do sinal eustático, causadas pela expansão da glaciação no hemisfério Norte (Figura 7-57).

A análise da curva de variação de nível de mar (Figura 7-57A) nos permite estabelecer visualmente as principais mudanças de tendência de variação de nível de mar com o tempo. Uma importante mudança pode ser observada próxima à idade de 2.7 Ma, onde a variação de nível de mar tende a sofrer uma queda generalizada (Figura 7-57A). Além disso, a partir do gráfico do modulo da amplitude de variação de nível de mar pode-se perceber importantes variações: entre 2.5 e 3 Ma;

entre 1 e 1.2 Ma e entre 0.5 e 0.7 Ma (Figura 7-57B). Considerando o forte aumento da amplitude da obliquidade como um importante fator para a intensificação da glaciação no hemisfério norte, pode-se estimar o período de 2.4 e 3.2 Ma para o desenvolvimento da superfície H8, intervalo este que engloba tanto a mudança da tendência de queda de nível de mar em 2.7 Ma com também a mudança da amplitude de variação de nível de mar entre 2.5 e 3 Ma. Dentro desta janela temporal podem ser criadas três hipóteses de idade para o desenvolvimento da superfície erosiva H8, levando-se em conta as principais quedas de nível de mar observadas na curva de variação eustática baseada em Lisiecki e [START_REF] Lisiecki | A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ18O records: Pliocene-Pleistocene benthic stack[END_REF], resumidas na Figura 7-58. Estas três possibilidades serão testadas em simulações estratigráficas, a fim de se poder melhor definir a idade mais coerente para o desenvolvimento da superfície H8. 

Hipóteses de idade de desenvolvimento da superfície S1

Através da reinterpretação sísmica das linhas de alta resolução da Comissão Geomar foi possível considerar a existência de cinco ou seis subsequências sísmicas observadas a partir do desenvolvimento da superfície S1 (descritas em 7.1.2) Análise das Linhas de Sísmica de Alta Resolução), relacionadas com uma ciclicidade deposicional de 4ª ordem. A partir da análise conjunta dos resultados da interpretação sásmica com a curva isotópica de δ 18 O de Lisiecki e Raymo (2005) (Figura 7-58) transformada para curva de variações eustáticas globais foi possível estimar duas hipóteses de idades para a superfície S1 dentro da janela temporal de 0.9 a 0.44 Ma, definida nos dados bioestratigráficos pela presença de Pseudoemiliania lacunosa na nanozona N710 (Figura 7-52):

(i) a primeira hipótese estima a idade da superfície S1 de 0.44 Ma (Figura 7-58), e considera a existência de cinco subsequências sísmicas formadas após o desenvolvimento da superfície S1, assim como interpretado em trabalhos anteriores de [START_REF] Maia | Arcabouço Estratigráfico e Ciclicidade Deposicional dos Sistemas Plataformais ao Largo do Estado do Rio de Janeiro -Bacia de Santos (Dissertação de Mestrado)[END_REF] e [START_REF] Maia | Architecture and stratigraphic framework of shelf sedimentary systems off Rio de Janeiro state, Northern Santos Basin-Brazil[END_REF]; (ii) a segunda hipótese estima a idade da superfície S1 de 0.63 Ma (Figura 7-58) e considera a reinterpretação do presente trabalho com a presença de seis subsequências sísmicas após o desenvolvimento da superfície S1. Estas duas possibilidades serão testadas em modelos estratigráficos que objetivam a precisão da idade desta superfície. Além disso, a análise das curvas de variação de nível de mar (Figura 7-57) também nos permite estabelecer uma importante mudança na tendência de queda de nível de mar em aproximadamente 0.7 Ma (Figura 7-57A) e uma mudança de amplitudes máximas de variação eustática em aproximadamente 0.6 Ma (Figura 7-57B). É importante ressaltar que a queda de nível de mar de 0.55 Ma não foi considerada como uma hipótese de idade para o desenvolvimento da superfície S1 por não apresentar uma queda de nível de mar de grande magnitude como as de 0.63 e 0.44 Ma. No período de desenvolvimento da porção final da sequência SC7, foram observadas algumas frequências espectrais principais, com períodos de 400, 37, 16 e 8 ky (Figura 7-59E). A ciclicidade de maior preponderância é o de 400 ky, tradicionalmente relacionado à ciclicidade orbital da Excentricidade. Já as ciclicidades de 37 e 16 ky podem estar relacionadas respectivamente as ciclicidade orbital da Obliquidade e Precessão. Finalmente o período de 8 ky não pode ser relacionado a nenhum evento cíclico conhecido pela literatura cientifica consultada. Já durante o período de desenvolvimento da sequência SC8 pode ser observada a predominância da frequência relativa ao período de 20 ky, relacionada, dentro da teoria orbital, a Precessão (Figura 7-59D).

No período de desenvolvimento da sequência SC9 observa-se claramente a predominância das três frequências representativas das variações orbitais (excentricidade, com ciclos de 100 ky;

obliquidade, com ciclos de 41 ky e; precessão, com ciclos de 23 ky; Figura 7-59C). Estas frequências indicam uma predominância da influencia dos ciclos orbitais na variação eustática durante o Quaternário Superior (últimos 500 ka).

7.1.4) Caracterização da Natureza e Quantificação do Volume Sedimentar Depositado na Área de Estudo

A quantificação do volume sedimentar depositado na área de estudo foi baseada em dados litológicos de poços exploratórios disponíveis e em mapas de isópacas confeccionados a partir da interpretação das linhas sísmicas.

7.1.4.1)

Análise Litológica

A análise litológica foi realizada baseada na descrição de amostragens de 16 poços exploratórios disponibilizados pela ANP (Agencia Nacional do Petróleo), distribuídos ao longo de toda a área de estudo (Figura 7-60). A partir destas informações, foi possível empreender análises das ocorrências das variações dos tipos litológicos ao longo do tempo e da área de estudo.

Figura 7-60 -Mapa batimétrico do fundo marinho atual, baseado na interpretação das linhas sísmicas, com localização dos poços exploratórios utilizados para a análise litológica (barras em vermelho).

220

A análise litológica foi conduzida considerando dados de poços em nove áreas distintas, incluindo plataforma, talude e bacia, e as porções geográficas da área de estudo (oeste, central e leste) (Figura 7-60). Para a correlação de cada poço com a interpretação das linhas sísmicas, foi necessário estabelecer a profundidade de cada horizonte em cada poço exploratório. A partir dos mapas de profundidades de cada horizonte sísmico (convertido para metros), foi possível determinar o intervalo de desenvolvimento de cada sequência na exata posição nos 16 poços utilizados. Cada um destes intervalos foi associado à variação do tipo litológico em cada poço (Figura 7-61), permitindo a confecção de gráficos e mapas mostrados abaixo.

Figura 7-61 -Mapa como colunas litológicas simplificadas, indicando a variação do tipo litológico de cada poço exploratório disponível.

Os gráficos de tipos litológicos indicam uma grande predominância de sedimentos argilosos em toda a área de estudo, compondo 72% de todo sedimento existente (Figura 7-61 e Figura 7-62). A porção oeste apresenta maiores concentrações de sedimentos argilosos, chegando a 85% do total de sedimentos (Figura 7-62). Sedimentos arenosos se apresentam como segundo componente de maior importância (12% da composição total) nos sedimentos da área de estudo (Figura 7-61 e Figura 7-62).

221

Estes sedimentos arenosos se concentram nas porções central e leste, onde representam 14 e 16% do sedimento total, respectivamente (Figura 7-62). Sedimentos calcários (margas e calciruditos) perfazem 10% da composição total de sedimentos, e são mais concentrados na porção Leste, onde perfazem 14% do total da composição litológica total (Figura 7-62). A partir dos dados de poços, também foi possível definir a variação de tipo litológico em cada porção da margem continental (plataforma/talude/bacia) (Figura 7-63). Os gráficos evidenciam a presença de uma grande quantidade de argila em todas as porções da área, como verificado no gráfico da variação do tipo litológico total (Figura 7-63). Os gráficos também permitem verificar a concentração de sedimentos arenosos nas primeiras sequências, concentração esta que ocorre principalmente sobra a plataforma e talude continentais (Figura 7-63). No talude é observada a presença de grande concentração de sedimentos calcáreos compondo as sequências SC3 e SC5, assim como as sequências SC4 e SC6 na plataforma continental. 

TIPOS LITOLÓGICOS PRESENTES

COMPOSIÇÃO LITOLÓGICA DE CADA CONJUNTO DE SEQUÊNCIAS

CONJUNTO A CONJUNTO B CONJUNTO C SC1 SC4 SC7 SC2 SC5 SC8 SC3 SC6 SC9
Figura 7-64 -Composição litológica de cada uma das sequências sedimentares e em cada Conjunto compostos por estas sequências.

7.1.4.2)

Cálculo do Volume Sedimentar Compactado O volume sedimentar de cada sequência foi estimado utilizando os mapas de isópacas baseados nos horizontes sísmicos convertidos para profundidade em metros interpretados na área de estudo. A Tabela 7-2 resume o volume sedimentar total compactado para cada sequência dentro da área de estudo. 

Cálculo do Volume Sedimentar Descompactado

Os volumes sedimentares depositados, calculados no item anterior a partir dos horizontes sísmicos interpretados, necessitam ser corrigidos para retirada do efeito da quantidade de compactação sofrida pelas sequências. A compactação é provocada pela redução do volume total através da diminuição da porosidade existente entre grãos, sendo variável em função da litologia e da profundidade da sequência sedimentar. Neste item foi realizada a descompactação do volume sedimentar de cada sequência considerando as variações de litologia, as porosidades iniciais e finais e as profundidades médias de cada horizonte. As composições litológicas mais observadas nos dados de amostragens dos poços exploratórios disponíveis são dominadas por areia, argila e carbonatos.

Para o cálculo de descompactação, foram utilizados os gráficos de variação de porosidade com a profundidade de cada uma destas litologias, retirados de Allen e Allen (2005) (Figura 5-4). Para fins práticos, tais variações de porosidade foram diretamente relacionadas com a perda de volume com a profundidade. A Tabela 7-3 resume os cálculos efetuados para a obtenção do volume total descompactado em cada sequência sedimentar, assim como a porcentagem de redução de volume ocorrida em cada sequência sedimentar. Figura 7-65 -Taxas de sedimentação ao longo do desenvolvimento das sequências sedimentares SC1 a SC9, considerando as hipóteses de idade para os horizontes H8 (3.2 ou 2.4 Ma) e S1 (0.63 ou 0.44 Ma).

7.1.4.5)

Interpretação das Principais Posições de Fontes Sedimentares a partir dos

Dados Disponíveis

Além da litologia e da taxa de sedimentação, é importante também interpretar possíveis posições das principais fontes sedimentares capazes de promover o desenvolvimento de cada uma das sequências. Para a definição destas posições foram utilizadas as interpretações das linhas sísmicas, os mapas de isópacas e a localização dos principais depocentros de cada sequência, assim como a arquitetura deposicional dos sistemas sedimentares. Todas estas informações fornecem indicações de direção das principais fontes de sedimentos que alimentam a bacia.

A. Entre 49.5 e 42.5 Ma (sequência SC1)

O posicionamento da fonte sedimentar principal existente durante o período de desenvolvimento da sequência SC1 foi estabelecido através da observação de algumas feições nas linhas sísmicas interpretadas. A primeira evidência da posição de uma fonte sedimentar é indicada pela presença de sistemas sedimentares progradacionais na porção leste da área de estudo, que se desenvolveram em direção à bacia e na direção leste, resultando na formação do principal depocentro da área de estudo no período (Figura 7-66). Outra evidência é a existência de cânions perpendiculares à costa, que podem indicar a existência de uma drenagem importante na superfície H1, base do desenvolvimento da sequência SC1 (Figura 7-66) e também canais indicativos de migração de drenagem fluvial observados próximos a costa (Figura 7-66). A partir destas informações, foi possível estabelecer que a rede de drenagem principal que fornece sedimentos para a sequência SC1 situava-se na porção centro-leste da área vinda de norte (Figura 7-66).

B. Entre 42.5 e 39.5 Ma (sequência SC2)

A posição da fonte sedimentar existente durante o desenvolvimento da sequência SC2 foi estabelecida a partir da observação de sistemas progradacionais na porção leste da área de estudo, direcionados à bacia e para a direção leste (Figura 7-67), tais como os sistemas progradacionais observados na sequência SC1 (Figura 7-66). Além disso, foram também observados proximalmente canais indicativos de migrações de drenagem (Figura 7-67) Por isso, a posição da principal fonte sedimentar durante o período de desenvolvimento da sequência SC2 também foi posicionada na porção centro-leste da área, assim como também indicada para a sequência SC1 (Figura 7-67).

C. Entre 39.5 e 30 Ma (sequência SC3)

A sequência SC3, assim como as sequências SC1 e SC2, também apresenta sistemas progradantes na porção leste da área de estudo que se desenvolvem na direção da bacia e na direção leste, coincidindo com a localização do principal depocentro da sequência (Figura 7-68). Por isso, foi estabelecido que a principal rede drenagem durante o desenvolvimento desta sequência também estaria posicionada na porção centro-leste da área (Figura 7-68). Outra evidência da presença e localização desta rede drenagem é a existência de feições canalizadas com indicação de múltiplas fases de migração, que atestam a efetiva presença de paleo-sistema fluvial na área como indutor dos sistemas progradantes que caracterizam a sequência SC3 (Figura 7-68 e Figura 7-69). O mapa de isópacas da sequência SC5 permite a identificação de um depocentro localizado na porção leste da área de estudo (Figura 7-71). A partir da interpretação das linhas sísmicas foi possível verificar um espessamento da sequência SC5 na direção leste, mas não foram observadas feições típicas de progradação sedimentar (Figura 7-71). Em função desta limitação, a posição da fonte sedimentar principal da sequência foi mantida na mesma posição da fonte identificada para a sequência SC4 precedente (Figura 7-71). O mapa de isópacas da sequência SC6 ilustra a presença de um depocentro principal localizado na porção oeste da área de estudo, assim como ao longo da região de quebra de plataforma da superfície H7 (Figura 7-72). A partir da interpretação das linhas sísmicas, foi possível verificar a presença de sistemas progradacionais no extremo oeste da área de estudo, desenvolvendo-se na direção leste (Figura 7-72). A partir destas evidências, foi possível estimar que a posição da fonte sedimentar principal durante a deposição da sequência SC6 localizava-se no extremo oeste da área de estudo. Contudo, outras pequenas fontes sedimentares devem ter alimentado toda a plataforma principalmente na porção central onde foi observada uma maior espessura sedimentar (Figura 7-72).

G. Entre 10.5 e 3.2/2.4 Ma (sequência SC7)

A partir da análise do mapa de isópacas da sequência SC7 foi verificada a presença de dois depocentros principais na sequência SC7: na plataforma continental da porção centro oeste e na bacia da porção oeste da área de estudo (Figura 7-73). A análise das linhas sísmicas permitiu inferir a presença de duas fontes sedimentares principais que apresentam sentidos convergentes (Figura 7-73): a primeira teria origem no extremo oeste, aportando sedimentos para a área de estudo; a segunda se localiza na porção centro-oeste, fluindo na direção oeste como indicado no mapa da Figura 7-73.

H. Entre 3.2/2.4 e 0.63/0.44 Ma (sequência SC8)

O mapa de isópacas da sequência SC8, assim como o da sequência SC7, também ilustra a presença de um importante depocentro localizado na porção centro-oeste da área de estudo (Figura 7-74). A partir da análise sísmica foi possível verificar o mesmo padrão progradacional existente no extremo oeste durante o desenvolvimento da sequência SC7 (Figura 7-74), indicando a permanência das mesmas fontes sedimentares durante o desenvolvimento das sequências SC7 e SC8. Na porção centro-oeste pode ser observado um padrão progradacional divergente: na porção oeste, progradando para oeste e; na porção centro-leste, progradando pra leste (Figura 7-74). Esta configuração deposicional indica a presença de uma fonte sedimentar principal localizada na porção centro-oeste, mas deslocada ligeiramente a leste da fonte observada na sequência SC7 (Figura 7-73 e Figura 7-74). A localização de uma terceira fonte é ainda inferida no extremo leste da área, onde é observado um depocentro e o desenvolvimento de um sistema progradacional (Figura 7-74).

Figura 7-72 -Mapa de isópacas da sequência SC6 mostrando a possível localização da fonte sedimentar principal e em destaque uma seção sísmicas demonstrando o sentido de progradação dos sistemas sedimentares.

I. Entre 0.63/0.44 Ma ao Recente (sequência SC9)

A partir do mapa de isópacas foi verificada a presença de dois depocentros principais na sequência SC9 (Figura 7-75): o primeiro depocentro se situa na porção centro-oeste da área de estudo, desenvolvido provavelmente pela presença de uma rede de drenagem localizada na mesma posição da drenagem atuante durante o desenvolvimento da sequência SC8 (Figura 7-75). A partir da seção sísmica da porção centro-oeste, foi possível verificar a divergência de sistemas progradacionais, como observado na sequência SC8 (Figura 7-74 e Figura 7-75); um segundo depocentro se situa no extremo leste da área, caracterizado por um sistema progradacional de direção oeste (Figura 7-74 e Figura 7-75).

Figura 7-73 -Mapa de isópacas da sequência SC7 mostrando a possível localização da fonte sedimentar principal e em destaque duas seções sísmicas demonstrando o sentido de progradação dos sistemas sedimentares.

Figura 7-74 -Mapa de isópacas da sequência SC8 mostrando a possível localização da fonte sedimentar principal e em destaque duas seções sísmicas demonstrando o sentido de progradação dos sistemas sedimentares.

Figura 7-75 -Mapa de isópacas da sequência SC9 mostrando a possível localização da fonte sedimentar principal e em destaque duas seções sísmicas demonstrando o sentido de progradação dos sistemas sedimentares.

7.2)

Modelagem Estratigráfica

Neste capítulo são apresentados os resultados da modelagem estratigráfica realizada a fim de serem testadas as hipóteses mais adequadas dos principais parâmetros ambientais que controlam a arquitetura e a evolução estratigráfica cenozoica da porção norte da margem da bacia de Santos nos últimos 49.5 Ma, tais como: variações espaciais e temporais de aporte sedimentar e de descarga fluvial, de espaço de acomodação e subsidência. A modelagem estratigráfica foi conduzida através da repetição de diversas baterias de simulações, na tentativa de se reproduzir a arquitetura sedimentar mais semelhante àquela observada na etapa de interpretação sísmica em cada área da bacia ou intervalo estratigráfico considerado.

Inúmeros são os parâmetros que influenciam o registro de diferentes padrões arquiteturais observado nas margens continentais, como: criação ou destruição de espaço de acomodação (subsidência + variação eustática), taxas variáveis de aporte sedimentar, modificações no regime hidrodinâmico e de transporte sedimentar (ver no item 5 -Modelagem Estratigráfica de Plataforma Continental Siliciclástica de Margem Passiva). Contudo, enquanto as variações de espaço de acomodação e de aporte sedimentar podem ser estimadas a partir da interpretação sísmica, e sua correlação com curvas de variação eustática, os padrões de hidrodinâmica e de transporte de sedimentos devem ser inferidos através de uma série de observações, como será discutido abaixo.

Neste capítulo serão primeiramente apresentados as estimativas e cálculos dos dados de entrada para todos os modelos estratigráficos construídos. Posteriormente, são apresentados os resultados em torno da modelagem do Cenozóico (toda a sucessão estratigráfica depositada nos últimos 49,5 Ma) e, em seguida são apresentados os resultados da modelagem em maior detalhe para dois intervalos estratigráficos: a feição progradante eocênica e a plataforma progradante do Quaternário Superior (~últimos 500 ka).

7.2.1) Estimativas e Cálculos dos Dados de Entrada nos Modelos Estratigráficos

As estimativas e os cálculos desenvolvidos neste item representam resultados quantitativos dos dados de entrada, importantes para a geração de simulações estratigráficas. Estes dados são de certo modo aproximados e serão utilizados como valores de base para a modelagem estratigráfica.

Contudo, estes valores são alterados no decorrer das simulações para a obtenção de resultados mais realistas. Os dados descritos estão divididos em dois grandes grupos:

(i) O primeiro grupo consiste em dados gerais que foram utilizados em todas as simulações estratigráficas realizadas. Este grupo de dados inclui a composição litológica, estimativa de descarga d'água e estimativa de taxa de erosão;

(ii) O segundo grupo consiste em dados específicos de cada simulação. Este grupo de dados inclui as estimativas de espaço de acomodação criado e de taxa de sedimentação, a confecção do embasamento inicial do modelo de cada simulação.

7.2.1.1)

Composição Sedimentológica e de Aporte Sedimentar das Sequências

Sedimentares Interpretadas

A análise litologica realizada no capítulo 7. 1.4.1) Análise Litológica evidencia uma grande variação de tipos de sedimentos que chegam à bacia ao longo do desenvolvimento das sequências sedimentares cenozoicas. Esta análise permitiu a estimativa da porcentagem de diferentes tipos 

7.2.1.2)

Estimativas de Descarga Fluvial e Área de Drenagem

A descarga fluvial pode ser estimada através da medição da sua taxa diretamente nos rios que desaguam na área de estudo ou também através de gráficos de compilações de dados hidrológicos que relacionam a descarga d'água à produção sedimentar e à área da bacia de drenagem6 (Figura 7-77).

De acordo com o site da Agência Nacional de Águas (ANA -http://www.ana.gov.br/) a descarga d'água existente atualmente na porção leste do Brasil (bacia de drenagem 5 -Atlântico Leste, Figura 7-78), englobando a costa desde o Rio de janeiro até Sergipe, é de 12982 m 3 /s (Figura 7-78). A área total desta bacia hidrográfica é de aproximadamente 600 mil km 2 , e a área referente a sub-bacia hidrográfica com rios que desaguam na área de estudo é de 12600 km 2 (Figura 7-79).

Considerando uma proporcionalidade entre a descarga fluvial e a área de drenagem, pode-se inferir uma descarga fluvial na costa do Rio de Janeiro de aproximadamente 273 m 3 /s para o período atual.

Também foi possível estimar a descarga d'água local através do gráfico de compilação de dados de descarga d'água relacionados à produção sedimentar e áreas de bacias de drenagem ao redor do mundo (Figura 7-77). Considerando uma bacia de drenagem de área 12600 km 2 (área de 243 drenagem A>10 4 , Figura 7-79) e uma taxa de sedimentação atual entre de 11000 e 16000 km 3 /my (ver item 7. 2.1.4) Estimativas e Cálculos de Aporte Sedimentar e Espaço de Acomodação para a

Realização do Modelo Estratigráfico do Cenozóico) pode-se estimar uma descarga fluvial de 1557 m 3 /s.

A descarga fluvial obtida pelos dois métodos indicados acima apresentam valores muito diferente entre si e, por isso, estes valores foram testados nos modelos.

Figura 7-77 -Gráfico da relação entre descarga sedimentar X descarga d'água, baseado na compilação de dados hidrográficos realizada por Didier Granjeon.

Figura 7-78 -Mapa com a delimitação das bacia hidrográficas brasileiras e suas drenagens fluviais totais (ANAhttp://www.ana.gov.br/).

Com relação a taxas de erosão no período Recente não foi possível obter valores na área de estudo na literatura consultada. Assim, uma estimativa pôde ser obtida através de dados de outras localidades com latitude, clima e precipitação similares à área de estudo: situada na latitude aproximada de 23°, apresentando clima tropical, uma precipitação entre 1400 e 1600 mm/ano (de A. Estimativa de espaço de acomodação (eustasia e subsidência) para o modelo estratigráfico cenozóico O espaço de acomodação de uma área em um determinado espaço de tempo é estimado através da relação entre eustasia e a subsidência. Para o cálculo da variação nos níveis eustáticos dos períodos de tempo de desenvolvimento de cada superfície estratigráfica foi utilizada a curva de Haq que, como mostrado no item A) Escolha das curvas de variação eustática a serem correlacionadas com as sequências interpretadas do capítulo 7. 1.3.1) O embasamento inicial do modelo estratigráfico cenozóico se apresenta como uma ampla plataforma, morfologicamente irregular na porção central e oeste da área de estudo, com uma linha de quebra de plataforma bastante evidente, um talude íngreme e uma bacia com a presença de algumas irregularidades relacionadas à halocinese (Figura 7-80). Já na porção leste, a plataforma se apresenta mais estreita, descrevendo uma morfologia em rampa inclinada em direção à bacia (Figura 7-80). O reposicionamento de cada sequência à posição original de sua formação permitiu uma maior confiabilidade dos valores obtidos do espaço de acomodação criado no período do desenvolvimento de cada uma das sequências. Contudo, esta profundidade representa a resposta da subsidência + compactação + variação de nível eustático.

acordo

Serra do Mar

Determinação do espaço de acomodação criado pela compactação das sequências sedimentares que formam a feição progradante eocênica

A Tabela 7-8 resume os cálculos utilizados para a estimativa do valor real do espaço de acomodação criado pela subsidência e variação eustática a partir do espaço de acomodação medido na Figura 7-83 e da porcentagem de diminuição de volume sedimentar devido à compactação, indicado na Tabela 7-7. 

Correção eustática dos offlap breaks e cálculo de subsidência das sequências sedimentares que compõem a feição progradante eocênica

A correção eustática é a estimativa das profundidades de formação de cada superfície estratigráfica utilizando curvas de variação eustática. Como já mencionado anteriormente, os offlap breaks foram considerados no presente trabalho como pontos de referência para níveis de mar igual a 0 (zero). Os offlap breaks das superfícies-topo de cada sequência representam o desenvolvimento de sistemas sedimentares em níveis de mar baixo e se desenvolvem juntamente com as descontinuidades erosivas, quando estas estão presentes.

Considerando a tabela de espaço de acomodação real (Tabela 7-8) é possível estimar o espaço de acomodação criado como resposta à cada um dos diferentes parâmetros (subsidência e variação eustática). Utilizando a curva de Haq et al. (1987) (Figura 7-84) foi possível obter as variações de níveis eustáticos entre as superfícies-topo de cada sequência. Na Figura 7-84 a curva de

Haq foi comparada com a curva de Miller et al. (2005) com o objetivo de evidenciar as principais quedas eustáticas e suas respectivas amplitudes. Foi observado que as amplitudes de queda eustática são maiores na curva de Haq que na curva de Miller, assim como esperado após o cálculo realizado para a escolha da curva de variação eustática a ser utilizada neste trabalho (no item 7.1.3.1)A -Escolha das curvas de variação eustática a serem correlacionadas com as sequências interpretadas). Na Figura 7-84 foi observado que a duração do desenvolvimento sedimentar da feição progradante eocênica possui apenas 4 my de diferença entre as duas curvas: na curva de Haq o período está compreendido entre 30 e 49.5 Ma e na curva de Miller entre 28 e 51.5 Ma.

Figura 7-84 -Correlação das principais quedas de variação de nível de mar entre as curvas de variação de nível de mar de Haq e Miller.

Para o cálculo da subsidência desenvolvida durante a construção de cada uma das sequências que compõem a feição progradante eocênica foram utilizados os espaços de acomodação reais e as variações eustáticas na curva de Haq entre as superfície-base e topo de cada sequência (Tabela 7-9).

Tabela 7-9 -Cálculo de subsidência baseando no espaço de acomodação criado pela variação de nível de mar segundo a curva de Haq et al. (1987). A partir dos volumes sedimentares estimados foi possível determinar a taxa de sedimentação para cada sequência. Contudo, como as idades das superfícies H8 e S1 não são precisas, foram utilizadas diferentes hipóteses de idades para cada superfície (determinadas no item D -Hipóteses de idades de formação das superfícies H8 e S1 do capítulo 7. 1.3.1) Modelo de Idade através da Correlação entre as Superfícies Identificadas com Curvas de Variação Eustática), resultando em diferentes taxas de sedimentação. As diferentes hipóteses de idade e as respectivas taxas de sedimentação, estão resumidas na Tabela 7-10.

Figura 7-85 -Estimativa de volume sedimentar a partir das superfícies estratigráficas (convertidas para metros) interpretadas na linha sísmica de alta resolução da Figura 7-43. É mostrado também a estimativa de espaço de acomodação a partir do offlap break da superfície H8.

Tabela 7-10 -Taxas de sedimentação para as hipóteses de idade para as superfícies estratigráficas H8 e S1. Os valores de subsidência estimados neste item incluem tanto subsidência flexural (térmica e por sobrecarga) como também pela compactação que, no caso das simulações das últimas centenas de milhares de anos, não representa um fator de grande importância para a definição da arquitetura sedimentar desenvolvida, já que compreende sucessões estratigráficas de pequena espessura (100 m, medido da quebra de plataforma da superfície H8, Figura 7-85).

A estimativa da subsidência foi, então, realizada através do cálculo simples de subtração da variação eustática (correção eustática) entre as superfícies-base e topo do pacote sedimentar estudado e a quantidade de espaço de acomodação criado medido no offlap break da superfícietopo e base, assim como na modelagem estratigráfica da feição progradante eocênica. Considera-se aqui que a variação da subsidência ao longo da margem se dá através de um aumento linear desde a porção continental (onde a subsidência é considerada zero) até a bacia (onde a subsidência será considerada máxima). As três últimas sequências (SC7, SC8 e SC9) foram as de mais fácil modelagem, por representarem sequências fortemente progradantes sem grandes variações de arquitetura dentro da resolução da sísmica profunda (Figura 7-89C). As sequências modeladas representam muito bem as observadas nas linhas sísmicas (Figura 7-89B, C, Figura 7-90B e C). Uma outra feição de destaque no desenvolvimento destas ultimas três sequências reproduzida no modelo são os sistemas sedimentares relacionados ao inicio do desenvolvimento da sequência SC7, representados nas linhas sísmicas por parte da subunidade SC7A, caracterizado por sistemas com terminações em onlap contra a superfície H7 (Figura 7-4 e Figura 7-89B). Os mapas paleobatimétricos das superfícies que representam os limites das sequências SC7, SC8 e SC9 indicam que a morfologia atual é remanescente de, pelo menos, o desenvolvimento da superfície H8, onde podem ser observados os embaiamentos característicos da morfologia atual (Figura 7-91).

Embasamento inicial do modelo do

7.2.2.2)

Variação da Taxa de Aporte Sedimentar Durante o Cenozóico

Os resultados da modelagem estratigráfica final das sequências sedimentares cenozóicas possibilitaram a identificação de três principais fontes de aporte sedimentar nos últimos 49.5 Ma (Figura 7-92). A localização destas três fontes também foi possivel a partir da interpretação das feições sedimentares durante a etapa de análise sísmica como descrito no item 7. 1.4.5) Interpretação das Principais Posições de Fontes Sedimentares a partir dos Dados Disponíveis. Os mapas de valor do total de subsidência obtidos a partir da modelagem estratigráfica das sequências sedimentares cenozóicas (Figura 7-96) mostram a evolução da subsidência no tempo e no espaço na região da plataforma e talude continentais7 .

O mapa do valor total de subsidência nos últimos 49.5 Ma, indica uma maior criação de espaço de acomodação (considerando que a variação eustática é a mesma para toda a área de estudo) na porção leste da área de estudo, e também ao longo da área de formação da maioria dos principais sistemas progradacionais da sucessão sedimentar estudada (Figura 7-96). Nestes mapas é possível observar a área de maior valor de subsidência passa de localizada na porção leste entre o períodos de 49.5 e 30 Ma, a mais expandida ao longo do talude e bacia da área de estudo entre 30 e 10.5 Ma, mesmo que a maior subsidência na porção leste ainda seja observada. Já nos últimos 10.5

Ma a plataforma e talude continentais passam a sofrer fraca influência de subsidência quando comparada a subsidência nos períodos anteriores, com maior influência na porção oeste, com maior criação de espaço de acomodação (Figura 7-96).

Os valores de subsidência utilizados para a confecção do gráfico da Figura 7-97 foram estimados através da média de subsidência na plataforma/talude (foco de estudo deste trabalho) da área de estudo (Figura 7-97), não sendo considerados os valores de subsidência obtidos na bacia (área limitada pela cota batimétrica atual de 2100 m e a área de modelagem estratigráfica). O gráfico da Figura 7-97 indica um forte aumento da subsidência durante o desenvolvimento das sequências SC3 e SC4 (entre 39.5 e 30 Ma) com uma diminuição gradacional até a sequência mais recente SC9 (Figura 7-97).

Figura 7-96 -Mapas de valor total de subsidência durante o período de desenvolvimento de diferentes grupos de sequências.

Figura 7-97 -Variação da quantidade de subsidência em cada sequência sedimentar, obtida a partir da média na plataforma e talude continentais e obtida a partir da modelagem estratigráfica das sequências sedimentares cenozoicas da porção norte da bacia de Santos.

7.2.3) Resultados das Simulações Estratigráficas de Maior Detalhe em Intervalos de

Interesse: Eoceno e Plio-Quaternário (2010).

Simulações estratigráficas utilizando a subsidência calculada para a feição progradante eocênica

A partir dos resultados das simulações estratigráficas utilizando a subsidência calculada a partir da linha sísmica foi observada que a subsidência que demonstra o melhor resultado apresenta 90% do valor da subsidência calculada nos itens anteriores. A simulação estratigráfica final que utiliza a subsidência aqui estimada é mostrada no item Modelo estratigráfico final da feição progradante eocênica.

Simulações estratigráficas testando as subsidências obtidas no trabalho de Contreras et al. (2010)

O trabalho de Contreras et al. (2010) utiliza a interpretação sísmica e modelagem de subsidência para construir gráficos de subsidência que variam ao longo do tempo e ao longo de linhas sísmicas em diferentes locais da margem sul-sudeste brasileira. Os resultados de subsidência referentes ao sul da bacia de Santos e o da bacia de Campos, mais próximos da região norte da bacia de Santos, foram utilizados como referência para dois testes de subsidência.

O primeiro teste foi realizado com a subsidência relativa à porção sul da bacia de Santos. Os valores atribuídos à subsidência total ao longo do perfil são de difícil modelagem, por isso, foi utilizada a equação que representa a linha de tendência linear destes valores. A simulação (Figura 7-98) demonstrou que grande parte do desenvolvimento da feição progradante apresenta altitudes de mais de 1000 m demonstrando que a criação de espaço de acomodação não foi suficiente e que a subsidência foi subestimada. Esta afirmação nos leva a crer que a subsidência obtida para o sul da bacia de Santos no artigo de Contreras et al. (2010) não pode ser aplicada na porção norte da bacia de Santos.

Do mesmo modo que a subsidência da porção sul da bacia de Santos, foi obtida a equação linear que representa a variação da subsidência total do período de desenvolvimento da feição progradante ao longo de um perfil da margem. Através da simulação desta subsidência (Figura 7-98) pode-se concluir que o comportamento da subsidência das porções norte e sul da bacia de Santos é bastante diferente do comportamento da subsidência da bacia de Campos, que, de acordo com os gráficos de Contreras et al. (2010), apresenta uma inversão da subsidência que aumenta em direção ao continente.

Sul da bacia de Santos bacia de Campos C. Modelo estratigráfico final da feição progradante eocênica A ultima bateria de simulações teve o objetivo de ajustar os parâmetros de base, principalmente a variação de aporte sedimentar, a fim de se obter a arquitetura mais similar possível com a observada na linha sísmica utilizada como base. Para isso foram utilizados os parâmetros de base listados na Tabela 7-14.

A partir do modelo estratigráfico final foi possível evidenciar as mesmas sequências e subunidades que compõem a feição progradante eocênica (Figura 7-100 Figura 7-101 -Gráfico da variação da taxa de aporte sedimentar obtido a partir do modelo estratigráfico 2D da feição progradante eocênica.

7.2.3.2)

Resultados das Simulações Estratigráficas do Intervalo Plio-Quaternário

As simulações estratigráficas realizadas durante o Plio-Quaternário tiveram como objetivo geral uma melhor compreensão dos fatores que influenciaram na construção sedimentar das sequências plio-quaternárias, como as variações das taxas de aporte sedimentar e descarga fluvial e de subsidência. Para a construção de um modelo estratigráfico capaz de reproduzir a arquitetura sedimentar interpretada nas linhas sísmicas, foi necessária uma série de testes objetivando:

-A estimativa das idades das superfícies limites das sequências SC7, SC8 e SC9 (como explicado no item de 7.1.3.1) D-Hipóteses de idades de formação das superfícies H8 e S1), através da construção de modelos de idade para as superfícies H8 e S1.

-Obtenção das variações dos parâmetros principais responsáveis pela construção de uma margem (aporte sedimentar e subsidência) através da construção de modelo estratigráfico que reproduza a arquitetura sedimentar interpretada na linha sísmica de alta resolução das sequências SC8 e SC9 (Figura 7-43), utilizando como base do desenvolvimento sedimentar a superfície H8, base da sequência SC8.

A. Modelo de idade para a superfície H8 O modelo estratigráfico que visa a determinação da idade da superfície H8 foi construído utilizando parâmetros constantes de aporte sedimentar e subsidência e a curva de variação eustática baseada nos dados isotópicos de Lisiecki et Raymo (2005). Este método permite verificar se a arquitetura sedimentar observada nas linhas sísmicas pode ser construída mesmo mantendo-se todos os parâmetros constantes.

A partir do modelo estratigráfico construído entre 5. Variação da taxa de aporte sedimentar ao longo do desenvolvimento das sequências SC7,

SC8 e SC9

Após a construção dos modelos estratigráficos dos últimos 2.4 Ma, foi possível obter a variação do aporte sedimentar com tempo (Figura 7-105). A partir deste gráfico foi possível observar um aumento da taxa de aporte sedimentar nos últimos 0.5 Ma, atingindo um pico em 0.2 Ma, com taxas de 4.5 vezes maior quando comparado a da sequência SC8 (Figura 7-105). É importante ressaltar que estes valores de aporte sedimentar estão subestimados, já que o modelo foi baseado em uma linha sísmica de alta resolução que não possui penetração em porções mais profundas das sequências. Variação da taxa de subsidência ao longo do desenvolvimento das sequências SC7, SC8 e SC9 O modelo estratigráfico dos últimos 2.4 Ma permitiu também a obtenção da variação da taxa de subsidência da porção norte da bacia de Santos (Figura 7-107). No gráfico de variação da taxa de subsidência percebe-se um enorme aumento de subsidência nos últimos 0.25 Ma (durante o desenvolvimento das sequências SQ3 e SQ4) que chega a 12 vezes a subsidência estimada durante o desenvolvimento da sequência SC8 (Figura 7-107). É importante lembrar que a subsidência é calculada em função do espaço de acomodação e da variação do nível do mar, logo possíveis erros podem estar implícitos neste cálculo.

Figura 7-107 -Gráfico de variação da taxa de subsidência dos últimos 2.4 Ma obtido através da modelagem estratigráfica das sequências sedimentares Plio-Quaternárias.

Capítulo 8

Discussões

A investigação geológica da sucessão estratigráfica da porção norte da bacia de Santos baseada em uma abordagem metodológica utilizando a análise sísmica e de dados de poços acoplada a etapas de modelagem estratigráfica computacional permitiu um maior detalhamento da arquitetura deposicional desta área da bacia. Além disso, tal metodologia conjugada permitiu a quantificação experimental das principais forçantes controladoras da evolução da bacia, como taxas variáveis de subsidência e de aporte sedimentar ao longo do tempo, e cujos valores não estão disponíveis através de medições diretas, assim como o refinamento de modelos de idade para alguns intervalos estratigráficos e superfícies, de idades indeterminadas, ou mal compreendidas, na bacia, e sua correlação com os principais eventos climáticos em escala global.

A interpretação de toda a base de dados sísmico e geológico disponível possibilitou estabelecer relações cronoestratigráficas e de ciclicidade deposicional das sequências sedimentares do Cenozóico na área de estudo e as suas relações com eventos climáticos globais e tectônicos regionais e locais. A sucessão estratigráfica cenozóica da área já foi investigada em alguns trabalhos disponíveis na literatura (e. g. [START_REF] Correa | Evolução halocinética da região centro-norte da bacia de Santos, Brasil (Doutorado)[END_REF][START_REF] Assine | Migração de depocentros na bacia de Santos: importância na exploração de hidrocarbonetos[END_REF]Duarte e Viana, 2007;Modica e Brush, 2004;[START_REF] Moreira | Stratigraphie sismique de la marge éocène du Nord du bassin de Santos (Brésil): relations plate-forme/systèmes turbiditiques; distorsion des séquences de dépôt[END_REF]. Tais trabalhos apresentam, contudo, diferentes proposições de idades e interpretações para as diferentes sequências identificadas (Figura 8-1).

Figura 8-1 -Comparação da designação, significado cronoestratigráfico e ciclicidade das sequências cenozóicas da bacia de Santos estabelecidas no presente estudo, com interpretações veiculadas em estudos prévios na bacia.

8.1)

Redefinição das Megassequências Cenozóicas

A evolução tectono-sedimentar das bacias da margem leste brasileira são classicamente divididas em megassequências associadas à abertura e desenvolvimento do Oceano Atlântico (Cainelli e Mohriak, 1999;[START_REF] Chang | Novos conceitos sobre o desenvolvimento das bacias marginais do leste brasileiro[END_REF]. A última megassequência, denominada de Megassequência Regressiva, inicia o seu desenvolvimento no Turoniano (há aproximadamente 80 Dentre as superfícies estratigráficas identificadas, duas delas se destacam por suas características marcantes em escala regional -as superfícies H4 e H7, também identificadas pelos estudos pretéritos na área [START_REF] Correa | Evolução halocinética da região centro-norte da bacia de Santos, Brasil (Doutorado)[END_REF][START_REF] Assine | Migração de depocentros na bacia de Santos: importância na exploração de hidrocarbonetos[END_REF]Duarte e Viana, 2007;Modica e Brush, 2004;[START_REF] Moreira | Stratigraphie sismique de la marge éocène du Nord du bassin de Santos (Brésil): relations plate-forme/systèmes turbiditiques; distorsion des séquences de dépôt[END_REF]. Cada uma destas superfícies está relacionada a importantes eventos regressivos que limitam estas três megassequências (Figura 8-2B):

-discordância erosiva representada pela superfície H4 está relacionada, assim como também interpretado por Duarte e [START_REF] Duarte | Santos Drift System: stratigraphic organization and implications for late Cenozoic palaeocirculation in the Santos Basin, SW Atlantic Ocean[END_REF], com a grande queda de nível de mar do Oligoceno Inferior (30 Ma, de acordo com a curva de Haq, Figura 8-2) como resposta ao início do Icehouse Oligocênico -evento climático global mais importante do Cenozóico (Allen e Armstrong, 2008;[START_REF] Wright | Cenozoic Climate Change[END_REF]. Já [START_REF] Assine | Migração de depocentros na bacia de Santos: importância na exploração de hidrocarbonetos[END_REF] e [START_REF] Correa | Evolução halocinética da região centro-norte da bacia de Santos, Brasil (Doutorado)[END_REF] relacionaram esta superfície ao Marco Azul, identificado por [START_REF] Gamboa | Evidências de variações de nível do mar durante o Oligoceno e suas implicações faciológicas[END_REF] na bacia de Campos. No presente estudo, o Marco Azul foi, no entanto, correlacionado com a superfície de inundação máxima aqui chamada de MFS (Figura 7-5, Figura 7-6, Figura 7-7 e Figura 7-8), melhor explicado no item 8.4) Evolução e Ciclicidade Deposicional da Megassequência C (Sequências SC7, SC8 e SC9); -discordância erosiva representada pela superfície H7 é relacionada com a ampla regressão marinha Tortoniana, ocorrida por volta de 10.5 Ma (Figura 8-2), em função, segundo alguns autores, de uma resposta tardia da expansão das camadas de gelo na Antártica iniciada há aproximadamente 15 Ma [START_REF] Zachos | Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present[END_REF] em resposta ao fim do Greenhouse Oligo-Miocênico.

Além disso, a análise de trajetórias dos offlap breaks da sucessão estratigráfica estudada permitiu identificar e mapear a tendência progradacional ou retrogradacional das sequências que compõem as Megassequências A, B e C. O fato da posição dos offlap breaks das sequências formadas diretamente sobre as superfícies erosivas H4 e H7 (SC4 e SC7), serem muito mais proximais que o das sequências anteriores (SC3 e SC6, respectivamente), evidencia a criação de significativo espaço de acomodação no período (Figura 8-3 e Figura 8-4). A criação de tamanho espaço, entre o desenvolvimento das Megassequências A e B e entre as Megassequências B e C, pode ser explicada pela interação entre a contínua subsidência da bacia e os longos períodos de transgressões marinhas ocorridos respectivamente, entre aproximadamente 30-24 Ma (ou seja, a partir da superfície H4; Figura 8-2A) e, aproximadamente 11.5-5 Ma (ou seja, a partir da superfície H7; Figura 8-2A).

Figura 8-3 -Migração dos offlap breaks das superfícies-topo de cada sequência sedimentar. As linhas transversais à costa representam as linhas de medições para geração do gráfico da Figura 8-4 e as linhas cinzas representam as isóbatas da batimetria atual. Deste modo, a correlação entre os resultados da análise sísmica, da análise cronoestratigráfica com as curvas de variações eustáticas e dos modelos estratigráficos utilizados no estudo permitiram definir que:

-A Megassequência A, constituída pelas sequências SC1, SC2 e SC3 formadas durante o Eoceno-Oligoceno Inferior (49.5-30 Ma), é caracterizada pela deposição dominantemente progradacional. Esta megassequência tem como limite-topo uma importante superfície de regressão marinha relacionada à queda de nível eustático, da ordem de aproximadamente 180 m de amplitude, ocorrida em torno de 30 Ma (de acordo com a curva de Haq) (Figura 8-2); -A Megassequência B, constituída pelas sequências SC4, SC5 e SC6 formadas durante o Oligoceno Inferior-Mioceno Médio (30-10.5 Ma), é caracterizada por uma deposição dominantemente agradacional, mas terminando numa tendência retrogradacional. Esta megassequência tem como limite-topo a mais importante superfície de regressão marinha, relacionada à queda de nível eustático, da ordem de aproximadamente 230 m de amplitude, de 10.5 Ma (de acordo com a curva de Haq) (Figura 8-2); -A Megassequência C, constituída pelas sequências SC7, SC8 e SC9 formadas nos últimos 10.5 Ma, é caracterizada por uma intensa deposição dominantemente progradacional. Esta megassequência tem como limite-topo o fundo marinho atual (Figura 8-2); Além disso, a análise sísmica permitiu o detalhamento dos elementos arquiteturais das sequências que compõem as três megassequências (Figura 8-2). O detalhamento de cada uma delas permite a compreensão da relação entre o padrão arquitetural das sequências e os principais parâmetros controladores da deposição sedimentar na bacia nos últimos 49.5 Ma. Os elementos arquiteturais identificados foram interpretados de acordo com o modelo deposicional de Hunt e Tucker (1995, 1992) (modelo deposicional IV, de acordo com [START_REF] Catuneanu | Principles of sequence stratigraphy[END_REF] (Figura 8-2B).

8.2)

Evolução e Ciclicidade Deposicional da Megassequência A (Sequências

SC1, SC2 e SC3): Feição Progradante Eocênica

As sequências SC1, SC2 e SC3 são as responsáveis pela formação da primeira das três megassequências observadas no pacote sedimentar estudado. A Megassequência A é limitada pelas superfícies H1 e H4, que representam importantes superfícies de descontinuidade erosiva. A superfície H1 é uma superfície erosiva marcada pela incisão de importantes cânions, e representa a base da sucessão sedimentar estudada. Esta superfície marca o início da implantação da marcante feição progradante observada nas linhas sísmicas, característica da Megassequência A. O fim desta megassequência é marcado pelo desenvolvimento da superfície H4, relacionada a uma grande queda eustática que expõe a plataforma continental e erode parte dos sistemas plataformais (Figura 7-6, Figura 7-7, Figura 7-8, Figura 7-10 e Figura 7-11).

8.2.1) Arquitetura Progradacional e a Formação da Feição Progradante Eocênica

A arquitetura deposicional da Megassequência A é marcada pela presença das mais destacadas feições progradantes da sucessão estratigráfica da bacia nos últimos 50 Ma. Esta feição apresenta aproximadamente 1200-1300 m de espessura, na sua porção mais espessa (na altura de seu offlap break), progradando por uma extensão de 15-30 km por 180 km de extensão lateral (Figura 8-5 e Figura 8-6). Ela se distingue do restante dos sistemas progradacionais desenvolvidos estratigraficamente acima, por serem clinoformas progradantes com foresets de alto gradiente em direção à bacia (Figura 8-5). Esta feição é composta pelas três primeiras sequências identificadas (SC1, SC2 e SC3, de idade entre 49.5 e 30 Ma -Eoceno Médio) caracterizadas pelo mesmo padrão de deposição de clinoformas progradantes (Figura 7-10, Figura 7-11 e Figura 8-5). Tais feições progradantes se restringem à porção leste da bacia onde são bastante desenvolvidas.

Figura 8-5 -Seção sísmica ilustrativa das três sequências que compõem a feição progradante observada na porção leste da área de estudo.

A superfície base da sucessão estratigráfica deste estudo, a superfície H1, não foi tratada nos trabalhos pretéritos sobre a sucessão estratigráfica cenozoica da bacia de Santos (e. g. [START_REF] Correa | Evolução halocinética da região centro-norte da bacia de Santos, Brasil (Doutorado)[END_REF][START_REF] Assine | Migração de depocentros na bacia de Santos: importância na exploração de hidrocarbonetos[END_REF]Duarte e Viana, 2007;Modica e Brush, 2004;[START_REF] Moreira | Stratigraphie sismique de la marge éocène du Nord du bassin de Santos (Brésil): relations plate-forme/systèmes turbiditiques; distorsion des séquences de dépôt[END_REF] Grande. Este movimento de massa foi, no entanto, aqui interpretado como um simples desmoronamento devido aos altos ângulos de talude relacionados à progradação da sequência SC2.

Contudo, o evento de entrada das águas frias profundas da Antártica, possivelmente relacionada à abertura da passagem de Drake, poderia estar relacionado com a existência de feições desenvolvidas posteriormente, como as feições contorníticas que se desenvolvem a partir da sequência SC4.

Figura 8-7 -Mapa de localização dos depósitos de movimento de massa desenvolvidos durante a formação da feição progradante eocênica. As linhas cinzas no mapa representam as isóbatas da batimetria atual.

A modelagem estratigráfica 2D permitiu a simulação da variação da taxa de aporte sedimentar durante a evolução da feição progradante eocênica (Figura 8-8C). Neste gráfico foi possível verificar a ocorrência de dois marcantes períodos de diminuição na taxa de aporte sedimentar. A partir da comparação entre a arquitetura dos sistemas progradantes observados na linha sísmica (Figura 8-8B) e os identificados no modelo estratigráfico final (Figura 8-8A), foi possível relacionar estes dois períodos de diminuição da taxa de aporte à ocorrência de dois processos de instabilidade gravitacional e movimentos de massa observados (Figura 8-8B). O volume sedimentar dos depósitos de movimento de massa existentes no pé do talude exigiram a diminuição do aporte sedimentar durante os seus períodos de desenvolvimento nos modelos estratigráficos, já que estes não foram modelado. Já a correlação destes períodos de diminuição na taxa de aporte com a curva de variação eustática permite concluir que o primeiro MTDs acompanha a queda eustática de 40.5

Ma; e o segundo acompanha a elevação de nível de mar que ocorre em aproximadamente 38 Ma.

Estas análises indicam que não parece existir uma relação direta entre a ocorrência de movimentos de massa e determinados períodos de ciclos de variação eustática, se devendo, provavelmente ao grande aporte sedimentar focalizado que resulta em taludes de alto gradiente e instáveis.

A partir da modelagem estratigráfica 3D foi possível relacionar a formação da feição progradante eocênica com um maior espaço de acomodação criado na porção leste da área. O mapa de distribuição do valor de subsidência total criada, elaborado a partir da simulação dos modelos estratigráficos, indica uma maior quantidade de subsidência entre 49.5 e 30 Ma justamente na porção leste da área (Figura 8-9), período de formação da feição progradante. A porção leste da área corresponde igualmente à região de menor área do gap Albiano, relacionado a uma menor evacuação do sal em direção à bacia durante o Albiano [START_REF] Mohriak | South Atlantic divergent margin evolution: rift-border uplift and salt tectonics in the basins of SE Brazil[END_REF]. No entanto, na região leste há uma série de falhas normais induzidas pela halocinese que pós-datam o gap Albiano, evidenciando movimentação posterior do sal em direção à bacia na porção leste da área. Assim, a maior subsidência exatamente localizada na área de formação da feição progradante, indicaria que o mecanismo indutor da criação da subsidência pode ter sido gerado tanto pela própria sobrecarga sedimentar exercida pelo desenvolvimento sedimentar da feição progradante eocênica, que também induziu a reativação das falhas de Cabo Frio associada à ação complementar de evacuação do sal em direção à bacia durante o período. Além disso, a modelagem estratigráfica 2D também aponta para uma variação linear da subsidência ao longo de perfis de gradiente plataforma-talude-bacia. Este modelo permitiu concluir que a subsidência que melhor se adequa à reconstrução da arquitetura sedimentar observada na feição progradante eocênica (Figura 8-8) é aquela simulada por um aumento linear de subsidência da plataforma para o talude, diminuindo de taxa ao chegar à bacia.

Figura 8-9 -Mapa de valor total da subsidência (em metros) desenvolvida durante o período de construção sedimentar da feição progradante eocênica (entre 49.5 e 30 Ma), obtido através do modelo estratigráfico cenozóico 3D. As linhas cinzas representam as isóbatas da batimetria atual.

Algumas simulações adicionais com diferentes subsidências foram realizadas com o intuito de testar os modelos de subsidência desenvolvidos por [START_REF] Contreras | Seismic stratigraphy and subsidence analysis of the southern Brazilian margin (Campos, Santos and Pelotas basins)[END_REF] na porção sul da bacia de Santos e sul da bacia de Campos. Estes modelos indicam que os valores de subsidência para a porção sul da bacia de Santos e para a bacia de Campos não podem ser aplicados para a subsidência da porção norte da bacia de Santos. Assim, conclui-se, que durante o período de desenvolvimento da feição progradante, a bacia de Santos apresenta maior subsidência total na porção norte (de acordo com o presente estudo) que a porção sul da bacia de Santos (de acordo com as informações do artigo de Contreras et al., 2010;Figura 7-98).

8.2.2)

A Migração do Proto-Rio Paraíba do Sul e sua Influência na Variação da Taxa de

Aporte Sedimentar

Através da análise sísmica e da modelagem estratigráfica, foi possível concluir que a bacia de Santos é principalmente alimentada por três fontes sedimentares principais, de diferentes origens:

fonte sedimentar 1, situada na porção norte da área de estudo; fonte sedimentar 2, situada na porção leste e; fonte sedimentar 3 situada na porção oeste (Figura 8-10).

A O gráfico de aporte sedimentar obtido através da modelagens estratigráficas 2D Eoceno e 3D cenozóica indicam uma menor contribuição sedimentar da fonte 1 em aproximadamente 33 Ma (Figura 8-8e Figura 8-11) que estaria relacionada à inativação da ejeção de carga sedimentar do proto-rio Paraíba do Sul na porção norte da bacia de Santos, relacionada ao desvio estrutural desta fonte sedimentar para a vizinha bacia de Campos que ocorre nesta época [START_REF] Macedo | Evolução tectônica da bacia de Santos e áreas continentais adjacentes[END_REF]. A partir deste momento a bacia de Santos passa a receber mais sedimentos argilosos, e os sedimentos arenosos que se depositavam na bacia durante o período de desenvolvimento das sequências SC1, SC2 e SC3 passam a ser depositados na bacia de Campos (Figura 8-12). Após o desvio do proto-rio para a bacia de Campos, a bacia de Santos passa a ser alimentada, no entanto, por duas novas fontes de sedimento (fontes 2 e 3) de origem não fluvial vindas de fora da área norte da bacia, relacionadas à dispersão sedimentar promovidas por mecanismos físicos intrínsecos à forçantes oceanográficas da margem continental em evolução: uma fonte vinda da bacia de Campos, à norte; e outra fonte oriunda do sul, porção central da bacia de Santos (Figura 8-10). A fonte sedimentar 2 originou-se provavelmente pela dispersão de parte dos sedimentos finos do proto-Rio Paraíba do Sul ejetados na bacia de Campos e parcialmente remobilizados para a bacia de Santos por correntes de retorno atuante neste período. Estes sedimentos foram, provavelmente, os responsáveis pela formação dos espessos depósitos contorníticos durante o desenvolvimento da sequência SC4. 

8.2.3) Ciclicidade Deposicional das Sequências Sedimentares da Feição Progradante Eocênica

As sequências que compõem a feição progradante eocênica são limitadas por quatro superfícies (H1 a H4) correlacionadas com as principais quedas globais de nível de mar, de acordo com a curva de variação eustática de Haq et al. (1987) (Figura 8-2). Estas superfícies erosivas são consideradas os limites de sequência das sucessões estratigráficas da Megassequência A. As diferentes amplitudes das quedas de nível eustático são capazes de gerar diferentes níveis de erosão devido a maior ou menor exposição da plataforma continental. Por exemplo, as superfícies H1 e H4 são importantes superfícies erosivas observadas em toda a área de estudo (Figura 7-10 e Figura 7-11). A superfície H4 é caracterizada como um dos principais eventos erosivos da bacia de Santos, sendo identificada por inúmeros autores (e. g. [START_REF] Assine | Migração de depocentros na bacia de Santos: importância na exploração de hidrocarbonetos[END_REF]Duarte e Viana, 2007;Modica e Brush, 2004). Por outro lado, as superfícies H2 e H3 apresentam características erosivas menos acentuadas.

As superficies estratigráficas que limitam as sequências identificadas na feição progradante eocênica (H1, H2, H3 e H4) foram correlacionadas aos mesmos horizontes sísmicos das superficies limitantes das sequências identificadas por [START_REF] Moreira | Stratigraphie sismique de la marge éocène du Nord du bassin de Santos (Brésil): relations plate-forme/systèmes turbiditiques; distorsion des séquences de dépôt[END_REF][START_REF] Moreira | Magmatismo, sedimentação e estratigrafia da porção norte da bacia de Santos[END_REF] e Moreira e Carminatti (2004).

Contudo, diferentes interpretações são propostas para estas superfícies. De acordo com os autores citados, as superfícies H1, H2, H3 e H4 seriam interpretadas como superfícies de primeira inundação, enquanto no presente trabalho as mesmas foram interpretadas como limites de sequências, caracterizadas por discordâncias erosivas sobrepondo unidades sedimentares progradantes formadas sob condições de regressão forçada (Figura 8-13). Modica e Brush (2004) também reconheceram uma das superfícies de discordância erosiva interpretadas por [START_REF] Moreira | Stratigraphie sismique de la marge éocène du Nord du bassin de Santos (Brésil): relations plate-forme/systèmes turbiditiques; distorsion des séquences de dépôt[END_REF][START_REF] Moreira | Magmatismo, sedimentação e estratigrafia da porção norte da bacia de Santos[END_REF] e Moreira e Carminatti (2004) no interior da aqui chamada sequência SC2, relacionada a base de um dos movimentos de massa observados na sucessão estratigráfica da Megassequência A (Figura 8-14).

Ainda de acordo com [START_REF] Moreira | Stratigraphie sismique de la marge éocène du Nord du bassin de Santos (Brésil): relations plate-forme/systèmes turbiditiques; distorsion des séquences de dépôt[END_REF], as superfícies limitantes (de primeira inundação)

de cada uma das sequências SC1, SC2 e SC3 são relacionadas com as idades de, respectivamente, 51 Ma, 42.1 Ma, 40.5 Ma e 39 Ma (Figura 8-13), ao passo que as sequências deposicionais são relacionadas a ciclicidade deposicional de 3ª ordem, cuja deposição registraria ciclos eustáticos de 1.5-9 my e 12 my de duração, respectivamente (Figura 8-13). Contudo, uma diferente proposição de idade é apresentada no presente trabalho: as superfícies H1-H4 são correlacionadas a grandes quedas globais de nível de mar ocorridas, respectivamente, há 49.5 Ma (para a superfície H1), 42.5

Ma (para a superfície H2), 39.5 Ma (para a superfície H3) e 30 Ma (para a superfície H4; Figura 7-53 e Figura 8-13). Embora diferentes na duração e nas idades, tais intervalos deposicionais tambem indicariam o registro de sequências com ciclicidade deposicional de 3ª ordem, mas registrando ciclos de 7, 5 e 9.5 my respectivamente.

Figura 8-13 -Imagem comparativa da (A) interpretação de uma seção sísmica do presente trabalho, destacando as sequência SC1, SC2 e SC3 e (B) interpretação de uma seção sísmica do trabalho de [START_REF] Moreira | Stratigraphie sismique de la marge éocène du Nord du bassin de Santos (Brésil): relations plate-forme/systèmes turbiditiques; distorsion des séquences de dépôt[END_REF], destacando as sequência 1, 2 e 3. Além disso, também são comparadas a interpretações das superfícies identificadas e as idades de cada uma destas superfícies em cada trabalho.

Figura 8-14 -Exemplo de interpretação sísmica de Modica e Brush ( 2004)da porção norte da bacia de Santos.

Localização precisa da seção não foi indicada pelo autor, mas pelas características sísmicas a linha deve estar localizada em frente a Baía de Guanabara com direção norte-sul. Imagem modificada de Modica e Brush (2004).

A partir das etapas de análise sísmica (7. foi ainda possível subdividir as sequências que compõem a Megassequência A em subunidades denominadas de SC1A, SC1B, SC2A, SC2B, SC3A e SC3B, interpretadas como diferentes tratos de sistemas (Figura 7-5, Figura 7-6, Figura 7-7, Figura 7-8, Figura 8-2 e Figura 8-8):

-as subunidades SC1A e SC2A foram interpretadas como tratos de sistemas transgressivos/de mar alto, que se desenvolveram sobre os limites-basais das respectivas sequências (Figura 8-2 e Figura 8-8), contra os quais é comumente observado terminações em onlap. Já as subunidades SC1B e SC2B foram interpretadas como tratos de sistemas regressivos, incluindo sistemas de mar alto e de mar descendente (FSST -Falling stage system tract), caracterizadas por sucessões formadas sob condições de regressão forçada implantadas sobre as respectivas subunidades SC1A e SC2A (Figura 8-2 e Figura 8-8). O topo destas subunidades é definido como Limites de Sequência (SB -Sequence Boundary), caracterizados por importantes superfícies de diferentes graus erosivos, formadas sob a influência de diferentes amplitudes da queda de nível de mar relativo (Figura 8-2 e Figura 8-8);

-a subunidade SC3A se apresenta como uma plataforma progradante do tipo complexo sigmoidal (segundo designação de Mougenot et al., 1983), caracterizada por uma intercalação de sistemas transgressivos e regressivos (Figura 8-15), representando subunidades que apresentam maior ordem de ciclicidade (4ª ordem?) (Figura 8-2 e Figura 8-8). Sobre esta subunidade se forma, proximalmente, a subunidade SC3B, caracterizada por sistemas progradantes de regressão normal, constituindo um trato de sistemas de mar alto (Figura 7-5, Figura 7-6, Figura 7-7, Figura 301 7-8, Figura 8-2 e Figura 8-8). Na curva de variação eustática de Haq observa-se uma importante transgressão marinha, da ordem de ~100 m, ocorrida no Oligoceno Inferior (Figura 8-2 e Figura 8-8), relacionada aqui, a superfície MFS que limita as subunidades SC3A e SC3B (Figura 7-5, Figura 7-6, Figura 7-7 e Figura 7-8). Esta superfície é relacionada ao chamado Marco Azul, interpretado na bacia de Campos como uma importante superfície de máxima inundação [START_REF] Gamboa | Evidências de variações de nível do mar durante o Oligoceno e suas implicações faciológicas[END_REF]. Modica e Brush (2004) Além disso, a modelagem estratigráfica cenozóica evidencia um evento anômalo de forte subsidência durante a formação da sequência SC4, que pode estar relacionada a algum período de evacuação mais acentuada do sal Aptiano na região do talude, já que nos modelos estratigráficos realizados, todo movimento vertical do embasamento foi considerado como subsidência, incluindo as movimentações relacionadas à halocinese.

Ainda de acordo com Duarte e [START_REF] Duarte | Santos Drift System: stratigraphic organization and implications for late Cenozoic palaeocirculation in the Santos Basin, SW Atlantic Ocean[END_REF], o deslocamento de fácies em direção ao continente relacionado à definida pelos autores de sequência S4 (correspondente à porção inferior 305 da sequência SC7) seria resultado de um grande aumento de subsidência com geração de maior espaço de acomodação. De acordo com o gráfico de variação da taxa de subsidência obtido através da modelagem estratigráfica 3D da porção norte da bacia de Santos realizada neste trabalho (Figura 8-11) o valor de subsidência diminui no período de formação da sequência SC7 (entre 10.5 e 2.4 Ma).

Este maior espaço de acomodação foi aqui interpretado como a atuação da subsidência durante um longo período de nível de mar baixo subsequente à formação da sequência SC6, sem a ocorrência de importantes quedas eustáticas que pudessem destruir o espaço de acomodação e causar uma consequente erosão da plataforma. O gráfico de variação da taxa de aporte sedimentar total (nas três fontes sedimentares identificadas), obtido através da modelagem estratigráfica 3D, indica um ligeiro aumento de 

8.3.2) Ciclicidade Deposicional das Sequências Sedimentares da Megassequência B

As sequências que compõem a Megassequência B são divididas em subunidades aqui interpretadas como diferentes tratos de sistemas. As subunidades SC4A, SC5A e SC6A foram interpretadas como sistemas transgressivos, caracterizados pela presença de onlaps contra os limites de sequência (H4, H5 e H6; Figura 7-5, Figura 7-7, Figura 7-8 e Figura 8-2). Cada subunidade apresenta diferentes espessuras, indicando diferentes taxa de criação de espaço de acomodação e/ou diferentes taxas de aporte sedimentar. Já as subunidades SC4B e SC5B foram interpretadas como tratos de sistemas de regressão forçada. A resolução do modelo estratigráfico 3D não permitiu a obtenção da variação da taxa de aporte sedimentar de cada subunidade individualmente.

Na plataforma continental da sequência SC6 foi possível diferenciar dois sistemas regressivos distintos: (1) mais proximalmente está presente um sistema deposicional de mar alto, caracterizado por uma regressão normal e identificado como subunidade SC6B e; (2) mais distalmente estão presentes sistemas desenvolvidos sob condição de regressão forçada, identificados pela subunidade SC6C. O offlap break da sequência SC6 é caracterizado na porção mais distal dos sistemas regressivos da subunidade SC6C e está posicionado mais distalmente que os offlap breaks das sequências SC4 e SC5. Esta progradação da linha de costa indica que a queda de nível de mar relativo relacionada à superfície H7 foi mais importante que nas sequências anteriores (Figura 8-2), ou seja, as características fortemente erosivas da superfície H7, limite-base da sequência SC7, indicam a ocorrência de um importante evento de queda de nível de mar relativo. Este evento erosivo foi relacionado com a queda eustática do Tortoniano (10.5 Ma), ocorrida como resultado da expansão das camadas de gelo na Antártica, como já explicado no começo do capítulo. Na realidade, esta regressão é um dos marcos regionais da bacia, conhecido como Marco Cinza [START_REF] Viana | A discordância do Mioceno Médio/Superior: um marco regional no talude da bacia de Campos[END_REF] uma importante discordância erosiva ocorrida no Tortoniano e identificada primeiramente na bacia de Campos.

8.4)

Evolução e Ciclicidade Deposicional da Megassequência C (Sequências

SC7, SC8 e SC9)

As sequências sedimentares que constituem a Megassequência C (SC7, SC8 e SC9) foram interpretadas em diferentes tipos de linhas sísmicas: sísmica profunda e sísmica de alta resolução.

Por isso, este item fornece, primeiramente, uma visão geral da arquitetura sedimentar da Megassequência C, através da interpretação das sequências SC7, SC8 e SC9 em toda a área de estudo. Posteriormente, é dada uma visão mais detalhada da plataforma-talude superior plioquaternária das sequências através da interpretação das linhas de sísmica de alta resolução.

8.4.1) Arquitetura e Ciclicidade Deposicional da Megassequência C

A partir da interpretação das linhas de sísmica profunda foi possível subdividir cada sequência em diferentes tratos de sistemas. A subunidade SC7A, uma das duas subunidades que compõem a sequência SC7, é observada na bacia e talude continental e apresenta terminações em onlap contra a superfície limitante H7. Este padrão de terminações indica, neste caso, que a subunidade SC7A é formada por depósitos sedimentares formados durante a transgressão do nível de mar relativo, e, por isso, interpretados como tratos de sistemas transgressivos. Já a subunidade SC7B e as sequências SC8 e SC9 são caracterizadas, devido à grande progradação relacionada a elas, como trato de sistemas regressivos situados na borda de plataforma.

Após a grande queda de nível eustático do Tortoniano, e formação da superfície H7 descrita no item anterior, foi observada uma acentuada transgressão marinha que possibilitou o deslocamento das sequências sedimentares e seus offlap breaks para as porções mais proximais da bacia (Figura 8-3 e Figura 8-4). No entanto, após esta retrogradação da linha de costa é observada uma grande e contínua progradação indicada pelas posições cada vez mais distais dos offlap breaks das sequências que compõem a Megassequência C (SC7, SC8 e SC9; Figura 8-2, Figura 8-3, Figura 8-4, Figura 8-20 e Figura 7-5).

Os sistemas progradacionais da sequência SC7, SC8 e SC9 são caracterizados por um talude íngreme que, de acordo com Duarte e [START_REF] Duarte | Santos Drift System: stratigraphic organization and implications for late Cenozoic palaeocirculation in the Santos Basin, SW Atlantic Ocean[END_REF], teria promovido a constrição das correntes de contorno, gerando erosão na escarpa da borda de plataforma (Figura 8-21). De acordo com os autores, durante a sequência SC8 são observados menores indícios erosivos, indicando uma menor intensidade da corrente de contorno contra a borda de plataforma. Esta corrente voltaria a se intensificar no final da formação da sequência SC9 (Quaternário Superior). A erosão causada pela corrente de contorno é, de acordo com os autores, responsável pelo desenvolvimento de um terraço erosivo no pé da borda de plataforma da sequência SC7 causando um espalhamento dos sedimentos na direção do talude, sedimentos estes que se misturam aos sedimentos originários dos frequentes processos gravitacionais do talude superior e médio durante o desenvolvimento das sequências SC7, SC8 e SC9. [8][9][START_REF] Bibliográficas Ainsworth | Sedimentology and high resolution sequence stratigraphy of the Bearpaw-Horseshoe Canyon transition (Upper Cretaceous)[END_REF][11][12][13][14][15][16][17][18][START_REF] Mohriak | Bacias sedimentares da margem continental Brasileira[END_REF]. Contudo, no interior das sequências que a compõem (SC7, SC8 e SC9) podem ser observadas inúmeras discordâncias bem caracterizadas nas linhas de alta resolução (Figura 8-22), mas também identificadas em linhas de sísmica profunda por Duarte e Viana (2007, Figura 8-21). Estas discordâncias foram interpretadas como importantes superfícies de exposição da plataforma frequentes neste período, principalmente nos últimos 2.6 Ma, relacionada à ocorrência global de ciclos glaciais [START_REF] Maslin | Quaternary Climate Transitions and Cycles, in: Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments[END_REF]. Estas discordâncias limitam sequências de menor ordem (4ª ordem ?), que se apresentam ora agradacionalmente, ora progradacionalmente (Figura 7-4, Figura 7-5 e Figura 7-6). Estas fases de exposição da plataforma estão relacionadas aos processos de regressão forçada, nos quais as camadas sedimentares mais superiores são erodidas e são retrabalhadas e depositadas à frente da plataforma, intensificando assim a construção de sistemas fortemente progradantes. Figura 8-22 -Linha sísmica de alta resolução interpretada, ilustrando os padrões de arquitetura sedimentar para cada sequência e superfície estratigráfica reconhecida na área de estudo.

Além destas variações eustáticas responsáveis pela criação e destruição de espaço de acomodação, a subsidência é, também, um importante fator para a preservação das sucessões 311 estratigráficas . A partir do mapa de subsidência total desenvolvida nos últimos 10.5 Ma, obtido através da modelagem 3D do Cenozóico, é possível verificar uma maior subsidência de até 150 m, e consequente maior espaço de acomodação, na plataforma e quebra de plataforma da porção oeste da área de estudo. O maior espaço de acomodação na porção oeste permitiu a construção de um pacote sedimentar mais espesso no local, onde pode ser observado um dos principais depocentros da área durante a construção da Megassequência C (Figura 8-23). Podem ainda ser observadas duas zonas de maior subsidência na área (com subsidência total de até 400 m), situadas na bacia da porção extremo leste e extremo oeste da área que coincidem com os depocentros observados (Figura 8-20). Esta subsidência estaria, então, relacionada a uma provável resposta da sobrecarga devido à grande quantidade sedimentar carreada para a bacia pelos movimentos de massa frequentes nas sequências que compõem a Megassequência C (Figura 7-5, Figura 7-6, Figura 8-22 e Figura 8-23).

Figura 8-23 -Mapa de valor total da subsidência (em metros) desenvolvida durante o período de construção sedimentar da Megassequência C (últimos 10.5 Ma), obtido através do modelo estratigráfico cenozóico 3D. As linhas cinzas representam as isóbatas da batimetria atual.

8.5)

Arquitetura e Ciclicidade Deposicional das Sequências Plio-

Quaternárias no Contexto das Variações Eustáticas

A múltipla abordagem metodológica utilizada no presente estudo mostrou-se ainda ferramenta particularmente importante ao ser aplicada a intervalos estratigráficos fora do interesse mais imediato da indústria de petróleo, como o intervalo Plioceno-Quaternário, sobre o qual há pouca disponibilidade de dados de datação bioestratigráfica e absoluta, assim como de quantificação de parâmetros controladores, como taxa de aporte sedimentar e de subsidência. Apesar da pouca disponibilidade deste tipo de dados, a maior resolução das curvas de variação eustática, obtidas através de curvas de variação isotópica δ 18 O, permitem uma análise mais precisa da influência eustática na construção sedimentar das sequências plio-quaternárias. Por isso, após a realização de análises de sinal eustático, foi possível correlaciona-los com os resultados da modelagem estratigráfica e interpretação sísmica e concluir que os diferentes padrões arquiteturais característicos de cada sequência plio-quaternária sofrem importante influência da frequência e amplitude do sinal eustático.

As variações identificadas no padrão de deposição sedimentar entre as sequências identificadas refletem variações nas relações espaço de acomodação versus aporte sedimentar, durante a formação de cada sequência. No item de Hipóteses de idades de formação das superfícies H8 e S1, as variações na arquitetura sedimentar foram relacionadas às diferentes taxas de criação e destruição de espaço de acomodação induzidas pelas variações eustáticas durante o Plio-Quaternário. Contudo, somente estas variações parecem não ser capazes de explicar a formação da arquitetura sedimentar observada em cada uma das sequências discutidas abaixo.

As linhas sísmicas de alta resolução permitiram um melhor detalhamento da arquitetura deposicional das sequências que compõem a Megassequência C. Nestas linhas, somente a porção mais superior da sequência SC7 pode ser interpretada devido à limitação de profundidade das linhas . A definição de mais alta resolução da arquitetura da sequência SC7 permite a interpretação da superfície topo H7 como uma discordância erosiva caracterizada como Limite de sequência. Esta sequência apresenta clinoformas progradantes que parecem variar de sigmoidais, na porção mais basal da sequência, a clinoformas oblíquas no seu topo, possivelmente relacionadas à clinoformas sigmoidais fortemente erodidas (Figura 8-24). Esta arquitetura é provavelmente resultado de uma intensa progradação sedimentar sem nenhuma, ou pouca, criação de espaço de acomodação (dentro da limitação da resolução das linhas sísmicas); ou indica resultado da influência 313 de uma importante queda de nível de mar, relacionada à superfície H8 (de 2.4 Ma), capaz de erodir a porção superior da sequência SC7.

A sequência SC8 é caracterizada nas linhas sísmicas de alta resolução por um padrão misto de clinoformas sigmoidais-oblíquas, indicando a intercalação de períodos de preservação e de erosão dos sistemas sedimentares. De acordo com a curva de variação eustática de Lisiecki e Raymo (2005), a tendência geral de queda de nível de mar observada entre 2.4 e 0.63 Ma indicaria a destruição potencial de espaço de acomodação. Contudo, outros fatores são também possíveis para influenciarem a construção de tal arquitetura deposicional. O mesmo padrão deposicional poderia também ser explicado através da relação entre frequência versus amplitude das variações eustáticas.

Esta hipótese se explica pelo fato de que durante o período de desenvolvimento da sequência SC8 observa-se uma predominância da frequência relativa ao período de 20 ky superposta ao sinal eustático, relacionada segundo a teoria orbital à Precessão (Figura 8-25B e D). Esta alta frequência, combinada com as amplitudes de variação eustáticas observadas no período (75-90 m; Figura 8-25E), indicaria uma arquitetura uniforme com intercalações de: sistemas agradacionais, formados durante os segmentos de elevação de nível de mar, e preservados devido à subsidência existente; e, sistemas progradacionais com topo erodido, indicando condições de regressão forcada onde a destruição de espaço de acomodação ocorre devido a grande amplitude de queda eustática (Figura 8-24). Já a sequência SC9 é caracterizada por seis subsequências bem individualizadas sendo cinco delas (SQ1, SQ2, SQ2', SQ3 e SQ4) formadas sob condições de regressão forçada presentes essencialmente na borda de plataforma (SQ1 a SQ4; Figura 8-24). A individualização das sequências através de limites claramente erosivos ocorre provavelmente devido à grande amplitude de variação de nível de mar (Figura 8-25E) combinada com uma mais baixa frequência do sinal eustático, relacionada com a periodicidade de 100 ky (Figura 8-25A). Esta configuração permite a geração de espaço de acomodação devido ao longo tempo em que cada sequência é submetida à subsidência e seu topo erodido devido à grande amplitude de variação eustática da ordem de ±100-120 m (Figura 8-25E). Deste modo, podemos observar nas curvas eustáticas da Figura 8-25E que a formação de descontinuidades erosivas bem marcadas é relacionada a grandes quedas de nível de mar, mesmo com uma tendência de manutenção de nível de mar constante (como indicado pela seta branca nos últimos 500-600 ka, Figura 8-24B).

As sequências sedimentares que compõem a sequência SC9 (SQ1, SQ2, SQ2', SQ3 e SQ4)

puderam ainda ser correlacionadas a diferentes ciclos de variação de nível de mar. De acordo com o modelo estratigráfico das sequências sedimentares quaternárias, a sequência SQ1 se desenvolve entre os períodos de 0.63-0.44 a, a SQ2 entre 0.44-0.35 Ma, a SQ2' entre 0.35-0.25 Ma, a SQ3 entre 0.25-0.14 Ma, a SQ4 entre 0.14-0.018 Ma e a SQ5 entre 0.018 Ma e o Recente (Figura 8-26). Estes intervalos de idade indicam uma ciclicidade de aproximadamente 100 ky para as sequências SQ2, SQ2', SQ3 e SQ4. Já a sequência SQ1 apresenta um intervalo de idade de aproximadamente 200 ky.

Durante o intervalo de tempo englobado pela sequência SQ1, observou-se na curva de variação eustática a ocorrência de dois ciclos, o que indica que esta sequência representa, na realidade, dois ciclos de 100 ky que não puderam ser identificados na arquitetura observada nas linhas sísmicas de alta resolução, provavelmente devido à grande erosão a que esta sequência foi submetida e logo a seu mais baixo grau de preservação que as demais. Já sequência SQ5 representa o início do ultimo ciclo eustático de 100 ky, representada apenas por sistemas transgressivos e mar alto depositados desde início da ultima deglaciação a partir de ~20 ka [START_REF] Reis | Origin of step-like and lobate seafloor features along the continental shelf off Rio de Janeiro State, Santos basin-Brazil[END_REF].

As sequências que compõem a sequência SC9 apresentam também diferentes graus de preservação e de alcance proximal (posição dos respectivos landward pinch out, representados pelas setas azuis na Figura 8-24A). Os sucessivos landward pinch outs se apresentam cada vez mais proximalmente, revelando de tal forma que o grau de preservação das sequências é crescentemente mais importante da sequência SQ1 para SQ4. Esta configuração indica claramente que houve um aumento de espaço de acomodação na plataforma no decorrer do desenvolvimento deste conjunto de subsequências. 

9.1)

Perspectivas Futuras

Os resultados obtidos neste trabalho fornecem um maior detalhamento e novos cenários para a evolução tectono-sedimentar da porção norte da bacia de Santos. Contudo, alguns pontos merecem ainda maior detalhamento e novos estudos são necessários, dentre os quais podemos destacar:

-Estudos mais detalhados sobre o desenvolvimento tectono-sedimentar cenozóico da porção emersa adjacente à bacia de Santos e a sua integração aos estudos offshore permitiriam um entendimento mais efetivo das relações de tectonismo, aporte sedimentar e processos de sedimentação na margem;

-Modelos estratigráficos com maior detalhamento considerando toda a margem estudada, desde a área continental passando pela plataforma continental até a bacia permitiriam resultados mais precisos das variações de aporte sedimentar e subsidência na bacia de Santos;

-Modelos estratigráficos 3D dos intervalos de interesse ressaltados neste trabalho: feição progradante da Megassequência A e os sistemas sedimentares quaternários poderiam permitir maior entendimento sobre os processos de construção sedimentar e estratigráfica que os produzidos por modelagem estratigráfica 2D, como por exemplo, uma melhor definição da localização das prováveis fontes sedimentares e de seus padrões de migrações, e também das variações laterais de aporte sedimentar e subsidência;

-A realização de estudos específicos que enfocassem a construção de curvas de variações de nível de mar no Oceano Atlântico Sul, poderia permitir maior precisão sobre os resultados produzidos concernindo a criação de espaço de acomodação e, consequentemente, as taxas de subsidência obtidos nas etapas de análise sísmica e modelagem estratigráfica;

-Finalmente, a correlação das sequências e superfícies estratigráficas interpretadas com dados de curvas de poços (e.g., raio gama, resistividade, densidade e sônica), não realizada devido a algumas imprecisões nos dados das pastas de poços fornecidos pela ANP, e por questões de cronograma, teriam permitido novas ferramentas de checagem dos resultados interpretativos e experimentais obtidos com dados efetivamente recolhidos. 

Figura 7 -

 7 Figura 7-65 -Taxas de sedimentação ao longo do desenvolvimento das sequências sedimentares SC1 a SC9, considerando as hipóteses de idade para os horizontes H8 (3.2 ou 2.4 Ma) e S1 (0.63 ou 0.44 Ma). ..... Figura 7-66 -Mapa de isópacas da sequência SC1 mostrando a possível localização da fonte sedimentar principal, e em destaque seções sísmicas demonstrando sistemas canalizados e o sentido de progradação dos sistemas sedimentares respectivamente. .................................................................... Figura 7-67 -Mapa de isópacas da sequência SC2 mostrando a possível localização da fonte sedimentar principal e em destaque seções sísmicas demonstrando sistemas canalizados e o sentido de progradação dos sistemas sedimentares respectivamente..................................................................... 

Figura 8 -

 8 Figura 8-10 -(A) Posicionamento do possíveis canais fluviais localizados na plataforma da bacia de Santos. (B) Mapa de localização das principais fontes sedimentares existentes durante o desenvolvimento das sequências sedimentares dos últimos 49.5 Ma. E dois perfis topográficos demonstrando em CC' a possível localização do proto-rio Paraiba do Sul e em DD' a localização atual do rio em torno de 400 m acima do nível de mar atual. As linhas cinzas no mapa representam as isóbatas da batimetria atual......................................................................................................................................................... 

Figura 8 -

 8 Figura 8-16 -Mapa de isópacas da Megassequência B destacando a migração da posição dos offlap breaks das superfícies H4 a H5, entre 30 e 10.5 Ma e a feição canalizada dos depósitos contorníticos. As linhas cinzas representam as isóbatas da batimetria atual. .................................................................... Figura 8-17 -Exemplos de interpretação sísmica (A) deste trabalho e (B) de Duarte e Viana (2007). ............... Figura 8-18 -Mapa de valor total da subsidência (em metros) desenvolvida durante o período de construção sedimentar da Megassequência B (entre 30 e 10.5 Ma), obtido através do modelo estratigráfico cenozóico 3D. As linhas cinzas representam as isóbatas da batimetria atual................... Figura 8-19 -Gráfico comparativo entre as taxas de aporte sedimentar obtidas através da modelagem estratigráfica e os volumes e taxas de sedimentação obtidos por cálculos a partir da interpretação sísmica das sequências............................................................................................................................. 

  Figura 11-1 -Gráficos da variação da velocidade da onda sísmica com a profundidade de poços exploratórios em três zonas: plataforma continental, talude continental e bacia. ................................. Figura 11-2 -Composição sedimentar dos poços exploratórios disponíveis durante o desenvolvimento da sequência SC1........................................................................................................................................... 

Figura 2 - 2 -

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

Figura 2 -

 2 Figura 2-3 -Mapa batimétrico da porção norte da bacia de Santos e bacia de Campos indicando antigas feições geomorfológicas da bacia (dados batimétricos de Smith e Sandwell, 1997 ; levemente modificado de Maia et al., 2010).

Figura 2 -

 2 Figura 2-7 -Exemplo de linha sísmica interpretada mostrando as superfícies sísmicas truncando os refletores internos das sequências (terminações indicadas pelas setas brancas), indicando quedas de nível de mar. À esquerda um esquema com a organização das sequências interpretadas por Maia (2009) e Maia et al. (2010) (SqC, SqB, SqA, Sq1, Sq2, Sq3, Sq4 e Sq5) agrupadas em dois conjuntos (Conjunto I e Conjunto II), e as suas superfícies limitantes (SB, AS, S1, S2, S3, S4 e S5).

Figura 2 -

 2 Figura 2-9 -Esquema ilustrando A) a interpretação sísmica das sequências sísmicas e suas superfícies limitantes; B) relação entre as sequências interpretadas e os dados cronoestratigráficos obtidos através dos poços; C) curva com a amplitude máxima das variações de nível do mar, relacionando os máximos glaciais às superfícies interpretadas nas seções sísmicas e; D) estágios isotópicos relacionados com as variações dos níveis eustáticos (modificadode Maia, 2009 e Maia et al., 2010).

Figura 2 -

 2 Figura 2-10 -A a D) Mapas de isópacas de cada sequência deposicional. E) Mapa de isópacas total das cinco sequências sísmicas Sq1-Sq5 que compõem o Conjunto II (para cálculo de espessura foi utilizado valor estimado de velocidade intervalar de 1.600 m/s, segundo[START_REF] Lobo | Late Quaternary shelf-margin wedges and upper slope progradation in the Gulf of Cadiz margin (SW Iberian Peninsula)[END_REF] [START_REF] Maia | Arcabouço Estratigráfico e Ciclicidade Deposicional dos Sistemas Plataformais ao Largo do Estado do Rio de Janeiro -Bacia de Santos (Dissertação de Mestrado)[END_REF] e Maia et al., 2010).

Figura 2 -

 2 Figura 2-11 -Linha sísmica em posição "strike" posicionada sobre o principal depocentro da área de estudo no período considerado para o desenvolvimento do Conjunto II (posicionamento da linha nos mapas de isópacas, Figura 2-10).

Figura 2 -O

 2 Figura 2-12 -Mapa regional da área de estudo, indicando as principais correntes que se deslocam e se deslocaram na área. A área sombreada representa o Sistema Santos Drifte, composto, de acordo com Duarte e Viana (2007), pelos dois maiores contornitos observados na área. (levemente modificado de Duarte e Viana, 2007).

3. 2 )

 2 Ciclicidade e Variações Climáticas Globais 60 É importante observar, no entanto, que as variações orbitais unicamente não explicam todas as escalas de variações climáticas, mas a compilaçãode Berger et al. (1984) mostrou que o mecanismo orbital tem imensa força e significância na explicação das maiores amplitudes das flutuações climáticas no Pleistoceno. Os dados isotópicos (que registram as variações do nível do mar) são diretamente correlacionáveis com as curvas da teoria de insolação. Como podemos observar na Figura 3-5, as variações na órbita da Terra podem realmente ser consideradas o marcapasso dos ciclos glaciais/interglaciais(Imbrie e Imbrie, 1986), pois a análise detalhada da curva SPECMAP (de isótopos de oxigênio) mostra que há uma significância estatística nas flutuações com amplitudes da ordem de 100, 43, 23 e 19 ka.

  Diferenças das propriedades termais e albedos (refletividade) entre o continente e o mar -A característica da água possuir calor específico cinco vezes maior que o das rochas e solos, permite que mudanças sazonais de temperatura sejam mais lentas nos oceanos que nas rochas e solos. Um exemplo atual da atuação deste processo é a diferença entre as temperaturas e sazonalidade existentes entre o norte e o sul da Terra. Outro exemplo são as monções asiáticas que são resultantes da diferença sazonal do contraste termal entre o continente e o mar, acarretando mudanças nos padrões de circulação atmosférica e oceânica (DeConto, 2009). A tectônica de placas redistribui as massas de continentes e oceanos ocasionando uma mudança no balanço de energia na Terra através destas diferenças de propriedades termais entre os continentes e os oceanos.

3. 3 )

 3 Indicadores de Variações do Nível do Mar e Mudanças Climáticas 64 variações ambientais. Informações paleoambientais também podem ser adquiridas através do estudo das carapaças silicosas de diatomáceas e de radiolários.

Figura 3- 10 -

 10 Figura 3-10 -Comparação entre as curvas de (A) variação eustática baseada em dados isotópicos de Miller et al. (2005) e (B) variação eustática de Haq nos últimos 65 Ma. Os retângulos rosas representam uma possível correlação da importante queda de nível de mar do Oligoceno em ambas as curvas.

  de oeste para leste, entre o Atlântico e o Pacífico (von der Heydt e Dijkstra, 2006).Já a colisão entre a Índia e a Ásia se iniciou no Paleoceno Inferior, a oeste, e no Eoceno Superior, a leste, originando o Platô do Tibet e os Himalaias[START_REF] Aitchison | When and where did India and Asia collide[END_REF]. Como resposta desta última porção de colisão ocorreu a cessação do magmatismo na margem sudeste da Ásia, o reajustamento dos limites de placas no leste da Ásia e o soerguimento do Platô do Tibet. De acordo com[START_REF] Copeland | The When and Where of the Grouth of Himalaya and Tibetan Plateau[END_REF], o Platô do Tibet teria provavelmente largura e altura suficientes para ter efeito sobre a circulação atmosférica local e global já no final do Mioceno, ou, pelo menos, a ponto de intensificar as Monções asiáticas.

Figura 3 -

 3 Figura 3-11 -Mapa mundial indicando o fechamento do mar de Tethys (modificado de Allen e Armstrong, 2008).

Figura 3 -

 3 Figura 3-12 -Mapa mundial ilustrando as principais aberturas e fechamentos de passagens e estreitos entre os oceanos globais (modificado de Potter e Szatmari, 2009).

  Greenhouse Oligo-Miocênico (entre 17 e 15 Ma) foi seguido por um gradual resfriamento e restabelecimento das camadas de gelo da Antártica marcando, assim, o fim deste período Greenhouse (Figura 3-9; Zachos et al., 2001). Neste evento o transporte de calor em direção aos polos parece ter sido bloqueado, promovendo um resfriamento polar. Em contrapartida, os trópicos parecem ter se aquecido neste mesmo período. O fechamento total do Mar de Tethys durante o Mioceno, o estreitamento do Istmos do Panamá e da Indonésia permitiram que o fluxo de

  do Istmos do Panamá (Isthmus of Panamá) e Intensificação da Glaciação no Hemisfério Norte Inicialmente, o fechamento do Istmos do Panamá causou a restrição da troca de águas entreo Pacifico e o Atlântico. Esta restrição desencadeou um aquecimento do clima terrestre, mas que foi posteriormente substituído pela implantação da glaciação no hemisfério norte, a partir de cerca de 2.7 Ma[START_REF] Haug | How the Isthmus of Panama put ice in the Arctic[END_REF].No entanto, a idade de fechamento do Istmos do Panamá é muito discutida. De acordo comPotter e Szatmari (2009), este fechamento teria ocorrido entre 13 e 3.5 Ma. Já[START_REF] Duque-Caro | Neogene stratigraphy, paleoceanography and paleobiogeography in northwest South America and the evolution of the Panama Seaway[END_REF], embora concorde com a idade de início do fechamento, afirma, assim como[START_REF] Keller | Late neogene history of the Pacific-Caribbean gateway[END_REF], que o fechamento total do Istmos somente teria se concluído de há 1.8 Ma (Figura 3-9). Por outro lado, Ortiz-Jaureguizar e Cladera (2006) afirmam que o fechamento total teria ocorrido entre 3 e 2.5 Ma.[START_REF] Coates | Closure of the Isthmus of Panama: The near-shore marine record of Costa Rica and western Panama[END_REF], através de seu estudo sobre fósseis de águas rasas nas duas porções da região do Panamá-Costa Rica, também conclui que o fechamento total teria se dado em 3.5 Ma (Figura 3-9).O mecanismo evocado para o desencadeamento do aquecimento do Plioceno Médio é a ação dos ventos alísios, que são capazes de transportar águas de baixa salinidade em forma de vapor para o Pacífico, originadas pela evaporação das águas do Atlântico tropical e do Caribe. Este transporte teria criado uma diferença de salinidade gradualmente maior entre os dois oceanos, com o oceano Atlântico bem mais salino. Como resultado, teria ocorrido a intensificação da corrente do Golfo, transportando a massa d'água quente e salina para as altas latitudes do Atlântico Norte que, ao chegarem ao Ártico, se tornam frias e densas, gerando as correntes de fundo[START_REF] Haug | How the Isthmus of Panama put ice in the Arctic[END_REF]. Com a intensificação das correntes de fundo vindas do Atlântico Norte, as águas passam a ficar enriquecidas em nutrientes e CO2, aumentando a produtividade, principalmente de fitoplâncton, que emite cada vez mais CO2 na atmosfera. Contudo, existem estudos que afirmam que esta diferença de salinidade entre o Atlântico e o Pacifico já era importante desde 4.2 Ma (Haug e Tiedemann, 1998; Keigwin, 1982), indicando que o período de aquecimento do Plioceno Médio deve ter se iniciado há 4.2 Ma. Já de acordo com Andersson (2009), a formação da NADW (North Atlantic Deep Water), uma das principais massas d'água existentes atualmente, ocorreu como resposta a dois eventos: o fechamento do Istmos do Panamá, explicado acima, e o aprofundamento da cordilheira de Greenland-Scotland. Através de modelos de circulação oceânica, Huber e Sloan (2001) afirmam que mesmo com o Istmos do Panamá completamente aberto, e sem a entrada de águas salinas originadas no mar de Tethys, teria ocorrido a formação da NADW.

  Aberturas e Fechamentos de Passagens e Estreitos Estreitamento da passagem da Indonésia (Figura 3-12)-Tanto o fechamento do Istmos do Panamá como o estreitamento da passagem da Indonésia e abertura de outras passagens, também implicaram em mudanças climáticas, incluindo a glaciação no hemisfério norte e a acidificação africana (DeConto, 2009). Através de modelos de circulação oceânica, Cane e Molnar (2001) acreditam que mudanças climáticas ocorridas entre 4-3 Ma estariam relacionadas diretamente com o estreitamento da passagem da Indonésia. Estas variações climáticas estariam relacionadas com a mudança da origem do fluxo que chega a Indonésia de águas quentes do Pacífico sul para águas frias do Pacífico Norte. Contudo, a idade de fechamento da passagem da Indonésia é ainda indefinida. Cane e Molnar (2001), por exemplo, afirmam ter ocorrido em 4-3 Ma, enquanto Srinivasan e Sinha (1998) sugerem uma idade pliocênica para o fechamento. E ainda, Kuhnt et al. (2004) apud Potter e Szatmari (2009) afirmam que o estreitamento da passagem se iniciou há 25 Ma (Figura 3-9). Passagem de Bering (Figura 3-12) -situado num bloco continental entre o Alaska e a Ásia, seu estreitamento ocorre como resposta à aceleração da subducção da placa do Pacífico na fossa de Kuril há 5-3.2 Ma (Mudieet al., 1990et al., apud Hay, 1996) ) (Figura 3-9); Estreito de Gibraltar (Figura 3-12) -formado na porção oeste do mar de Tethys, este estreito possui uma complexa história evolutiva. O estreito esteve fechado entre 6 e 5 Ma, isolando o mar Mediterrâneo e provocando a deposição de sal na chamada "Crise de Salinidade Messiniana"(Hsu et al., 1978 apud Hay, 1996) (Figura 3-9). Desde a sua reabertura, o mar Mediterrâneo tem servido de fonte de águas quentes e salinas para o Atlântico Norte (McKenzie e

Figura 3 -

 3 Figura 3-16 -Curva de variação isotópica de δ 18 O dos últimos 2 Ma. Fonte: testemunho ODP 677 (0.4 2 Ma) e dados SPECMAP (0.4 Ma até Recente) (baseado em[START_REF] Imbrie | On the structure and origin of major glaciation cycles 2. The 100,000-year cycle[END_REF] [START_REF] Marshall | Glaciations, Quaternary, in: Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments[END_REF].

A

  Revolução do Pleistoceno Médio é o evento que marca a prolongação e intensificação dos ciclos climáticos glaciais-interglaciais ocorrido a partir de 1250 e 900 ka (Clark et al., 2006; Medina-Elizalde e Lea, 2005). Antes da Revolução do Pleistoceno Médio e desde a intensificação da glaciação do hemisfério Norte em 2.75 Ma, o clima global parece ter respondido a variações de obliquidade 81

4. 1 )

 1 Parâmetros Condicionantes da Arquitetura Sedimentar das Margens 90 sedimentares, que pode ser classificada como progradacional, retrogradacional e agradacional, (Van Wagoner et al., 1988) (Figura 4-8).

  Hampson, 2009 apud Catuneanu e Zecchin, 2013). Um classificação mais atual da arquitetura estratal das sucessões sedimentares de clinoformas através do reconhecimento das trajetórias de offlap break de borda de plataforma foi proposta por Zecchin e Catuneanu (2013). Nesta classificação o ângulo da trajetória de migração do offlap break é relacionado aos diferentes depósitos transgressivos e regressivos, como mostra a Figura 4-11.

Figura 4 -

 4 Figura 4-11 -Classificação da trajetória de offlap break de borda de plataforma proposta por Zecchin e Catuneanu (2013): Transgressiva (entre 0° e 180°); Agradacional (90°); Regressiva ascendente (regressão normal, entre 0° e 90°); Regressiva com estabilização de nível de mar (0°) e; Regressiva descendente (regressão forcada, entre 0° e -30°).

97

  Este processo de regressão forçada pode ser dividido em duas partes: o inicio da descida do nível de base, onde passam a ser desenvolvidos depósitos retrabalhados pela erosão/bypass nos ambientes fluviais e marinhos rasos; e o final da descida do nível de base, que marca o término da erosão e o início da deposição (agradação) nos ambientes fluviais e marinhos rasos (Figura 4-16).

  contínuo durante todo o estágio ou pode compreender uma alta frequência de pulsos transgressivoregressivos causados por flutuações nas taxas de sedimentação ou de subida do nível de base. No caso de regressão continua, o HSST desenvolve uma única sucessão de fácies em downlap contra a Superfície de Inundação Máxima. No caso de um padrão mais complexo de regressão do HSST, é desenvolvida uma sucessão de lobos progradantes, em que os depósitos são direcionados cada vez mais em direção à bacia. O grau de sobreposição vertical dos lobos é mais pronunciado durante a fase inicial do HSST, quando as taxas de elevação do nível de base são maiores (Figura 4-26). Na fase final, o HSST é caracterizado pelo aumento da taxa de regressão da linha de costa como consequência da desaceleração da elevação do nível de base (Figura 4-26). Como resultado, a espessura do pacote que reflete o grau de sobreposição vertical entre os sucessivos lobos progradantes diminui com o tempo. Outra consequência da desaceleração da elevação do nível de base é a progressiva menor criação espaço de acomodação na plataforma, onde os lobos progradantes, que preenchem a acomodação disponível, se tornam menos espessos com o tempo (Figura 4-26).

  Figura 4-26 -Arquitetura sedimentar do Trato de Sistemas de Mar Alto nos diferentes estágios de desenvolvimento (modificadode Posamentier e Vail, 1988).

Figura 4 -

 4 Figura 4-27 -Arquiteturas estratigráficas dos depósitos de regressão forçada. (a) cunhas com topo suave e conectadas formando uma plataforma de baixo ângulo; (b) cunhas em degraus desconectados formando uma plataforma de baixo ângulo; (c) cunhas em degraus conectadas formando uma plataforma de baixo ângulo; (d) cunhas com topo suave e conectadas formando uma plataforma de alto ângulo; (e) cunhas em degrau conectadas formando uma plataforma em alto ângulo (Posamentier e Morris, 2000).

  111

  de Mar Baixo (Lowstand System Tract -LSST) O Trato de Sistemas de Mar Baixo (Lowstand System Tract -LSST) é definido como depósitos de regressão normal acumulados durante o começo da elevação do nível de base (sensu Hunt e 113 Tucker, 1992). Estes depósitos são limitados na base pela superfície de Descontinuidade Subaérea e sua conformidade correlativa e a Superfície Regressiva de Erosão Marinha, e são limitados no topo pela Superfície de Regressão Máxima (Figura 4-30).O LSST começa a ser desenvolvido logo após a formação do Trato de Sistemas de Mar Descendente (FSST), no final da descida da curva de nível relativo de mar, quando grande parte da plataforma continental fica exposta. Neste período são formados os depósitos na borda de plataforma que fazem parte dos depósitos do. Com o início da elevação do nível de base, a agradação dos estratos fluviais começa pela borda da plataforma e vai se dirigindo em direção ao continente, desenvolvendo onlaps contra a descontinuidade subaérea (Figura 4-31). Estes depósitos derivados da elevação do nível de base formam um prisma em forma de cunha que se adelgaça em direção ao continente e se espessa com o tempo, garantindo que as agradações passem a ser cada vez mais importantes em relação às progradações (Figura 4-32).

Figura 4 -

 4 Figura 4-32 -Diferenças na evolução dos padrões de desenvolvimento progradacional entre os Trato de Sistema de Mar Baixo e o Trato de Sistema de Mar Alto[START_REF] Catuneanu | Sequence Stratigraphy: Methodology and Nomenclature[END_REF].

Tabela 4. 4 -

 4 Sistema hierárquico baseado na duração dos ciclos estratigráficos (baseado em[START_REF] Miall | The geology of stratigraphic sequences[END_REF].

120

  Para a realização da modelagem estratigráfica foi utilizado o programa Dionisos, desenvolvido pelo Dr. Didier Granjeon do IFP Energies Nouvelles (Paris -França), capaz de realizar simulações de avançados modelos estratigráficos 3D. A partir dos dados de entrada na simulação (topografia inicial, subsidência, curva de variação do nível do mar, compactação, erosão, transporte de sedimentos, etc.) o programa Dionisos modeliza o preenchimento da bacia e o comportamento das unidades sedimentares levando em consideração três parâmetros principais:

  De acordo com Allen e[START_REF] Allen | Basin Analysis: Principles and Applications[END_REF] a compactação e a perda de porosidade são afetadas por três conjuntos de processos inter-relacionados:[START_REF] Miller | The Phanerozoic Record of Global Sea-Level Change[END_REF] Compactação mecânica, que é rearranjamento mecânico e compressão dos grãos em resposta a sobrecarga; (2) compactação físico-química que ocorre devido a processos como a pressão da solução, particularmente importante em carbonatos;(3) cimentação, que envolve o preenchimento do espaço do poro pela precipitação química durante o soterramento.Durante o soterramento, e consequente compactação, ocorre a grande redução no volume dos poros e também uma pequena redução no volume sólido da rocha devido à compressão, em contrapartida a cimentação aumenta o volume de sólidos e diminui ainda mais o volume dos poros.A espessura sedimentar de uma camada soterrada é, então, o resultado de variações cumulativas no volume rocha (solido + poros) através do tempo.Na simulação estratigráfica a compactação é diretamente relacionada à perda de porosidade, principal fator que gera a diminuição de espessura das camadas pela expulsão dos líquidos dos poros.A descompactação das camadas sedimentares nos permite obter a espessura original da camada no momento em que ela foi formada. Para a realização da descompactação é necessária à variação da porosidade com a profundidade (Figura 5-4) que pode ser obtida através de perfis sônicos ou através da litologia do sedimento. A relação exponencial entre a porosidade e a profundidade, obtida através de inúmeras análises de perfis sônicos, é dada pela formula onde é a porosidade em cada profundidade , é a porosidade original na superfície e é o coeficiente que depende da litologia.(Allen e Allen, 2005). O gráfico abaixo (Figura 5-4) mostra como a porosidade nas litologias mais frequentes se comportam com a profundidade.

Figura 5

 5 Figura 5-4 -Gráficos de variação de porosidade com a profundidade em três tipos de sedimentos diferentes(Allen e Allen, 2005).

  Muitos estudos são realizados para quantificar a produção sedimentar, como a estimativa da taxa de preenchimento sedimentar em lagos e reservatórios artificias, ou pelo cálculo do volume sedimentar datado em depocentros offshore, como é o caso do presente trabalho. Além de medições 125 diretas, outros parâmetros físicos podem ser quantificados e relacionados com a produção sedimentar, como: o comprimento do curso d'água principal, a área e a altitude media da área fonte, o fluxo d'água e de sedimento na desembocadura do rio e/ou a pluviosidade media. As tentativas de correlação entre estes parâmetros permitiu a elaboração de fórmulas empíricas que relacionam o fluxo sedimentar anual com parâmetros físicos como a área da bacia de drenagem e ao fluxo d'água

  Figura 5-6 -Gráfico de descarga sedimentar (Qs) X descarga d'água (water discharge), e descarga sedimentar (Qs) X inclinação do fundo (slope), baseados na compilação de dados realizada por Didier Granjeon. "A" representa a área da bacia de drenagem.

5. 3 )

 3 Erosão versus Denudação versus Exumação 128Frequentemente são observados termos relacionados à erosão como a denudação e a exumação. A denudação é a composição entre a erosão e a exumação, onde a erosão representa a perda de relevo e massa sob a ação de processos climáticos (mecânicos e químicos) e de processos de transporte, e a exumação é relacionado a processos tectônicos.Na simulação estratigráfica a taxa de erosão é quantificada considerando-se os volumes totais de relevo e massa retirados. Esta taxa é definida através da equação abaixo: Taxa erosão= (Vs*ρs)/(t*ρr*A) Vs=volume de sedimentos, t=idade do deposito, A=área da bacia, ρs=densidade do sedimento (2.3 g/cm 3 ) e ρr=densidade da rocha in situ (2.7g/cm 3 ) O potencial de material erodível depende do relevo que, ao ser erodido, gera reajustes isostáticos (movimentos verticais para reequilibrar o balanço de massa). Este reequilíbrio gera novos altos relevos induzindo, assim, mais erosão. Este processo é continuo e remodela a geomorfologia até que haja um equilíbrio e os altos relevos desapareçam (Figura 5-8).

  e Carson e Kirby (1972) as leis de difusão tem sido utilizadas em geomorfologia e geologia para representar, em grande escala, os processos de transporte por arrasto, escoamento superficial e fluxo canalizado. O conceito de transporte de sedimento por difusão determina que a capacidade do fluxo d'água seja proporcional a inclinação da bacia e da descarga d'água.

  , o programa Dionisos combina dois processos de transporte por arrasto em uma superfície inclinada (fluxo gravitacional) e por rápida descarga d'água. O primeiro processo é simulado através da equação linear de difusão slope-driven onde o transporte é proporcional ao gradiente da superfície. O segundo processo é simulado por uma equação não linear de difusão da água e slopedriven. A combinação destas duas leis de transporte nos leva a seguinte equação de transporte de sedimento: Onde: Qs é o fluxo de sedimento (km 2 /my), Qs=-( Ks+Kw*qw n *S (m-1) ) S Ks e Kw são os coeficientes de transporte por lento arrasto e por processos de water-driven, respectivamente ( km 2 /ka) qw é a descarga d'água em uma célula sem dimensão (em que a descarga d'água local está normalizada em 100m 3 /(s.km)) a capacidade de transporte de sedimentos, K é o coeficiente de difusão, Qw é a descarga d'água e S a inclinação do fundo (m/km) Já para modelos em 3D temos a formula: O coeficiente de difusão K é caracterizado como a eficácia de transporte de um tipo de sedimento em um determinado ambiente, e depende da dinâmica local (fluvial, tidal ou por ondas) (Figura 5-9). Podem ser adotados valores médios de coeficiente de difusão, como mostrado na Tabela 5.1.Tabela 5.1 -Valores médios de coeficientes de difusão para alguns tipos de sedimento.

Figura 6- 2 -

 2 Figura 6-2 -Curvas de variação eustática de Haq, em verde e preto, e Miller, em vermelho, mostrando a diferença de amplitudes e frequências entre elas. O gráfico verde representa a curva de variação eustática de Haq original e o gráfico preto representa a curva de variação de Haq corrigida através das idades reais estipuladas por[START_REF] Haq | Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic[END_REF], representadas pelas setas verdes presentes no gráfico original.

Figura 6- 6 -

 6 Figura 6-6 -Curvas de variação eustáticas (baseadas na compilação[START_REF] Rabineau | Paleo sea levels reconsidered from direct observation of paleoshoreline position during Glacial Maxima (for the last 500,000 yr)[END_REF].

Figura 6 -

 6 Figura 6-15 -Interpretação das superfícies erosivas em uma linha sísmica de alta resolução (modificadode Maia, 2009).

Figura 6 -

 6 Figura 6-16 -Cálculo de espaço de acomodação através das medições entre os offlap breaks.

Figura

  Figura 6-18 -Parâmetros importantes para o cálculo da batimetria inicial que serve de base para a construção das unidades sedimentares a serem modeladas.

Figura 6- 19 -

 19 Figura 6-19 -Metodologia para a correção paleobatimétrica utilizando a hinge point de cada sequência. "HP" é a distância entre o hinge point e o offlap break, e "A" é o espaço de acomodação final.

  sequências sísmicas identificadas nos dados de sísmica profunda situadas no topo do pacote estudado (SC8 e SC9) foram ainda subdividas com o auxílio da interpretação das linhas sísmicas de alta resolução nas subsequências Sq1-Sq5 (já definidas na literatura por Maia et al., 2010) (Figura 7-3).

Figura 7- 2 -

 2 Figura 7-2 -Mapa de localização do levantamento sísmico (linhas pretas e azuis) e dos poços exploratórios utilizados neste estudo (pontos vermelhos). As linhas vermelhas representam o posicionamento das linhas de sísmica profunda interpretadas nas Figura 7-3, Figura 7-4, Figura 7-5, Figura 7-6, Figura 7-7, Figura 7-8, Figura 7-9, Figura 7-10 e Figura 7-11. O mapa também indica a subdivisão geográfica da área de estudo em três porções (áreas amarelas): Oeste, Central e Leste.

Figura 7- 19 -

 19 Figura 7-19 -Mapa morfológico da Superfície H3. Em destaque uma visão 3D da morfologia da superfície.

Figura 7 -

 7 Figura 7-21 -Mapa de Isópacas da Sequência SC3. As linhas pretas representam as isóbatas da morfologia atual. As linhas brancas representam os offlap breaks das superfícies base e topo da sequência (posições dos offlap breaks obtidos a partir da interpretação sísmica e dos mapas de gradientes de superfície.

Figura 7 -

 7 Figura 7-30 -Mapa de Isópacas da Sequência SC6. As linhas pretas representam as isóbatas da morfologia atual. As linhas brancas representam os offlap breaks das superfícies base e topo da sequência (posições dos offlap breaks obtidos a partir da interpretação sísmica e dos mapas de gradientes de superfície.

Figura 7 -

 7 Figura 7-41); enquanto no centro-oeste da área (à frente da Ilha de São Sebastião e da Baía de Ilha Grande), a plataforma atinge sua largura máxima de cerca de 125 km (Figura 7-40 e perfil F e H Figura 7-41) com gradientes maiores, da ordem de 1º, em frente à Ilha de São Sebastião (perfil H da Figura 7-41). Para o oeste da área, a quebra da plataforma se aprofunda progressivamente, acompanhando o aumento de largura, até atingir cerca de 180 m de profundidade ao largo da Baía de Sepetiba (perfil F da Figura 7-41).

Figura 7 -

 7 Figura 7-40 -Mapa batimétrico destacando os patamares morfológicos nas porções oeste e leste da área de estudo. As linhas azuis representam as posições dos perfis batimétricos da Figura 7-41.

Figura 7 -

 7 Figura 7-42 -Mapa de gradiente do fundo marinho atual e o posicionamento do respectivo offlap break de borda de plataforma.

  correlacionadas com diferentes curvas de variação eustáticas globais (e. g. Haq

Figura 7 -

 7 Figura 7-53 -Correlação cronoestratigráfica das superfícies sísmicas interpretadas (H1 a H8 e S1) baseada nas informações obtidas no poços exploratórios, e a correlação com as curvas de variação eustáticade Haq et al. (1987) e Miller et al. (2005).

  , foi possível estimar a taxa de criação de espaço de acomodação para algumas sequências. A partir da interpretação dos tratos de sistemas das sequências sísmicas identificadas foi possível quantificar o espaço de acomodação destruído entre o desenvolvimento dos sistemas deposicionais de mar alto e os sistemas deposicionais de regressão forçada subsequentes. Por exemplo, para a sequência SC6, o nível relativo de mar entre o Trato de Mar Alto e o Trato de Regressão Forçada caiu aproximadamente 490 m, indicando uma possível grande amplitude de variação eustática 5 (Figura 7-6). Considerando-se a idade miocênica para esta sequência (SC6) podem ser observadas amplitudes máximas de oscilações eustáticas (variação entre o nível de mar mais alto e o nível de mar mais baixo subsequente), bastante variáveis entre as duas curvas de variação eustática(Haq e Miller):-considerando a curva de Haq, a amplitude máxima observada é de aproximadamente 210 m num intervalo de tempo de 3 my (Figura 7-53), o que indicaria uma subsidência de 280 m com uma taxa de 93 m/my.-considerando a curva de Miller, a amplitude máxima observada é de aproximadamente 65 m num intervalo de tempo de 1 my (Figura 7-53), indicando uma taxa de subsidência de 425 m/my. Esta breve análise comparativa permite concluir que a curva de Haq parece registar amplitudes do sinal eustático que melhor ilustram taxas compatíveis de variações de subsidência para a bacia (93 m/my), segundo alguns dados fornecidos por bibliografias da área de estudo (e.g.[START_REF] Contreras | Seismic stratigraphy and subsidence analysis of the southern Brazilian margin (Campos, Santos and Pelotas basins)[END_REF], já que o valores obtidos tomando como base a curva de Miller resultam em taxas de subsidência da ordem de 425 m/my. Deste modo, para a correlação e cálculo de espaço de acomodação correspondente às sequências sedimentares identificadas nas linhas de sísmica profunda foi, então, usada preferencialmente a curva. Por outro lado, para a correlação e cálculos de espaço de acomodação das sequências identificadas nas linhas sísmicas de alta resolução foi necessária a utilização de curvas de variação eustática de mais alta resolução, como a curva de Lisiecki e Raymo (2005) (aqui chamada de curva de Lisiecki), baseada em dados isotópicos globais de δ 18 O, amplamente aceita na literatura como fidedigna da ciclicidade e amplitude do sinal eustático durante o Plioceno e Quaternário.211 B. Modelo de idade de desenvolvimento das superfícies H1, H2, H3 e H4A curva de Haq evidencia importantes regressões marinhas com amplitudes de queda superiores a 150-200 m, que são facilmente identificadas em linhas sísmicas devido à marcante erosão causada por ampla exposição das plataformas continentais correlacionáveis a tais níveis regressivos. Superfícies estratigráficas com feições compatíveis com as produzidas por grandes amplitudes de queda de nível relativo de mar puderam ser facilmente identificadas pela presença de truncamentos erosivos e toplap, ou escavação de cânions submarinos. Assim, considerando, por exemplo, a idade eocênica estabelecida nos dados cronoestratigráficos para o desenvolvimento das sequências SC1, SC2 e SC3 pode-se correlacionar cada limite estratigráfico H1, H2, H3 e H4, com as principais quedas de nível de mar ocorridas durante a Época Eoceno (Figura 7-54):(i) a Superfície H1 foi correlacionada com a queda de nível do mar ocorrida em torno de 49.5 Ma, por apresentar característica extremamente erosiva, com esculpimento de cânions (Figura 7-10).Outros cânions são observados em superfícies mais antigas que a superfície de 49.5 Ma, provavelmente desenvolvidos em 58.5 Ma. A superfície responsável pelo desenvolvimento destes últimos cânions sobrepõe-se a uma camada sismicamente transparente, o que indicaria que esta superfície é provavelmente uma seção condensada formada durante longos períodos de nível de mar alto (Figura 7-55). A superficie H1 poderia então possuir idade entre 55-54 Ma. Contudo, a superficie de 49.5 Ma é reconhecida em bacias ao redor do mundo através da presença de uma grande erosão e pelo desenvolvimento de cânions(comunicação pessoal com B. Haq). Como não foi observado nos dados sísmicos nenhuma outra superfície compatível com tamanho nível de erosão após o desenvolvimento da superfície H1, concluiu-se pois que superfície H1, base de cunhas progradantes, deva então efetivamente corresponder à regressão global de grande amplitude ocorrida em 49.5 Ma;

Figura 7 -

 7 Figura 7-56 -Relação entre o aumento da amplitude da obliquidade entre os períodos de 2.4 e 3.2 Ma (curva superior) e a curva de variação de δ 18 O (Haug e Tiedemann, 1998).

Figura 7 -

 7 Figura 7-57 -(A) Curva de variação eustática, ressaltando as principais mudanças de tendência de queda de nível do mar. (B) Curva das amplitudes das oscilações eustática para os últimos ~5,5 Ma, ilustrando os principais segmentos de mudanças marcantes de amplitude do sinal estáticos ( quadrados em cinza). As oscilações do sinal eustático são baseados em cálculos a partir de informações de δ 18 O deLisiecki e Raymo (2005).

E.

  Figura 7-59 -Densidade espectral das frequências da curva de variação de nível de mar de Miller et al. (2005) dos últimos 65 Ma e de Lisiecki e Raymo (2005) dos últimos 5.3 Ma.

  Figura 7-62 -Tipos litológicos baseados nas descrições de amostras dos poços exploratórios disponíveis nas três porções da área de estudo: Oeste, Central e Leste.

  Figura 7-63 -Gráficos da variação de tipos litológicos ao longo do desenvolvimento das sequências cenozoicas e em cada porção da margem continental da área de estudo (plataforma, talude e bacia).

  230

Figura 7 -

 7 Figura 7-67 -Mapa de isópacas da sequência SC2 mostrando a possível localização da fonte sedimentar principal e em destaque seções sísmicas demonstrando sistemas canalizados e o sentido de progradação dos sistemas sedimentares respectivamente.

Figura 7 -

 7 Figura 7-68 -Mapa de isópacas da sequência SC3 mostrando a possível localização da fonte sedimentar principal e em destaque duas seções sísmicas demonstrando o sentido de progradação dos sistemas sedimentares.

Figura 7 -

 7 Figura 7-70 -Mapa de isópacas da sequência SC4 mostrando a possível localização da fonte sedimentar principal e em destaque duas seções sísmicas demonstrando o sentido de progradação dos sistemas sedimentares.

  Figura 7-76 -Resumo das porcentagens de cada tipo litológico nos três conjuntos A, B e C.

  com o Instituto Nacional de Meteorologia -INMET, entre os anos de 1961 e 1990) e uma temperatura média anual entre 24 e 26°C (de acordo com o Instituto Nacional de Meteorologia -INMET, entre os anos de 1961 e 1990). Dados de algumas regiões foram adquiridos: -A Namíbia -possui a mesma latitude que o Rio de Janeiro, clima desértico, com erosão entre 2 e 200 m/my e uma precipitação de 0-250 mm/ano e temperatura de 25°C; -Frogs Hollow, na Austrália -está localizada numa latitude mais ao sul do Rio de Janeiro, com clima subtropical, uma taxa de erosão de 300 a 500 m/my com precipitação de 550-750 mm/ano e temperatura de 11 a 15°C; -Big Valley, na Austrália -situada numa latitude também ao sul do Rio de Janeiro e com um clima subtropical, possui taxa de erosão de 400 m/my e uma precipitação de 910 mm/ano. As condições ambientais (clima, pluviosidade, latitude) que mais se aproximam das condições presentes no Rio de Janeiro é de Big Valley. Assim para a modelagem estratigráfica foi utilizado e testado o valor aproximado de 400-500 m/my para a taxa de erosão no Recente. de Aporte Sedimentar e Espaço de Acomodação para a Realização do Modelo Estratigráfico do Cenozóico Diferentes parâmetros foram utilizados para a construção do modelo estratigráfico do Cenozóico. Alguns destes parâmetros foram descritos anteriormente no item 7.2.1) Estimativas e Cálculos dos Dados de Entrada nos Modelos Estratigráficos. Já os parâmetros como espaço de acomodação e aporte sedimentar foram estimados a partir da interpretação sísmica das sequências sedimentares que compõem as sucessões cenozoicas, e da curva de variação eustática de Haq correlacionada com as sequências interpretadas.

247C.

  Embasamento inicial do modelo estratigráfico cenozóicoA estimativa da profundidade da superfície do embasamento do modelo sobre o qual a deposição do pacote sedimentar estudado se desenvolve foi realizado utilizando-se a batimetria original da superfície-base do pacote sedimentar estudado (superfície H1, Figura 7-12), reposicionada à profundidade no momento do seu desenvolvimento. Para tal reposicionamento, foi necessária a estimativa da criação de espaço de acomodação ao longo da área de estudo. Ao longo de um perfil batimétrico o aumento do espaço de acomodação foi considerado linear desde a plataforma até a bacia. Durante o desenvolvimento das simulações, diferentes espaços de acomodação foram testados até a obtenção da batimetria do embasamento inicial que melhor se adequasse à modelagem dos elementos arquiteturais das sequências observadas nas linhas sísmicas (Figura 7-80).

Figura 7 -

 7 Figura 7-80 -Mapa da morfologia do embasamento inicial para desenvolvimento do modelo estratigrafico cenozóico (idade de 49.5 Ma).

  de Aporte Sedimentar e Espaço de Acomodação para a Realização do Modelo Estratigráfico do Feição Progradante Eocênica Para a realização do modelo estratigráfico das sequências sedimentares que compõem a feição progradante eocênica foi necessária a estimativa dos parâmetros de entrada baseados nas sequências sedimentares identificadas na interpretação dos dados sísmicos profundos. As estimativas de aporte sedimentar e espaço de acomodação foram realizadas sobre a linha sísmica 2D da Figura 7-81, posicionada na porção central da área de desenvolvimento da feição progradante.

Figura 7 -

 7 Figura 7-81 -Linha sísmica profunda escolhida para a modelagem estratigráfica eocênica com a interpretação e a definição das três sequências que foram modeladas.

  Figura 7-82 -Esquema representando a estimativa da superfície do embasamento inicial do modelo estratigráfico da feição progradante eocênica.

  de inclinação da plataforma e talude para estimativas de transporte sedimentar para o modelo estratigráfico da feição progradante eocênica Os coeficientes de difusão, necessários para o cálculo de transporte de sedimentos, são obtidos automaticamente no programa Dionisos através dos valores de descarga fluvial e inclinações da plataforma e talude dos horizontes que representam o pacote sedimentar modelado. O valor de inclinação da plataforma utilizado no modelo é o de uma plataforma clássica com 0.1 m/km (que equivale a 0.057°). Para a inclinação do talude foi utilizado o valor de 3.4° que equivale 50-60 m/km, obtido através do medição da inclinação do foreset do horizonte H4 (de 39.5 Ma), que representa aproximadamente a inclinação dos refletores internos das sequências que compõem a feição progradante eocênica (Figura 7-7).7.2.1.6)Estimativas e Cálculos de Aporte Sedimentar e Espaço de Acomodação para a Realização do Modelo Estratigráfico do Plio-Quaternário Para a estimativa de aporte sedimentar e espaço de acomodação das sequências sedimentares Plio-Quaternárias foi utilizada a linha sísmica 2D da Figura 7-43.A. Estimativas de aporte sedimentar para o modelo estratigráfico 2D do Plio-Quaternário Para o cálculo do volume sedimentar total de cada uma das sequências SC8 e SC9 foi utilizada a interpretação de uma linha sísmica de alta resolução (Figura 7-43), através dos horizontes sísmicos interpretados (H8 e S1 convertidos para profundidade; Figura 7-85). Os valores de volume sedimentar propostos tiveram como objetivo a obtenção de um valor médio para a inserção no modelo estratigráfico e não representam valores de volume sedimentar reais, já que são subestimados por considerar apenas o volume dos sedimentos depositados até a profundidade de aproximadamente 670 m (profundidade de alcance máximo da linha sísmica de alta resolução; Figura 7-85). A partir desta estimativa foram obtidos volumes sedimentares (em área por ser medido em uma linha sísmica 2D) de 17.5 km 2 , para a sequência SC8, e de 22 km 2 , para SC9 (Figura 7-85).

  Figura 7-86 -Esquema do cálculo do embasamento inicial do modelo considerando a batimetria base.

Figura 7 -

 7 Figura 7-87 -Estimativa de variação eustática para cada hipótese de idade de desenvolvimento da superfície estratigráfica H8.

Figura 7 -

 7 Figura 7-88 -Inclinações da plataforma e talude continentais de cada superfície estratigráfica Plio-Quaternária interpretada.

Figura 7 -

 7 Figura 7-89 -Resultados do modelo estratigráfico 3D cenozóico: (A) Mapa batimétrico mostrando a arquitetura sedimentar interna na porção OESTE da área de estudo; (B) detalhe da arquitetura sedimentar interna do modelo estratigráfico; e, (C) arquitetura interpretada na linha de sísmica profunda (Figura 7-5) para comparação com a arquitetura modelada.

Figura 7 -

 7 Figura 7-92 -Mapa de localização das principais fontes sedimentares existentes durante o desenvolvimento das sequências sedimentares dos últimos 49.5 Ma.

Figura 7 -

 7 Figura 7-93 -Variação da taxa de aporte sedimentar total ao longo do tempo obtida a partir da modelagem estratigráfica das sequências sedimentares cenozoicas da porção norte da bacia de Santos.

Figura 7 -

 7 Figura 7-94 -Variação da taxa de aporte sedimentar nas três fontes sedimentares identificadas obtida a partir da modelagem estratigráfica das sequências sedimentares cenozoicas da porção norte da bacia de Santos.

Figura 7 -

 7 Figura 7-95 -Variação da taxa de descarga fluvial em cada fonte sedimentar identificada obtida a partir da modelagem estratigráfica das sequências sedimentares cenozoicas da porção norte da bacia de Santos.

Figura 7 -

 7 Figura 7-98 -Simulações da evolução estratigráfica entre 49.5 e 30 Ma utilizando as subsidências obtidas no artigode Contreras et al. (2010).

Figura 7 -

 7 Figura 7-99 -Simulação estratigráfica utilizando subsidência e aporte sedimentares constantes e a curva de variação eustáticade Haq. 

Figura 7 -

 7 Figura 7-100 -(A) Modelo estratigráfico 2D final da feição progradante eocênica baseada na (B) linha sísmica localizada na porção extremo leste da área de estudo.

Figura 7 -

 7 Figura 7-102 -Comparação entra a interpretação dao linha sísmica e a simulação estratigráfica 2D entre 5.2 e 0.43 Ma, indicando a possível idade da superfície estratigráfica H8, 2.4 Ma. As setas indicas o sentido de construção sedimentar (progradação ou agradação) e os círculos vermelhos indicam a comparação de feições sedimentares observadas nas linha sísmicas e reconhecidas no modelo estratigráfico.

Figura 7 -

 7 Figura 7-103 -Modelo estratigráfico teórico demonstrando a variação da arquitetura sedimentar de uma plataforma continental de margem passiva como resultado da variação eustática.

Figura 7 -

 7 Figura 7-104 -Comparação da (A) variação paleobatimétrica e (B) idades das sequências do resultado final da modelagem estratigráfica da sucessão estratigráfica plio-quaternária e a (B) interpretação linha sísmica utilizada como base.

Figura 7 -

 7 Figura 7-105 -Gráfico de variação da taxa de aporte sedimentar dos últimos 2.4 Ma obtido através da modelagem estratigráfica das sequências sedimentares plio-quaternárias.

Figura 7 -

 7 Figura 7-106 -Gráfico de variação da taxa de descarga fluvial dos últimos 2.4 Ma obtido através da modelagem estratigráfica das sequências sedimentares plio-quaternárias.

  Ma). Sua construção sedimentar progradante é atribuída ao forte aporte sedimentar originário do soerguimento da Serra do Mar Cretácea (denominada por Zalán e Oliveira, 2005), mesmo em um contexto de alto nível eustático e forte subsidência térmica. No entanto, os resultados do presente estudo, evidenciam maior complexidade arquitetural da sucessão estratigráfica dos últimos 50 Ma que compõem a Megassequência Regressiva. As análises e metodologia aplicadas trabalho permitiram a subdivisão da porção cenozóica da clássica Megassequência Regressiva em três megassequências principais: Megassequência A, dominantemente regressiva; Megassequência B, dominantemente agradante/transgressiva; e, Megassequência C, dominantemente regressiva. Os resultados atuais indicam assim que a Megassequência Regressiva é, na realidade, construída por megassequências de menor ordem, organizadas em arranjos arquiteturas bastante variáveis, que evidenciam condições ambientais de relação entre aporte sedimentar e criação de espaço de acomodação igualmente bastante variáveis no período.No presente trabalho foram identificadas e definidas nove sequências e dez superfícies estratigráficas principais na sucessão estratigráfica envolvendo a deposição sedimentar na bacia nos últimos 49.5 Ma. A partir das análises das linhas sísmicas, de migração de offlap break e de litologia das sequências (Figura 8-2, Figura 8-3 e Figura 8-4), foi possível identificar que esta sucessão é constituída por três megassequências deposicionais que se diferenciam pelas diferentes influências dos principais fatores indutores da criação e/ou destruição de espaço de acomodação (taxa de subsidência e de variação eustática) e de aporte sedimentar ao longo do desenvolvimento das sequências SC1 a SC9 definidas e analisadas no item 7.1) Análise Sísmica e de Dados de Poços Exploratórios, denominadas aqui de Megassequências A, B e C. Estas megassequências são caracterizadas por uma ciclicidade deposicional de 3ª ordem e são compostas por sequências de duração entre 0.5 e 10 my (ciclicidade deposicional de 3ª ou 4ª ordem, Figura 8-2A), a saber: A Megassequência A é composta pelas sequências progradantes SC1, SC2 e SC3; a Megassequência B é composta pelas sequências SC4, SC5 e SC6; e a Megassequência C é composta pelas sequências progradantes SC7, SC8 e SC9 (Figura 8-2).

Figura 8- 2 -

 2 Figura 8-2 -Correlação das sequências que compõem as Megassequências A, B e C com a curva de variação eustática de Haq.

Figura 8

 8 Figura 8-4 -Ciclicidade estratigráfica das sequências cenozoicas, baseada na (A) Compilação das migrações das posições de offlap breaks em cinco linhas ao longo da área de estudo (localização das linhas na Figura 8-3) e, na (B) Variação do percentual de argila em cada sequência definida.

Figura 8- 6 -

 6 Figura 8-6 -Mapa de isópacas da Megassequência A destacando a migração da posição dos offlap breaks das superfícies H1 a H4, entre 49.5 e 30 Ma. A área sombreada indica a zona de falhas de Cabo Frio de acordo com[START_REF] Mohriak | South Atlantic divergent margin evolution: rift-border uplift and salt tectonics in the basins of SE Brazil[END_REF]. As linhas cinzas representam as isóbatas da batimetria atual.

Figura 8

 8 Figura 8-8 -(A) Modelo estratigráfico final da feição progradante eocênica (entre 49.5 e 30 Ma) baseado no (B) Linha sísmica localizada na porção extremo leste da área de estudo. (C) Gráfico de variação da taxa de aporte sedimentar durante o desenvolvimento da feição progradante eocênica (gráfico obtido através do modelo estratigráfico do Eoceno).

Figura 8 -

 8 Figura 8-10 -(A) Posicionamento do possíveis canais fluviais localizados na plataforma da bacia de Santos. (B) Mapa de localização das principais fontes sedimentares existentes durante o desenvolvimento das sequências sedimentares dos últimos 49.5 Ma. E dois perfis topográficos demonstrando em CC' a possível localização do proto-rio Paraiba do Sul e em DD' a localização atual do rio em torno de 400 m acima do nível de mar atual. As linhas cinzas no mapa representam as isóbatas da batimetria atual.

Figura 8 -

 8 Figura 8-11 -Variação dos principais parâmetros indutores à construção da porção norte da bacia de Santos: Aporte sedimentar nas três fontes sedimentares reconhecidas (localização das fontes da Figura 8-10), descarga fluvial da fonte sedimentar 2 e a subsidência na plataforma e talude de toda a área de estudo (gráfico obtido através do modelo estratigráfico 3D cenozóico).

Figura 8 -

 8 Figura 8-12 -Gráfico da variação da taxa de sedimentação dos diferentes tipos de sedimentos que compõem as sequências cenozoicas (gráfico obtido através da análise litológica).

  Figura 8-15 -Plataforma progradante do tipo complexo sigmoidal estabelecido por[START_REF] Mougenot | Prograding shelfbreak types on passive continental margins some European examples[END_REF].

  As sequências que compõem a Megassequência B (SC4, SC5 e SC6) são limitadas pelas superfícies H4 a H7. A partir da superfície H4 (topo da Megassequência A) ocorre uma importante transgressão marinha que marca o início do desenvolvimento da Megassequência B, como já explicado anteriormente.As sequências SC4, SC5 e SC6, componentes da Megassequência B, são caracterizadas por sucessivas terminações em onlap contra as superfícies estratigráficas sotopostas indicando uma tendência transgressiva para o desenvolvimento da megassequência, assim como também interpretado por[START_REF] Assine | Migração de depocentros na bacia de Santos: importância na exploração de hidrocarbonetos[END_REF]. Os mapas de migração das posições dos offlap breaks também evidenciam esta tendência transgressiva, através de agradação/retrogradação dos offlap breaks das sequências SC4 e SC5 (Figura 8-16).[START_REF] Assine | Migração de depocentros na bacia de Santos: importância na exploração de hidrocarbonetos[END_REF] afirmam ainda, que a linha de costa referentes as superfícies estratigráficas H5 e H6 se manteve aproximadamente na posição da atual quebra de plataforma, o que também é constatado neste trabalho. Contudo, já a superfície-topo da sequência SC6 (Superfície H7) apresenta uma linha de costa posicionada aproximadamente 30 km distalmente. Observa-se uma grande retrogradação dos sistemas sedimentares de até 78 km entre o offlap break da sequência SC3 e a da SC4 (Figura 8-16). Já o posicionamento do offlap break da sequência SC6 indica uma importante progradação da linha de costa, relacionada à formação da unidade SC6C (explicada mais a frente no item 8.3.2) Ciclicidade Deposicional). Esta unidade é caracterizada por sistemas de regressão forçada desenvolvidos devido à grande queda de nível de mar de 10.5 Ma.O mapa de isópacas da Megassequência B indica uma homogeneidade de espessura sedimentar ao longo da plataforma-talude da área de estudo, relacionada a ausência de sistemas progradantes localizados, como observados na borda de plataforma da Megassequência A. O depocentro da Megassequência B está localizado na bacia da porção leste da área de estudo e é relacionado às feições contorníticas características das sequências SC4, SC5 e SC6. Duarte e Viana (2007) precisam o início da deposição contornítica através da subdivisão da sequência SC4 em duas subunidades, antes e após a implantação do chamado Canal de Santos, que é o canal central dos depósitos contorníticos característicos (Figura 8-17). De acordo com os autores, estas feições seriam resultado de uma vigorosa corrente de fundo de direção sudoeste para nordeste, logo de direção oposta à moderna Corrente do Brasil. As feições contorníticas identificadas nas linhas sísmicas deste trabalho, e também o mapa de isópacas, indicam um sentido oposto para a corrente de contorno, sentido SE-NW. Ainda de acordo com Duarte e Viana (2007), o canal central desta feição contornítica teria sido formado a partir do início do Mioceno, implantado sobre o terraço formado pelos depósitos de pé de talude herdados dos sistemas sedimentares clinoformais do Eoceno. Estas modificações na circulação oceânica observadas através do inicio da formação dos depósitos contorníticos parecem estar relacionadas com o importante evento de implantação da Corrente Circumpolar Antártica através da abertura das passagens de Drake e da Tasmânia (entre 37 e 28 Ma).

Figura 8 -

 8 Figura 8-16 -Mapa de isópacas da Megassequência B destacando a migração da posição dos offlap breaks das superfícies H4 a H5, entre 30 e 10.5 Ma e a feição canalizada dos depósitos contorníticos. As linhas cinzas representam as isóbatas da batimetria atual.

Figura 8 -

 8 Figura 8-17 -Exemplos de interpretação sísmica (A) deste trabalho e (B) de Duarte e Viana (2007).

Figura 8 -

 8 Figura 8-18 -Mapa de valor total da subsidência (em metros) desenvolvida durante o período de construção sedimentar da Megassequência B (entre 30 e 10.5 Ma), obtido através do modelo estratigráfico cenozóico 3D. As linhas cinzas representam as isóbatas da batimetria atual.

8. 3 )

 3 Evolução e Ciclicidade Deposicional da Megassequência B (Sequências SC4, SC5 e SC6) 306 descarga sedimentar nas sequências SC4, SC5 e SC6 quando comparadas com as taxas das sequências anteriores (SC1, SC2, SC3; Figura 8-19). Como discutido anteriormente, as sequências SC1, SC2 e SC3 são alimentadas quase exclusivamente pelo proto-rio Paraíba do Sul. Já as sequências SC4, SC5 e SC6, desenvolvidas após o desvio do proto-rio para a bacia de Campos, passam a ser alimentadas por rios de menor grandeza e por sedimentos mais finos (Figura 8-12) carreados por dispersão sedimentar (Figura 8-10) que somados resultam, contudo, em volume sedimentar carreado para a bacia maior que o do proto-rio Paraíba do Sul. Por serem compostas por sedimentos mais finos, somente parte dos sedimentos que chegam à bacia de Santos são depositados dentro da área de estudo, grande parte é transportado para bacia mais profunda, onde não foi possível a medição através da interpretação sísmica. Isso explica o porquê da taxa de sedimentação ser diferente da taxa de aporte sedimentar, principalmente após o desvio do proto-rio Paraíba do Sul (após a formação das sequências SC1, SC2 e SC3; Figura 8-19).

Figura 8- 19 -

 19 Figura 8-19 -Gráfico comparativo entre as taxas de aporte sedimentar obtidas através da modelagem estratigráfica e os volumes e taxas de sedimentação obtidos por cálculos a partir da interpretação sísmica das sequências.

Figura 8 -

 8 Figura 8-20 -Mapa de isópacas da Megassequência C destacando a migração da posição dos offlap breaks das superfícies H7, H8, S1 e atual, nos últimos 10.5 Ma. As linhas cinzas representam as isóbatas da batimetria atual.

Figura 8 -

 8 Figura 8-21 -Linha sísmica interpretada por Duarte e Viana (2007) mostrando o truncamento dos refletores e erosão do fundo do mar na plataforma-talude superior devido a atuação da Corrente do Brasil (BC).

Figura 8 -

 8 Figura 8-24 -Interpretação das sequências, subsequências e superfícies estratigráficas relacionando (A) o modelo deposicional baseado na linha sísmica da Figura 7-43 e; (B) a curva de variação eustática baseada nos dadosde Lisiecki e Raymo (2005). As setas brancas indicam a tendência de nível de mar nos períodos de desenvolvimento de cada sequência sedimentar.

Figura 8 -

 8 Figura 8-25 -Relação entre (A) as análises espectrais da curva de variação eustática baseada na curva de Lisiecki durante os períodos aproximados dos desenvolvimentos das sequências SC9 (desde 0.5 Ma); (B) SC8 (entre 0.5 e 2.5 Ma) e; (C) SC7 (entre 2.5 e 5.2 Ma, limite dos dados da curva de Lisiecki); (D) curva de variação eustática de Lisiecki com a interpretação das sequências e; (E) o gráfico de variação de amplitude de variação eustática também baseada na curva de Lisiecki.

Figura 8 -

 8 Figura 8-27 -Variação do aporte sedimentar, descarga d'água e subsidência durante o Quaternário, obtidas através da modelagem estratigráfica 2D de uma linha sísmica situada na porção leste da área de estudo.

Figura 8 - 9 9.

 89 Figura 8-28 -Gráficos de variação da taxa de sedimentação ao longo do tempo em diferentes escalas temporais: (A) Gráfico da variação da massa de sedimentos armazenados nos últimos 60 Ma (em intervalos de 5 my,[START_REF] Hay | Mass/age distribution and composition of sediments on the ocean floor and the global rate of sediment subduction[END_REF]; (B) Gráfico da variação da taxa de sedimentação medida em vários locais ao redor do mundo nos últimos 5 Ma (ver Figura 6-4,Lisiecki e Raymo, 2005).

11. 1 )

 1 Figura 11-1 -Gráficos da variação da velocidade da onda sísmica com a profundidade de poços exploratórios em três zonas: plataforma continental, talude continental e bacia.

Figura

  Figura 11-4 -Composição sedimentar dos poços exploratórios disponíveis durante o desenvolvimento da sequência SC3.

Figura 11- 5 -

 5 Figura 11-5 -Composição sedimentar dos poços exploratórios disponíveis durante o desenvolvimento da sequência SC4.

Figura 11- 7 -

 7 Figura 11-7 -Composição sedimentar dos poços exploratórios disponíveis durante o desenvolvimento da sequência SC6.

Figura

  Figura 11-9 -Composição sedimentar dos poços exploratórios disponíveis durante o desenvolvimento da sequência SC8.

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  

  total da subsidência (em metros) desenvolvida durante o período de construção sedimentar da Megassequência C (últimos 10.5 Ma), obtido através do modelo estratigráfico cenozóico 3D. As linhas cinzas representam as isóbatas da batimetria atual...................

	Figura 8-24 -Interpretação das sequências, subsequências e superfícies estratigráficas relacionando (A) o
	modelo deposicional baseado na linha sísmica da Figura 7-43 e; (B) a curva de variação eustática
	baseada nos dados

  . ....................... Valores médios de coeficientes de difusão para alguns tipos de sedimento. ................................. Lista de poços exploratórios disponíveis e em que métodos foram utilizados. ...............................

	Tabela 4.4 -Sistema hierárquico baseado na duração dos ciclos estratigráficos (baseado em Miall, 2010). ....
	Tabela 5.1 -Tabela 6.1 -Tabela 6.2 -Porosidade inicial relativa a diferentes tipos de litologia (Sclater e Christie, 1980). ......................
	Tabela 7-1 -Indicação dos intervalos estratigráficos datados nos poços exploratórios utilizados neste
	estudo

  .. . ..................................................................................................... 

	Tabela 7-7 -Cálculos de descompactação do volume sedimentar das sequências SC1, SC2 e SC3 em um
	perfil 2D. Atentar para o fato do volume, neste caso, estar sendo representado em área (km 2 ), já que
	representa o volume em um perfil 2DTabela 7-8 -Cálculo do espaço de acomodação das sequências SC1, SC2 e SC3 descompactadas.....................

  Trato de Sistemas de Mar Descendente é caracterizado por uma progradação em padrão offlap, com clinoformas progradacionais oblíquas (Tabela 4.1). Este trato de sistemas se desenvolve entre o Trato de Sistema de Mar Alto e o Trato de Sistema de Mar Baixo. É limitado no topo pelas superfícies de descontinuidade subaérea e sua conformidade correlativa (sensu Hunt e Tucker, 1992) e a Superfície Regressiva de Erosão Marinha (Figura 4-16). Sua base é limitada pela Superfície Basal da Regressão Forçada e sua conformidade correlativa, e pela Superfície Regressiva de Erosão Marinha 

. O

(Hunt e Tucker, 1992)

. Contudo, esta individualização dos depósitos de regressão forçada em um trato de sistemas específico tem sido alvo de discussões entre alguns estudiosos.

[START_REF] Posamentier | Forced regressions in a sequence stratigraphic framework; concepts, examples, and exploration significance[END_REF] 

e

[START_REF] Van Wagoner | An overview of the fundamentals of sequence stratigraphy and key definitions. In: Sea-Level Changes-An Integrated Approach[END_REF]

, por exemplo, argumentam que os estratos depositados depois do inicio da queda relativa do nível do mar (FR, chamados, na época, de shelf-perched shoreface deposits) seriam incluídos na porção inicial do Trato de Sistemas de Mar Baixo. No presente trabalho, os depósitos de regressão forçada são considerados como Trato de Sistemas de Mar Descendente, e os limites de sequência são definidos no topo destes tratos de sistemas (sensu

Hunt e Tucker, 1995, 1992 e Plint e Nummedal, 2000)

.

  e[START_REF] Maia | Architecture and stratigraphic framework of shelf sedimentary systems off Rio de Janeiro state, Northern Santos Basin-Brazil[END_REF] da base de dados de sísmica de alta resolução disponível na plataforma continental da bacia de Santos (dados de

	dos principais parâmetros controladores da arquitetura deposicional de plataformas quaternárias. As
	hipóteses de idade das superfícies serão tentativamente mais bem delimitadas temporalmente,
	através de várias simulações estratigráficas apresentadas no capítulo de 7.2) Modelagem
	Estratigráfica.
	Sparker de 500-1000 J) permitiu a proposição de um primeiro detalhamento do arcabouço
	estratigráfico compreendendo parte da sequência SC7, a sequência SC8 e a sequência SC9, que
	compõem o topo da sucessão sedimentar cenozóica focalizada no presente trabalho (capítulo 2 -
	Área de Estudo e Contexto Geológico). Neste item, será apresentada a reinterpretação destes dados,
	assim como uma nova proposição de idades para algumas das principais superfícies estratigráficas
	reconhecidas, através da relação entre arquitetura deposicional, e atributo do sinal eustático
	quaternário (frequência e amplitude), uma vez que as oscilações glacio-eustáticas representam um
	199

  Tabela 7-2 -Resumo do volume sedimentar estimado para cada sequência interpretada nas linhas sísmicas.

		Volume sedimentar depositado (km 3 )	Duração da sequência (my)
	SC9 (0.63 Ma-fundo) SC9 (0.44 Ma-fundo)	6431	0.63 0.44
	SC8 (3.2-0.63 Ma)		2.57
	SC8 (2.4-0.63 Ma) SC8 (3.2-0.44 Ma)	7108	1.77 2.76
	SC8 (2.4-0.44 Ma)		1.96
	SC7 (11.5-3.2 Ma) SC7 (11.5-2.4 Ma)	12211	7.3 8.1
	SC6 (15.5-10.5 Ma)	5210	5
	SC5 (21-15.5 Ma)	6597	5.5
	SC4 (30-21 Ma)	8362	7
	SC3 (39.5-30 Ma)	7302	9.5
	SC2 (42.5-39.5 Ma)	4427	3
	SC1 (49.5-42.5 Ma)	11166	7
	7.1.4.3)		

  Tabela 7-3 -Cálculos para descompactação do volume sedimentar total obtido através da interpretação sísmica.

	7.1.4.4)	Cálculo das Taxas de Sedimentação								
	Litologia (%) Através dos cálculos de volume sedimentar descompactado foi possível estimar o volume Volume total sedimentar Profundidade média abaixo Porosidade Porosidade Volume compactado Volume final descompactado compactado (espaços vazios + sedimentos do fundo marinho (m) inicial (%) final (%) de espaço vazio (Km 3 ) de espaço vazio (Km 3 ) real de sedimentos depositados e a taxa de sedimentação para cada sequência. A Tabela 7-4 resume brutos) (Km 3 ) SC9 (fundo -S1) argila 83 6431 5338 100 70.0 57.5 3069 3736 4283 os volumes e taxas de sedimentação para cada sequência descompactada, considerando as hipóteses carbonato 17 1093 50.0 49.0 536 547 de idade para os horizontes H8 (3.2 ou 2.4 Ma) e S1 (0.63 ou 0.44 Ma). Apesar das incertezas com	Volume de sedimentos brutos (Km 3 ) 2269 2826 558	Volume sedimentar total descompactado (sedimentos brutos + espaço vazio) (Km 3 ) 7109	Porcentagem de redução do volume total (%) 9.5
	SC8 (S1 -H8) relação às idades das superfícies H8 e S1, é possível verificar um grande aumento do volume argila 95 7108 6753 335 70.0 36.0 2431 4727 carbonato 5 355 50.0 48.7 173 178 SC7 (H8-H7) argila 96 12211 11722 505 70.0 25.0 2931 8206 sedimentar carreado para a margem durante o Quaternário (sequências SC8 e SC9), principalmente carbonato 4 488 50.0 39.7 194 244 durante os últimos 400-600 ka (Figura 7-65).	4905 8450	4322 182 8792 295	4504 9086	9409 17536	24.5 30.4
	SC6 (H7-H6)	argila carbonato 16 84	5210	4376 834	630	70.0 50.0	18.4 37.1	805 309	3063 417	3480	3571 525	4096	7576	31.2
	SC5 (H6-H5) Tabela 7-4 -Resumo do volume sedimentar descompactado e da taxa de sedimentação estimados para cada argila 80 6597 5278 735 70.0 14.6 771 3694 carbonato 20 1319 50.0 35.0 462 660 sequência interpretada nas linhas sísmicas.	4354	4507 858	5365	9719	32.1
		argila	78		6522		70.0	12.0	783	4566		5740		
	SC4 (H5-H4)	carbonato 17 areia 5	8362	1422 418 Volume (Km 3 )	880 Duração da sequência (My)	50.0 40.0	32.4 25.0 Taxa de sedimentação (Km3/My)	461 105	711 167	5444	961 314	7014	12458	32.9
	SC3 (H4-H3)	argila areia carbonato SC9 (0.63 Ma-fundo) 68 7302 23 9 SC9 (0.44 Ma-fundo)	4966 1680 657 7109	995 0.63 0.44	70.0 40.0 50.0	10.3 23.7 30.6 11284 16157	511 398 201	3476 672 329	4476	4454 1281 456	6192	10668	31.5
		areia SC8 (3.2-0.63 Ma) 39	1727	2.57	40.0	23.2 3661	401	691		1326		
	SC2 (H3-H2)	4427 SC8 (2.4-0.63 Ma) argila 55 carbonato 6 SC8 (3.2-0.44 Ma)	2435 266 9409	1040 1.77 2.76	70.0 50.0	9.5 30.0 5316 3409	231 80	1705 133	2528	2204 186	3716	6244	29.1
	SC1 (H2-H1)	areia SC8 (2.4-0.44 Ma) 36 11166 argila 59 carbonato 5 SC7 (11.5-3.2 Ma) SC7 (11.5-2.4 Ma)	4020 6588 558 17536	1.96 1240 7.3 8.1	40.0 70.0 50.0	21.2 4801 8.1 27.0 2402 2165	852 534 151	1608 4612 279	6499	3168 6054 408	9630	16128	30.8
		SC6 (15.5-10.5 Ma)	7576	5		1498						
		SC5 (21-15.5 Ma)	9719	5.5		1709						
		SC4 (30-21 Ma)		12458	7		1775						
		SC3 (39.5-30 Ma)	10668	9.5		1068						
		SC2 (42.5-39.5 Ma)	6244	3		1963						
		SC1 (49.5-42.5 Ma)	16128	7								

  Modelo de Idade através da Correlação entre asSuperfícies Identificadas com Curvas de Variação Eustática, foi a curva que mais se adequou às variações de espaço de acomodação observadas na interpretação das linhas sísmicas profundas. Para a estimativa de subsidência foram inicialmente utilizados nos modelos estratigráficos os mapas de isópacas de cada sequência. Modificações nos mapas de subsidência foram sendo realizados no decorrer das simulações estratigráficas a fim de se reproduzir a arquitetura sedimentar que mais se assemelhasse a arquitetura observada nas linhas sísmicas.

	B. Estimativas de aporte sedimentar para o modelo estratigráfico cenozóico
	As taxas de aporte sedimentar durante o período cenozóico foram, à princípio, relacionadas
	as taxas de sedimentação de cada sequência sedimentar interpretada (Tabela 7-6), obtidas no item
	7.1.4.2) Cálculo do Volume Sedimentar Compactado. Essas taxas de sedimentação utilizadas nas
	simulações estratigráficas representam valores subestimados já que a área de estudo não engloba
	toda a área de deposição sedimentar. No decorrer da realização das simulações estes valores foram
	sendo modificados para melhor se adequar ao padrão de arquitetura sedimentar na observada na
	interpretação sísmica.		
	Tabela 7-6 -Resumo do conteúdo mineralógico (litologia) e taxas de sedimentação de cada sequência
		sedimentar utilizados nas primeiras simulações estratigráficas.
		Litologia	Taxa de sedimentação (km 3 /My)
	SC9 (0.63 Ma-fundo)		11390
	SC9 (0.44 Ma-fundo)		16308
	SC8 (3.2-0.63 Ma)		3616
	SC8 (2.4-0.63 Ma)		5250
	SC8 (3.2-0.44 Ma) SC8 (2.4-0.44 Ma) SC7 (11.5-3.2 Ma)	80% argila 20% areia	3367 4741 2402
	SC7 (11.5-2.4 Ma)		2165
	SC6 (15.5-10.5 Ma)		1498
	SC5 (21-15.5 Ma)		1709
	SC4 (30-21 Ma)		1775
	SC3 (39.5-30 Ma) SC2 (42.5-39.5 Ma) SC1 (49.5-42.5 Ma)	40% areia 60% argila	1068 1963

  Tabela 7-7 -Cálculos de descompactação do volume sedimentar das sequências SC1, SC2 e SC3 em um perfil 2D. Atentar para o fato do volume, neste caso, estar sendo representado em área (km 2 ), já que representa o volume em um perfil 2D.

	B. Estimativas de espaço de acomodação e embasamento inicial do modelo para o modelo				
	estratigráfico 2D da feição progradante eocênica								
	A estimativa de espaço de acomodação e subsidência totais desenvolvidos durante a				
	construção da feição progradante eocênica é baseada na soma da criação de espaço de acomodação				
	Volume total de cada sequência que a compõe. Este espaço de acomodação é calculado através da correção				Volume
	Litologia (%) paleobatimétrica que visa à determinação das profundidades originais de formação das superfícies, sedimentar compactado (espaço vazio + sedimentos Profundidade média abaixo do fundo marinho (m) Porosidade inicial (%) Porosidade final (%) Volume compactado de espaço vazio (Km 2 ) Volume final descompactado de espaço vazio (Km 2 ) explicado no próximo item. Após a correção paleobatimétrica é possível estimar o embasamento	Volume de sedimentos brutos (Km 2 )	sedimentar total descompactado (sedimentos brutos + espaço	Porcentagem de redução do volume total (%)
	brutos) (Km 2 ) 0.102 inicial do modelo sobre o qual toda a simulação estratigráfica será desenvolvida. Contudo, para uma argila 68 70.0 11.6 0.012 0.071		0.090		vazio) (Km 2 )
	SC3 (H4-H3) estimativa mais realista da quantidade de espaço de acomodação criado é necessário considerar o 0.15 895 areia 23 0.035 40.0 25.2 0.009 0.014	0.092	0.026	0.125	0.216	30.7
	carbonato 9 efeito da compactação. Finalmente, a partir do valor real de criação de espaço de acomodação e da 0.014 50.0 36.8 0.005 0.007		0.009		
	SC2 variação dos níveis eustáticos de formação de cada uma das diferentes superfícies estratigráficas areia 39 0.16 0.062 1145 40.0 22.1 0.014 0.025 argila 55 0.088 70.0 8.85 0.008 0.062 (H3-H2) carbonato 6 0.010 50.0 28.4 0.003 0.005 (correção eustática) é possível determinar a quantidade de subsidência desenvolvida durante o	0.091	0.049 0.080 0.007	0.136	0.227	29.5
	(H2-H1) SC1 período de formação da feição progradante eocênica. 0.13 1615 argila 59 0.077 areia 36 0.047	70.0 40.0	5.65 17.4	0.004 0.008	0.054 0.019	0.076	0.072 0.039	0.116	0.192	32.2
	carbonato 5	0.007	50.0	22	0.001	0.003		0.005		

  Figura 7-83 -Estimativa de espaço de acomodação final de cada sequência sem descontar a subsidência gerada pela compactação. Os círculos amarelos representam o offlap break de cada sequência sedimentar, indicando a profundidade 0 (zero) ao final do desenvolvimento de cada uma delas.

	Tabela 7-8 -Cálculo do espaço de acomodação das sequências SC1, SC2 e SC3 descompactadas.
		Espaço de acomodação	Porcentagem de redução	Espaço de acomodação no
		(m) (baseado na Figura	de volume sedimentar (%)	momento de formação de
		7-83)	(baseado na Tabela 7-7)	cada sequência (m)
	Sequência SC3 (entre os horizontes de 30 e 39,5)	70	30.7	101
	Sequência SC2 (entre os horizontes de 39,5 e 42,5)	140	29.5	199
	Sequência SC1 (entre os horizontes de 42,5 e 49,5)	460	32.2	

da taxa de aporte sedimentar ao longo do desenvolvimento da feição progradante eocênica

  

	modelo foi ainda possível reproduzir os altos gradientes característicos destes sistemas
	sedimentares, mesmo se considerando a subsidência constante ao longo do tempo. Contudo,
	algumas diferenças arquiteturais, como as espessuras observadas nas subunidades SC2A e SC3A,
	podem ser devidas exatamente a esta subsidência constante. Todas as características das sequências
	SC1, SC2 e SC3 foram muito bem reproduzidas neste modelo, com exceção dos depósitos de
	movimento de massa, já que estes não foram modelados.
	Tabela 7-14 -Tabela com os valores de cada parâmetro inserido na modelo estratigráfico final da feição
		progradante eocênica.
	Parâmetro	Valor utilizado
	Intervalo de tempo	49.5 a 30 Ma
	Comprimento do perfil	75 km
	Tipos de sedimentos	40% areia e 60% argila
	Eustasia	Curva de Haq*
	Subsidência	Constante ao longo do tempo e variável no espaço (com mínimo total sobre a
		plataforma de 300 m e de 1000 m na bacia)
	Compactação:	
	Porosidade inicial	Areia -49; Argila -63
	Decaimento da compactação	Areia -2000; Argila -500
	Porosidade residual	Areia -20; Argila -0
	Descarga d'água	Média de 3.34 m 3 /s
	Fluxo sedimentar	Média de 3.5 km 3 /my
	Erosão	Max 1500 m/ my
	Inclinação da superfície	Plataforma -1 m/km
	(cálculo do coeficiente de transporte de	Talude -50 m/km
	sedimento -K)	
	Slope failure	Não utilizado
	Variação Através das simulações estratigráficas foi possível, utilizando valores constantes de
	subsidência e descarga fluvial, traçar um panorama da variação do aporte sedimentar durante o
	intervalo de tempo de desenvolvimento da feição progradante eocênica. A partir do modelo
	estratigráfico final foi possível construir um gráfico de variação de aporte sedimentar ao longo do
	tempo que sugere que o aporte sedimentar aumentou drasticamente no período de
	desenvolvimento da feição progradante (Figura 7-101). Contudo, pode ser observado dois períodos ). Assim como o modelo estratigráfico 3D cenozóico, a arquitetura progradacional da feição progradante composta pelas onde a taxa de aporte sedimentar é baixa, relacionados, possivelment, ao volume sedimentar
	sequências SC1, SC2 e SC3 foi muito bem reproduzida no modelo estratigráfico 2D. Neste último

concentrado nos depósitos de movimentos de massa, já que estes não foram modelados.

  . A superfície interpretada nestes trabalhos é a correspondente ao horizonte aqui identificado como sendo 289 formado antes da superfície H1 (detalhes no item 7.1.3.1) Modelo de Idade através da Correlação entre as Superfícies Identificadas com Curvas de Variação Eustática). Este horizonte, assim como o correspondente a superfície H1, é marcado pela presença de cânions facilmente identificados nas seções sísmicas (Figura 7-10). Nestes estudos, a superfície é normalmente associada ao evento de grande queda de nível de mar ocorrida no fim do Paleoceno, assim como também foi concluído no

presente estudo (detalhes no item 7.

1.3.1)

Modelo de Idade através da Correlação entre as Superfícies Identificadas com Curvas de Variação Eustática).

  fonte sedimentar 1 foi considerada a fonte sedimentar mais importante durante todo o período de tempo estudado. Um importante aporte sedimentar oriundo desta fonte foi observado durante o desenvolvimento da feição progradante eocênica, responsável pelo desenvolvimento das três primeiras sequências do pacote sedimentar estudado, enquanto as outras duas fontes sedimentares não estavam presentes durante o período (Figura 8-10 e Figura 8-11). Este aporte foi alimentado pelas importantes erosões continentais relacionadas a pulsos gravitacionais que geraram uma elevação da área continental como resposta isostática da bacia cada vez mais

sobrecarregada de sedimentos

(Asmus e Ferrari, 1978)

. A construção da feição progradante foi, então, relacionada ao aporte sedimentar do proto-rio Paraíba do Sul, considerada aqui a principal drenagem fluvial da época. A construção desta feição progradante relacionada a uma fonte sedimentar pontual e localizada poderia indicar a formação de um delta, alimentado pelo proto-Rio Paraíba do Sul. O proto-rio teria a sua foz localizada num corredor morfológico que isola duas porções distintas da Serra do Mar (Figura 8-10C) e meandraria por sobre a plataforma continental, como evidenviam as feições canalizadas observada na Figura 8-10A, alimentando a feição progradante mais distalmente.

Figura 3-9 -Compilação dos principais eventos relacionados a variações climáticas no Cenozóico.

O hinge point é o ponto onde se encontram as linhas tangenciais que representam as paleoplataformas do topo e da base de uma sequência.

Os ângulos medidos são obtidos sobre as superfícies no momento atual, e não no momento em que as superfícies foram formadas. Esse tipo de medição é utilizado para comparação da inclinação dos ângulos ao longo de uma mesma superfície.

É importante ressaltar que a medição dos ângulos das superfícies foi realizado após a conversão destas para profundidade (m).

(Continuação da Figura 7-49)

Importante ressaltar que o cálculo realizado não considera o parâmetro da compactação, já que é somente um cálculo comparativo para a obtenção da curva de variação eustática que mais se adequa ao presente estudo.

Figura 7-66 -Mapa de isópacas da sequência SC1 mostrando a possível localização da fonte sedimentar principal, e em destaque seções sísmicas demonstrando sistemas canalizados e o sentido de progradação dos sistemas sedimentares respectivamente.

Figura 7-71 -Mapa de isópacas da sequência SC5 mostrando a possível localização da fonte sedimentar principal e em destaque duas seções sísmicas demonstrando o sentido de progradação dos sistemas sedimentares.

Compilação de dados hidrológicos que inclui a área de drenagem, descarga d'água, descarga sedimentar, e outras inforações relacionadas a rios ao redor do mundo. A compilação foi realizada pelo Dr. Didier Granjeon do IFP Energies Nouvelles (Instituto Francês do Petróleo) utilizando os trabalhos de[START_REF] Dai | Estimates of Freshwater Discharge from Continents: Latitudinal and Seasonal Variations[END_REF],[START_REF] Milliman | Geomorphic/tectonic control of sediment discharge to the ocean: the importance of small mountainous rivers[END_REF],[START_REF] Milliman | River discharge to the sea: a global river index (GLORI)[END_REF] e[START_REF] Syvitski | Geology, Geography, and Humans Battle for Dominance over the Delivery of Fluvial Sediment to the Coastal Ocean[END_REF].

Figura 7-79 -Mapa morfológico e do sistema de drenagem que desagua na área de estudo.

Figura 7-91 -Paleobatimetrias das diferentes superfícies estratigráficas interpretadas análise sismica, obtidas através da modelagem estratigráfica 3D cenozóica.

A subsidência obtida através da modelagem estratigráfica representa qualquer movimento vertical da base do pacote sedimentar estudado, incluindo os movimentos relacionados à halocinese.

Figura 11-10 -Composição sedimentar dos poços exploratórios disponíveis durante o desenvolvimento da sequência SC9.

Figura 11-12 -Gráficos de análise espectral da curva de variação de nível de mar baseado nos dados isotópicosde Lisiecki e Raymo (2005) 

Capítulo 6

Base de Dados e Métodos

Este item descreve toda a base de dados e métodos utilizados neste trabalho para a interpretação de dados, confecção de mapas e realização de simulações estratigráficas.

6.1)

Base de Dados

A principal base de dados utilizada para a realização deste estudo compreende dois conjuntos de dados de sísmica de reflexão (alta resolução e profunda) e dados de poços exploratórios disponibilizados pela Agência Nacional do Petróleo (ANP, Figura 6-1). Dados de batimetria disponíveis no site da GEBCO (Generic Bathymetric Chart of Oceans), com resolução 30 segundos, também foram utilizados para a confecção de mapas batimétricos. Também foram utilizadas diferentes curvas de variação eustáticas para a correlação com superfícies e sequências estratigráficas identificadas nos diferentes tipos de linhas sísmicas.

Capítulo 11

11. Anexos