UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO

ESCOLA DE MINAS

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL DA HALOTECTÔNICA NA

PORÇÃO CENTRAL DA BACIA DE SANTOS E

IMPLICAÇÕES PARA OS SISTEMAS PETROLÍFEROS

RESTAURATION STRUCTURALE DE LA TECTONIQUE

SALIFÈRE DE LA PARTIE CENTRALE DU BASSIN DE

SANTOS ET DES IMPLICATIONS POUR LES SYSTEMES

PETROLIERS

SÁVIO FRANCIS DE MELO GARCIA

PESQUISA SOB CO-TUTELA / RECHERCHE SOUS COTUTELLE

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM EVOLUÇÃO CRUSTAL E RECURSOS

NATURAIS (ÁREA DE CONCENTRAÇÃO: GEOLOGIA ESTRUTURAL / TECTÔNICA)

UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO, BRASIL

ÉCOLE DOCTORALE SCIENCES ET INGÉNIERIE

UNIVERSITÉ DE CERGY-PONTOISE, FRANCE

ORIENTADORES :

PROF. DR. ANDRÉ DANDERFER FILHO (UFOP - BRASIL)

PROF. DR. DOMINIQUE FRIZON DE LAMOTTE (UCP - FRANCE)

Ouro Preto Setembro/2012

i

RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL DA HALOTECTÔNICA NA

PORÇÃO CENTRAL DA BACIA DE SANTOS E

IMPLICAÇÕES PARA OS SISTEMAS PETROLÍFEROS

RESTAURATION STRUCTURALE DE LA TECTONIQUE

SALIFÈRE DE LA PARTIE CENTRALE DU BASSIN DE

SANTOS ET DES IMPLICATIONS POUR LES SYSTEMES

PETROLIERS

iii

FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO

Reitor

João Luiz Martins

Vice-Reitor

Antenor Rodrigues Barbosa Júnior

Pró-Reitor de Pesquisa e Pós-Graduação

Tanus Jorge Nagem

ESCOLA DE MINAS

Diretor

José Geraldo Arantes de Azevedo Brito

Vice-Diretor

Wilson Trigueiro de Souza

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

Chefe

Issamu Endo

iv

EVOLUÇÃO CRUSTAL E RECURSOS NATURAIS

v

UNIVERSITÉ DE CERGY-PONTOISE Présidente

François GERMINET

Directeur de l'Ecole Doctorale Sciences et Ingénierie

Dominique LAURENT

UNITE DE FORMATION ET DE RECHERCHE SCIENCES ET TECH NIQUES

Directeur

Jean-Luc BOURDON

DEPARTEMENT SCIENCES DE LA TERRE ET DE L’ENVIRONNEM ENT

Directrice

Beatriz MENENDEZ

LABORATOIRE GEOSCIENCES ET ENVIRONNEMENT

Directeur

Christian DAVID

vii

CONTRIBUIÇÕES ÀS CIÊNCIAS DA TERRA – VOL. 235

TESE DE DOUTORAMENTO

Nº 001

RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL DA HALOTECTÔNICA NA PORÇÃO

CENTRAL DA BACIA DE SANTOS E IMPLICAÇÕES PARA OS

SISTEMAS PETROLÍFEROS

RESTAURATION STRUCTURALE DE LA TECTONIQUE SALIFÈRE DE

LA PARTIE CENTRALE DU BASSIN DE SANTOS ET DES

IMPLICATIONS POUR LES SYSTEMES PETROLIERS

Sávio Francis de Melo Garcia

Coorientadores

André DANDERFER Filho

Dominique FRIZON DE LAMOTTE

Tese apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais do

Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto como requisito

parcial à obtenção do Título de Doutor em Ciências Naturais, Área de Concentração: Geologia

Estrutural

Thèse presentée, sous système de cotutelle, à l’Ecole Doctorale Sciences et Ingénierie de l’Université

de Cergy-Pontoise pour obtenir le grade de Docteur de l’Université de Cergy-Pontoise en Sciences de

La Terre et de l’Univers, Zone de Recherche: Geologie Structurale

OURO PRETO

2012

viii

Universidade Federal de Ouro Preto – http://www.ufop.br Escola de Minas - http://www.em.ufop.br Departamento de Geologia - http://www.degeo.ufop.br/ Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais Campus Morro do Cruzeiro s/n - Bauxita 35.400-000 Ouro Preto, Minas Gerais Tel. (31) 3559-1600, Fax: (31) 3559-1606 e-mail: pgrad@degeo.ufop.br Os direitos de tradução e reprodução reservados. Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos, fotocopiada ou reproduzida por meios mecânicos ou eletrônicos ou utilizada sem a observância das normas de direito autoral.

ISSN 85-230-0108-6

Depósito Legal na Biblioteca Nacional

Edição 1ª

Catalogação elaborada pela Biblioteca Prof. Luciano Jacques de Moraes do Sistema de Bibliotecas e Informação - SISBIN - Universidade Federal de Ouro Preto

http://www.sisbin.ufop.br G216r Garcia, Sávio Francis de Melo.

Restauração estrutural da halotectônica na porção central da Bacia de Santos e implicações para os sistemas petrolíferos = Restauration structurale de la tectonique salifère de la partie centrale du Bassin de Santos et des implications pour les systemes petroliers [manuscrito] / Sávio Francis de Melo Garcia – 2012.

xxviii, 206 f.: il. color.; tabs. (Contribuições às Ciências da Terra. Série D, v. 28, n. 48) ISSN: 85-230-0108-6 Orientadores: Prof. Dr. André Danderfer Filho. Prof. Dr. Dominique Frizon de Lamotte. Tese (Doutorado) - Universidade Federal de Ouro Preto. Escola de Minas. Departamento de Geologia. Programa de Pós-graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais. / Universitè de Cergy-Pontoise. Área de concentração: Geologia Estrutural e Tectônica.

1. Geologia estrutural. 2. Balanceamento de seções geológicas - Teses. 3. Tectônica de placas - Teses. 4. Sal - teses. 5. Bacias sedimentares - Teses. I. Universidade Federal de Ouro Preto. II. Universitè de Cergy-Pontoise. III. Título.

CDU: 551.432.46(815)(816)

ix

DEDICATÓRIA / DÉDICACE

À família, maior alegria da vida. À ma famille, la plus grande joie de la vie.

Mulher amada, Gracinda Épouse bien-aimée,

Nossos filhos Ugo Gabriel & Alice Nos enfants

Avec l’ambition de me consacrer davantage à tel amour.

Aos meus pais João & Deli

(in memorian)

À mes parents

Na volta que o mundo dá Dans la ronde que le monde fait

(de Vicente Barreto e Paulo Cesar Pinheiro – traduction libre en Français depuis le Portuguais )

Um dia eu senti um desejo profundo de me aventurar nesse mundo pra ver onde o mundo vai dar.

(...) Varei cordilheira, geleira e deserto. O mundo pra mim ficou perto e a terra parou de rodar.

Com o tempo foi dando uma coisa em meu peito, um aperto difícil da gente explicar.

(...) Angústia de não se entender, um tédio que a gente nem crê, anseio de tudo esquecer e voltar.

(...) Agora aprendi por que o mundo dá volta: quanto mais a gente se solta, mais fica no mesmo lugar.

Un jour, je me suis senti un profond désir de m'aventurer dans ce monde pour voir où va le monde.

(...) J’ai dépassé montagne, glacier et désert. Le monde est resté près de moi et la terre ne tournait plus.

Avec le temps, quelque chose est arrivé dans mon couer, un resserrement difficile à expliquer.

(...) L'angoisse de ne se comprend plus, un ennui qu’on ne crois pas, le désir de tout oublier et retourner.

(...) Et maintenant, j'ai appris porquoi le monde tourne: plus on y va, plus on reste dans le même endroit.

x

AGRADECIMENTOS / REMERCIEMENTS

Muitos contribuíram para a pesquisa apresentada neste manuscrito, direta ou indiretamente. A

todos eles, meus mais sinceros agradecimentos.

Meus agradecimentos vão, em primera mão, para a PETROBRAS, não apenas pela liberação e

auxílio financeiro sem os quais não seria possível realizar esta pesquisa, mas sobretudo pelo suporte de

seu maior patrimônio, seus empregados, colegas profissionais. Carregaram o piano durante minha

liberação e ainda, quando puderam, me deram uma força com a pesquisa e o manuscrito.

Agradeço também à Universidade Federal de Ouro Preto, pela acolhida de minha pesquisa e

oportunidade de transformá-la nesse manuscrito sob co-tutela.

Mes remerciements vont aussi à l’Université de Cergy-Pontoise, également, pour la chance de

développer ma recherche et de realiser ce manuscript sous cotutelle.

Mes remerciements à la quatrième instituition à partager le soutien et accueil de ma

recherche, l’IFP Energies Nouvelles.

Ao Prof. Dr. André Danderfer Filho, pela orientação e apoio durante a pesquisa, pela amizade

construída.

À le Prof. Dr. Dominique Frizon de Lamotte Reges, par la direction et soutien, pas seulemnt

pendant le séjour en France.

Aos meus muitos gerentes que compreenderam minha aposta e nela confiaram, em particular à

Dra. Sylvia Anjos e, entre outros, aqueles mais imediatos Almério França, Luis Antônio Freitas,

Henrique Penteado e João Cláudio de Jesus.

Agradecimento com particular carinho a Gilvan Hamsi e Anna Eliza Dias. Também para

Carmo Severino, Flávio Gonzaga, Marta Guerra e João “Xico” Bach.

Um grand merci aux collègues connus em France, chez l’IFP EN, parmi eux Xavier Guichet

et Fadi Nader.

Agradecimentos pelo fundamental apoio dos times de suporte técnico da Tecgraf, responsável

pelo desenvolvimento do programa 2D e da Paradigm, responsável por permear o conhecimento e

aplicação técnica do programa 3D.

xi

SUMÁRIO

AGRADECIMENTOS...........................................................................................................................x

LISTA DE FIGURAS ..........................................................................................................................xv

LISTA DE TABELAS.........................................................................................................................xxi

LISTA DE EQUAÇÕES................................................................................................................... xxii

RESUMO .......................................................................................................................................... xxiii

RESUMÉ.............................................................................................................................................xxv

ABSTRACT..................................................................................................................................... xxvii

CAPÍTULO 1

INTRODUÇÃO......................................................................................................................................1

1.1- CONTEXTO DO ESTUDO .............................................................................................................1

1.2- OBJETIVOS DA TESE....................................................................................................................3

1.3- OBJETO E MODO DE INVESTIGAÇÃO......................................................................................4

1.4- ORGANIZAÇÃO DA TESE............................................................................................................5

1.5- ORGANIZATION OF THE MANUSCRIPT...................................................................................6

CAPÍTULO 2

GEOLOGIA REGIONAL.....................................................................................................................7

2.1- INTRODUÇÃO................................................................................................................................7

2.2- ESTRATIGRAFIA ...........................................................................................................................8

2.2.1- Grupo Guaratiba ..................................................................................................................8

2.2.1.1- Formação Camboriú .............................................................................................10

2.2.1.2- Formação Piçarras ................................................................................................10

2.2.1.3- Formação Itapema ................................................................................................10

2.2.1.4- Formação Barra Velha..........................................................................................10

2.2.1.5- Formação Ariri .....................................................................................................11

2.2.2.1- Formação Florianopolis........................................................................................11

2.2.2.2- Formação Guaruja ................................................................................................11

2.2.2.3- Formação Itanhaém ..............................................................................................12

2.2.3 Grupo Frade ........................................................................................................................12

2.2.3.1- Formação Santos ..................................................................................................12

2.2.3.2- Formação Juréia ...................................................................................................12

2.2.3.3- Formação Itajai-Açu.............................................................................................13

2.2.4 Grupo Itamambuca..............................................................................................................13

2.2.4.1- Formação Ponta Aguda ........................................................................................13

xii

2.2.4.2- Formação Iguape ................................................................................................. 13

2.2.4.3- Formação Marambaia .......................................................................................... 14

2.2.4.4- Formação Sepetiba............................................................................................... 14

2.3- ARCABOUÇO ESTRUTURAL.................................................................................................... 14

2.3.1- Estruturação do embasamento da bacia ............................................................................ 14

2.3.2- Estruturas da Bacia de Santos ........................................................................................... 18

2.3.2.1- Platô de São Paulo ............................................................................................... 19

2.3.2.2- Falhas Normais e Zonas de Transferência Associadas........................................ 20

2.3.2.3- Magmatismo ........................................................................................................ 23

2.3.2.4- Outras Estruturas ................................................................................................. 24

2.4- EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR ................................................................................... 25

2.4.1- Evolução das fases rifte e pós-rifte ................................................................................... 28

2.4.2- Sedimentação de Evaporitos ............................................................................................. 32

2.4.3- Evolução da fase de deriva continental............................................................................. 34

2.4.3.1- A Instalação do Ambiente Marinho Franco......................................................... 34

2.4.3.2- Sedimentação Sob Nível de Mar Baixo............................................................... 35

2.4.3.3- Desaceleração da Deformação Halocinética........................................................ 36

2.5- GEOLOGICAL SETTINGS OVERVIEW.................................................................................... 37

CAPÍTULO 3

RESTAURAÇÃO PALINSPÁSTICA DE SEÇÕES COMPARTIMENTADA S PELA HALOTECTÔNICA........................................................................................................................... 39

3.1. INTRODUÇÃO.............................................................................................................................. 39

3.2. FERRAMENTAS HISTÓRICAS DE RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL................................... 41

3.2.1. Restauração estrutural de seções ....................................................................................... 41

3.3.2. Restauração estrutural em multisseções, mapas e superfícies........................................... 44

3.3.2. Restauração estrutural volumétrica ................................................................................... 46

3.3.2. Estratificação mecânica da halocinese em margens passivas............................................ 47

3.4. TÉCNICAS E PARAMETROS APLICADOS.............................................................................. 50

3.4.1. Interpretação sísmica e construção de um modelo para restauração estrutural ................. 54

3.4.2. Remoção da camada superior............................................................................................ 58

3.4.3. Conservação material durante a restauração do sal........................................................... 59

3.4.4. Isostasia flexural................................................................................................................ 60

3.4.5. Restauração geométrica da deformação............................................................................ 65

3.4.6. Paleosuperfícies................................................................................................................. 67

3.4.7. Particularidades associadas à deformação do sal .............................................................. 69

3.5. METHODOLOGICAL APPROACH OVERVIEW ...................................................................... 73

xiii

CAPÍTULO 4

STRUCTURAL MODELING BASED ON SEQUENTIAL RESTORATION OF GRAVITATIONAL SALT DEFORMATION IN THE SANTOS BASIN. ....................................75

4.1 ABSTRACT.....................................................................................................................................75

4.2 INTRODUCTION............................................................................................................................76

4.3 GEOLOGICAL SETTING ..............................................................................................................77

4.3.1 Stratigraphy.........................................................................................................................78

4.3.2 Regional structural framework............................................................................................81

4.3.3 Structural implications of the salt tectonics........................................................................83

4.4 METHODOLOGY...........................................................................................................................84

4.4.1 Backstripping with flexural isostatic compensation ...........................................................85

4.4.2 Structural block restoration.................................................................................................87

CAPÍTULO 5

ANÁLISE DE VOLUMES DE SAL EM RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL : UM EXEMPLO NA BACIA DE SANTOS...................................................................................................................111

5.1 RESUMO.......................................................................................................................................111

5.2 ABSTRACT...................................................................................................................................112

5.3 INTRODUÇÃO .............................................................................................................................112

5.4 CONTEXTO GEOLÓGICO DA BACIA DE SANTOS...............................................................114

5.4.1 Estratigrafia.......................................................................................................................115

5.4.2 Arcabouço regional...........................................................................................................116

5.5- MATERIAIS E MÉTODOS.........................................................................................................119

5.5.1- Dados geológicos.............................................................................................................119

5.5.2- Ferramentas numéricas de restauração estrutural ............................................................119

5.5.3- Procedimentos de restauração e análise estrutural...........................................................120

5.5.3.1- RESTAURAÇÃO DESACOPLADA DA DEFORMAÇÃO PELO SAL .........120

5.5.3.2- CONDICIONANTES ISOSTÁTICOS ..............................................................122

5.5.3.3- CONDICIONANTES PALEOTOPOGRÁFICOS.............................................124

5.5.3.4- ANÁLISE ESPACIAL DA RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL.......................125

5.6- RESULTADOS ............................................................................................................................125

5.6.1- Ensaio de isostasia flexural..............................................................................................125

5.6.2 Calibração paleobatimétrica..............................................................................................126

5.6.3 Arcabouço estrutural investigado......................................................................................127

5.6.3 Restauração 2.5D ..............................................................................................................130

5.6.3 Mudanças de volume ao longo do tempo..........................................................................134

5.7 - DISCUSSÃO ...............................................................................................................................138

5.7.1 Batimetria e isostasia nas restaurações .............................................................................138

xiv

5.7.2 Restauração estrutural e integração 2D/3D...................................................................... 139

5.8 - CONCLUSÕES E PERSPECTIVAS.......................................................................................... 139

CAPÍTULO 6

ANÁLISE E DISCUSSÃO COMPLEMENTAR DOS RESULTADOS ...................................... 141

6.1- INTRODUÇÃO ........................................................................................................................... 141

6.2- A RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL DA HALOCINESE NA BACIA DE SANTOS.............. 141

6.3- ENSAIOS DE RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL 2D ............................................................... 148

6.4- ENSAIOS DE RESTAURAÇÃO GEOHISTÓRICA 2D/1D...................................................... 152

6.5- ENSAIOS DE RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL 3D ............................................................... 158

6.6- IMPACTOS SOBRE OS SISTEMAS PETROLÍFEROS............................................................ 167

6.7- COMENTÁRIOS GERAIS SOBRE OS RESULTADOS OBTIDOS........................................ 174

6.8- SUMMARY OF THE ADDITIONAL DISCUSSIONS.............................................................. 176

CAPÍTULO 7

CONCLUSÕES E PERSPECTIVAS............................................................................................... 181

7.1 CONCLUSÕES GERAIS ............................................................................................................. 181

7.1.1 Sobre materiais e métodos................................................................................................ 181

7.1.2 Sobre a evolução geológica da área de estudo ................................................................. 182

7.1.3 Sobre os sistemas petrolíferos .......................................................................................... 183

7.2 PERSPECTIVAS E SUGESTÕES DE TRABALHOS FUTUROS............................................. 184

REFERÊNCIAS ................................................................................................................................ 185

ANEXOS

ANEXO I............................................................................................................................................. 201

I.1 - Introduction ....................................................................................................................... 201

I.2 - Structural Modelling.......................................................................................................... 202

I.3 - 1D Geohistory modeling ................................................................................................... 204

I.4 - Conclusions ....................................................................................................................... 205

xv

LISTA DE FIGURAS / LISTE DES FIGURES

Figura 1.1- Mapa de localização da área de estudo ................................................................................2

Figura 2.1- Carta estratigráfica da bacia de Santos.................................................................................9

Figura 2.2- Mapa de relevo composto com batimetria e localização da área de estudo ......................16

Figura 2.3- Mapa hipsométrico da Serra do Mar destacando bacia do rio Ribeira ..............................17

Figura 2.4- Mosaico de mapas com depocentros e falhas mapeados por diversos autores ..................22

Figura 2.5- Mapa aeromagnético e seções estruturais esquemáticas ...................................................23

Figura 2.6- Esquema de abertura do oceano Atlântico Sul modificado de Torsvik et al. (2009) ........26

Figura 2.7- Esquema de reconstituição de movimentos para a região da zona de fratura de

Florianópolis modificado de Moulin et al. (2010) ............................................................27

Figura 2.8- Mapa composto pela superposição da descontinuidade da Moho (modificado de Zalán

et al. 2011), com o mapa de hipsometria (Heilbron et al. 2007) e o mapa geológico

(CPRM-Codemig 2003), com destaque para os lineamentos estruturais NW-SE.............30

Figura 2.9- Visão perspectiva da sísmica na borda leste do alto Externo de Santos (Carminatti et

al. 2008) ............................................................................................................................32

Figura 3.1- Ilustração das premissas fundamentais de preservação de área (A) e comprimento

(B) na restauração de seções, modificado de Geiser (1988) .................................................................42

Figura 3.2- Conservação de área na deformação extensional, modificada de Gibbs (1983) ...............43

Figura 3.3- Diagramas de restauração de falhas normais, modificado de Gibbs (1984) ......................43

Figura 3.4- Diagrama da cinemática do deslizamento diferencial entre estratos representado em

linhas soltas, modificado de Geiser (1988) .......................................................................44

Figura 3.5- Resistência de rochas sedimentares sob distensão e compressão (modificado de

Jackson & Vendeville 1994) .............................................................................................48

Figura 3.6- Modelo com uma camada de sal de resistência constante entre camadas de

resistência dependente da profundidade (modificado de Vendeville & Jackson 1993)

...........................................................................................................................................49

Figura 3.7- Modelo físico de simulação halocinética com deformação dúctil por intenso

cisalhamento (modificada de Garcia 1999) ......................................................................49

xvi

Figura 3.8- Localização da área de estudo e das seções restauradas A-A’, B-B’, C-C’, D-D’ e E-

E’ sobrepostas ao topo estrutural do sal (extraído de Guerra & Underhill 2012) ............ 51

Figura 3.9- Area de estudo sobre mapa do topo do sal (extraído de Guerra & Underhill 2012),

indicando transporte tectônico e visão perspectiva indicando dois compartimentos

halotectônicos na área de estudo (em detalhe) ................................................................. 52

Figura 3.10- Visão perspectiva das 5 seções restauradas (fora de escala) ........................................... 53

Figura 3.11- Fluxograma geral de procedimentos e materiais empregados na pesquisa ..................... 55

Figura 3.12- Localização dos dados sísmicos e poços disponíveis e efetivamente utilizados ............ 56

Figura 3.13- Seção D-D’ ilustrando qualidade dos dados sísmicos 2D (exagero vertical de 3

vezes) ............................................................................................................................... 57

Figura 3.14- Esquema de conservação material da camada de sal: (1) descompactação e isostasia

flexural, (2) restauração da deformação halocinética e (3) correção da compensação

isostática ........................................................................................................................... 60

Figura 3.15- Esquema de placa litosférica em equilíbrio sobre a astenosfera, modificado de Eales

(2009) ............................................................................................................................... 61

Figura 3.16- Ensaio de compensação isostática flexural em caso sintético ........................................ 64

Figura 3.17- Esquemas de modelos cinemáticos utilizados em restauração estrutural (modificado

de Groshong 2006) ........................................................................................................... 65

Figura 3.18- Representações da deformação flexural: (a) dobra por cisalhamento flexural, (b)

dobra por deslizamento flexural e (c) dobra de fluxo (modificado de Twiss &

Moores 1992) .................................................................................................................... 66

Figura 3.19- Esquema de caracterização da batimetria típica da bacia de Santos................................ 68

Figura 3.20- Comparativo para ajuste batimétrico em um ponto da plataforma atual extraído das

etapas de restauração 2D................................................................................................... 69

Figura 3.21- Esquema de restauração conservativa da camada de sal .................................................72

Figura 3.22- Espessura de sal em pontos referenciais da plataforma ao longo do tempo .................... 73

Figura 4.1- Regional location map outlining the study area including two restored cross-sections,

six available wells and four studied pseudo-wells ........................................................... 77

Figura 4.2- Stratigraphic chart of the Santos Basin outlining the fifteen interpreted horizons ............ 79

Figura 4.3- Geological sections A-A’ and B-B’ based on the fifteen interpreted horizons ................ 80

xvii

Figura 4.4- Schematic block diagram of crustal thinning of the Santos Basin adapted from the

model of Lavier and Manatshal (2006) .............................................................................82

Figura 4.5- Cross-section B-B’ extrapolation based on the regional transect X-Y-Z from

Carminatti et. al. (2008) ....................................................................................................86

Figura 4.6- Paleo-bathymetry model through time to the shelf, slope and continental rise regions .....88

Figura 4.7- The shelf break and foot of the slope points interpreted on the cross-section B-B’ ..........90

Figura 4.8- Sequential sketches of the restoration steps exemplifying the first partial results for

the section A-A’ ................................................................................................................92

Figura 4.9- Restoration outcomes of pre-salt stages for the cross-sections A-A’ and B-B’ ................94

Figura 4.10- Cross-sections A-A’ and B-B’ restored at the salt deposition stage ................................96

Figura 4.11- Restored cross-sections A-A’ and B-B’ for the Albian to Cenomanian stages ...............98

Figura 4.12- Restoration schematic model for the Albian carbonates .................................................99

Figura 4.13- Sedimentary progradation of the Late Cretaceous restored for the cross-sections A-

A’ and B-B’ .....................................................................................................................101

Figura 4.14- Restored cross-sections A-A’ and B-B’ at the Cenozoic stage .....................................103

Figura 4.15- Decompacted Miocene situation just after the removal of the uppermost layer with details of

the present day seismic referential interpretation ..................................................................104

Figura 4.16- Geohistories 1D graphs based on the restored cross-sections A-A’ and B-B’ ...............108

Figura 5.1- Mapa de localização e feições estruturais da bacia de Santos..........................................113

Figura 5.2- Carta estratigráfica da bacia de Santos e horizontes usados na restauração estrutural,

modificada de Moreira et al. (2007) ...............................................................................115

Figura 5.3- Visão perspectiva das seções geológicas..........................................................................117

Figura 5.4- Seção regional da bacia de Santos (XYZ) e projeção da área de estudos (BB’) .............118

Figura 5.5- Exemplo das etapas de restauração estrutural ..................................................................121

Figura 5.6- Esquema de efeitos de isostasia flexural sobre seção regional da bacia de Santos .........123

Figura 5.7- Pontos da quebra da plataforma e pé do talude, interpretados em sísmica.......................124

Figura 5.8- Perfis regionais de evolução paleobatimétrica .................................................................125

Figura 5.9- Diferenças médias entre resultado isostático e perfil batimétrico acumuladas no

tempo ...............................................................................................................................127

xviii

Figura 5.10- Relevo do embasamento, projetada espessura da seção pré-sal .................................... 128

Figura 5.11- Base dos evaporitos, projetada espessura do sal............................................................ 128

Figura 5.12- Isópacas dos grupos Camburi (A), Frade (B) e Itamambuca (C) projetadas

respectivos topos demonstrando a progradação da falha de Cabo Frio .......................... 129

Figura 5.13- Relevo do embasamento restaurado há 132 Ma, 113 Ma e no presente ....................... 130

Figura 5.14- Cenário restaurado há 113 Ma....................................................................................... 131

Figura 5.15- Cenário restaurado após deposição do sal ..................................................................... 131

Figura 5.16- Cenário restaurado há 92 Ma ........................................................................................ 132

Figura 5.17- Cenário restaurado do topo do Cretáceo há 64 Ma........................................................ 133

Figura 5.18- Modelo baseado na interpretação sísmica ..................................................................... 133

Figura 5.19- Áreas e volumes de sal no modelo 3D........................................................................... 135

Figura 5.20- Redução de volume de sal versus o avanço em área do sal ao longo da deformação.... 136

Figura 5.21- Topo do sal em suas diferentes restaurações palinspásticas .......................................... 136

Figura 5.22- Sequência de restauração há 0, 64, 92 e 112 Ma com detalhe da subsidência do

embasamento restaurado, do passado ao presente, na base da figura ............................ 137

Figura 6.1- Localização de áreas investigadas por Caldas & Zalán (2009), Corrêa (2009) e

Guerra & Underhill (2012) em relação à área de estudo ................................................142

Figura 6.2- Restaurações de minibacia efetuadas por Caldas & Zalán (2009) e Corrêa (2009),

modificada dos originais ................................................................................................. 143

Figura 6.3- Restauração da minibacia com conservação de área do sal ao longo da seção C-C’

comparada aos resultados de Caldas & Zalán (2009) e Corrêa (2009)........................... 145

Figura 6.4- Restauração do Albiano sob ponto de vista desta pesquisa e relações com Caldas

(2007) e Corrêa (2009) ................................................................................................... 146

Figura 6.5- Correlação de variações de espessuras observadas por Corrêa (2009) com resultados

obtidos na presente pesquisa .......................................................................................... 146

Figura 6.6- Correlação entre as variações de distensões observadas por Corrêa (2009) com os

resultados obtidos na presente pesquisa ......................................................................... 147

Figura 6.7- Comparação de resultados com seção restaurada por Guerra & Underhill (2012) ......... 148

xix

Figura 6.8- Modelo sintético de aferição nos cálculos de descompactação construído no

programa RECON-MS ....................................................................................................149

Figura 6.9- Resultado da descompactação do modelo sintético confirmando

subdimensionamento nos cálculos ..................................................................................149

Figura 6.10- Esquema de compactação lateral como resultado de compressão induzida por

tectônica gravitacional (modificado de Butler & Paton 2010) .......................................150

Figura 6.11- Diferentes esquemas de compensação isostática em margens passivas (composição

modificada de Davison et al. 2012 e de Watts 1992) .....................................................151

Figura 6.12- Esquema de construção de geohistória 1D a partir de resultados da restauração 2D ....153

Figura 6.13- Comparação entre geohistória construída por restauração 2D com outra preparada

sem restauração, por backstripping tradicional ...............................................................154

Figura 6.14- Subsidência observada na restauração de seções para 15 pontos nas regiões de

plataforma, talude e elevação continental em águas profundas ......................................155

Figura 6.15- Estimativa do estiramento nas regiões de plataforma, talude e águas profundas ..........155

Figura 6.16- Taxas de sedimentação por geohistórias 1D para plataforma, talude e águas

profundas .........................................................................................................................157

Figura 6.17- Os gráficos de geohistória de soterramento dos 4 pontos de controle considerados

no capítulo 4 ...................................................................................................................158

Figura 6.18- Esquema da parametrização para restauração de superfície deformada para um

domínio mais simples onde uma função estabelece relações de coordenadas entre os

domínios deformado e restaurado (modificada de Titeux 2009) .....................................159

Figura 6.19- Modelos estruturais 2D/3D mostrando os principais elementos considerados na

restauração ......................................................................................................................160

Figura 6.20- Primeira parte do esquema de restauração de superfície deformada para fins de

ensaio: o topo da camada superior (fundo do mar) foi removido e a base deformada

é restaurada para um plano de referência ........................................................................161

Figura 6.21- Segunda parte do esquema de restauração de superfície deformada: inversão do

procedimento para restaurar a deformação até uma superfície de paleobatimetria de

referência ........................................................................................................................162

Figura 6.22- Ensaio de restauração de superfícies no GOCAD em quatro passos .............................163

Figura 6.23- Erros geométricos grosseiros no resultado acumulado da restauração até o topo do

Cretáceo. A origem dos erros precisava ser determinada e corrigida .............................164

xx

Figura 6.24- Resultados do ensaio realizado, com a visualização dos horizontes do topo do Sal,

Albiano e Cenomaniano ................................................................................................. 165

Figura 6.25- Campo térmico qualitativo em torno de um diápiro ilustrado em seção (modificado

de Garcia 2008) .............................................................................................................. 168

Figura 6.26- Gráfico à esquerda com geohistória térmica do ponto de controle distal na seção A-

A’ ilustrando o resfriamento relativo abaixo do sal. Gráfico à direita com resposta

de maturação de uma geradora fictícia subjacente ao sal para cenários de sal

restaurado e não restaurado ............................................................................................ 169

Figura 6.27- Taxa de transformação do querogênio na plataforma, talude e águas profundas

obtida nos geohistórias 1D dos 15 pontos de controle ................................................... 170

Figura 6.28- Restauração da porção proximal da seção D-D’ ilustrando a progradação

sedimentar ...................................................................................................................... 170

Figura 6.29- Base e topo do sal, restaurados há 112, 92, 64 e 0 Ma ilustrando desacoplamento da

deformação ..................................................................................................................... 171

Figura 6.30- Restauração de minibacia no setor distal da área de estudo ilustrando inversão

estrutural do acamamento entre 79 e 34 Ma .................................................................. 172

Figura 6.31- Restauração de seções mostrando diferentes situações e momentos para formação

de janelas na camada de sal ............................................................................................ 174

Figura I.1- Section AA’ projected on a transect X-Y-Z, the study area, the sections AA’ and

BB’, important features and domains (modified from Carminatti et al. 2008) .............. 203

Figura I.2- Geohistories for pseudo-wells 1, 2, and 3 show a clastic progradation to distal

portions .......................................................................................................................... 205

xxi

LISTA DE TABELAS / LISTE DES TABLEAUX

Tabela 3.1- Propriedades atribuídas para as diferentes materiais tipo na restauração de seções ..........59

Tabela 4.1- Facies parameters applied to decompaction and flexural isostatic compensation..............85

Tabela 5.1- Áreas das cinco seções, área média e volumes no tempo presente ..................................134

Tabela 5.2- Medidas de áreas e volumes no modelo 3D.....................................................................135

Tabela 6.1- Estiramentos estimados para as geohistórias restauradas 1D no programa GENEX.......156

xxii

LISTA DE EQUAÇÕES / LISTE DES TABLEAUX

Equação 3.1- Rigidez flexural da litosfera .................................................................................................62

xxiii

RESUMO

A presente pesquisa consiste em investigar um caso real a complexa interação entre

deformação halotectônica e a sedimentação subsequente na parte central da margem passiva da bacia

de Santos bem como avaliar seus efeitos sobre os processos de geração, migração e acumulação de

petróleo. Para construir um modelo estrutural robusto e inovador foram aplicadas técnicas de

restauração estrutural sob condições de contorno integradas de forma inédita: conservação material de

todas as rochas incluindo a camada de sal, o controle da compensação isostática associada à um

modelo regional de paleobatimetria através do tempo e calibração de resultados por análise de

geohistórias de soterramento 1D durante a realização das restaurações.

Os dados sísmicos e de poços disponíveis cobrem uma área onde a halocinese afeta os

sistemas petrolíferos ativos. O maior depocentro da bacia está parcialmente inserido na área de

investigação. Sua história de preenchimento sedimentar está associada ao desenvolvimento da falha

de Cabo Frio e da lacuna de dezenas de quilômetros na ocorrência de sedimentos do Albiano.

Minibacias submetidas à compressão halotectônica ocorrem em águas profundas. Neste contexto, os

desafios da pesquisa é encontrar os meios para construir e restaurar o modelo estrutural.

Foram interpretados quinze horizontes para construir um modelo de superfícies. Cinco seções

geológicas foram restauradas e extrapoladas para análise de volumes de sal e unidades encaixantes. A

restauração remove sucessivamente a camada mais superficial e descompacta as camadas

remanescentes devido a carga sedimentar removida. Os procedimentos consideram também a

compensação flexural de uma litosfera elástica pouco resistente. A isostasia joga um importante papel

no controle tectono-sedimentar. Sua interação com a batimetria, a geometria das falhas e o modelo da

superfície deposional condicionam a subsidência local e regional. Dados bioestratigráficos e

sismofaciológicos calibram a paleobatimetria absolut ao longo do tempo.

A restauração de seções diferencia a deformação da sequência da fase rifte de três outras

depositadas acima do sal.

Várias geohistórias 1D reconstruíram diferentes situações ao longo da principal direção de

transporte para controlar as espessuras de restauração nas seções. As ferramentas 1D e 2D mostraram

claramente a movimentação do sal para além dos limites da área e também uma forte correlação entre

a dinâmica halocinética e o espaço de acomodação sedimentar disponível.

A extrapolação dos resultados de restauração para o ambiente 3D permitiu melhor

compartimentimentação dos hemigrabens da fase rifte, realçou o papel do alto estrutural no centro da

área investigada e confirmou relações estruturais no controle da sedimentação. Dois depocentros

foram amalgamados pela deposição do sal sobre um relevo herdado da acentuada subsidência

tectônica da fase rifte. O preenchimento do compartimento de maior subsidência no setor oeste da área

permitiu interpretações temporais na relação de estruturas de orientação NE-SW e NNW-SSE. Um

xxiv

procedimento na restauração de seções permitiu aferir melhor as relações batimétricas e isostáticas

obtidas em uma segunda etapa da pesquisa.

A premissa de conservação material da camada de sal se mostrou uma ferramenta operacional

coerente com os resultados. A quantificação volumétrica da movimentação do sal mostrou boa

correlação com a distensão lateral muito mais acentuada da fase de deriva continental.

As implicações do cenário evolutivo da deformação para os sistemas petrolíferos foram

qualitativamente interpretadas e comparadas com a abordagem de backstripping clássico. Três setores

foram separamente analisados plataforma, talude e as águas profundas da elevação continental. A

halotectônica relativamente precoce do setor mais proximal induziu uma geração mais rápida e curta

ao passo que, para além da região do talude continental, os sistemas petrolíferos distais tiveram uma

evolução mais heterogênea, com desenvolvimento mais lento, dissipado e diferenciado pelas

halocinese, produzindo frentes de recargas mais longas. O impacto direto da restauração do sal sobre a

avaliação da maturidade é relativamente pequeno, uma vez que 90% da deformação dúctil ocorre antes

de 65 Ma e uma parte significante das rochas geradoras prossegue em geração. Por outro lado, a

restauração halotectônica é fundamental considerando o impacto da deformação nas relações espaciais

dos processos e elementos dos sistemas petrolíferos.

xxv

RESUMÉ

Ce travail étudie la déformation salifère dans la partie centrale du Bassin de Santos sur

la marge Atlantique brésilienne et examine l'interaction complexe entre cette déformation et la

sédimentation, ainsi que ses effets sur les systèmes pétroliers. Les données sismiques et les

puits disponibles couvrent une zone où l'halocinèse affecte les systèmes pétroliers actifs. Le

principal dépôt-centre du bassin est partiellement dans la zone d’étude. L’histoire de

remplissage sédimentaire est liée au développement de la faille de Cabo Frio, qui induit un

absence des sédiments de l’Albien sur des dizaines de kilomètres. Des mini-bassins dus à la

compression salifère se produisent dans la partie la plus distale.

Il s'agit dans ce travail de trouver une méthode effective de construire et de restaurer

le modèle structural. Des certaines contraintes ont été établies et, de manière sans précédent

elles ont été appliquées dans un approache intégré pour batir un modèle robuste et cohèrent.

Ces hypothèses sont les suivantes : la conservation physique des roches (y compris le sel), la

compensation isostatique par flexion de la lithosphère, un modèle de bathymétrie au cours du

temps et le suivi des résultats par analyse de l’historie de subsidence et sedimentation pendant

la restauration structurale.

Quinze horizons stratigraphiques ont été interprétés. Cinq coupes géologiques ont été

restaurées et interpolées pour analyser l'évolution temporelle des volumes du sel et des unités

encaissantes. La restauration enlève successivement la couche la plus récente et décompacte

les couches sous-jacentes en fonction de la charge enlevée. La procédure de restauration

prend aussi en compte la compensation flexurale d'une lithosphère élastique et peu épaisse.

L'isostasie joue un rôle important dans le contrôle tectono-sédimentaire. Son interaction avec

la profondeur d'eau, la géométrie des failles et la surface de dépôt contrôle la subsidence

locale et régionale. Des données des puits et les facies sismiques aident à calibrer la paléo-

profondeur d'eau.

La restauration de coupes différencie la déformation verticale de la phase anté sel des

trois autres séquences qui ont été déposées au-dessus du sel. Plusieurs reconstructions 1D

illustrent différentes situations le long de la direction principale de transport et permettent de

contrôler l'épaisseur des coupes restaurées. Les restaurations 1D et 2D ont clairement montré

que le sel s'échappe vers l'est au-delà de la région d’étude. La dynamique du sel se corrèle

fortement avec l'espace d'accommodation disponible. L'extrapolation de la restauration au

domaine 3D a permis de mieux configurer les demi-grabens de la phase rift, a accentué le rôle

xxvi

des hauts structuraux au centre de la zone étudiée et a montré comment les relations

structurales contrôlent la sédimentation. Deux dépôt-centres ont été unis par le déposition de

sel sur une topographie escarpée héritée du rifting. Le remplissage du compartiment le plus

subsident à l'ouest du modèle a permis des interprétations temporelles par rapport aux

structures orientées NE-SW et NNW-SSE. Deux façons de restaurer les coupes ont permis

d’évaluer l’incertitude sur la paléo-profondeur d'eau et ses relations avec l’isostasie.

L'hypothèse d'une préservation volumique du sel s'est avérée cohérente avec les résultats,

puisqu'elle a montré une bonne corrélation avec la distension latérale lors de la dérive

continentale.

Les implications du scénario restauré sur les systèmes pétroliers ont été interprétées

qualitativement et comparées ensuite avec l'approche classique de backstripping. Trois

secteurs sont distingués : plateforme, pente et l’eau profonde. La tectonique salifère

relativement précoce a induit une génération plus rapide et plus courte pour le secteur plus

proche tandis que, au-delà de la pente continentale les systèmes pétroliers distaux sont plus

hétérogènes avec un développement ralenti, dissipé et différencié par l'halocinèse, avec de

recharges sur des temps plus longs. L'impact direct de la restauration de sel sur l'évaluation de

la maturité est relativement faible, puisque 90% de la déformation ductile se produit avant 65

Ma et une partie importante de roches mères ont maturé plus tard. Mais la restauration de la

tectonique salifère est essentielle par son impact sur le système pétrolier post déformation.

xxvii

ABSTRACT

The present thesis consists in a real complex case study of halotectonic deformation in

the central portion of the Santos Basin passive margin, investigating the complex interactions

between deformation and sedimentation and evaluating its impacts on the petroleum systems.

Some boundary condictions were established and, following an unprecedented way, they were

applied in an integrated workflow to build a robust and coherent model. These assumptions

were: the physical conservation of the rocks (salt included), the isostatic compensation by

flexure of the lithosphere, a bathymetric model through time and the results monitoring by

analyse of the subsidence and sedimentation analysis during the structural restoration.

Seismic data set and exploration wells were input to the study, which cover an area

where halokinetics affect the active petroleum systems. The thickest depocenter of the Santos

basin is partially in the study area. The sedimentary infilling history is associated with the

Cabo Frio Fault development, linked with a gap of tens of kilometers in the Albian sediments

occurrence. Minibasins are under halotectonic compression towards deep waters. The

challenges of this work consists in find methods to build and then to restore the structural

model in an effective way.

Fifteen interpreted horizons were used to build a surface model. Five geological cross-

sections were restored and interpolated to get salt and overburden volumes. The restoration

successively removes the uppermost layer and decompacts the remaining layers through

sedimentary unloading. Restoration also considers the unloading isostatic compensation by

flexure of an elastic weak layered lithosphere. The isostasy plays an important role in the

tectono-sedimentary control. Its interaction with bathymetry, faults geometry and deposition

surface profile constrains the local and regional subsidence. Biostratigraphic data and seismic

pattern defined trough time the absolute paleobathymetry.

The cross-section restoration has differentiated the major rift phase sequence

deformation from three other drift phase sequences above the sal layer.

Several 1D geo-histories were reconstructed for different points along the main

direction of transport, to control the thickness variations in the 2D sections. 1D and 2D

restorations clearly show that salt moves out of the study area and that there is strong coupling

between the halotectonic dynamic and the change in the accommodation space.

The extrapolation of the restoration results to 3D allows a better compartmentalization

between the hemigrabens in the rift phase; highlights the role of structural high in the center

xxviii

of the investigated area and confirms the relation between structural evolution and

sedimentation. Two major depocenters were amalgamated by salt deposition over the

accentuated relief inherited from the larger vertical tectonic subsidence of the rift phase. The

sedimentary infilling reveals the temporal relations of NE-SW and NNW-SSE oriented

structures within the higher subsidence compartment in the western sector of the area. Two

different ways to restore the sections allowed the uncertainty estimation of the bathymetry and

isostatic relationships.

The salt layer material conservation assumption, an operational tool, was consistent

with the results. The salt volume balance over time showed a good correlation to lateral

extension of the continental drift stage.

The implications of the restoration scenario on the petroleum systems were only

qualitatively interpreted and then compared to the classical backstripping approach. Three

main sectors appear: the proximal shelf, the slope and the deepwater sector of the continental

rise. The relatively early halotectonics of the proximal sector induces a more fast and short

generation whereas, beyond the continental slope region, the petroleum systems is distally

more heterogeneous, develops slower, dissipated and differentiated by the halokinesis, with

longer refills fronts. The direct impact of salt restoration on the maturity evaluation is actually

relatively small, because about 90% of ductile deformation occurred before 65 Ma and a

significant part of the generation is ongoing after 65 Ma. On the other hand, the halotectonic

restoration is fundamental regarding its impact on the petroleum systems.

1

CAPÍTULO 1

INTRODUÇÃO

“The past and history float free of each other, they are ages and miles apart. For

the same object of enquiry can be read differently by different discursive practices

whilst, internal to each, there are different interpretative readings over time and

space.”

Keith Jenkins, historiador

1.1- CONTEXTO DO ESTUDO

Os evaporitos são rochas com propriedades petrofísicas incomuns quando comparadas com

outras rochas na crosta terrestre (Mohriak & Szatmari 2008). Essas propriedades fazem do sal um

elemento fundamental na complexidade estrutural das bacias onde ocorrem (Lerche & Petersen 1995,

Lewis 1997). Dentre suas características físico-químicas peculiares, algumas tais como o

comportamento dúctil (Weijermars et al. 1993), pouca resistência sob compressão (Jackson &

Vendeville 1994), densidade que quase não varia sob soterramento (Gussow 1968), baixa

permeabilidade (Petersen & Lerche 1995), alta condutividade térmica (Petersen & Lerche 1996) e alta

solubilidade (Anderson & Brown 1992) são de grande importância para a tectônica do sal. Os

evaporitos são como substratos dúcteis para os sedimentos mais rígidos sobrepostos e a deformação do

sal em margens passivas pode ser simplifica como um deslocamento de massas em direção à bacia,

com distensão na região proximal e compressão no sopé da área deformada (Schaller & Dauzacker,

1986). Induzido pela sedimentação de plataforma, o sal se movimenta para a bacia profunda. A

interação com a sobrecarga sedimentar produz em geral campos de tensão e deformação em variadas

direções, com estruturas nem sempre fáceis de serem compreendidas. Tal deformação influencia a

configuração dos sistemas deposicionais e altera as condições de geração, migração e acumulação de

petróleo.

A bacia de Santos é a bacia na margem sudeste do Brasil que apresenta o volume mais

significativo de sal. Até recentemente considerada fronteira exploratória, a bacia registra das mais

expressivas descobertas de petróleo realizadas nas últimas décadas em todo o mundo. A área de estudo

na porção central da bacia ocupa apenas cerca de 5.100 km2 dos 350.000 km2 da bacia (Figura 1.1),

mas é bastante representativa da evolução regional. Atravessa o maior depocentro da bacia e apresenta

estruturas halocinéticas de grande magnitude tanto de caráter distensivo como compressivo,

diferenciadas ao longo da direção principal de transporte tectônico.

A evolução tectono-sedimentar e os sistemas petrolíferos ativos na bacia sofrem forte

influencia da halocinese. A história de deformação da espessa camada de evaporitos se desenrola

2

durante mais de 80% da história geológica da bacia, tempo durante o qual os sistemas petrolíferos se

tornaram ativos (Garcia et al. 2005a). Rochas geradoras e reservatórios ocorrem estratigraficamente

abaixo e acima da camada de evaporitos. Caminhos de migração, armadilhas e selo estão em geral

controlados pela deformação do sal. As correlações entre espaço de acomodação para sedimentação,

deformação do sal e soterramento da bacia contribuem para identificar situações favoráveis à geração,

migração, acumulação e preservação de petróleo.

Figura 1.1 – Mapa de localização da área de estudo, dos principais elementos estruturais circunvizinhos, dos

poços exploratórios e seções utilizados nesta pesquisa.

Figure 1.1 – Location map of the study area highlighting main structural elements, exploratory wells

and cross-sections used in this thesis.

Um equilíbrio entre distensão nos setores mais proximais e compressão na parte mais distal é

relativamente estabelecido (Worrall & Snelson 1989). Entretanto, a conservação material da camada

de sal neste contexto é controversa (e.g. Rowan 1993, Peel et al. 1995). Ocorre que alguns sais são

muito solúveis e a camada de sal pode sofrer perdas por dissolução e assim, o volume de sal no

passado pode ter sido maior do que no presente.

Há muitos trabalhos investigativos relacionados à área de estudo a serem considerados. No

setor proximal ocorrem espessas camadas de sedimentos de idade albiana, mas próximo à falha de

3

Cabo Frio há uma expressiva lacuna na ocorrência desses sedimentos e o estudo dessa falha produziu

modelos evolutivos diferentes (e.g. Ge et al. 1997, Mohriak & Szatmari 2001). As minibacias, já no

domínio de compressão mais distal além da citada falha, foram objeto de trabalhos de restauração

(Caldas & Zalán 2009, Corrêa 2009). O trabalho de Guerra & Underhill (2012) propõe uma célula de

deformação gravitacional com transporte tectônico aproximadamente de NNW para SSE na área

investigada.

1.2- OBJETIVOS DA TESE

Essa tese se propõe a investigar uma complexa deformação geológica envolvendo halocinese

na porção da bacia de Santos por ferramentas de restauração estrutural. Os interesses da pesquisa são

restaurar de modo detalhado a área de estudos, compreender a deformação no passado, extrapolar os

efeitos e as conseqüências para a evolução tectono-sedimentar da bacia e sobre os sistemas petrolíferos

hoje ativos. Nesse sentido os principais objetivos da pesquisa podem ser assim resumidos:

(1) Descrever uma metodologia de restauração estrutural da deformação halocinética

fortemente controlada pela geometria dos espaços;

(2) Conceber uma ferramenta de controle para evitar inconsistências da deformação ao longo

do tempo;

(3) Avaliar os efeitos da restauração e da deformação sobre os sistemas petrolíferos e

(4) Analisar os resultados obtidos em diversas dimensões sob diferentes aspectos e aferir a

consistência do modelo restaurado.

No que diz respeito à restauração estrutural propriamente dita, a pesquisa pretende investigar

as possibilidades de quantificação e análise por caracterização geométrica espacial da deformação. A

tese busca explorar as possibilidades da restauração de seções para construir cenários cinemáticos e,

para tanto, experimenta condições de contorno associadas ao controle do espaço de acomodação

sedimentar tais como isostasia e batimetria. Essas condições podem estabelecer limites espaciais para

a interação entre sedimentação de sobrecarga e deformação do sal, provavelmente impressa no registro

estratigráfico da bacia e nos modelos tectono-sedimentares elaborados a partir desse registro.

A pesquisa segue também em busca de reproduzir a restauração estrutural no domínio

tridimensional. A pesquisa no ambiente 3D busca analisar e validar soluções de restauração estrutural,

quantificar espacial e temporalmente a deformação e vislumbrar cenários deposicionais de evolução da

bacia. No projeto inicial havia a expectativa da disponibilidade de programas de restauração de

superfícies 3D com malhas não-estruturadas para tratar de maneira mais realista a deformação no

domínio tempo-espaço. Esperava-se igualmente avançar na análise de condicionantes e propriedades

do meio rochoso e da deformação. Na impossibilidade de trabalhar com esses meios na pesquisa,

4

extrapolar as ferramentas 2D seria a forma de explorar mais rapidamente a deformação e de pensar nas

soluções tridimensionais. Um dos objetivos é avaliar se diferenças entre uma abordagem simplificada

(por exemplo, um 3D concebido apenas por backstripping com restauração de espessuras do sal ao

longo do tempo) e uma abordagem restaurada em detalhe (com movimento lateral de massas) serão

determinantes para uma avaliação dos sistemas petrolíferos ativos na bacia.

A pesquisa está sob a co-tutela das universidades Federal de Ouro Preto (Brasil) e Cergy-

Pontoise (França). A Petrobras e o IFP Energies Nouvelles, em diferentes momentos da pesquisa,

ofereceram recursos intramuros como computadores, programas e suporte técnico.

1.3- OBJETO E MODO DE INVESTIGAÇÃO

Uma pesquisa bibliográfica foi continuamente dirigida a uma busca de artigos, teses,

dissertações e publicações científicas cujas palavras-chave incluíssem e/ou relacionassem bacia de

Santos, tectônica de sal, restauração estrutural, deformação dúctil, sistemas petrolíferos e margens

passivas.

Um conjunto de dados sísmicos 2D convertido para profundidade de um levantamento mais

antigo foi efetivamente cedido para interpretação e construção do modelo estrutural. Além da sísmica,

dados de seis poços exploratórios foram considerados para a caracterização geológica do modelo. A

referência estratigráfica para amarração dos horizontes sísmicos aos poços foi a carta de Moreira et al.

(2007).

Esse acervo possibilitou a elaboração de cinco seções geológicas para o trabalho de

restauração estrutural. Em contextos estruturais complexos, o emprego dessa técnica facilita

compreender a cinemática da deformação e construir modelos geológicos consistentes que minimizem

os riscos exploratórios. A investigação por restauração estrutural de múltiplas seções paralelas

integrou ferramentas 1D, 2D e 3D. Foram cinco seções geológicas com registro estratigráfico

completo da área de estudo foram restauradas para investigar diferentes estilos de deformação,

incluindo a evolução da Falha de Cabo Frio. O procedimento integrou a restauração 2D com

tratamento e análise 3D através das seguintes etapas: (1) remoção de camadas, descompactação e

compensação isostática flexural, (2) restauração desacoplada da tectônica do sal, (3) conservação

material (inclusive do sal), (4) recomposição da sobrecarga sedimentar quando diferentes taxas de

distensão afetam os domínios desacoplados, (5) calibração batimétrica do conjunto restaurado e (6)

tratamento e análise espacial dos resultados.

O detalhamento significativo da estratigrafia na interpretação sísmica (GOCAD) busca

aumentar o número de etapas de restauração para discretizar adequadamente a deformação e

minimizar desvios do método. Os dados interpretados e exportados para restauração estrutural de

5

seções (RECON-MS, programa desenvolvido sob demanda da Petrobras pela empresa Tecgraf)

proporciona maior detalhamento de fácies e fenômenos durante a restauração. Uma ferramenta 1D

permite o acompanhamento da evolução das espessuras tectônicas na seção em restauração (gráficos

gerados em planilha eletrônica). Esse procedimento gera geohistórias de subsidência e soterramento

que oferecem uma visão local da deformação ao longo do tempo.

1.4- ORGANIZAÇÃO DA TESE

Esta tese está organizada em sete capítulos que podem ser agrupados em torno de três partes

fundamentais: preparação, resultados e finalização.

A primeira parte inclui três capítulos. Este primeiro capítulo introduz a pesquisa, contextualiza

os objetivos e organiza este manuscrito. O segundo capítulo trata do contexto geológico da Bacia de

Santos e apresenta idéias de caráter regional para uma melhor compreensão do problema. O terceiro

capítulo explica os métodos de investigação e marcos teóricos que orientam a abordagem do problema,

sua pertinência e possibilidades de solução. Estes capítulos introduzem o problema, contextualizam

sua importância, referenciam os modelos geológicos e justificam os procedimentos e instrumentos

utilizados no tratamento e análise de dados.

A segunda parte é constituída por três capítulos dedicados ao estudo da deformação

halocinética através da restauração estrutural no contexto da Bacia de Santos. Os capítulos 4 e 5,

entitulados “Structural modeling based on sequential restoration of gravitational salt deformation in

the Santos Basin (Brazil)” e “Análise de volumes de sal em restauração estrutural: um exemplo na

Bacia de Santos”, são artigos publicados durante a pesquisa (Garcia et al. 2012a e 2012b). Neles a

porção central da bacia é estudada enquanto parte representativa da evolução regional e permite

reconstruir os principais eventos. No centro das atenções está a relação da deformação estrutural do sal

com o histórico de preenchimento da bacia. O capítulo 6 dedicado à “Análise e discussão

complementar dos resultados” faz referências aos variados ensaios realizados ao longo da pesquisa,

soluções e modelos que permitiram reconstruir a evolução da bacia e que não foi possível incluir nos

artigos. Esta segunda parte permite uma melhor compreensão da inter-relação entre a deformação do

sal e fenômenos geológicos como isostasia e acomodação sedimentar.

A terceira parte é o fechamento da tese, constituída pelo capítulo de conclusões e perspectivas

que encerram esta pesquisa. As conclusões sumarizam os resultados da pesquisa, o modelo cinemático

e de restauração, o método e a execução. Também inclui as perspectivas abertas pela análise dos

procedimentos e resultados que, com certeza, não esgotam esta linha de pesquisa.

6

1.5- ORGANIZATION OF THE MANUSCRIPT

This thesis is organized into seven chapters which can be grouped into three fundamental

parts: Contextualization, Results and Conclusions. At the end of the more complex chapters there is a

summary text in English.

The Contextualization comprises three chapters. The first one introduces the research itself,

its goals and the manuscript organization. The second deals with the geological context of the Santos

Basin. The third explains the research methods and theoretical remarks that have not only guided the

proposed approach but also offered possible solutions. These chapters introduce the problem in the

structural context, discuss the geological models and justify the procedures and tools employed.

The Results section consists of three chapters devoted to the structural restoration of the

halotectonics in the Santos Basin context. Chapters 4 and 5 are papers published during the study,

entitled "Structural modeling based on sequential restoration of gravitational Salt deformation in the

Santos Basin, Brazil" (Garcia et al. 2012a) and "Análise de volumes de sal em restauração estrutural:

um exemplo na Bacia de Santos” (Garcia et al. 2012b). The study area is a representative part of the

major regional deformation events. Both papers focus on the investigation of the relationship between

halotectonics and the sedimentary infilling through the structural restoration tools. The sixth chapter is

dedicated to supplementary analyses and discussions about tests, solutions and models which,

although were not included in the papers, also allowed a better understanding of the salt deformation,

its relationship with other geological phenomena such as isostasy, sedimentary accommodation and,

finally, a discussion about the impacts of the structural restoration on the petroleum systems analysis.

The conclusions are presented in a single chapter that summarizes the most important results

as well as the potential prospects of this line of research.

7

CAPÍTULO 2

GEOLOGIA REGIONAL

Jamais se deve confundir um sítio com o discurso que o descreve.

Marco Pólo, mercador e viajante

2.1- INTRODUÇÃO

A bacia de Santos se inclui dentre as bacias da margem continental do Oceano Atlântico Sul

geradas pelo rifteamento do continente Gondwana Ocidental. Os processos relacionados com a

separação afro-americana foram estudados por vários autores (e.g Almeida 1976, Asmus 1981, Ojeda

1982, Asmus & Baisch 1983, Chang et al. 1992, Pereira & Feijó 1994, Mohriak et al. 1995, Cainelli &

Mohriak 1999), e são agrupados em três fases tectônicas tipicamente diferenciadas no registro

sedimentar da bacia: rifte, pós-rifte e deriva continental. A evolução da fase rifte ocorre a partir dos

primeiros pulsos tectônicos, envolvidos na separação dos continentes sulamericano e africano, desde o

final do Neocomiano até o início do Aptiano. Esse estágio passa gradativamente para a fase pós-rifte,

conhecida também como de fase de transição, com tectônica mais atenuada durante o Aptiano. Por

último, durante a fase de deriva continental, uma bacia marinha é instalada com a abertura do Oceano

Atlântico, desde o Albiano até o presente.

O registro sedimentar é normalmente definido por megassequências, separadas por

discordâncias erosivas e intrinsicamente relacionadas às principais fases tectônicas acima

apresentadas. O limite entre as fases é alvo de contínua discussão com discussões mais recentes

voltadas para um diacronismo do rifteamento, espacialmente distribuído em escala de bacia (Zalán et

al. 2009). A carta estratigráfica da bacia foi recentemente revisada por Moreira et al. (2007), com base

na estratigrafia de sequências (Figura 2.1), balizando a investigação realizada na presente tese.

As significativas espessuras de sal aptiano depositadas durante a fase de transição são

fundamentais para a evolução tectonossedimentar da bacia. O comportamento reológico diferencial

dos evaporitos oferece as condições para o desenvolvimento de uma complexa tectônica gravitacional,

fortemente controlada pelo relevo e estruturas frágeis preexistentes, por sua geometria original e pela

acomodação da sobrecarga sedimentar depositada sobre eles (Garcia 1999, Garcia et al. 2005b).

A principal direção de transporte tectônico revela orientação NW-SE, subparalela à maioria

das linhas sísmicas disponíveis para o presente estudo. Os domínios halotectônicos relacionados com

processos de distensão proximal, na porção superior do talude, e compressão distal, ao longo da

porção inferior, podem ser identificados na área alvo de investigação; em particular, é notável a

presença de minibacias no domínio compressivo distal. O compartimento proximal apresenta as

maiores espessuras de sal, sendo separado da região de minibacias distal pela falha de Cabo Frio. Esta

8

falha exibe caráter regional e atravessa a área de estudos com orientação SW-NE e mergulho antitético

para NW. Uma grande estrutura de sal se destaca no domínio proximal da área de estudo, onde

também foi mapeado o baixo estrutural mais profundo da fase de rifteamento na bacia. As maiores

espessuras de sedimento foram interpretadas imediatamente acima deste baixo, acentuado pelos efeitos

isostáticos desta sobrecarga sedimentar (ver no capítulo 5 resultados isostáticos na restauração

palinspástica). Essa espessura anomalamente alta de sedimento permitiu inferir um compartimento

distinto o longo de toda a porção ocidental da área, limitado por um alto regional com eixo orientado

segundo SW-NE. Uma estruturação inferida na direção NNW-SSE constitui um elemento adicional do

arcabouço da bacia de Santos, e, de certa forma, define um limite longitudinal da região em questão.

Esta estrutura é subparalela a zonas de transferência conhecidas na bacia de Santos (Demercian 1996,

Meisling et al. 2001, Souza 2008) e que se dispõem aproximadamente paralelas às seções geológicas

utilizadas para restauração.

2.2- ESTRATIGRAFIA

Uma série de trabalhos históricos como os de Asmus & Ponte (1973), Ojeda (1982), Pereira et

al. (1986), Pereira & Macedo (1990), Chang et al. (1992), Pereira & Feijó (1994), Modica & Brush

(2004) estabeleceu um conhecimento cronoestratigráfico da bacia de Santos baseado em um acervo

exploratório relativamente imaturo, com dados de poucos poços e de algum levantamento sísmico. A

partir de um grande volume de dados mais recente, este conhecimento foi revisado por Moreira et al.

(2007) dando ênfase à individualização de sequências deposicionais. Estes autores mantêm o

entendimento de que a bacia de Santos registra a evolução de margem passiva com os grandes

processos tectônicos típicos bem identificados nas supersequências rifte, pós-rifte e deriva (drift).

Assim, a descrição do arcabouço estratigráfico da bacia, apresentada a seguir, fundamenta-se no

trabalho de Moreira et al. (2007, Figura 2.1).

2.2.1- Grupo Guaratiba

A antiga Formação Guaratiba, antes apenas um pacote de rochas geradoras depositadas sobre

basaltos, foi litoestratigraficamente elevada por Moreira et al. (2007) à categoria de Grupo, passando a

integrar todas as cinco formações incluídas na supersequência rifte (formações Camboriú, Piçarras e

Itapema) e supersequência pós-rifte (formações Barra Velha e Ariri). Assim redefinido o Grupo

Guaratiba compreende a supersequência rifte, que compreende derrames basálticos, coquinas e

sedimentos siliciclásticos grossos lacustres, com fragmentos de basalto e quartzo, e a supersequência

pós-rifte que compreende derrames basálticos, carbonatos, arenitos, folhelhos e evaporitos,

depositados entre o Neocomiano e o Aptiano.

Figura 2.1 – Carta estratigráfica da bacia de Santos (Moreira et al. 2007) Figure 2.1 - Stratigraphic table of Santos Basin (Moreira et al. 2007).

10

2.2.1.1- Formação Camboriú

A Formação Camboriú compreende o mais antigo registro sedimentar conhecido da bacia,

representando o seu embasamento econômico. Abrange os derrames de basalto, eocretácicos, soto-

postos ao preenchimento sedimentar de praticamente toda a bacia (Pereira & Feijó 1994) e sobre-

postos em discordância ao embasamento pré-cambriano. É composta por basalto verde escuro e cinza

claro, holocristalino, de granulação média e textura ofítica, com plagioclásio e augita como principais

constituintes e normalmente pouco alterados (Ojeda & Cesero 1973 apud Pereira & Feijó 1994 ).

2.2.1.2- Formação Piçarras

Esta denominação foi introduzida na carta estratigráfica da bacia de Santos por Moreira et al.

(2007) para representar o pacote sedimentar informalmente conhecido como sequência talco-

estevensita. Depositada discordantemente sobre os basaltos da Formação Camboriú no Barremiano, a

Formação Piçarras é composta nas regiões proximais por arenitos e conglomerados polímiticos típicos

de leques aluviais, contendo fragmentos de basalto, quartzo e feldspato, e no ambiente lacustre mais

distal por arenitos, siltitos e folhelhos de composição talco-estevensíticas.

2.2.1.3- Formação Itapema

Os sedimentos que representam a Formação Itapema foram depositados do Neobarremiano ao

Eoaptiano em discordância sobre os depósitos siliciclásticos da Formação Piçarras. São calcirruditos

constituídos por fragmentos de conchas de pelecípodes, frequentemente dolomitizados ou silicificados,

que ocorrem como intercalações nas porções mais distais com folhelhos escuros, ricos em matéria

orgânica. Conglomerados e arenitos de leques aluviais representam as litologias mais proximais desta

unidade. Segundo Moreira et al. (2007), o limite superior da Formação Itapema é definido na

discordância da base do andar local Alagoas e representa o fim da supersequência rifte.

2.2.1.4- Formação Barra Velha

Para Moreira et al. (2007) a Formação Barra Velha representa o início da supersequência pós-

rifte, marcando uma fase de transição do ambiente continental para marinho raso bastante estressante

no que se refere às condições fisioquímicas de deposição (e.g. Gingras et a.l 2011). Esta unidade é

subdividida em duas sequências por uma discordância datada em 117 Ma. A sequência inferior

compreende calcários microbiais, estromatólitos e laminitos nas regiões proximais e folhelhos, nas

mais distais, por vezes dolomitizados. Registra também derrames basálticos datados pelo método

Ar/Ar em 117 Ma, idade do topo da sequência.

11

A sequência superior compreende arenitos e conglomerados de leques aluviais, restritos às

regiões proximais, e calcários microbiais intercalados a folhelhos depositados durante o Neoaptiano.

2.2.1.5- Formação Ariri

A idade do sal da Formação Ariri não é conhecida com precisão, mas os últimos evaporitos,

depositados na margem sul da bacia, são posteriores às rochas vulcânicas datadas em 113,2 Ma

(Davison 2007). Moreira et al. (2007) consideram a avaliação de Dias (1998) e reduzem o tempo

estimado para a deposição da espessa camada de sal entre 0,7 e 1 Ma, no final do Aptiano. Estes

autores consideram que a taxa de acumulação dos evaporitos é ainda imprecisa devido à alta

mobilidade da halita. Os principais componentes desta unidade são halita e anidrita, mas ocorrem

também sais mais solúveis como taquidrita, carnalita e, localmente, silvinita.

2.2.2- Grupo Camburi

De acordo com Moreira et al. (2007) a supersequência drift é subdividida em três grupos

estratigráficos, quais sejam: Camburi, Frade e Itamambuca. Para estes autores esta supersequência

representa o preenchimento do espaço gerado pela fase de subsidência térmica, com tectônica

adiastrófica associada ao desenvolvimento da margem passiva da bacia; é constituída por sedimentos

marinhos do Albiano ao Recente.

O Grupo Camburi ocorre na base da supersequência drift e engloba todos os sedimentos que

foram depositados após a Formação Ariri até o topo do Cenomaniano. Compreende as formações

Florianópolis, Guarujá e Itanhaém que variam desde depósitos proximais de leques aluviais, passando

por carbonatos de plataforma até pelitos e arenitos batiais. Este grupo representa a instalação de um

sistema marinho transgressivo que termina com a deposição de sedimentos anóxicos durante a

transgressão turoniana. No entanto o ambiente é interpretado como hipersalino e com fortes indícios

de restrição à circulação de águas por diversos autores, como descrevem Chang et al. (2008).

2.2.2.1- Formação Florianopolis

A Formação Florianópolis corresponde às fácies proximais do Grupo Camburi sendo

composta por conglomerados, arenitos e folhelhos associados a sistemas de leques aluviais e deltaicos.

2.2.2.2- Formação Guaruja

A Formação Guarujá é coeva à parte basal da Formação Florianópolis e representa a instalação

de uma plataforma carbonática ao longo do Albiano. Esta plataforma é fisiograficamente divida por

um sistema lagunar interno, com ocorrência de folhelhos, e um banco raso em borda de plataforma,

12

com calcilutitos, calcirruditos oolíticos e/ou oncolíticos. Nas regiões de bacia mais profunda ocorrem

calcilutitos e margas que gradam ou interdigitam com folhelhos escuros, onde Araújo et al. (2005) e

Quintaes (2006) reconhecem intervalos potencialmente geradores. Seu limite superior é marcado pela

entrada dos primeiros sedimentos arenosos da Formação Itanhaém, acima do folhelho glauconítico

estratigráfico conhecido como marco radioativo Beta, que marca o final da transgressão marinha.

2.2.2.3- Formação Itanhaém

A Formação Itanhaém foi assim denominada por Pereira & Feijó (1994) para designar os

pelitos sobrepostos aos carbonatos da Formação Guarujá, anteriormente denominados de Guarujá

Superior. Representa a parte distal do sistema deposicional após a extinção da plataforma carbonática

da Formação Guarujá. A formação é composta de folhelhos, pelitos e, mais raramente, margas de

origem marinha, distribuídas desde a plataforma até as regiões de bacia mais profunda.

O Membro Tombo é composto por depósitos arenosos decorrentes de fluxos gravitacionais

densos que se encontram interacamadados na Formação Itanhaém.

2.2.3 Grupo Frade

Para Moreira et al. (2007) o Grupo Frade representa todo o sistema de leques aluviais até

pelitos e arenitos batiais, depositados do topo do Cenomaniano até o limite Cretáceo/Paleógeno. A sua

sucessão representa uma regressão marinha em que o limite da plataforma avançou costa afora

atingindo um máximo de 200 km de avanço ao final do Cretáceo. Esta unidade engloba as formações

Santos, Juréia e Itajaí-Açu.

2.2.3.1- Formação Santos

Com base em dados bioestratigráficos e perfis elétricos, Moreira et al. (2007) propõem que a

Formação Santos seja representada apenas pelos sedimentos continentais conglomeráticos de cor

avermelhada, associados com sistemas de leques aluviais, e que as frações arenosas e pelíticas,

também avermelhadas, sejam englobadas na Formação Juréia.

2.2.3.2- Formação Juréia

A Formação Juréia é a designação para a seção clástica situada entre os conglomerados da

Formação Santos (revisada) e os pelitos da Formação Itajaí-Açu (Pereira & Feijó 1994). A formação

compreende sedimentos arenosos, siltitos e folhelhos depositados desde ambientes continentais até as

porções mais distais da plataforma. Níveis de coquinas e calcilutitos podem se apresentar intercalados.

13

2.2.3.3- Formação Itajai-Açu

A Formação Itajaí-Açu é caracterizada por uma espessa seção de clásticos finos (Ojeda &

Aranha 1980 apud Pereira & Feijó 1994) notadamente folhelhos e argilitos cinza-escuros, além de

siltitos, diamictitos e margas. Esse conjunto lítico foi depositado em ambiente de plataforma distal,

talude e bacia, desde o Turoniano até o Maastrichtiano.

O Membro Ilha Bela, tal como definido por Pereira & Feijó (1994), reúne arenitos médios

depositados em meio a uma seção pelítica da Formação Itajaí-Açu, através de fluxos turbidíticos, em

geral canalizados e relacionados a escavações de talude e plataforma.

2.2.4 Grupo Itamambuca

O Grupo Itamambuca compreende todos os sedimentos depositados após o limite do Cretáceo,

do Paleógeno até o Presente. Engloba desde depósitos de leques aluviais proximais até pelitos e

arenitos batiais, com ocorrências de sedimentação mista carbonática próximo à quebra da plataforma.

Esta unidade é composta pelas formações Ponta Grossa, Iguape, Marambaia e Sepetiba, descritas a

seguir.

2.2.4.1- Formação Ponta Aguda

A Formação Ponta Aguda foi estabelecida por Moreira et al. (2007) e representa os

sedimentos siliciclásticos característicos de ambientes deposicionais de leques aluviais, marinho

costeiro e de plataforma rasa. Constitui-se de conglomerados finos e quartzo-arenitos grossos a finos,

avermelhados a acinzentados, comumente cimentados por carbonato; intercalados a sedimentos

pelíticos. Esta unidade, cuja principal recorrência se estende do Eopaleógeno ao Mesopaleógeno,

alcança espessuras de até 2.200 m. A partir do Eo-oligoceno, com a formação dos bancos algálicos da

Formação Iguape, os sedimentos da Formação Ponta Aguda ficaram restritos as porções mais

proximais da bacia.

2.2.4.2- Formação Iguape

Originalmente definida por Pereira & Feijó (1994), a Formação Iguape foi depositada a partir

do Oligoceno sobre a discordância de 33,9 Ma. Atinge espessuras de até 2.700 m e é composta

predominantemente por calcarenitos e calcirruditos, depositados como bancos de bioclastos algálicos

em ambiente raso próximo à quebra da plataforma, e por vezes com intercalação de argilito cinza-

esverdeado, siltito e marga, subordinadamente arenitos finos a médio cinzentos. Representa o

estabelecimento de condições para sedimentação mista ocasionada pela tendência regressiva no início

do Oligoceno, com sedimentação mais espessa associada ao nível de mar alto. A unidade se interdigita

14

lateralmente com os siliciclásticos proximais da Formação Ponta Grossa e os pelitos distais da

Formação Marambaia.

2.2.4.3- Formação Marambaia

A Formação Marambaia compreende predominantemente siltitos e folhelhos, além de

diamictitos, margas e os corpos arenosos do Membro Maresias, depositados nas regiões de plataforma

distal, talude e bacia.

O Membro Maresias ocorre na forma de corpos arenosos interacamadados aos pelitos da

Formação Marambaia. Tais corpos arenosos, compostos por arenitos cinza-esbranquiçados, são

relacionados a fluxos gravitacionais turbidíticos. Estes sedimentos foram depositados ao longo de

canais decamétricos, por vezes meandrantes, em posições além da quebra da plataforma no talude, ou

sob a forma de leques em situações menos confinadas das regiões batial e abissal.

2.2.4.4- Formação Sepetiba

A Formação Sepetiba ocorre a partir do Pleistoceno tendo como limite inferior uma

discordância de 4,2 Ma do Eoplioceno. É representada pela sedimentação plataformal de arenitos

cinza-esbranquiçados de granulometria grossa a fina, por vezes glauconíticos, bem como de coquinas

de moluscos, briozoários e foraminíferos.

2.3- ARCABOUÇO ESTRUTURAL

Muitas feições regionais que foram consideradas em trabalhos publicados de diversos autores

influenciaram a evolução da área de estudo. Estas feições são observadas tanto na área emersa

circunvizinha à bacia de Santos quanto em trabalhos exploratórios na própria bacia. O levantamento

bibliográfico realizado sobre estas feições permitiu delinear o arcabouço estrutural da bacia como

suporte à análise estrutural da região investigada.

2.3.1- Estruturação do embasamento da bacia

As estruturas do embasamento cristalino que afloram na região costeira do continente

contribuem para a caracterização da parte contiguamente submersa na bacia de Santos. Estas estruturas

são reconhecidas em escala regional através de mapeamentos regionais, interpretação de imagens de

sensoriamento remoto e mapas magnéticos e gravimétricos. O seu traçado permite identificar blocos

crustais de diferentes características petrológicas, estruturais e reológicas que controlaram o arcabouço

e a reativação de estruturas do embasamento ao longo do processo de estiramento, abertura e

estabilização da bacia de margem passiva (Mio et al. 2005).

15

Segundo Almeida & Carneiro (1998) o embasamento costeiro da bacia de Santos engloba

rochas e estruturas de colagens proterozóicas, vinculadas aos supercontinentes de Atlântica

(Paleoproterozóico), Rodínia (Mesoproterozóico e Neoproterozóico) e Gondwana Ocidental (final do

Neoproterozóico). Moreira et al. (2007) mencionam que a constituição desse embasamento, em

particular, é marcada pela presença de granitos e gnaisses do Complexo Costeiro além de diversos

metassedimentos da faixa Ribeira, parte integrante dos orógenos oriundos da amalgamação do

Gondwana Ocidental. Já o Complexo Costeiro designa o domínio à leste da faixa Ribeira, junto à linha

de costa.

Expressivas zonas de cisalhamento ao longo de mais de 1.400 km da margem na faixa Ribeira

configuram um trend estrutural preferencial NE-SW, definido como principal orientação do arcabouço

da bacia de Santos em trabalhos anteriores como Chang et al. (1992), Macedo (1987) e Mohriak

(2004). Souza & Ebert (2005) identificaram sobre imagens de satélite da faixa Ribeira, desde o Paraná

até o Norte do Estado do RJ, lineamentos NE-SW de caráter anastomosado e segmentos extensos,

raramente curtos e retilíneos. Para estes autores tais lineamentos coincidem com estruturas dúcteis tais

como zonas de cisalhamento, mudanças de reologia por contatos litológicos e foliações metamórficas.

As principais drenagens na Província da Mantiqueira acompanham os trends estruturais do

embasamento, com predomínio da direção NE/SW nos trechos mais longos (Souza et al. 2009). Riftes

intracontinentais como a bacia de Taubaté (Almeida 1976) e o gráben da Guanabara (Zalán & Oliveira

2005) estão alinhados com lineamentos NE-SW, principais descontinuidades do embasamento, ao

longo da zona costeira (Souza et al. 2009). No nordeste do Estado de Santa Catarina aflora o cinturão

Dom Feliciano que apresenta estruturação disposta também segundo NE-SW. Suas principais zonas de

cisalhamento alcançam a linha de costa seguindo este trend e se projetam mar adentro na bacia de

Santos (Heilbron et al. 2004).

Com base na interpretação de imagens digitais do embasamento aflorante no continente,

Souza et al. (2009), interpretaram pequenos lineamentos perpendiculares a esta direção principal do

arcabouço. Para Souza & Ebert (2005) e Souza et al. (2009) estas estruturas NW-SE podem ocorrer

tanto como fraturas e juntas caracterizando lineamentos retilíneos e de curto comprimento bem como

corresponder a falhas que caracterizam deslocamentos nas estruturas NE-SW e nas drenagens ao longo

do rio Paraíba do Sul e seus afluentes. Riccomini et al. (1989) comprovaram uma falha ainda ativa

com orientação NW-SE, cortando o maciço alcalino de ltatiaia. Sadowski (1991) detectou epicentros

de sismos na região de Angra dos Reis e de Paraibuna, compressivos sobre lineamentos de direção

aproximada N60W. Para Souza et al. (2009), tais lineamentos NW-SE se projetam para offshore e, na

expressão de falhas de transferência, afetam o principal trend estrutural da bacia, de orientação NE-

SW. Assim caracterizadas, tais feições exercem forte influência na configuração e na evolução

tectono-sedimentar da bacia de Santos.

16

A expressão destes segmentos NW-SE na drenagem pode ser observada nos mapas físicos da

região sudeste do Brasil e parecem controlar, de modo subordinado, processos erosivos como o que

marca o limite sudoeste da serra da Mantiqueira na divisa entre Minas Gerais e São Paulo (Figura 2.2).

Figura 2.2 – Mapa de relevo composto (modificado de Mohriak 2001, com superposição do mapa

hipsométrico da CPRM (Heilbron et al. 2007), com a área de estudo em destaque (polígono branco).

Observar que os alinhamentos NW-SE (tracejados) separam diferentes domínios texturais de relevo no

continente bem como expressões diferenciadas da batimetria no platô de São Paulo.

Figure 2.2 – Relief map of continental and oceanic Brazilian southeastern region (modified from

Mohriak 2001, partially superposed by a topographic map from CPRM (Heilbron et al. 2007) showing

the study area location (white polygon). Notice the NW-SE alignments (dashed) separating different

relief domains on the continent, also coinciding with different bathymetric expressions on the Sao

Paulo Plateau.

17

Esta feição do relevo da serra da Mantiqueira parece alinhada com feições do relevo entre a

bacia do Paraná e a faixa Brasília como também com feições batimétricas em águas profundas da

bacia de Santos. Souza et al. (2009) identificam lineamentos NNW-SSE igualmente retilíneos, porém

mais longos e coincidentes com os vales que alojam drenagens rejuvenescidas.

O traçado da serra do Mar tem notável descontinuidade no Estado de São Paulo, próximo à

divisa com o Paraná, onde a erosão avançou para o interior do continente a partir da zona de

cisalhamento Lancinha-Cubatão até a região a norte de Curitiba, alcançando rochas menos resistentes

e constituindo a bacia hidrográfica do rio Ribeira (Figura 2.3).

Figura 2.3 – Mapa hipsométrico do litoral circunvizinho a bacia de Santos (Fonte: Brazil Adventure

International), destacando em cores mais fortes a descontinuidade da serra do mar na bacia

hidrográfica do rio Ribeira (RR). Uma descontinuidade de menor porte ocorre entre a serra da Bocaina

(B) e a serra dos Órgãos (O) onde a topografia diminui em direção às baixadas da região metropolitana

do Rio de Janeiro.

Figure 2.3 – Topographic map of continental surroundings of the Santos Basin (Source: Brazil

Adventure International) highlighting the Rio Ribeira (RR) hydrographic basin as discontinuity on the

Serra do Mar relief. A smaller discontinuity occurs between the Serra da Bocaina (B) and the Serra

dos Órgãos (O) where the topography decreases toward the coastal lowlands of the Rio de Janeiro

metropolitan region.

18

Almeida & Carneiro (1998) destacam que no alinhamento Guapiara próximo ao arco de Ponta

Grossa ocorre intenso fissuramento e enxame de diques máficos de orientação NW. Estes autores

ressaltam a importância da estruturação e reologia destes diques para inserção do processo erosivo e

abertura do vale do rio Ribeira, retardados á SW pela alta resistência dos batólitos graníticos alcalinos

e perialcalinos do cinturão granitóide costeiro do Paraná.

O conjunto de lineamentos e enxames de diques pertencentes ao arco de Ponta Grossa e ao

lineamento de Guapiara são feições observadas no continente, com orientação NW-SE e que

possivelmente apresentam atividade do Cenozóico até o presente (Sadowski 1991). No Estado do

Paraná e no sul do Estado de São Paulo o trend estrutural NW-SE definido pelos diques máficos pode

ter extensões que persistem por dezenas de quilômetros. Para Souza & Ebert (2005), estes lineamentos

são predominantes em unidades cenozóicas, podendo ser associados a reativações ou gerações de

novos planos de fraqueza, em geral condicionados a transcorrências dextrais regionais de direção E-W

como descritas por Hasui et al. (1998). Zalán & Oliveira (2005) mostraram o prolongamento do

lineamento Guapiara em águas rasas da bacia de Santos, interrompido por falhamentos associados à

charneira cretácica da bacia de Santos, descrita mais adiante. As feições de orientação NW-SE

provavelmente se prolongam adentro na plataforma continental.

A linha de costa apresenta um recorte geral paralelo às estruturas pré-cambrianas de direção

NE-SW. Uma notável exceção é observada quando assume ela uma direção aproximada E-W no

trecho compreendido entre Ilha Grande e Cabo Frio, fato este que chamou a atenção de vários

pesquisadores (por exemplo, Almeida 1976, Hasui & Sadowski 1976, Cordani et al. 1984 e Mohriak

& Barros 1990). Inflexões para E-W como esta, tanto no Brasil quanto na região costeira de Angola,

têm sido interpretadas como efeito decorrente dos esforços da ruptura continental (e.g. Ewing et al.

1969). O curso do rio Paraíba do Sul, entre Resende e Barra do Piraí, segue por um trecho com

orientação E-W, próximo ao maciço alcalino de Itatiaia e da zona de transferência de Volta Redonda

(Heilbron et al. 2007). Nessa região ocorre a bacia de Resende que apresenta uma maior deflexão para

a E-W do que a bacia de Taubaté, orientada na direção NE-SW. Szatmari & Mohriak (1995) observam

que as intrusões alcalinas do Eocretáceo e do Paleogeno coincidem com uma terminação NE de zonas

de cisalhamento e dos Riftes Cenozóicos. Esta relação entre a compartimentação, estruturas

preexistentes e magmatismo foi também apontada nos trabalhos de Zalán & Oliveira (2005) e Zalán et

al. (2011).

2.3.2- Estruturas da Bacia de Santos

A bacia de Santos representa um segmento costeiro de reentrância côncava no traçado da

ruptura continental, com orientação predominante segundo NE-SW. Este trecho está situado entre o

alto de Cabo Frio a norte e a plataforma de Florianópolis, a sul, feições estas convexas da linha de

19

costa (Figura 1.1). No entanto, a configuração interna da bacia representa um avanço batimétrico do

sistema de plataforma, talude e elevação continental por até 700 km para dentro do Oceano Atlântico

na região. Este amplo espaço entre a costa e a cota batimétrica de 3000 m define a geometria da bacia

de Santos e o contexto de suas estruturas internas. Grandes compartimentos, falhas normais, zonas de

transferência e magmatismo constituem os elementos fundamentais a identificar no contexto que

registra o desenvolvimento da bacia e o modo como o embasamento continental respondeu aos

esforços responsáveis pela abertura do oceano Atlântico Sul.

2.3.2.1- Platô de São Paulo

O platô de São Paulo se destaca na bacia de Santos pela sua expressão fisiográfica,

constituindo uma larga elevação da margem continental composta em sua maior parte por uma crosta

continental estirada, batimetricamente menos profunda e controlada por estruturas do embasamento.

Este platô é resultante dos esforços que romperam Gondwana Ocidental e abriram o Oceano Atlântico

Sul. É uma das feições mais importantes e estudadas da margem sudeste brasileira (e.g. Mascle &

Renard 1976, Leyden et al. 1976, Kumar et al. 1977, Cande & Rabinowitz 1978, Guimarães et al.

1982, Kowsmann et al. 1982, Asmus 1984, Palma 1984, Macedo 1989, Severino & Gomes 1991,

Gomes et al. 1993, Souza et al. 1993, Demercian 1996, Cobbold et al. 2001, Gomes et al. 2002,

Scotchman et al. 2006 e Carminatti et al. 2008, Zalán et al. 2011).

O alinhamento entre a plataforma de Florianópolis e a dorsal de São Paulo representa o limite

sul da bacia de Santos e também do platô de São Paulo (Figura 1.1). Para norte, o platô se estende

além do alto de Cabo Frio, nas bacias de Campos e Espírito Santo. Limitado aproximadamente pela

isóbata de 3500 m, a configuração do platô em águas profundas é complexa. Sua borda é mais íngreme

e acentuada ao sul, junto à feição denominada dorsal de São Paulo. Rochas vulcânicas afloram no

assoalho oceânico e definem um trend alinhado segundo E-W, com mais de 2000 metros de desnível

batimétrico para o domínio abissal (Kumar & Gamboa 1979).

Uma reentrância batimétrica de forma triangular no extremo sul da bacia, entre a dorsal de São

Paulo e a plataforma de Florianópolis, situa a ocorrência de uma cadeia vulcânica que se estende com

orientação aproximada NNE. Esta feição foi denominada por Demercian & Szatmari (1999) como

cadeia de Avedis e por Mohriak (2001) como cadeia Abimael. Passando por esta feição e ao longo de

todo o entorno do platô, Zalán et al. (2011) mapearam a provável exumação do manto (no tempo da

ruptura litosférica), limitando a crosta continental estirada do platô de São Paulo e a crosta oceânica

imediatamente a leste, tal como considerado em trabalhos anteriores (e.g. Moreira et al. 2007).

20

Mohriak & Paula (2005) consideram que o gráben de Merluza, uma estrutura de rifteamento

de orientação aproximada NNE, também evoluiu como parte do processo de estiramento, associada

aos esforços distensivos durante a tentativa de propagação do centro de espalhamento.

O limite sul da bacia de Santos define também o extremo sul da grande bacia evaporítica que

se desenvolveu na região do Atlântico Sul durante o Aptiano. As estruturas vulcânicas alinhadas desde

a plataforma de Florianópolis e a dorsal de São Paulo estabeleceram uma barreira entre a bacia de

Pelotas, onde não há ocorrência de evaporitos, e a bacia de Santos (Demercian 1996), onde se

depositaram espessas sucessões de sal.

2.3.2.2- Falhas Normais e Zonas de Transferência Associadas

O caráter geral de escalonamento das falhas normais na margem continental é bastante

expressivo na bacia de Santos. Zalán & Oliveira (2005) demonstram que a alternância de serras e vales

em terra constitui uma notável sucessão de horsts e grábens escalonados, assimétricos e segmentados

por bordas falhadas, flexurais, zonas de acomodação e falhas transferentes. Deram o nome de “Riftes

Cenozóicos do Sudeste Brasileiro” a este sistema que adentra nas águas rasas da bacia de Santos. No

modelo proposto, os vales colapsaram e bascularam gravitacionalmente de oeste para leste, a partir de

um relevo ancestral da serra do Mar até chegar à configuração atual, desde altitudes 2800 metros nos

planaltos da província Mantiqueira até batimetrias mais profundas que 1000 metros, na região da

charneira da bacia de Santos.

De maneira semelhante, o mapeamento de Braga et al. (2003) ilustra como esta estruturação

avança para os domínios da bacia, em resolução, escalas e detalhamento variados. A estruturação do

embasamento da bacia de Santos é marcada por um arranjo anastomosado de lineamentos

predominantemente NE-SW, determinando o traçado principal do arcabouço e marcada por desvios

para ENE-WSW e E-W, com estruturas NW-SE quase inexpressivas. A forte influência da trama

petrológica do embasamento sobre as estruturas NE-SW compartimentam o preenchimento da bacia e

controlam as principais falhas como por exemplo, a linha de flexura do Cretáceo, zonas de

transferência, grábens, horsts, altos regionais, depocentros principais, diques e províncias vulcânicas.

A charneira cretácica da bacia de Santos, também conhecida como linha de flexura, é uma

feição que limita mergulhos suaves do embasamento a noroeste dos mais acentuados a sudeste, bem

definida nos mapas magnéticos de Braga et al. (2003). Define uma situação onde as rochas mais

antigas de blocos rotacionados do embasamento caracterizam o bloco alto e acomoda, a jusante, uma

subsidência pronunciada de sedimentação cretácica da bacia marginal, acompanhando a acentuação do

mergulho das camadas, restrita ao bloco baixo dessa feição (Asmus & Porto 1980).

21

Os depocentros da fase rifte na bacia de Santos são caracterizados por uma faixa de anomalias

gravimétricas negativas, com direção NNE-SSW, indicativas de grande profundidade da base do sal e

do embasamento, com um principal depocentro a leste do gráben de Merluza (Karner e Driscoll, 1999;

Meisling et al. 2001, Figura 2.4). Braga et al. (2003) interpretaram no arcabouço do rifte na bacia de

Santos dois grandes depocentros sedimentares (D1 e D2 na Figura 2.4), sendo um deles pouco mais

profundo localizado na região da área de investigação desta tese. Segundo estes autores, os

depocentros estariam separados por um alto do embasamento através de uma zona principal de

transferência. Para Mohriak (2004), os depocentros das bacias de Santos e sul de Campos também

estariam separados por zonas de transferências, localmente associadas a falhas cisalhantes e

prolongadas até zonas de fraturas E-W em crosta oceânica. Demercian (1996), Meisling et al. (2001) e

Souza et al. (2009) identificaram zonas de transferência com orientação NW-SE afetando tanto

embasamento como camadas mais novas ao ponto de remarcar domínios diferenciados de tectônica de

sal na bacia (Figura 2.4).

Souza et al. (2009) destacou o controle dessas estruturas sobre o preenchimento sedimentar de

depocentros alongados e o desenvolvimento de minibacias (Figura 2.5). As estruturas identificadas nos

diversos trabalhos não são totalmente coincidentes, mas são bastante similares e próximas.

A linha de charneira acompanha o trecho retilíneo entre a baía de Ilha Grande e Cabo Frio.

Este fato foi interpretado como aproveitamento de uma fraqueza antiga de orientação E-W que,

conjugada à estruturação NE-SW da orogênese brasiliana, teria condicionado a formação dos

depocentros nas bacias de Santos e Campos como rombográbens estirados durante o processo de

ruptura (Bacoccoli & Aranha 1984 apud Mohriak & Barros 1990). Esta feição E-W coincide, segundo

Mohriak & Barros (1990), com a acentuação do mergulho do embasamento rumo ao mar, localmente

associada à falha bastante expressiva, cujo rejeito atinge centenas de metros a partir da superfície do

embasamento.

22

Figura 2.4 – Mosaico com superposição do mapa hipsométrico da região da serra da Mantiqueira

produzido pela CPRM (Heilbron et al. 2007) na parte emersa com o mapa aeromagnetométrico de

Zalán & Oliveira (2005), em cores (com destaque em linhas brancas para os riftes cenozóicos em

águas rasas), do mapa magnetométrico de Braga et al. (2003), em tons de cinza, das falhas de

transferência mapeadas por Souza et al. (2009), em linhas pretas, e Meisling et al. (2001), em tons

cinza. As linhas tracejadas em vermelho são lineamentos intrepetados nessa tese. Uma seta indica o

polígono da área de estudos.

Figure 2.4 - Mosaic map superimposing the Serra da Mantiqueira topographic map produced by

CPRM (Heilbron et al. 2007), on the grayscaled magneto-structural imaging of Braga et al. (2003),

an aeromagnetic map of Zalán & Oliveira (2005), emphasazing the shallow water Cenozoic rifts

(white lines), and also the transfer faults mapped by Souza et al. (2009), black lines, and Meisling et

al. (2001), gray lines. There dashed lines are lineaments here interpreted. The polygon indicated by

an arrow represents the investigated area.

23

Figura 2.5 – Mapa aeromagnético e seções estruturais esquemáticas (projetadas em perspectiva sem

definição de escala vertical) ilustrando o controle tectono-sedimentar das falhas de transferência

(modificado de Souza et al. 2009).

Figure 2.5 - Aeromagnetic map and schematic structural sections (perspective projection without

scale) illustrating the tectono-sedimentary control of transfer faults (modified from Souza et al. 2009).

2.3.2.3- Magmatismo

Um vulcanismo basáltico registra o estágio inicial de abertura das bacias marginais do

Atlântico Sul, com expressão regional sobre América do Sul e África. Segundo Torsvik et al. (2009), o

magmatismo no segmento central do Atlântico Sul ocorreu entre 147 Ma e 49 Ma, com duas

concentrações dominantes entre 143-121 Ma e 90-60 Ma.

O embasamento econômico da bacia de Santos é definido pelos basaltos de caráter toleítico da

Formação Camboriú, com idade entre 136,4 e 130 Ma e assentados em discordância diretamente sobre

o embasamento pré-cambriano (Moreira et al. 2007). Este evento magmático ocorreu em ambiente

terrestre embora esteja hoje sob a margem continental. Outros basaltos ocorrem intercalados à

sedimentação nas formações Itapema, Piçarras da fase rifte (entre 130 e 121 Ma), e Barra Velha da

fase pós-rifte (há cerca de 118 Ma).

24

Para Torsvik et al. (2009), os enxames de diques associados com o magmatismo do evento

cretácico Paraná-Etendeka indicam que o registro preservado é menor do que a área original recoberta

pelas lavas. Estes autores observam duas famílias de diques: uma principal com orientação NW-SE,

relacionada ao abortamento de riftes ou a inversões tectônicas e outra com orientação paralela à costa,

consequentemente ao eixo de rifteamento. Os diques de direção NE-SW que ocorrem no embasamento

litorâneo dos estados de Rio de Janeiro e São Paulo são contemporâneos e correlacionados às

ocorrências magmáticas adjacentes (Zalán 2004). Os diques de diabásio igualmente contemporâneos e

concordantes com a orientação regional de rifteamento foram datados entre 140 e 110 Ma (Minioli

1971).

Uma expressiva atividade magmática que afeta o Complexo Costeiro foi relacionada ao

processo de deriva continental durante o Mesozóico, datada de 95 a 45 Ma (Ulbrich & Gomes 1981).

Cones vulcânicos e soleiras de diabásio intrudem as seções santoniana e campaniana e são visíveis em

seções sísmicas na parte norte da bacia de Santos (Zalán 2004). Os dutos vulcânicos do Neocretáceo e

do Paleogeno possuem uma direção predominante NW-SE na área offshore de Cabo Frio, coincidentes

com o alinhamento da zona de deformação Cruzeiro do Sul (Oreiro et al. 2008). Segundo estes

autores, os mais expressivos volumes de rochas magmáticas intercaladas na seção sedimentar na área

ocorrem próximos às interseções entre zonas de falha direcional NW-SE e falhas normais NE-SW, à

semelhança dos maciços alcalinos no alinhamento Poços de Caldas-Cabo Frio.

Um intenso magmatismo de natureza alcalina acompanhou a passagem e o soerguimento

neocretácico (89-65 Ma) de cerca de 300.000 km2 da crosta continental não-afinada (serra do Mar

Cretácea) sobre a anomalia térmica conhecida como hot spot de Trindade (Zalán & Oliveira 2005).

Caracteristicamente desprovido de tectonismo, tal magmatismo apresenta natureza básica na crosta

afinada da margem continental. Batólitos alcalinos ocorrem no continente configurando um trend

aproximadamente paralelo à costa, desde Poços de Caldas no interior de Minas Gerais até o Morro de

São João, na borda terrestre da bacia de Campos.

2.3.2.4- Outras Estruturas

Inúmeras descontinuidades, mais antigas, foram reativadas em pulsos incontínuos que

perduraram do Cretáceo ao Terciário. Em adição, discordâncias do Eoconiaciano (88-89,5 Ma; Pereira

1992) e do Eopaleoceno (65 Ma; Pereira & Feijó, 1994) refletem eventos tectônicos, relacionados a

estes pulsos na área a oeste da bacia (Almeida & Carneiro, 1998). O estudo de superfícies de

aplainamento do relevo sugere que os soerguimentos e a erosão subaérea e submarina deixaram seus

registros tanto no continente quanto na bacia, visto haver uma correlação entre áreas-fonte e depósitos

sedimentares (Almeida & Carneiro 1998). Em algumas situações favorecidas por falhas, zonas de

cisalhamento e fraturas, a erosão diferencial governa o traçado das escarpas de relevo e expõe rochas

25

mais antigas. Ainda segundo estes autores, relictos mais elevados na serra da Mantiqueira e no mar são

sustentados onde rochas mais resistentes exercem um controle litológico da erosão. Nos planaltos,

onde a erosão é menos intensa, uma rede densa e onipresente de sistemas de juntas obedece a distintas

direções preferenciais. Há também evidências de tectonismo em camadas sedimentares (Riccomini et

al. 1989): a deposição nos riftes intracontinentais de Curitiba, São Paulo, Taubaté, Resende e Volta

Redonda ocorre com rebaixamentos do embasamento de até 2000 m em relação ao relevo médio da

serra durante o Neógeno. Os grábens de Sete Barras e Cananéia constituem zonas deprimidas,

escavadas durante o recuo erosivo da serra, cujo assoalho encontra-se cerca de 500 m sob o nível do

mar (Almeida & Carneiro 1998).

2.4- EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR

A idéia de um único continente incluindo África e América do Sul pareceu evidente para o

cartógrafo Abraham Ortelius que produziu um dos primeiros mapas do mundo no século XVI. Há

pouco mais de um século autores como Snider-Pellegrini em 1858, Coxworthy em publicação póstuma

após 1890†, Mantovani em 1889 e em 1909, Pickering em 1907, Taylor em 1910 e Wegener em 1912,

entre outros, produziram suas hipóteses sobre a separação dos continentes pressupondo que um

continente único teria se rompido e produzido a semelhança de formas dos continentes atuais (Garcia-

Cruz 2003). Apenas meio século mais tarde o estudo da separação continental ganhou corpo através de

autores como Martin (1961, 1968), Maack (1967, 1968), Almeida (1967, 1968), Loczy (1968),

Horowitz (1972), Asmus & Ponte (1973), Keast (1973), Colbert (1973), Bigarella (1973a, b), Ponte &

Asmus (1975), Asmus (1975), citados nos trabalhos de Torquato & Cordani (1981) e Szatmari et al.

(1987), quando mais dados e mais conhecimento sobre o relevo e a natureza substrato oceânico

começaram a vencer resistências com o desenvolvimento da teoria da tectônica de placas.

Por conseqüência, a busca contínua por uma melhor reconstituição dos movimentos desta

separação contribui ao entendimento da evolução tectono-sedimentar das bacias da margem passiva no

Atlântico Sul, entre elas a bacia de Santos. As maiores dificuldades dos modelos cinemáticos ocorrem

nos ajustes de geometria inicial da separação, desde as fases rifte e pós-rifte até o começo da deriva

continental, entre 120,6 e 83,5 Ma (anomalias magnéticas M0 e C34), com implicações ao

diacronismo do rifteamento ao longo das margens continentais. Movimentos intraplacas sugerem

alternativas para estas dificuldades (e.g. Burke & Dewey 1974, Pindell & Dewey 1982 e Curie 1984).

Assim, uma descontinuidade situada entre a elevação oceânica do Rio Grande e a zona de dobramento

Cochabamba-Santa Cruz (Curie 1984), nos Andes bolivianos, teria desempenhado papel importante no

desenvolvimento do Oceano Atlântico Sul, com deslocamento lateral significativo e exigindo uma

combinação de deformação intraplaca em ambas as placas (Sulamericana e Africana). Trabalhos mais

recentes como Eagles (2007), Torsvik et al. (2009), Moulin et al. (2010) e Unternehr et al. (2010)

trazem novas discussões sob o prisma de dados mais novos. Torsvik et al. (2009) conseguiram

26

recompor lado a lado as diferentes margens da bacia evaporítica do segmento central ao final do

Aptiano, além de reconstruírem a abertura oceânica ao norte da plataforma de Florianópolis no início

do Albiano (Figura 2.6).

Figura 2.6 - Esquema de Torsvik et al. (2009) para explicar a abertura do oceano Atlântico Sul, com

ruptura continental ao final da deposição dos evaporitos.

Figure 2.6 – Schematic model of Torsik et al. (2009) explaining the opening of the South Atlantic

Ocean, with continental rupture at the end of the salt deposition.

Moulin et al. (2010) foram muito críticos na quantificação de superposições/lacunas

geométricas e desajustes de ordem geológica nos modelos de outros autores, mas reconhecem que uma

pequena diferença em um limite deformacional pode ter conseqüências drásticas nas fronteiras

distantes das placas. Eles definiram uma subdivisão maior em termos de microplacas, três das quais

(São Francisco, Santos e Rio de La Plata) mais relevantes ao desenvolvimento da bacia de Santos

(Figura 2.7). Os autores assumem, simbolicamente, os limites entre essas placas como paralelos aos

diques mesozóicos de orientação NW e consideram também relevantes os movimentos ao longo do

limite entre as microplacas de Santos e Rio de La Plata (citando diversos modelos, como por exemplo

o de Curie 1984). Moulin et al. (2010) consideram ser impossível reconstituir a cinemática do

rifteamento sem considerar uma grande deformação intraplaca. Admitem conhecer apenas única

citação de 150 km de distensão por transferência destral na bacia do Paraná indicativa de tal

deformação na região e consideram que ela deve estar diluída em várias zonas de falhas e fraturas em

uma ampla área da placa tectônica. Concordam com o rifteamento diacrônico de sul para norte na

região e discutem, em particular, o desenvolvimento da bacia de Santos. Estes autores consideram

ainda uma ruptura desviando de leste para oeste, com o estiramento da crosta continental ao norte da

plataforma de Florianópolis e da crosta oceânica a sul provavelmente associado ao vulcanismo da

27

elevação de Rio Grande-Walvis (Figura 2.7). Neste contexto, o primeiro assoalho oceânico na bacia

teria surgido após a última deposição de evaporitos.

Figura 2.7 - Esquema simplificado extraído da reconstituição de Moulin et al. (2010) para a região da

zona de fratura de Florianópolis, com movimentos strike-slip destrais alinhados paralelamente aos

diques e fraturas de orientação atual NW.

Figure 2.7 - Simplified reconstitution sketch for the Florianópolis fracture zone, with strike-slip

dextral movements aligned with dikes and fractures nowadays NW oriented (modified from Moulin et

al. 2010).

28

A evolução tectono-sedimentar inferida a partir deste processo de ruptura é caracterizada por

distintas fases tectônicas (pré-rifte; rifte, pós-rifte e deriva). O registro sedimentar decorrente é

sintetizado pela sucessão de sequências deposicionais estabelecidas ao longo de diversos trabalhos

históricos (e.g. Asmus e Ponte 1973, Ponte & Asmus 1978, Asmus & Porto 1980, Chang et al. 1992).

Estas sequências evoluíram de continental para o marinho e os depósitos evaporíticos do Aptiano

foram, por muito tempo, caracterizados como uma passagem de transição pouco definida.

2.4.1- Evolução das fases rifte e pós-rifte

Para diversos autores, a evolução e a estruturação da fase rifte da bacia de Santos foi

fortemente influenciada por heterogeneidades e descontinuidades de escala regional, afetando a crosta

e provavelmente o manto superior sobre os quais a bacia se desenvolveu (Ferreira 1982, Mohriak &

Dewey 1987, Macedo 1990, Campanha & Sadowski 1999, Meisling et al. 2001, Gomes et al. 2002,

Carminatti et al. 2008 e Zalán et al. 2011). Tais heterogeneidades e descontinuidades representam

geneticamente zonas de sutura continental, cinturões de dobramento, cavalgamento, cisalhamento,

enxames de diques máficos e estruturas de estiramento crustal tais como uma feição magmática ao sul

do platô de São Paulo, melhor discutida ao longo deste tópico.

Em geral, separações continentais são caracterizadas por episódios tectônicos progressivos e

diacrônicos, focalizados ao longo de zonas de fraqueza e com múltiplas fases de rifteamento e

oceanização associados. O rifteamento do Godwana Ocidental é considerado notadamente diacrônico

ao longo das novas margens continentais que se formavam e, particularmente, tardio no chamado

segmento central do Atlântico Sul. De acordo com Torquato & Cordani (1981), a sedimentação

continental no início da separação continental foi controlada por trends de foliação do embasamento,

grosseiramente paralelos à costa. A conexão entre os dois continentes estabelecida pelo vulcanismo

nas elevações de Rio Grande e Walvis ao sul da bacia de Santos favoreceu a formação de um mar

restrito para norte, com a deposição de espessos evaporitos. Na margem leste brasileira o processo

ocorreu durante o Neocomiano (Chang et al. 1992) e a separação somente se completou ao final do

Aptiano, na região da bacia de Pernambuco-Paraíba (Feijó 1994).

A dinâmica do processo teria sido fortemente influenciada pelo magmatismo que oferece

pistas tridimensionais do referido diacronismo. O registro dos eventos relacionados à ruptura é

regionalmente significativo, marcado sobretudo pelo aquecimento e intumescência litosférica do

embasamento edificado pela orogenia Brasiliana, ao final do Neoproterozóico (e.g. Torquato &

Cordani 1981, Ojeda 1982, Asmus & Baisch 1983, Meisling et al. 2001). O domeamento térmico

estaria associado a um intenso processo de estiramento litosférico na região onde se instalaria a bacia

(Chang et al. 1992).

29

A correlação do vulcanismo continental associando feições observadas na Brasil e na África,

como nos arcos de Ponta Grossa e Moçamedes (Angola) ou na bacia do Paraná e em Etendeka

(Namíbia), situa a evolução do vulcanismo no espaço (migra do continente brasileiro para o oceano na

direção SE) e no tempo (entre 138 Ma e 127 Ma, Stewart et al. 1996). O vulcanismo basáltico

extrusivo de larga escala na bacia do Paraná pode ser resultado de uma pluma mantélica associada ao

nascimento do hot spot de Tristão da Cunha (Wilson 1992). Para Meisling et al. (2001) este

vulcanismo teria contribuído para o processo de rifteamento e separação continental, mas

provavelmente também retardou a implantação do oceano no segmento central do Atlântico Sul por

causa do aquecimento, amolecimento e estiramento da litosfera continental sob o cinturão móvel

Brasiliano. De modo contrário, Oreiro et al. (2008) defendem que as falhas de rejeito direcional NW-

SE teriam rompido a litosfera e criado condições para fusão parcial de material mantélico, sem a

necessidade de invocar a existência de um hot spot. De qualquer forma, Zalán (1986) e Almeida &

Carneiro (1998) reconheceram a possibilidade dos lineamentos pré-cambrianos NW-SE terem sido

reativados e funcionado como dutos principais de acesso para o magma basáltico durante o Cretáceo

superior, na bacia do Paraná e no enxame de diques do Arco de Ponta Grossa. No ápice do

magmatismo, em torno de 132 Ma, os mesmos lineamentos teriam atuado na formação da dorsal do

Rio Grande (Stewart et al. 1996). O diacronismo observado de sul para norte no processo continental

também é observado em menor escala na própria bacia de Santos, de oeste para leste.

Uma feição magmática a ser destacada é a cadeia vulcânica de Avedis ou Abimael, situada a

sul do platô de São Paulo (Figura 2.4). Sua origem foi discutida por diversos autores (e.g. Leyden et

al. 1976, Cande & Rabinowitz 1979, Kumar & Gamboa 1979, Demercian & Szatmari 1999, Karner

2000, Meisling et al. 2001, Mohriak 2001, Mohriak et al. 2008 e Zalán et al. 2011), tendo sido

interpretada apenas como vulcanismo desenvolvido sobre crosta continental estirada ou, com maior

implicação no estiramento, como um centro propagador de espalhamento oceânico, formador de crosta

proto-oceânica (Mohriak 2001), cujo desenvolvimento foi abortado pela ruptura crustal definitiva mais

a leste do platô de São Paulo. Mohriak et al. (2008) apontam a alternativa de ser a expressão de um

manto peridotítico exumado e Zalán et al. (2011), em uma visão espacial mais abrangente da estrutura

litosférica na região do platô de São Paulo, estenderam esta exumação do manto para todo o entorno

do platô de São Paulo, definindo uma situação extrema do processo de estiramento. Zalán et al. (2011)

preconizam que as diferenças de reologia envolvidas na trama e estruturas preexistentes do

embasamento e da crosta continental sob a bacia de Santos foram determinantes para o

desenvolvimento da fisiografia do platô de São Paulo. Tais diferenças refletem no modo de

estiramento e adelgaçamento, com zoneamento de oeste para leste, alternando bandas delgadas de

estiramento em um embasamento presumivelmente mais plástico e bandas mais espessas

desenvolvidas em terrenos de embasamento mais rígido, ambas orientadas NE-SW (Figura 2.8). Os

autores ainda ressaltam uma diferenciação na espessura das camadas sedimentares, notavelmente

30

menos espessas sobre os terrenos mais resistentes. Ao superpor o relevo continental ao mapa estrutural

do embasamento, o alinhamento de estruturas NW-SE, observado na batimetria, mantém sua coerência

com a estruturação mais profunda. O modelo proposto por Zalán et al. (2011) toma como análogo o

que foi proposto por Manatschal (2004) e Péron-Pinvidic & Manatschal (2009) para as margens da

Ibéria e de Terra Nova (Newfoundland).

Figura 2.8 – Mapa composto pela superposição da descontinuidade da Moho (modificado de Zalán et

al. 2011), com o mapa de hipsometria (Heilbron et al. 2007) e o mapa geológico (CPRM-Codemig

2003), com destaque para os lineamentos estruturais NW-SE. A linha tracejada em vermelho prolonga

o lineamento Cruzeiro do Sul até o alto do Paranaíba e mostra que esta feição, proposta por Mohriak

(2001), não é tão explícita no continente, mas coincide com a inflexão do ajuste traçado por Zalán et

al. (2011).

Figure 2.8 – Composed map with the Moho discontinuity (modified from Zalán et al. 2011), the

topographic map (Heilbron et al. 2007) and the geological map (CPRM-Codemig 2003) emphasazing

the NW-SE structural lineaments. The red dashed line extends the Cruzeiro do Sul Lineament to the

Rio Paranaíba beginning and shows this feature, proposed by Mohriak (2001), is not so explicit on the

continent, but coincides with the inflection of the adjustment outlined by Zalán et al. (2011.)

31

Os processos distensivos aliados ao estilo de ruptura litosférica durante a separação afro-

americana produziram a fisiografia do platô de São Paulo na região de águas profundas da bacia de

Santos. As estruturas mais antigas do embasamento controlaram o desenvolvimento tectônico e o

preenchimento sedimentar da bacia. Descontinuidades crustais foram responsáveis pela formação de

regiões com diferentes taxas de extensão: enquanto o rompimento litosférico implantava centros de

espalhamento oceânico na bacia de Pelotas; o regime distensivo continuou com a formação de riftes

intracontinentais na bacia de Santos.

As principais descontinuidades NE-SW do embasamento aflorante foram efetivamente

aproveitadas em reativações tectônicas subseqüentes (Souza et al. 2009). Durante a fragmentação do

Gondwana, os esforços distensivos teriam reativado as principais estruturas pré-cambrianas do

cinturão orogênico Ribeira, com caráter sugestivamente transcorrente. Posteriormente, os primeiros

derrames de basalto e sedimentos recobriram e preencheram em discordância as estruturas decorrentes

da reativação tectônica (Macedo 1989, Chang et al. 1992).

A bacia acolheu, inicialmente, uma sucessão de sedimentos continentais, geneticamente

relacionada à fase rifte, com atividades tectônicas e falhamentos mais intensos. A sedimentação

sucedeu em hemigrábens, iniciada por um magmatismo basal seguido da deposição de sedimentos

flúvio-lacustrinos (predominantemente folhelhos e carbonatos) e de granulação mais grossa,

associados a leques aluviais (Pereira & Feijó 1994 e Moreira et al. 2007). Discordâncias separam as

formações sedimentares que compõem as fases rifte e pós-rifte, esta última já depositada sob um

regime tectônico menos vigoroso e passando gradualmente para um regime de subsidência térmica e

oceanização (Carminatti et al. 2008). A fase pós-rifte (ou de transição proto-oceano), que sempre foi

um cenário desafiador para os geocientistas, tornou-se o principal objetivo exploratório na bacia de

Santos. Essa fase é representada por uma complexa série de ambientes carbonáticos, incluindo a

ocorrência de ambientes “estressantes” de deposição em águas rasas, além de ocorrências de

clinoformas, bioconstruções e microbialitos de boas características para reservatório. Tais carbonatos

coexistem com evaporitos restritos e mais antigos do que aqueles da Formação Ariri e uma quebra de

plataforma se destaca no extremo leste do alto Externo de Santos (Figura 2.9).

As estruturas E-W, observadas no continente e na porção nordeste em direção a bacia de

Campos, coincidem com interrupções das estruturas NE-SW e foram aproveitadas, nas regiões de

bacia, na formação de zonas de fraturas oceânicas durante o processo de separação continental (Ewing

et al. 1969, Le Pichon & Hayes 1971, Franchetau & Le Pichon 1972).

32

Figura 2.9 – Visão perspectiva da sísmica na borda leste do alto Externo de Santos (Carminatti et al.

2008). Observar as feições de crescimento (build up) na quebra da plataforma e no talude íngreme para

leste; as seções sísmicas mostram detalhes da feição mapeada. Notar também a tendência de uma

suave baixada, tectonicamente controlada a oeste do build up, provável domínio de águas rasas.

Figure 2.9 - Perspective view of the seismic eastern edge of the Santos External High (Carminatti et

al. 2008). Remark the growing features (build up) in the shelf break and in the steep slope on the East.

The seismic sections show details of the mapped feature. Also notice the smoothed lowland trend,

tectonically controlled westward from the build up, likely a shallow water internal domain.

2.4.2- Sedimentação de Evaporitos

Separada da fase rifte pela discordância pré-Alagoas, a fase de transição é composta por uma

espessa seção de rochas evaporíticas, depositadas durante o Aptiano em um ambiente marinho restrito,

com contribuição de depósitos de sabkha.

A deposição de sal ocorreu sob o estresse climático de um superávit evaporativo, quando a

precipitação pluviométrica e a afluência hidráulica foram superadas pela evaporação. Nesse processo

evaporativo contribuíram radiação solar, temperatura, umidade e vento. A deficiência na

disponibilidade hidráulica para precipitação natural de sais exige, entretanto, um controle fisiográfico

maior sobre o clima, como um isolamento hidrológico da bacia sedimentar que promova importantes

dissecações do corpo aquoso (Mohriak et al. 2008). A quantidade de sal depositada exige uma

33

evaporação de quantidade de água 60 vezes maior. Além disso, os evaporitos geralmente registram um

período relativamente curto de tempo geológico. Os volumes envolvidos e a rapidez dos processos

deposicionais conduziram a modelos quase sempre catastróficos, admitindo mudanças drásticas de

ambiente, crises de salinidade e vulcanismo em áreas que cobrem milhões de quilômetros quadrados

tal como exemplificado em Hovland et al. (2006), Hsü et al. (1973) e Montaron & Tapponnier (2010).

Não existe mar profundo o suficiente para promover a evaporação de uma quantidade de água e

produzir uma camada de sal mais espessa do que uma centena de metros, e talvez nunca tenha

existido. A bacia evaporítica passa por vários ciclos de inundação e evaporação para acumular uma

camada geologicamente representativa.

Mohriak et al. (2008) estudaram mares atuais como o mar Vermelho, o mar Morto, e o golfo

Pérsico além de corpos de água menores como os do golfo de Kara-Bogaz (no Turcomenistão) e o

lago de Assal (no Djibouti), revendo trabalhos de diversos autores. O mar Vermelho encerrava um

golfo mediterrâneo durante o Mioceno superior e acumulou camadas de sal com 3 a 4 km de

espessura, mas não apresenta hoje nenhuma condição para deposição evaporítica. O mar Morto está

encravado em uma depressão de 400 m e sua coluna de água, com cerca de 400 m, apresenta

salinidade estratificada e precipitação de cloreto de sódio na salmoura mais profunda. O golfo Pérsico

é um mar raso, ladeado pelas montanhas de Zagros e pelo deserto da Arábia, fazendo fronteira com um

mar profundo através do estreito de Ormuz. Embora favorável para a evaporação, a região não é

modelo para deposição de espessas camadas de sal maciço. A bacia permaneceu fechada a noroeste,

durante episódios glaciais, quando ficou exposta a condições subaéreas enquanto ambientes mais

próximos à conexão com o mar profundo a sudeste,foram submetidos às drásticas variações de maré,

desenvolvendo complexos ambientes microbiais carbonaticos e evaporíticos além de sabkhas e tapetes

algálicos. O golfo de Kara-Bogaz se conecta ao mar Cáspio por uma passagem estreita na península

arenosa que separa os dois ambientes. O influxo é contínuo do mar Cáspio para o Kara-Bogaz, que

mantém um nível de água alguns metros mais baixo. Ao longo do século XX, a atividade agrícola

provocou desequilíbrio hídrico e diminuição de fluxo do rio Volga para o mar Cáspio até que, em

1979, fosse decidida a construção de um bloqueio na comunicação do mar Cáspio com o Kara-Bogaz.

Isto acelerou o processo evaporativo a um estágio de ressecamento quase completo do lago salino. O

lago de Assal se situa em uma pequena reentrância do mar Vermelho na região do Djibouti. O lago

está instalado em uma depressão hidraulicamente alimentada, mas ao mesmo tempo protegida do

oceano do golfo de Aden através de construções vulcânicas associadas ao centro de espalhamento

próximo, ativo a uma taxa de 30 a 60 mm por ano.

Embora o lago Assal tenha uma superfície de poucas dezenas de quilômetros quadrados,

Montaron & Tapponnier (2010) o utilizaram como análogo para um modelo evaporativo de cenário

tectonicamente dinâmico, conectando riftes, dorsais e oceanos com rápidas variações na lâmina

34

d’água. Regionalmente, o contexto do lago de Assal mostra boa analogia para uma bacia evaporítica

de várias centenas de milhares de quilômetros quadrados na margem passiva do Atlântico Sul. No

segmento central do Atlântico Sul ocorreram riftes estreitos, segmentados e interconectados com lagos

profundos (lâmina d’água da ordem de centenas de metros), rapidamente alargados e aprofundados

pelo processo de ruptura continental. O oceano aberto ao sul foi isolado de uma depressão continental

por uma construção vulcânica no alinhamento das dorsais de São Paulo e de Walvis e da elevação do

Rio Grande. Esta configuração permitiu rápidos ciclos evaporativos durante quase uma dezena de

milhões de anos, resultando na deposição de espessa e maciça camada de sal e preenchendo e

amalgamando os compartimentos da extensa depressão. Os autores supramencionados pressupõem

que a depressão inicial deveria conter no mínimo o mesmo volume em água que o de evaporitos a ser

depositado ao final do processo. Uma vazão limitada de água através da barreira vulcânica, somada a

algum aporte de água de drenagens internas, teriam permitido, em condição de déficit hidrológico, a

deposição dos espessos sais. Nos cálculos de Montaron & Tapponnier (2010), a evaporação em

múltiplos ciclos ao longo do tempo teria depositado até 1000 m de halita em apenas 40 mil anos,

porém mais tempo seria necessário para a deposição de sais mais complexos.

2.4.3- Evolução da fase de deriva continental

A supersequência de deriva continental, também denominada megasequência marinha, iniciou

no Albiano com a abertura gradual da barreira vulcânica nas dorsais de São Paulo e de Walvis. Isso

permitiu a transposição de águas oceânicas do segmento austral do Atlântico Sul, com definitiva

instalação do ambiente marinho ao longo das bacias da margem passiva no segmento central, do qual a

bacia de Santos representa o extremo meridional. Esta supersequência foi caracterizada

estratigraficamente por Moreira et al. (2007) em três diferentes etapas do desenvolvimento tectono-

sedimentar da bacia (grupos Camburi, Frade e Itamambuca). Sua evolução foi controlada pela variação

eustática, pelo aporte sedimentar e pela tectônica do sal.

2.4.3.1- A Instalação do Ambiente Marinho Franco

Uma ampla plataforma carbonática bordejada por sistemas de leques aluviais se instalou

durante o Albiano inferior, sobre os evaporitos que colmataram a fase pós-rifte. A reologia mais dúctil

da camada de sal subjacente proporcionou, por deformação halocinética, o espaço tectônico necessário

ao desenvolvimento de uma plataforma carbonática com espessos pacotes proximais, depositada em

ambiente predominantemente raso. Do final do Albiano até o Cenomaniano, o ambiente carbonático

raso foi gradualmente afogado (presença de fósseis foraminíferos platônicos), intercalado com leques

aluviais e sedimentação de siliciclásticos finos distais. Neste estágio se desenvolveu uma fisiografia de

plataforma, talude e fundo oceânico que perdurou durante toda a evolução tectono-sedimentar restante

da bacia. Esta primeira etapa do ambiente marinho aberto culminou em um importante evento anóxico

35

durante o Turoniano, com batimetrias estimadas entre 200 a 300 metros (Arai 1988). Os campos de

óleo e gás descobertos na porção sul da bacia de Santos são correlacionados, geoquimicamente, à

ocorrência de rochas geradoras marinhas depositadas neste período, embora os dados indiquem uma

riqueza orgânica com potencial para gerar volumes moderados de hidrocarbonetos (Araújo et al.

2005). A sedimentação turbidítica que ocorre em situações profundas demonstra instabilidades no

relevo geomorfológico de plataforma, talude e bacia (Moreira et al. 2007).

2.4.3.2- Sedimentação Sob Nível de Mar Baixo

Nesta segunda etapa da fase de deriva, o limite da plataforma avançou intensamente por até

200 km costa afora na direção da bacia (Moreira et al. 2007), com evolução tectono-sedimentar

marcada pelo rejuvenescimento de áreas fonte continentais (Almeida & Carneiro 1998) e pelos efeitos

de variação do nível do mar.

O relevo cretácico da serra do Mar, próximo à borda da bacia que foi soerguida do Coniaciano

ao Maastrichiano, tornou-se a principal área fonte de sedimentos neste período (Almeida & Carneiro

1998). O estudo morfológico da região permitiu uma caracterização tectono-sedimentar fortemente

vinculada aos eventos de denudação, com desenvolvimento de superfícies de aplanamento e

preenchimento sedimentar de bacias do tipo rifte (Zalán & Oliveira 2005). Estes mecanismos

controlaram a instalação de uma rede de drenagem voltada para a bacia, predominantemente orientada

pelas heterogeneidades NE-SW do embasamento, e propiciaram uma grande quantidade de sedimentos

clásticos, de conglomerados a siltitos, depositados na região de plataforma sob intensa halocinese

(Pereira et al. 1986, Pereira & Feijó 1994 e Moreira et al. 2007). Sob distensão predominantemente

ortogonal, suave transtensão sinistral, tectonismo puramente termo-gravitacional e instabilidade

isostática (Zalán & Oliveira 2005), o principal fator de controle para o traçado da drenagem parece ter

sido a menor resistência à erosão das rochas envolvidas em falhas e zonas de cisalhamento (Almeida

& Carneiro 1998).

Além da direção principal NE-SW, herdada do embasamento e amplificada pela distensão

ortogonal, outras estruturas com diferentes orientações participam da compartimentação e do

preenchimento da bacia. Demercian (1996), Meisling et al. (2001), Souza et al. (2009) e Zalán et al.

(2011) interpretaram descontinuidades ortogonais ao estiramento no embasamento da bacia de Santos,

na forma de zonas de cisalhamento. Marsh (1973) e Mohriak & Barros (1990) interpretaram estruturas

de orientação E-W decorrentes dos esforços da ruptura continental em combinação com o

realinhamento junto às falhas transformantes, aos movimentos de reajuste da placa e às rápidas

migrações de pólo de rotação. Estruturas dessa natureza facilitaram a colocação de rochas alcalinas

continente adentro. Esta atividade magmática foi expressiva na região norte da bacia de Santos durante

o período Santoniano-Campaniano (Moreira et al. 2006).

36

A progradação sedimentar proporcionada pelo desmonte gradual do relevo continental

soerguido à borda da bacia promoveu uma deformação halocinética no domínio offshore, com

desenvolvimento de falhas de crescimento na região proximal, predominantemente antitéticas, e

minibacias clássicas sob compressão na região distal (Mohriak & Szatmari 2001). A falha de Cabo

Frio, importante feição nucleada pela halocinese na área de estudo, funcionou como um divisor entre

os dois domínios (Carminatti et al. 2008). Guerra (2008) sugere que esta falha teve sua evolução

controlada pelo desenvolvimento do maior depocentro da bacia a partir do final do Turoniano. Na

visão de Davison (2007), a significativa sobrecarga sedimentar durante o Cretáceo deformou o

mergulho regional da base do sal, invertendo-o em direção ao continente por extensa parte da bacia.

Essa inversão de mergulho, também observada por Ings et al. (2004) em experimentos de modelagem

numérica, teria favorecido o desenvolvimento preferencialmente antitético das falhas lístricas

proximais bem como o predomínio de diápiros e dobras compressivas na região distal da bacia. Para

Ge et al. (1997), a camada de sal é inflada pela espessa sedimentação proximal e o diapirismo reativo,

simultaneamente, inibe o espaço de acomodação e permite no máximo uma sedimentação mais

delgada na região distal. Sedimentação e diapirismo controlam o desenvolvimento da falha de Cabo

Frio. A significativa lacuna lateral (gap) da seção albiana, produzida pela movimentação halocinética,

atinge dezenas de quilometros ao longo de todo o bloco baixo da falha; bem registrada na área de

estudo. Uma espessa e impressionante coluna estratificada de sal se encontra preservada da

deformação além da falha de Cabo Frio, no alto externo de Santos (Freitas 2006), mas nenhuma

consideração em relação ao grande deslocamento lateral impelido pela deformação halocinética foi

postulada para tal situação.

2.4.3.3- Desaceleração da Deformação Halocinética

A terceira etapa da evolução tectono-sedimentar da bacia de Santos é a menos estudada. É

representada não apenas uma retomada nas condições transgressivas na bacia, mas também por uma

transgressão ampla durante todo o Cenozóico, predominantemente siliciclástica, sobre os sedimentos

continentais e marinho raso do Grupo Frade (Pereira & Macedo 1990, Pereira et al. 1986).

Moreira (2000) subdivide esta etapa em sequências que progradam ou regridem ao ritmo das

quedas e subidas do nível do mar, desenvolvidas segundo um perfil plataforma/talude/bacia. Para

Moreira (2009), significativos volumes de sedimentos foram erodidos da plataforma externa e talude,

tendo sido redepositadas em na parte distal da bacia ao final do Paleoceno. Este limite de sequência

coincide com uma importante queda eustática do nível do mar. Para Moreira et al. (2007), o Paleoceno

é caracterizado por cânions expressivos que cortam os sedimentos da plataforma, favorecendo o

bypass canalizado de fluxos turbidíticos densos e a conseqüente remobilização de areias para as

regiões batiais.

37

Os movimentos de reativação vertical na serra do Mar durante o Cenozóico condicionaram o

desenvolvimento de escarpas de falhas e os processos erosivos, possibilitando a exposição de níveis

crustais profundos (Almeida & Carneiro 1998). O rio Paraíba do Sul, principal drenagem no

continente controlada pelas feições NE-SW, passou a dirigir parte significante do desmonte da área-

fonte para a bacia de Campos (Chang et al., 1992; Cainelli & Mohriak, 1999). A base de alguns dos

rombográbens do sistema de riftes cenozóicos do sudeste situa-se hoje bem abaixo do nível do mar,

devido a momentos de exposição de rochas menos resistentes a erosão (Zalán & Oliveira 2005).

Melo et al. (1989) julgam ser possível que os sedimentos destes riftes tenham se depositado no

Eoceno/Oligoceno, como resultado de esforços trativos orientados a E-W e WNW-ESE. Moreira et al.

(2006) destacam a atividade magmática durante o Eoceno (principalmente a cerca de 48,9 Ma),

frequentemente associadas a reativações no relevo. Ao modelar a evolução sedimentar de uma área

proximal no norte da bacia de Santos, Moreira (2000) levou em consideração o aporte sedimentar, a

subsidência, a eustasia, a relação geométrica dos depósitos gravitacionais com a movimentação do sal,

além de uma melhor resolução de dados de bioestratigrafia e de variação de fácies. Ponderou também

que seria um desafio modelar áreas com maior variação paleobatimétrica (águas profundas) em virtude

do aumento das incertezas.

A elevação eustática global teve seu máximo na parte média do Mioceno (Arai 2006), seguida

de um rebaixamento eustático global que ocasionou retrabalhamento da plataforma e progradação para

a bacia submersa.

2.5- GEOLOGICAL SETTINGS OVERVIEW

A more complete and detailed description of the geological settings in English is presented in

Chapter 4. This chapter presents a broader discussion based on the literature about the origin of the

Santos Basin and its structural framework, tectono-sedimentary development and halokinesis.

The stratigraphic chart published by Moreira et al. (2007) was used as reference for the

interpretation of the study area This chart describes the groups Guaratiba (rift and post-rift units,

including the evaporites), Camburi (sediments of the Albian and the Cenomanian, more expressive in

proximal areas), Frade (a significant progradation record during the Senonian) and Itamambuca

(predominant sedimentary aggradation from the Paleocene to the present).

As for the structural aspects, the literature presents the main structures inherited from the

basement rheology developed through the lithosphere rupture and the continental drifting. The NE-SW

oriented structures are associated with the basement framework in the emerged continental

surrounding, also observed in both magnetic and seismic data within the basin. Such structures,

relatively hard to interpret, are described in the literature associated to the continental break-up. The

38

basin compartmentalization in hemigrabens, the major depocenters and a possible mantle exhumation

close to the outer basin limits are correlated with the rheological unconformities printed in such

basement structures.

The abovementioned structural compartmentalization delineates a sharp relief predating the

salt deposition. Interpretation models suggest a complex carbonate depositional environment which

was covered by a thick salt sequence. The halotectonics controls the development of a shelf, slope and

rise continental system over a wide stretched lithosphere during the drifting phase. The halokinesis

evolution interacts with the deposition of the overburden units, with higher strain rate during the

Upper Cretaceous and a gradual deceleration until the present day.

39

CAPÍTULO 3

RESTAURAÇÃO PALINSPÁSTICA DE SEÇÕES

COMPARTIMENTADAS PELA HALOTECTÔNICA

“Marco Polo descreve uma ponte, pedra por pedra. – Mas qual é a pedra que sustenta a ponte? – pergunta Kublai Khan.

– A ponte não é sustentada por esta ou aquela pedra - responde Marco - mas pelo arco que estas formam. Kublai Khan permanece em silêncio, refletindo. Depois acrescenta:

– Por que falar das pedras? Só o arco me interessa. Polo responde:

– Sem as pedras, o arco não existe.”

Ítalo Calvino, escritor

3.1. INTRODUÇÃO

Esse capítulo trata da restauração estrutural, principal ferramenta utilizada na presente

pesquisa para obter a uma evolução da deformação na área de estudo. Aborda a evolução dos métodos

de restauração estrutural até o momento e trata da aplicação desses métodos no contexto geológico

investigado.

Na proposta investigatória desta tese a restauração estrutural segue uma seqüência

metodológica integrada, com foco na reconstituição espacial e temporal do fluxo de sal. Em função da

simplicidade, da rapidez e, sobretudo, da robustez das ferramentas 2D, a abordagem por meio da

restauração em seções traduz a ferramenta mais utilizada para análise preliminar de uma área e, desta

forma, foi escolhida para a primeira fase da pesquisa. A técnica envolve a remoção sequencial dos

efeitos decorrentes da compactação, deformação e isostasia através de operações geométricas que

reproduzem uma cinemática inversa para a deformação natural (Guerra & Underhill 2012). Os

métodos de restauração estrutural permitem quantificar a intensidade da deformação em unidades

geológicas e avaliar e identificar possíveis erros e ratificar (ou descartar) uma interpretação ou ainda

modelos tomados como referência (e.g. Rowan et al. 1996, Ebert & Hasui 1998, Plesch et. al. 2007,

Durand-Riard et. al. 2010, Masini et. al. 2011, Fiduk & Rowan 2012, Giles & Rowan 2012).

Adicionalmente oferecem oportunidades para ensaios ou percepções indiretas sobre estruturas

complexas no curso de seu desenvolvimento, além de permitirem especular o papel de uma estrutura

para a acumulação de um bem mineral. Sobretudo quando a resolução dos dados é limitada, modelos

cinemáticos tornam-se imprescindíveis: transformam dados brutos em conhecimento geológico e

utilizam-nos para minimizar riscos, descartar incoerências e impossibilidades físicas na interpretação

bem como para estabelecer melhor controle e coerência entre deformação e modelo no tempo e no

espaço.

40

Os métodos de restauração foram desenvolvidos inicialmente para o balanceamento de seções,

passando a ser aplicados, posteriormente, na avaliação de mapas e volumes. Na essência constituem

melhoramentos da reconstituição da primeira seção geológica efetuada por Chamberlin (1910). Os

desafios para restaurar a tectônica do sal passam pelas premissas básicas da ferramenta. As seções

balanceadas são paralelas à direção principal de transporte tectônico, no entanto a aplicação das

premissas relacionadas com a conservação de matéria perde o sentido quando esse transporte é

tridimensionalmente complexo (Hossack 1979). Decorre a seguinte questão: como conservar

materialmente o sal se a sua deformação é predominantemente distribuída nas três dimensões do

espaço e, ainda, passível de dissolução? Além disso, o comportamento reológico do sal difere muito

das unidades que o circundam e em muitas circunstâncias desenvolvem estruturas que mostram

estratos truncados nos flancos das estruturas, assimetrias relacionadas à deformação gradual e induzem

discordâncias ou surperfícies em onlap nos estratos em torno da estrutura (Quirck et al. 2012).

Dentre as diferentes questões que estabeleceram guias para a abordagem de restauração

estrutural foi determinante a relação entre o espaço de acomodação sedimentar e a deformação do sal.

A investigação seguiu duas fases distintas. O objetivo de iniciar a reconstituição das seções foi no

sentido de poder investigar cenários de evolução estrutural da área e, com isso, decidir a estratégia de

restauração espacial subsequente. Em um segundo momento, a pesquisa utilizou ferramentas em

diversas dimensões (1D, 2D e 3D), mas as premissas da abordagem 2D não se mostraram viáveis em

ferramentas 3D, pelo menos dentro do cronograma de pesquisa. No entanto, um tratamento integrado

dos resultados de múltiplas seções possibilitou uma abordagem espacial robusta suficiente.

A restauração estrutural foi aplicada às complexidades sedimentares da porção central da bacia

de Santos. Mais especificamente foi investigada uma área na porção central da bacia, com registros de

deformações da ruptura crustal que separou África e América do Sul, até a deformação halocinética,

em domínio de margem passiva no Atlântico Sul. Cinco seções geológicas foram restauradas seguindo

uma abordagem não empírica, coerente e detalhada para análise espacial do modelo.

A abordagem proposta é controversa pelo menos em dois aspectos. A camada de sal foi

restaurada de forma conservativa e a halocinese, restaurada de forma desacoplada das estruturas da

fase rifte. Ou seja, as dissoluções e movimentações laterais foram sumariamente simplificadas da

mesma forma que possíveis reativações de estruturas antigas. A opção pela conservação material foi

para controlar a conectividade física entre a deformação acima e abaixo da camada de sal:

supostamente a variação da espessura média mantém certa proporção com o encurtamento ou com o

alongamento da seção restaurada. A opção pelo desacoplamento decorreu em função da baixa

qualidade e resolução dos dados, situado abaixo da camada de sal. A incerteza dos elementos

estruturais subjacentes ao sal não permitiram identificar sua continuidade espacial, prejudicando a

elaboração de um modelo 3D confiável. Não foi possível evidenciar reativações da tectônica frágil,

41

reconhecida na área continental emersa circunvizinha a área de estudos. A tectônica dúctil por

deformação do sal toma mais de 80% da história da bacia e acaba por mascarar tais reativações, caso

tenham existido. O desacoplamento equivale a uma simplificação para minimizar erros oriundos de

uma interpretação errônea.

A proposta de investigação dos impactos estruturais sobre o sistema petrolífero ocorreu de

forma subordinada. Não houve tempo para realizar simulações numéricas em 3D dos sistemas

petrolíferos e tais efeitos, sob o enfoque da restauração, foram discutidos através de simulações 1D.

3.2. FERRAMENTAS HISTÓRICAS DE RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL

O histórico de evolução das técnicas de restauração estrutural apresentado a seguir

contextualiza as escolhas metodológicas da abordagem baseada em restaurações de seções, ferramenta

mais tradicional e robusta.

Segundo Titeux (2009) as técnicas de restauração estrutural evoluíram a partir da investigação

estrutural de seções (2D), mapas (superfícies) e, posteriormente, volumes (3D). Todas essas

abordagens podem ser empregadas no estudo da deformação do ponto de vista geométrico, cinemático

e dinâmico. Os resultados geométricos validam a cinemática e os geomecânicos, a mecânica da

deformação (Caumon & Muron 2006). No entanto, as técnicas demandam modelos cinemáticos que

representem a deformação geológica para reconstruir coerentemente a evolução das estruturas no

espaço e no tempo (Groshong 2006). Assim, elas permitem modelar no sentido reverso, removendo

progressiva e iterativamente a deformação, reconstituindo forma e posição (geometria e cinemática) e

analisando prováveis tensões naturais impostas (origem dinâmica).

3.2.1. Restauração estrutural de seções

A restauração estrutural consiste em transformar a deformação interpretada no presente em

situação menos deformada do passado (Wickham & Moeckel 1997). O conceito foi originalmente

aplicado ao balanceamento de seções geológicas por Chamberlin (1910). Esse autor estabeleceu a

primeira hipótese de conservação material para restauração de seções tomando a área como quantidade

administrável na restauração da deformação com o objetivo de estimar a profundidade de uma dobra.

Utilizando fios de cobre e papel milimetrado, esse autor restaurou uma seção dobrada ao longo de uma

estrada de ferro nos Apalaches. Para conservar a área modificou a espessura da camada e para suprir a

falta de dados em subsuperfície, considerou a simetria das dobras concêntricas para projetar a

continuidade das camadas. Observou diferenças reológicas entre camadas sob compressão e, onde

possível, tomou camadas mais resistentes como referência para efetuar a restauração.

42

Dahlstrom (1969) é considerado autor da generalização da lei de conservação de material

descrita por Goguel (1952) pela revisão da abordagem de Chamberlin (1910), observando com critério

as relações geométricas de área e comprimento para restaurar a deformação de uma seção (Figura 3.1).

Aprimoramento semelhante já havia sido realizado por Bucher (1933) e Hunt (1957). Dahlstrom

(1969) desprezou pequenas deformações ortogonais ao plano principal, e assim expandiu a lei acima

citada para além dos domínios da seção. Esse autor foi quem primeiro introduziu o conceito de

consistência estrutural para uma seção restaurada com bom ajuste dos elementos estruturais sob tais

condições de conservação geométrica. Caso contrário, considerou que a estrutura pode ser incoerente

ou geologicamente impossível.

Figura 3.1 – Ilustração das premissas fundamentais de preservação de área (A) e comprimento (B),

relacionados com a conservação material na restauração (modificado de Geiser 1988).

Figure 3.1 – Illustration of the fundamental assumptions to preservation of area (A) and length (B)

that are related to material conservation in the cross-section restoration (modified from Geiser 1988).

A restauração de seções logo se estabelece como uma ferramenta padrão na exploração de

petróleo ao longo da segunda metade do século XX. Gradativamente incorpora métodos mais

complexos para restauração e quantificação da deformação (e.g. Hossack 1979, Gibbs 1983, Suppe

1983, Woodward et al. 1986, Schultz-Ela 1992, Wickham & Moeckel 1997).

Hossack (1979) considerou possíveis fontes de erro na conservação de área, associadas à

variação de volume por compactação diagenética, tectônica, dissolução e deformação ao longo do

strike. Leis empíricas de redução de poros com o soterramento foram consideradas no cálculo da

descompactação (e.g. Steckler & Watts 1978, Sclater & Christie 1980, Wood 1981).

Gibbs (1983) introduziu a restauração estrutural nos domínios distensivos para detectar

problemas de interpretação. Aplicou a conservação da área invertendo apenas o sinal do valor da

43

distensão acumulada (e) nas equações de Hossack (1979), para o ambiente compressivo (Figura 3.2).

Também considerou viável projetar seções no plano de transporte tectônico quando a deformação ao

longo do strike for desprezível.

Figura 3.2 – Conservação de área na deformação extensional: A+C formam a seção original; C+B, a

seção extendida; lo, o comprimento original; l1, o comprimento deformado; e, a distensão acumulada e

d, a profundidade do descolamento que acomoda a extensão. Essa profundidade pode ser estimada na

seção esquemática pela diferença de comprimentos (modificada de Gibbs 1983).

Figure 3.2 - Area conservation in extensional deformation: A+C constitute the original section; C+B,

the extended section; lo, the original length; l1, the deformed length; e, the accumulated strain and; d,

the depth of the detachment accommodating the extension. This detachment depth can be estimated in

the schematic section by the difference of lengths (modified from Gibbs 1983).

Gibbs (1984) salienta a capacidade analítica de predição na restauração com vistas a

correlacionar o estiramento e os modelos teóricos de subsidência em margens passivas e aulacógenos.

Descreve ainda a restauração de falha normal por cisalhamento e deslizamento flexural (Figura 3.3),

mecanismos que serão mais bem detalhados adiante.

Figura 3.3 – Diagramas de restauração de falhas normais por cisalhamento simples à esquerda e por

deslizamento flexural conservando espessuras à direita (modificado de Gibbs 1984).

Figure 3.3 - Restoration diagrams of normal faults by simple shear on the left and by flexural slip

with thicknesses conservation on the right (modified Gibbs 1984).

44

Para Geiser (1988) o modelo cinemático da deformação é essencial ao balanceamento de

seções, no qual a movimentação pode ser mapeada por uma linha solta (loose line), como assinalada

por Elliot (1980). Essa linha define uma referência ortogonal às superfícies de deslizamento no

momento de sua criação (Figura 3.4). Ao contrário das pin lines que são sempre ortogonais, essa linha

se altera com a deformação. Conceitualmente, este artifício demanda que o comprimento das camadas

seja preservado. Um conceito semelhante foi utilizado nesta tese para construir geohistórias 1D

(capítulos 4, 5 e 6).

Figura 3.4 – Diagramas estruturais esquemáticos com representação de linhas soltas e indicação da

cinemática do deslizamento diferencial entre estratos. No caso, o deslizamento é mais intenso na base

do pacote (modificada de Geiser 1988).

Figure 3.4 – Structural schematic diagrams representing loose lines and the differential kinematic of

intrastratal slip. In this case, the slip is more intense on the base of the set (modified from Geiser

1988)

3.3.2. Restauração estrutural em multisseções, mapas e superfícies

Até o final dos anos 80 os métodos de balanceamento de seções pouco avançaram no sentido

de restaurar a componente transcorrente de uma falha, ou de qualquer outra deformação não contida

no plano de deformação (De Paor 1990). Essas limitações motivaram estudos de balanceamento

estrutural em múltiplas seções, mapas ou superfícies, com o intuito de investigar o deslocamento

geométrico espacial da deformação (e.g. Rouby et al. 1993a, 1993b, Rouby 1994).

A restauração estrutural em múltiplas seções não difere na técnica de restauração de uma única

seção e respeita as mesmas premissas de orientação paralela ao plano principal de transporte tectônico

É considerada uma abordagem 2.5D ou pseudo 3D e os elementos interpretados nas seções

(horizontes, falhas, facies etc.) devem permitir a construção de elementos 3D (superfícies ou volumes).

45

Essa abordagem pode reduzir o problema a uma repetição de produtos bidimensionais ao considerar

constante ou homogênea a deformação na perpendicular ao plano das seções (Barbosa 2010).

A evolução para restauração de superfícies ocorreu com trabalhos como os de Gratier &

Guiller (1993), Massot (2002) e Galera et al. (2003). Esses pesquisadores realizaram a restauração de

horizontes sedimentares como se fossem múltiplas seções em sincronismo ao longo da direção

principal de transporte tectônico, com preservação de áreas, espessuras e volume local.

A restauração estrutural em mapas teve início com Cobbold (1979), inspirado em um método

para modelar a deformação de agregados policristalinos. Segundo De Paor (1990), para restaurar as

deformações de um mapa por projeção em um plano são necessárias numerosas medidas de

heterogeneidades da deformação. Mas as limitações de tal projeção são tratadas com liberdade nessa

abordagem, obedecendo a ajustes incrementais e sequenciais de comprimentos e áreas dos elementos

estruturais, sem prejuízo da conservação material (e.g. Rouby et. al. 1993a). A restauração em mapas

pode ser feita pelo recorte manual de mapas com uma tesoura (e.g. Schwerdtner 1977, Davy &

Cobbold 1989) ou mais bem resolvida por meio de soluções numéricas onde polígonos

suficientemente pequenos (elementos finitos) subdividem e aproximam as heterogeneidades a

pequenas deformações homogêneas (e.g. Cobbold 1979, Schultz-Ela 1988, Moraes 1995). Para Massot

(2002) estas restaurações simplificam a deformação entre blocos rígidos ao desconsiderar as grandes

diferenças de reologia e não observar a deformação nas interfaces de materiais de diferentes

comportamentos. Além disso, desconsideram ou simplificam em demasia processos como a

compactação diferencial das camadas, eustasia e tectônica regional.

Segundo Titeux (2009), a restauração com tratamento harmônico de mapas empilhados

recupera o vínculo das relações espaciais, regulamentando a deformação entre os horizontes e a

conservação material por regras geométricas. Essa abordagem necessita de uma paleotopografia

referencial para otimizar o ajuste morfológico da deformação (e.g. Cornu & Bertrand 2005, Lallier et

al. 2008). O autor trabalha a coerência entre superfícies, mas não trata as deformações materiais no

interior das camadas restauradas. Ele descreve os métodos de Samson et al. (1996), Williams et al.

(1997), Griffiths et al. (2002) e Rouby et al. (2000) como métodos de restauração geométrica e

sequencial de superfícies que restauram a superfície superior e, por operações subordinadas controlam

a restauração das superfícies deformadas subjacentes. Samson et al. (1996) recupera a espessura

original da camada seguinte tomando referencias ortogonais à superfície restaurada. Para Williams et

al. (1997), a flexura da superfície superior determina as translações na superfície subjacente por

operações de cisalhamento simples. Em Griffiths et al. (2002) as distâncias entre todas as superfícies

são conservadas em uma única etapa de restauração do deslizamento flexural. Rouby et al. (2002)

aplicam os deslocamentos obtidos na restauração independente da superfície superior sobre o mapa de

isópacas para obter a geometria de cada horizonte subjacente.

46

Essas técnicas correspondem a uma verdadeira modelagem 3D, sendo a integração de

informações e modelos essencial ao controle espacial da restauração. Desvios na direção de transporte

tectônico são ainda mais sensíveis nas restaurações em seções múltiplas. No entanto, essas técnicas

podem contribuir nos casos em que os dados são esparsos e/ou incompletos de forma a correlacionar

detalhes de interpretação como focalização, amplitude e comprimento de onda das estruturas,

importantes elementos precursores da evolução sedimentar e da deformação (e.g. Hughes & Davison

1993), além de permitirem análises espaço-temporais relevantes para a investigação tectono-

sedimentar das estruturas (e.g. Grando et al. 2009).

3.3.2. Restauração estrutural volumétrica

Os algoritmos de restauração com pressupostos geométricos não podiam ser implementados

em um ambiente 3D de uma forma simples, pois a complexidade estrutural da deformação pode não

ter solução possível ao longo de um plano de deformação. A evolução para uma restauração

volumétrica, considerada de fato 3D, veio com a substituição das tradicionais técnicas geométricas

pelo tratamento computacional e vetorial de conceitos geomecânicos (e.g. Santi 2002, Santi et al.

2002, Massot 2002, Muron 2005, Maerten & Maerten 2006, Moretti et al. 2006, Moretti 2008). A

restauração estrutural de abordagem geomecânica remove os efeitos de forças tectônicas por um

processo de retrodeformação. As condições de contorno são definidas por propriedades elásticas

predefinidas para as camadas, um modelo cinemático estabelecido para as bordas do modelo bem

como para os contatos de falhas internas e conservação de volume (e.g. Muron 2005, Moretti et al.

2006). Procedimentos analíticos e numéricos correlacionam geometria e variações físicas dos corpos

deformados a grandezas tensoriais (e.g. Moretti 2008). A consistência da restauração pode ser

investigada pela distribuição espacial de resultados tensoriais de uma forma mais realista do que

apenas pelas curvaturas de uma superfície. A análise dos atributos mecânicos derivada em um tensor,

tal como a dilatação volumétrica, pode indicar particularidades da deformação como concentração e

orientação de fraturas.

Os métodos tratam os volumes em meio contínuo e são geralmente resolvidos por elementos

finitos. A geração de uma malha de elementos finitos e sua manutenção de forma contígua aos eventos

geológicos (horizontes e falhas interpretados) durante a restauração representa uma das maiores

dificuldades na maioria dos estudos (Owen 1998). Vários autores (e.g. Santi et al. 2002, Moretti 2008,

Muron 2005, Durand-Riard 2010) preferem a maior flexibilidade de malhas poliédricas não

estruturadas para representar domínios estruturais mais complexos e evitar limites em degraus ou

saltos abruptos e retilíneos geralmente produzidos nas malhas estruturadas tradicionais. Uma

abordagem com malha implícita negligencia a necessidade dessa conformidade topológica com ganho

potencial de tempo na construção do modelo e inserção de descontinuidades como erosão e onlaps

(Durand-Riarda 2010).

47

3.3.2. Estratificação mecânica da halocinese em margens passivas

A estratigrafia mecânica refere-se às unidades mecânicas definidas de acordo com a

distribuição das estruturas em intervalos discretos de uma rocha (Gross 2003). Reflete as relações

mecânicas de dimensão, distribuição e escala das estruturas diretamente relacionadas à reologia e ao

histórico das tensões aplicadas nas rochas.

A reologia é um parâmetro importante na distribuição da tensão e a heterogeneidade reológica

do meio afeta a deformação. A espessura e a distribuição de uma unidade mecânica controlam o tipo, a

forma e o espaçamento das estruturas. As variações litológicas em rochas sedimentares controlam a

formação e a população de estruturas frágeis de forma bem diferenciada ao observado em rochas não

sedimentares. Fraturas podem ser mais freqüentes em unidades mais resistentes e até mesmo ausentes

em intervalos menos resitentes. Falhas ou fraturas criadas sob condições de contorno semelhantes são

diferenciadas pela coesão litológica da unidade mecânica. Estruturas atravessando várias unidades

podem resultar da deformação progressiva unindo estruturas menores, preexistentes, confinadas aos

estratos.

Entretanto a solução da reologia na restauração estrutural passa por simplificações

operacionais como considerar rochas homogêneas e isotrópicas de comportamento elástico que

estabelecem relações lineares entre tensão e deformação (Durand-Riard et al. 2010). Tais

simplificações podem ser arguídas.

Alguns princípios geométricos combinam relações de competência das rochas em restauração

estrutural de seções, conservando comprimentos de horizontes mais competentes e áreas de camadas

menos competentes (e.g. Menard 1988, Mitra & Namson 1989). O sal é um caso díspar e sujeito a

perdas por dissolução de difícil estimativa; nem mesmo a conservação de área é considerada pela

maioria dos autores (e.g. Rowan 1993). O sal é reologicamente muito mais frágil (figura 3.5) que se

deforma geologicamente como material viscoso, podendo fluir a dezenas de metros por ano. O

processo de deformação cumulativo e interativo entre o sal e a sobrecarga é relativamente mais dúctil

no início e mais rúptil ao final.

48

Figura 3.5 – Resistência de rochas sedimentares sob distensão e compressão. O sal úmido (halita)

revela resistência nula de material viscoso (modificada de Jackson & Vendeville 1994).

Figure 3.5 – Comparison of creep and frictional strenghts of sedimentary rocks under distensional

and compressional efforts. The wet salt (halite) has no resistance as a viscous material (modified from

Jackson & Vendeville 1994).

Embora a viscosidade do sal exerça forte controle sobre a taxa e o estilo da deformação

halocinética, a maioria dos modelos como o de Vendeville & Jackson (1993), assumem um sal

homogêneo ou uniforme no tempo e no espaço (Figura 3.6).

A estratificação mecânica da deformação do sal é função de fatores como a geometria inicial

da bacia evaporítica, a viscosidade do sal e as variações de sedimentação no espaço que, combinados

no tempo, são determinantes para os estilos da deformação. O tema foi investigado por muitos outros

autores (e.g. Szatmari & Aires 1987, Weijermars et al. 1993, Garcia 1999, Gemmer et al. 2005) na

parametrização e construção de modelos analógicos e numéricos, mas poucos trabalhos anteriores a

Albertz & Ings (2012) consideram a estratigrafia dos evaporitos na concepção do modelo (e.g. Chemia

& Koyi 2008, Chemia et al. 2009). A simplificação limita o papel da viscosidade do sal na mecânica

de deformação de evaporitos estratificados que apresentam unidades internas de complexa cinemática

e geometria (e.g. Muehlberger & Clabaugh 1968, Richter-Bernburg 1972, Talbot & Jackson 1987,

Cobbold et al. 1995, Davison 2007, Fiduk 2010, Fiduk & Rowan 2012). A evacuação do sal de baixa

viscosidade pode ser quase completa sob depocentros em subsidência enquanto significativos volumes

de sal mais viscoso podem ficar localmente aprisionados.

49

Figura 3.6 – Modelo reológico em 3 camadas: um sal frágil de resistência constante entre camadas de

resistência dependente da profundidade (modificado de Vendeville & Jackson 1993).

Figure 3.6 - Three layers rheological model: a fragile salt with constant strength between layers of

depth- dependent strength (modified from Vendeville & Jackson 1993).

Gemmer et al. (2005) discutem como a proporção dos domínios dúctil (sal) e frágil (suprassal)

pode determinar o estilo de deformação. Para esses autores a geometria e formação da sobrecarga

(espessura diferencial, taxas de progradação e agradação sedimentar) determinam o modo de escape

do sal na formação de dobras nucleadas ou na formação de minibacias. Garcia (1999) simulou

estratificação interna por deformação dúctil de camadas com distintas viscosidades (Figura 3.7). O

estado deformado em camadas sobrepostas difere da configuração inicial de bandas justapostas. Parte

do material mais dúctil se concentra nos diápiros enquanto outra parte escapa da cobertura proximal,

aumentando sua proporção nas regiões distais do experimento.

Figura 3.7 – Modelo físico para simulação halocinética. A camada dúctil é composta por dois

silicones de viscosidades distintas em bandas justapostas ao início da simulação. O silicone mais

escuro e menos viscoso fluiu com maior taxa de deformação. Ao final do experimento, a camada

demonstra deformação interna por intenso cisalhamento e uma concentração relativa do material

menos viscoso em situações de menor sobrecarga (modificada de Garcia 1999).

50

Figure 3.7 – Sandbox model for halokinetics simulation. The ductile analogical layer is composed by

two silicones with different viscosities juxtaposed in bands at the simulation beginning. The darker

and less viscous silicone flows with higher deformation rate. At the end of the experiment, the ductile

layer shows an intense shear deformation with a relatively higher concentration of the less viscous

material under lower overburden situations (modified from Garcia 1999).

3.4. TÉCNICAS E PARAMETROS APLICADOS

A restauração estrutural considerada nessa pesquisa partiu da interpretação sísmica de seções

2D e de um pequeno cubo sísmico 3D. A construção do modelo estrutural, entretanto, se ficou restrita

aos dados bidimensionais. As camadas foram removidas, considerando a compensação isostática

flexural seguida de operações de restauração geométrica e análises da deformação, discutidas a seguir.

A leitura inicial de trabalhos referenciais (e.g. Santi 2002, Freitas 2006, Moreira et al. 2007,

Caldas 2007) contribuiu para definir a área de estudos e construir um modelo estrutural com a

complexidade da bacia de Santos. A tectônica de sal na área passa de um domínio distensivo proximal

com falhas normais relativamente concêntricas e movimentos transferentes secundários (e.g. Souza

2008, Souza et al. 2009) para um domínio compressivo distal com minibacias controladas pela

halocinese (e.g. Caldas 2007). Esses domínios são separados pela falha de Cabo Frio (Figura 3.8). A

área de estudo integra uma porção significativa da célula de deformação gravitacional postulada por

Guerra & Underhill (2012) (Figura 3.9).

A restauração de seções foi proposta como ferramenta inicial de trabalho pelas facilidades para

desvendar a evolução das principais estruturas. Executada a intervalos discretos, permitiu destacar

diferentes momentos da deformação e prováveis eventos correlacionados a gênese das estruturas. Um

datum de referência a cada ciclo de restauração permitiu que operações de cisalhamento simples, puro,

deslizamento flexural e movimento sobre falhas removessem a deformação frágil ao mesmo tempo em

que se procedia o balanceamento da deformação dúctil do sal.

Ao todo foram restauradas 5 seções geológicas (Figura 3.10), cada qual de forma

independente. Em seguida, a integração dos resultados produziu um arcabouço restaurado em

ambiente 3D. A análise do modelo tridimensional permitiu validar a geometria, a cinemática e a

mecânica do modelo tectônico teórico.

51

Figura 3.8 – Localização da área de estudo (polígono em amarelo no mapa inferior) avançando da

plataforma até águas profundas e cortada pela falha de Cabo Frio (em cinza). No mapa superior, as

seções restauradas (linhas brancas) A-A’, B-B’, C-C’, D-D’ e E-E’ estão sobrepostas ao topo

estrutural do sal (extraído de Guerra & Underhill 2012).

Figure 3.8 - Study area location (yellow polygon in the lower map) from shelf to deep waters, crossed

by the Cabo Frio fault (in gray). The upper map shows the restored sections (white lines) A-A’, B-B’,

C-C’, D-D' and E-E' superimposed on the structural map of the salt top (extracted from Guerra &

Underhill 2012).

52

Figura 3.9 – A área investigada (polígono preto à esquerda) sobre mapa do topo do sal, inserida na

célula gravitacional de Ilha Grande (linha tracejada branca) proposta por Guerra & Underhill (2012).

O aporte sedimentar (setas cinza), como interpretado por esses autores, dispõe-se em paralelo às

seções restauradas. O topo do sal em perspectiva na área de estudo (detalhe 3D à direita, sem escala)

sugere a existência de dois compartimentos sedimentares (A e B), controlados pela interação entre

deposição e halocinese.

Figure 3.9 - Structural map of the salt top from Guerra & Underhill (2012) showing the study area

(black polygon on the left) within the Ilha Grande gravitational cell (white dashed line) proposed by

them. The major sedimentary supply (gray arrows) is parallel oriented to the restored sections. The

3D image of the salt structural top in the study area (detail on the right without scale) suggests the

existence of two sedimentary compartments (A and B) controlled by the deposition and halokinesis

interactions.

Figura 3.10 – Visão em perspectiva das 5 seções geológicas restauradas na porção central da bacia de Santos (fora de escala). O topo do sal (superfície rosa

semitransparente) sugere que as estruturas existentes podem ser consideradas aproximativamente cilíndricas.

Figure 3.10 - Perspective view of the five restored geological sections in the central portion of the Santos Basin (without scale). The top

of the salt (pink with transparency) shows relatively cylindrical structures.

54

As etapas desenvolvidas na pesquisa podem ser resumidas como a seguir:

(1) Interpretação sísmica e construção de modelo georreferenciado de múltiplas seções no Gocad.

(2) Transferência de horizontes e falhas ao RECON-MS, para construção das seções.

(3) Inserção de facies detalhadas nas camadas, diferenciadas por densidade, porosidade e decaimento

da porosidade por soterramento.

(4) Remoção da camada superior e cálculos de descompactação sedimentar das camadas submetidas à

sua carga e compensação isostática flexural do conjunto subjacente.

(5) Estabelecimento de paleobatimetria de referência com base em dados de poços e geometria modelo

de plataforma, talude e bacia profunda.

(6) Restauração em blocos e ao longo de falhas controladas pelo sal.

(7) Ajustes ao perfil regional paleobatimétrico de referência e da subsidência, para acomodar a

deformação da camada de sal (deformação "dúctil" restaurada mais "livremente").

(8) Aferição de coerência nas espessuras da camada de sal, conservando área sob camadas restauradas.

(9) Transferência dos elementos estruturais e construção de modelo 3D no Gocad por meio de

superfícies 3D e volumes fechados (não foi possível gerar grades seqüenciais dos objetos

reconstituídos dentro do cronograma de pesquisa).

(10) Testes de restauração de superfícies e análises volumétricas dos resultados obtidos.

A figura 3.11 apresenta uma visão esquemática desses procedimentos.

O fluxograma de trabalho aqui empregado tem procedimentos semelhantes aos utilizados por

Rowan (1993) e Guerra & Underhil (2012). Trata-se de uma abordagem sequencial que considera a

descompactação e a recuperação dos efeitos isostáticos bem como a remoção da deformação pelo

fechamento do movimento ao longo de falhas e desdobramento de camadas em 2 dimensões. Os

procedimentos foram executados nos programas GOCAD (desenvolvido por um consórcio

multiclientes na Universidade de Nantes, França) e RECON-MS (programa de propriedade da

Petrobras, e desenvolvido pela Tecgraf, uma empresa ligada à Pontífice Universidade Católica do Rio

de Janeiro).

3.4.1. Interpretação sísmica e construção de um modelo para restauração estrutural

Os dados de poços e de reflexão sísmica foram disponibilizados pela Petrobras dentro de suas

dependências para interpretação e seleção da área de estudos. O modelo estrutural foi construído a

partir de dados sísmicos e de poços da porção central da bacia de Santos (Figura 3.12). O conjunto

inicial de dados sísmicos, com cerca de 2000 km de linhas 2D e cerca de 150 km2 de um cubo 3D, foi

disponibilizado em tempo sísmico, não havendo dados em profundidade disponíveis à época.

Dificuldades na conversão sísmica para profundidade conduziu ao descarte desses dados com

55

retomada da interpretação a partir de um conjunto menor de linhas sísmicas em profundidade, então

disponíveis. Houve prejuízos no cronograma e plano de trabalho.

Figura 3.11 – Fluxograma geral de procedimentos e materiais empregados na pesquisa.

Figure 3.11 - Flowchart of materials and procedures applied in this research.

A interpretação dos horizontes foi realizada no programa Gocad. Quinze horizontes foram

interpretados conforme descrito no capítulo 2. A camada de sal define os refletores de mais fácil

interpretação. As discordâncias sedimentares suprassal também apresentaram ampla distribuição e

rastreamento confiável. A baixa qualidade do sinal sísmico sob o sal prejudicou a interpretação da

seção pré-sal. A imagem sísmica da seção D-D’ (Figura 3.13) ilustra as diferenças do sinal sísmico.

A integração dos dados de poços com observações nas seções sísmicas e modelos

deposicionais propostos por Moreira et al. (2007) foram relevantes para a definição de fácies nas

seções geológicas. As cinco seções de orientação NNW-SSE e com cerca de 120km cada preparadas

para restauração foram melhor caracterizadas pelo maior detalhe dos dados em tempo sísmico. Os

dados sísmicos também definiram melhor a extrapolação das superfícies do modelo 3D.

56

Figura 3.12 – Localização dos dados sísmicos e poços utilizados, com destaque para a área de

pesquisa inicial (polígono vermelho), contendo linhas 2D e cubo 3D (traços vermelhos) em tempo

sísmico. A área efetivamente investigada (polígono azul) mostra as linhas 2D (traços azuis),

interpretadas em profundidade para construção do modelo estrutural. Os poços são representados por

pequenos círculos.

Figure 3.12 - Location of seismic and well used data, highlighting the initial study area (red polygon),

2D lines and 3D cube (red lines) available in seismic time. The area effectively studied (blue polygon)

shows the 2D seismic lines (blue lines) available in seismic depth used to interpretation and structural

model construction. The wells are represented by small circles.

Ainda que a conversão de dados sísmicos não estivesse prevista na programação original, as

dificuldades encontradas nos procedimentos resultaram em atrasos de cronograma e reavaliação de

objetivos de pesquisa. Foi abandonada a intenção de fazer um tratamento do campo de velocidades

para melhorar a distribuição de fácies e parametrização da compactação de rochas no modelo

estrutural.

Figura 3.13 – Seção D-D’ ilustrando a maior qualidade dos horizontes sísmicos acima da base do sal, a falha de Cabo Frio, interpretada no limite de uma muralha de sal, e a

sedimentação progradante do Grupo Frade. A base do sal bem iluminada destaca um alto estrutural no centro da seção e, abaixo, os refletores apresentam menor continuidade e

maior nível de ruído. Exagero vertical de 3 vezes.

Figure 3.13 - Section D-D' illustrating the highest quality of seismic horizons above the salt base, the Cabo Frio fault, interpreted closed to a salt wall, and the progradational

sedimentation of the Frade Group. The salt base highlights a structural high in the center of the section. Below the salt, the seismic reflectors show lower continuity and higher noise

level. The vertical exaggeration is 3 times.

58

3.4.2. Remoção da camada superior

Cada etapa de restauração estrutural no procedimento proposto tem início com a remoção da

camada superior dos estratos interpretados. A remoção de camadas está fundamentada no

procedimento desenvolvido por Watts & Ryan (1976), também conhecido como backstripping, que

possibilita o cálculo da variação vertical do embasamento em função da carga sedimentar e da lâmina

d’água em uma bacia sedimentar. A subtração da camada mais superficial produz efeitos de

descompactação nas camadas subjacentes bem como uma compensação isostática flexural.

Um cálculo mais completo da variação de espaço em uma bacia sedimentar inclui a variação

do volume em função da compactação dos poros nas rochas sedimentares. Em geral, a taxa de

compactação é muito alta durante as primeiras centenas de metros de soterramento de siliciclásticos,

reduzindo rapidamente a proporção de poros em relação aos grãos de matriz mineral e aumentando a

densidade da rocha. Esse fenômeno, discutido por autores como Steckler & Watts (1978), Sclater &

Christie (1980) e Wood (1981), é considerado nos algoritmos aplicados como função da perda de

porosidade das rochas, devido ao gradativo carregamento sedimentar. Bender et al. (1989)

desenvolveram a solução numérica adotada no RECON-MS com opção para mecanismos isostáticos

local (Airy) e regional (Flexural) e tomaram o trabalho de Sclater & Christie (1980) como referência.

A descompactação é calculada após a remoção de cada camada, com base na formulação

proposta por Sclater & Christie (1980) para todo o conjunto sedimentar remanescente. Estimados em

função da profundidade de soterramento, os efeitos da compactação são diferenciados para cada fácies

sedimentar, já que a descompactação precisa contabilizar as variações ao longo das seções. Diferentes

fácies foram interpretadas em cada camada seguindo um modelo de sedimentação para a bacia descrito

em Moreira et al. (2007) e aferidos em dados de poços disponíveis. Os facies utilizados e os

parâmetros petrofísicos aplicados nesse cálculo estão organizados na tabela 3.1. O sal foi considerado

não compressível (porosidade zero). Os resultados da descompactação consideraram o nível de base da

camada removida como referência fixa, ou seja, partiram do topo da primeira camada remanescente.

Ao contrário do que sugere Rowan (1993), a compactação diferencial de sedimentos a 5000 m

de soterramento não deve ser negligenciada uma vez que estes sedimentos estiveram próximos à

superfície algum dia e, na restauração palinspástica, serão descompactados como tal. Um perfil típico

de preenchimento de hemigrábens por rochas clásticas privilegia a deposição de sedimentos grossos

nas bordas de falhas mais ativas. O empilhamento continuado e a compactação diferencial podem

impactar o resultado da restauração palinspástica em blocos falhados.

59

Tipos materiais

Densidade (g/cm3)

Porosidade (inicial)

Decaimento (1/km)

Folhelho 2.68 0.46 0.46 Siltito 2.67 0.48 0.47 Arenito 2.66 0.43 0.35 Mudstone 2.69 0.39 0.49 Wackestone 2.7 0.42 0.47 Grainstone 2.71 0.37 0.47 Sal 2.16 - - Água 1.03 - - Crosta 2.78 - - Manto 3.33 - - Astenosfera 3.18 - -

Tabela 3.1 – Propriedades atribuídas para os diferentes tipos materiais no RECON-MS. Evaporitos,

água, crosta, manto e astenosfera são considerados incompressíveis.

Table 3.1 - Properties of different materail types applied in the RECON-MS. Evaporites, water, crust,

mantle and asthenosphere are considered incompressible.

3.4.3. Conservação material durante a restauração do sal

A "lei da conservação de material" durante a deformação foi descrita por Goguel (1952),

aprimorada por Bucher (1933) a partir de Chamberlin (1910) e generalizada por Dahlstrom (1969).

Essa premissa foi adotada nos procedimentos de restauração estrutural para manter áreas constantes

em seções balanceadas e foi aferida durante a análise volumétrica dos resultados de restauração

extrapolados ao domínio tridimensional.

O princípio de conservação perde valor apenas se há adição ou subtração material por desvios

na direção de transporte tectônico ou por dissolução, fenômenos comuns em evaporitos (Jenyon 1986).

Dessa maneira a premissa é considerada controversa para a restauração do sal (e.g. Rowan 1993, Peel

et al. 1995).

Entretanto, ao longo desta pesquisa, a conservação material foi observada também para o sal.

A hipótese de uma camada de sal conservativa demanda um modelo de deformação onde o movimento

do sal ocorre em equilíbrio local dentro da seção, com balanceamento entre os domínios de distensão

proximal e de compressão distal, sem perda de material. Ainda que seja uma premissa inverossímil, a

conservação material do sal estabelece uma ferramenta de controle para restauração dessa camada

dúctil contida entre dois pacotes de deformação frágil, as unidades da fase rifte e aquelas depositadas

acima do sal. O modelo cinemático assumido considera halocinese desacoplada na base do sal, com o

pacote da sequência de rifte subjacente submetido à subsidência passiva, desconsiderando reativações

tectônicas. O equilíbrio isostático é calculado pelas variações na sobrecarga sedimentar, o que inclui a

deformação promovida pela tectônica adiastrófica (Figura 3.14).

60

A remoção da camada sedimentar produz uma compensação isostática flexural incompleta e

uma descompactação diferencial das camadas subjacentes equivocada. A redistribuição das massas por

restauração da deformação não corrige por si só a resposta isostática. Essa correção, bem como da

descompactação subjacente ao rearranjo de cargas não é realizada em nenhum dos programas de

restauração disponíveis. O problema pode ser solucionado mediante a realização da restauração em

muitas pequenas etapas palinspásticas, o que minimizará os erros não ajustados.

Figura 3.14 – Esquema simplificado da conservação material da camada de sal, com otimização da

resposta isostática após (1) descompactação e isostasia flexural, (2) restauração da deformação

halocinética e (3) correção da compensação isostática flexural (não efetivamente feita nos programas).

Figure 3.14 - Simplified scheme of salt layer conservation, optimizing the isostatic response after (1)

decompression and flexural isostasy, (2) restoration of the halokinetic deformation and (3) correction

of flexural isostatic compensation (not effectively done by the softwares).

Embora esse modelo possa ser controverso e questionável, a abordagem não defende a

inexistência de reativações de estruturas antigas com também que não ocorra dissolução do sal.

Apenas trabalha com o desacoplamento tectônico como procedimento simplificado e pretende, com os

resultados, testar as possibilidades dessa simplificação e fomentar o debate acadêmico.

3.4.4. Isostasia flexural

A restauração sequencial de estruturas sujeitas à halocinese deve considerar um modelo

isostático para quantificar a subsidência relativa à carga sedimentar e a variação da lâmina d’água ao

61

longo do tempo (Rowan 1996). A solução adotada nesta pesquisa calcula a compensação flexural pela

descarga de sedimentos de forma discretizada, com base na formulação proposta por Bender et. al.

(1989). Os algoritmos do programa RECON-MS permitem executar sequencialmente os cálculos de

descompactação e compensação isostática flexural, observando detalhamento lateral de facies em cada

camada sedimentar. O procedimento permite modelar a compactação diferencial e as flexuras na

isostasia.

A isostasia é uma variante do princípio de Arquimedes (Figura 3.15) onde o relevo é

determinado pela litosfera em equilíbrio sobre a astenosfera (Eales 2009). Dada a imposição de

sobrecargas, a litosfera responde até as forças envolvidas encontrem o equilíbrio (Watts 2001). A

profundidade de compensação onde tal equilíbrio é alcançado pelo nivelamento de pressões em

profundidade, significou conceito prevalente nos modelos isostáticos de Airy e de Pratt (Oliveira et al.

2008, Oliveira 2008). No modelo flexural de Vening Meinesz (1931), esse equilíbrio é distribuído ao

longo da região que se flexiona pelo arqueamento elástico da litosférica (Watts 2001).

Figura 3.15 – Esquema de uma placa litosférica em equilíbrio sobre a astenosfera. Os volumes Va e

Vb são determinados pelas densidades da placa e da astenosfera. A massa deslocada pelo volume Vb

deve se igualar à massa da placa (modificado de Eales 2009).

Figure 3.15 – Sketch of a lithospheric plate under equilibrium over the asthenosphere. The volumes

Va and Vb are determined by the plate and the asthenosphere densities. The mass displaced by the

volume Vb should be equal to the mass of the entire plate (modified from Eales 2009).

Densidade e resistência material são, portanto, premissas básicas do equilíbrio isostático da

litosfera que responde diferenciada a sobrecargas de densidades diferentes (Lewis 1911). Variações do

equilíbrio em função da densidade contribuíram ao estudo da formação e evolução de bacias

sedimentares (e.g. McKenzie 1978, Watts 2001), estruturas distensivas (e.g. Wernicke & Axen 1988,

Doglioni et al. 2003) e compressivas (e.g. Bird 1991). A resistência litosférica foi objeto de estudos na

mesma linha (e.g. Fjeldskaar et al. 2004, Li et al. 2004).

A rigidez flexural (D) constitui a forma mais prática de descrever a resistência litosférica à

flexura (Karner & Weissel 1990). Em sua formulação (Equação 3.1), a espessura elástica efetiva (Te) é

o coeficiente que correlaciona o momento de flexura ao raio de curvatura local da placa (Allen &

62

Allen 2005). Para resolver essa equação também são necessários o módulo de Young (E) e a razão de

Poisson (σ), parâmetros relacionados às propriedades reológicas da placa.

D = E Te3 / 12 (1-σ2) Equação 3.1

A flexura isostática em uma seção pode ser reduzida ao comprimento de onda e amplitude de

um relevo ondulado por inversão da transformada de Fourier (Watts 2001). Segundo Allen & Allen

(2005) não são compensadas topografias com comprimentos de onda menores que 100 km enquanto as

maiores de 1000 km o são completamente. De modo controverso, Watts et al. (2000) modelou

elevações de centenas de metros como resposta isostática à escavação de um vale com dezenas de

quilômetros de largura. É possível que estruturas em seções com cerca de 120 km restauradas nessa

tese apresentem compensação flexural, em particular no contraste de densidades entre a progradação

proximal e os significativos volumes de sal deformados pela falha de Cabo Frio.

Um valor de Te pequeno demais sugere uma aproximação à compensação local (modelo de

Airy) enquanto valores muito elevados desconsideram variações da sobrecarga sedimentar na resposta

topográfica. Na literatura os valores de Te variam de poucos a centenas de quilômetros (Audet &

Burgmann 2011); em bacias sedimentares não passam de poucas dezenas (Karner et al. 2005). Os

mais baixos valores estimados de Te situam-se em zonas de tectonismo ativo (Watts 2001). Os

modelos de Fjeldskaar et al. (2004) com menores valores de Te são compensados por flexura e formam

elevações de borda sujeitas à erosão como aquela observada na bacia de Santos. Davison et al. (2012)

consideram a crosta estirada e frágil da bacia de Santos e postulam que um Te de 5 km pode ser

representativo para esse sítio.

A sensibilidade desse parâmetro foi testada nessa pesquisa por ensaios de remoção simples de

camadas. As diferenças observadas para diferentes valores de Te foram na ordem de dezenas de

metros, menores do que a incerteza nas calibrações de outras condições de contorno da restauração

como, por exemplo, paleobatimetria. Com o objetivo de simular uma resposta menos rígida do

embasamento subjacente, optou-se por trabalhar com um valor constante de Te de 5 km nas

restaurações, sem contabilizar o efeito de deformações crustais e perturbações térmicas provocadas

pela atividade tectônica no curso da evolução da bacia.

No caso, a litosfera funciona como um tampão térmico para o calor que flui por convecção no

manto e a perda de calor para a atmosfera, busca um equilíbrio térmico em profundidade. Quanto mais

jovem mais aquecida é a litosfera. Com o tempo vai resfriando e sua densidade média aumenta. Esse

processo implica em subsidência isostática sobre o manto. A rigidez flexural da litosfera também varia

com o regime térmico, mas nenhuma variação no valor de Te em função do processo de rifteamento foi

simulada.

63

A compensação isostática foi inserida na restauração estrutural para gerar uma estimativa da

subsidência anterior à deposição da camada removida, servindo como referência geométrica. Esse

perfil deve refletir o alívio de carga da camada removida bem como ser coerente com os processos que

levaram à sua deposição e deformação, calibrado pelos dados disponíveis. A restauração de múltiplas

seções oferece um arcabouço mais amplo para estimativa de transporte sedimentar, geometrias

deposicionais e faciológicas. As heterogeneidades observadas podem caracterizar diferentes domínios

de deformação, deposição ou mesmo erosão local. Apenas as diferenças significativas dentro da escala

de trabalho foram tratadas.

A compensação isostática flexural apresenta uma escala de resolução mais regional do que os

efeitos de variação lateral de fácies pois depende tanto da carga sedimentar como da rigidez da

litosfera. Por essa razão o cálculo da compensação foi realizado segundo linhas verticais com maior

espaçamento do que na descompactação das camadas subjacentes à remoção.

A representatividade da carga para o cálculo da compensação isostática também foi

considerada. Os 120 km das seções restauradas cobrem apenas uma fração dos 700 km pelos quais

essa bacia se estende, representando apenas parte da sobrecarga sedimentar imposta ao embasamento

da bacia de Santos. Por essa razão e com o objetivo de obter uma resposta mais realista da flexura na

litosfera subjacente, os sedimentos no entorno da área de estudo foram considerados por extrapolação

da geologia regional, galgada em projeção da transecta publicada por Carminatti et al. (2008). Assim,

efeitos de borda irreais na compensação isostática foram evitados. O encurtamento predominante na

restauração das seções também poderia subestimar a sobrecarga se não fosse considerada a

continuidade lateral das camadas restauradas. A seção sedimentar hoje situada dentro dos limites da

área de investigação foi lateralmente movimentada pela deformação bacia adentro. As seções foram

recompostas conforme se removia a distensão pela mesma extrapolação da geologia regional. Esse

assunto se encontra desenvolvido nas publicações que compõem os capítulos 4 e 5.

Um ensaio simples sobre os efeitos de borda foi conduzido no programa de restauração

RECON-MS pelos seus desenvolvedores (Figura 3.16). Para tanto foram consideradas duas seções

sintéticas, imageando 120 e 60 km de uma bacia sedimentar e removida a camada superior sem

extrapolação lateral de uma geologia regional. Os resultados mostraram significativos efeitos de borda.

64

Figura 3.16 – Ensaio de compensação isostática flexural em caso sintético. A camada sedimentar mais

superficial de uma seção de 120 km (A) e de outra de 60 km (B) são removidas sob os mesmos

parâmetros de rigidez elástica e densidades (C e D). As diferenças de compensação devidas às

dimensões das cargas removidas podem ser observadas na superposição dos resultados (E).

Figure 3.16 – Flexural compensation of isostatic removal in a hypothetical case. The uppermost

sedimentary layer of a section with 120 km (A) and another with 60 km (B) were removed from

lithospheres with the same rheological parameters (C and D). Compensation differences about the

dimensions of the removed loading are presented by superimposition of the results (E).

Uma solução de compensação isostática flexural é, portanto, sensível a questões de geometria

da bacia e parâmetros de reologia da litosfera. O RECON-MS lida com variações de fácies que

aplicações comerciais ainda não permitem. Entretanto, soluções mais especializadas apresentam

melhorias com maior potencial de investigação (e.g. Roberts et al. 1998).

Diversos processos envolvidos na formação e evolução de uma bacia podem ser

correlacionados com a natureza da sua subsidência. Alguns desses processos não foram simulados na

compensação flexural isostática. Os eventos térmicos foram simplificados na definição reológica da

litosfera e compensados nas calibrações paleobatimétricas. Eventos erosivos foram reconhecidos e

interpretados, mas não apresentaram magnitudes significativas e foram desconsiderados por

suavização de horizontes. Variações eustáticas também não foram analisadas. Fenômenos como

subsidência tectônica, aporte sedimentar, halocinese e reativações estruturais foram considerados

tratados pela restauração estrutural e seus efeitos na isostasia não foram tratados de forma isolada.

Todas as estimativas obtidas pelos cálculos de flexura litosférica passaram por posterior calibração de

ajustes ao equilíbrio batimétrico indicado pelos dados de poços disponíveis.

65

3.4.5. Restauração geométrica da deformação

Diferentes mecanismos tais como translação, rotação, cisalhamento simples ou puro, vertical

ou inclinado, deslizamento flexural e deslocamento sobre falha podem ser aplicados na restauração

estrutural, com base em modelos cinemáticos de evolução geométrica da deformação (e.g. Verrall

1981, Gibbs 1983, Suppe 1983, Davison 1986, Davis 1983, White et al. 1986, Rowan 1987, Crespi

1988, Moretti et al. 1988, Groshong 1989, Rowan & Kligfield 1989, Schultz-Ela 1992, Egan et al.

1996, Hardy & Flinch 2006) A eficiência de cada mecanismo na restauração depende de modelos

cinemáticos pois estes trazem as referências necessárias sobre a história de evolução da estrutura

mesmo quando informações e condicionantes geológicos disponíveis sobre o objeto de estudo forem

limitados (Groshong 2006, Ferreira 2010).

Alguns exemplos básicos de modelos cinemáticos estão ilustrados na Figura 3.17. Os modelos

e seus mecanismos de restauração geométrica possibilitaram as transformações aplicadas sobre as

seções geológicas da bacia de Santos, coerentes com a tectônica gravitacional de deformação do sal

onde a interação entre deformação e sedimentação sob tectônica adiastrófica é muito relevante. O

programa RECON-MS, utilizado nas restaurações opera transformações geométricas fundamentadas

nos modelos cinemáticos mais conhecidos tais como translação, rotação, movimento sobre falhas,

cisalhamento e deslizamento flexural.

Figura 3.17 – Exemplos esquemáticos de modelos cinemáticos utilizados em restauração estrutural

(modificado de Groshong 2006).

Figure 3.17 - Schematic examples of kinematic models used in structural restoration (modified from

Groshong 2006).

Inúmeros trabalhos de restauração em seção reportam uma descrição geométrica da

deformação por falhas normais, onde o bloco baixo (hangingwall) se move sobre um bloco alto

(footwall), considerado fixo, delineando um cenário onde os blocos falhados podem ser restaurados

por rotação, escorregamento flexural ou operações de cisalhamento (e.g. Moretti et. al. 1988, Davison

1986, Verall 1981). Na parte mais proximal das seções, com predomínio de feições distensivas, as

66

falhas de crescimento foram, em geral, restauradas por “movimento sobre falha”, um operador que

trata os rejeitos variáveis ao longo do tempo denominado “deslizamento/aplainamento” por Rouby

(1994).

Os principais modos para restaurar a deformação dúctil são feitos por meio de cisalhamento e

deslizamento flexural (Ramsay & Huber 1983). No cisalhamento simples os grãos se movem

relativamente por deslizamento, segundo direções relativamente paralelas. No deslizamento flexural

ocorre uma deformação laminada por cisalhamento ao longo da estratificação (Figura 3.18). Na dobra

por cisalhamento puro há uma superfície de equilíbrio da deformação no intermédio da camada,

separando o domínio distensivo mais externo da compressão mais interna. A dobra por deslizamento

flexural (flexural slip fold) ocorre em rochas com camadas discretas e delgadas distribuindo a

deformação por deslizamento diferencial nos contatos entre as camadas. Na dobra de fluxo a

deformação é distribuída de forma mais homogênea em camadas mais dúcteis como em um

escoamento plano-paralelo. Na parte mais distal das seções, com predomínio de feições compressivas,

foi possível restaurar as estruturas dobradas mais antigas, sujeitas à prevalência da deformação dúctil

do sal.

Figura 3.18 – Padrões representativos da deformação flexural: (a) dobra por cisalhamento flexural,

com fraturas distribuídas ao longo do eixo da dobra (b) dobra por deslizamento flexural, com slicken

lines nas superfícies de deslizamento e (c) fluxo flexural, com frequente desenvolvimento de clivagem

penetrativa nos flancos da dobra (modificado de Twiss & Moores 1992).

Figure 3.18 – Representative patterns of flexural deformation: (a) pure flexural bend with distributed

fractures over the fold axis (b) flexural slip fold, with slicken lines in the sliding surfaces and (c)

flexural flow, with often development of pervasive cleavage on the flanks of the fold (modified from

Twiss & Moores 1992).

Por excelência, a restauração estrutural compreende uma ferramenta que permite conferir a

consistência evolutiva de uma estrutura. No entanto, trata-se de um procedimento muito detalhado e

trabalhoso. Antes de iniciar os procedimentos de restauração foi checada a coerência topológica de

horizontes e falhas do modelo estrutural que implicassem em erros grosseiros e que conduziriam ao

reinício de todo o processo.

67

3.4.6. Paleosuperfícies

As paleosuperfícies de referência mais significativas para a abordagem de restauração adotada

foram as batimétricas e de subsidência. As batimétricas foram estimadas, à semelhança de Rowan et

al. (1996), pela compensação isostática e, adicionalmente, seguiram um controle de paleoambientes

deposicionais e dados de poços e sísmica. As de subsidência, conforme já mencionado, seguiram os

cálculos de compensação flexural isostática.

A primeira estimativa da paleosuperfície de batimetria proveio dos cálculos de compensação

isostática e foi modificada pela restauração geométrica da deformação. As maiores diferenças

observadas após esse procedimento foram coerentes com os espaços modificados pela halocinese.

Devido a essa condição, uma estimativa da batimetria obtida por meio de dados bioestratigráficos dos

poços disponíveis, em associação às formas dos extratos e sismofácies removidas, foi utilizado para

calibrar os ajustes de restauração.

Os poços foram agrupados conforme seu posicionamento em relação à atual batimetria,

subdividida em 3 domínios: plataforma, talude de elevação continental. Tanto a estratigrafia da bacia

de Santos quanto as feições interpretadas nas linhas sísmicas sugerem que esse perfil batimétrico

persistiu compartimentado em 3 domínios durante toda a evolução da bacia, enquanto margem passiva

(Figura 3.19).

O domínio de plataforma é um perímetro continental de profundidade da lâmina d’água rasa e

relativamente constante, com gradientes em torno de 1 grau em direção aos domínios mais profundos

da bacia. Na bacia de Santos possui excepcional dimensão desenvolvida principalmente durante o

Paleoceno (Moreira et al. 2007). A quebra da plataforma estabelece o limite com o talude, identificada

por inflexão do gradiente regional onde os mergulhos médios crescem para 3 graus ou mais (Gross

1972). O limite inferior do talude representa outra quebra notável de declividade, denominada pelas

leis do mar como “pé do talude continental”. A partir desse limite a elevação continental apresenta

gradientes intermediários em relação aos domínios anteriores. Na bacia de Santos a passagem para a

região oceânica abissal coincide com a dorsal de São Paulo, limite externo da bacia (Figura 3.16).

Um perfil regional foi estabelecido para cada região a partir dos dados dos poços, exceto para

o domínio mais profundo onde não havia dados bioestratigráficos disponíveis (Figura 3.16). Os dados

de poços para calibração não foram numerosos e configuraram um arcabouço de muito baixa

resolução no espaço e, principalmente, no tempo geológico. As principais discordâncias e eventos

estratigráficos como os que marcam a rápida deposição dos evaporitos e a progradação na deposição

do Grupo Frade são diferenciados como potenciais modificadores da paleosuperfície batimétrica na

definição de tais perfis.

68

Figura 3.19 – No alto, esquema da batimetria típica da bacia de santos. Abaixo, à esquerda, imagem

sísmica da seção D-D’ onde quebras nos refletores mesmo deformados por halocinese sugerem a

persistência dessa batimetria típica desde a deposição do sal. À direita, esquema de perfis regionais de

evolução ao longo do tempo para cada domínio batimétrico.

Figure 3.19 - At the upper sketch, typical bathymetry profile of the Santos Basin. Below, on the left,

seismic image of the section D-D' where this typical bathymetry is suggested by reflectors breaks

(even if they are deformed by halokinesis) since the salt deposition. On the right, diagram with

regional profiles proposed for the paleobathymetric evolution of each bathymetry domain (Shelf, slope

and continental rise).

Os pontos de quebra da plataforma e pé do talude continental foram interpretados para todas

as linhas e todos os horizontes restaurados, inclusive para os carbonatos do Albiano, além de serem

considerados como balizadores da paleosuperfície de plataforma/talude/elevação (Figura 3.16).

O mais significativo controle do modelo morfológico consiste em acompanhar sismofácies nas

seções sísmicas: mais tabular na plataforma, mais divergentes ou marcados por erosão no talude e

mais plástico pela deformação da sedimentação pelágica, no domínio mais profundo da elevação

continental.

O cálculo da compensação isostática e a paleobatimetria definida com base em poços e

sísmica são procedimentos independentes e que não definem valores absolutos para a paleosuperfície.

Coube a outras condições de contorno da restauração, como a conservação de material (área no caso

de seções 2D), definir a posição e a forma final da batimetria. Para fins de análise da abordagem

escolhida, a calibração por meio de cisalhamento vertical foi postergada para que curvas de

69

subsidência fossem traçadas em geohistórias 1D, graficamente produzidas em planilhas Excel (Figura

3.20) e posteriormente tratadas.

Figura 3.20 – Comparativo para ajuste batimétrico em um ponto da plataforma atual extraído das

etapas de restauração 2D. O perfil de referência em linha vermelha tracejada não coincide com o perfil

obtido na restauração parcial (linha em azul), obtido pela restauração geométrica da deformação

(inclui compensação flexural isostática). A diferença crescente no tempo sinaliza problemas no

procedimento de compensação isostática e demanda ajustes de calibração ao final de cada etapa.

Figure 3.20 - Comparative for bathymetric adjustment on a spot of the current platform extracted

from the stages of restoration 2D. The reference profile in dashed red line does not match the profile

obtained in the partial restoration (blue line), by the geometric restoration of strain (includes flexural

isostatic compensation). The increasing difference in the course of time hints problems in the

procedure of isostatic compensation and demands calibration adjustments at the end of each stage.

3.4.7. Particularidades associadas à deformação do sal

A restauração estrutural de seções em uma bacia sujeita à tectônica de sal é complexa. O sal é

submetido a diferenças de viscosidade e densidade em relação a uma sobrecarga frágil e a deformação

desse sistema, simultânea à sedimentação, erosão, subsidência, dissolução e até mesmo magmatismo

(Peric & Crook 2004). Tal evolução tem implicações gravitacionais tanto sobre as estruturas como na

sedimentação (e.g. Trusheim 1960).

Os desafios são diversos e complexos, a saber: geometria inicial, tectônica complexa,

diferencial reológico (viscosidade, resistência e densidade) em relação às encaixantes, deformação

síncrona com sedimentação, eustasia, compactação das encaixantes além de falhas, movimento lateral,

isostasia e fenômenos térmicos (Rowan 1993), entre outros. Em geral a conservação material do sal

não é considerada nos trabalhos de restauração, o que exige maior atenção na análise dos resultados.

70

Considerando as particularidades da halocinese, a interface sedimento-sal sofre deformação contínua e

não conservativa (Titeux 2009). O comportamento mecânico do sal e a construção de um bom modelo

geológico são focos de interesse de pesquisa cada vez mais complexos (Willson & Fredrich 2005). Na

halocinese em margens passivas contribuem na investigação dos processos e causas da deformação do

sal (e.g. Quirk et al. 2012, Albertz & Ings 2012).

Os recursos computacionais permitiram o emprego de métodos de restauração mais

rigorosamente estruturados, a partir dos anos 80, onde a maior incerteza no caso da halocinese tende a

ser o tratamento dado ao sal nos procedimentos de restauração (Hossack 1995). As regras gerais

orientam a seção na direção do transporte sedimentar e conservam materialmente os diversos

sedimentos, mas deixam o montante de sal relegado ao vazio estabelecido pela restauração das

unidades encaixantes. Os painéis das camadas de sal são em geral restaurados com um grau de

liberdade subordinada. Hossack (1995) também destaca processos em que a dissolução pode ser

considerável e considera que o volume de sal decresce ao longo do tempo. Não obstante admite que

em maiores soterramentos o movimento material do sal deve ser conservativo (e.g. Moretti et. al.

1990). Seguindo esse princípio, o equilíbrio material entre os domínios de distensão e compressão

pode ser aplicado (e.g. Worrall & Snelson 1989).

Titeux (2009) compara os métodos mecânicos e cinemáticos na restauração do sal. Deixa a

entender que o modo de deformação é prescrito nos métodos cinemáticos enquanto faz parte dos

resultados nos métodos mecânicos. Embora considere as soluções cinemáticas mais rápidas e

topologicamente mais versáteis indica o tratamento das heterogeneidades sedimentares e de

descontinuidades da deformação como pontos fracos em relação aos algoritmos mecânicos.

A restauração por seções foi descartada por Rouby et al. (1993) para estudar a tectônica de sal

na bacia de Campos, pois consideraram significativo o escape lateral do sal em relação aos blocos

falhados. Estes autores desconsideram a interface dos horizontes com o sal o que, segundo Titeux

(2009), produz uma aproximação dos deslocamentos horizontais, sem relação com a sucessão de

eventos de deformação diferencialmente cumulativa nos horizontes.

A escolha do algoritmo de restauração é fundamental na restauração de seções e os principais

mecanismos de restauração aplicados na restauração do sal são cisalhamento e deslizamento flexural.

Para Hudec (2003), o cisalhamento é o método mais utilizado na restauração de movimentos em bloco

(e.g. sobre uma falha ou por retirada do sal) e o deslizamento flexural, o mais indicado para restaurar

feições compressivas, onde o cisalhamento é orientado pela estratificação das rochas. O cisalhamento

é bastante aplicado para restaurar a extensão próxima a diápiros (e.g. Schultz-Ella 1992) ainda que

possa levar a resultados inconsistentes por acumular problemas de solução ao se afastar dessas

71

estruturas (Titeux 2009). Todos os algoritmos de remoção da deformação estrutural utilizados são

similares aos encontrados em softwares comerciais.

Um procedimento bem completo foi proposto por Rowan (1993), abordando ao revés e

sequencialmente fenômenos que influenciam significativamente a deformação do sal. O método

consiste em calcular e remover os efeitos de processos como sedimentação, compactação, ajuste

isostático (Airy), subsidência térmica, movimentação sobre falhas e deformação da camada de sal

propriamente dita. A cinemática do sal é negligenciada e não há conservação material da camada de

sal ao longo do tempo. Os princípios básicos desse fluxo de trabalho foram adotados em diversos

trabalhos de restauração. Assim como proposto por esta pesquisa, Guerra & Underhill (2012)

adaptaram esse método para o programa RECON-MS, substituindo os cálculos de isostasia tipo Airy

para uma abordagem de compensação flexural. Embora esta compensação seja possível no programa

MOVE2D, o detalhamento de facies nas camadas sedimentares somente foi viável na solução do

RECON-MS.

As seções NNW-SSE estão orientadas ao longo do transporte tectono-sedimentar que coincide

com a direção de maior variabilidade estrutural (Figura 3.10). Os componentes do modelo estrutural

construído a partir dessas seções são uma camada de sal muito deformada, sobreposta a um conjunto

de camadas acomodadas em hemigrábens de correlação incerta entre as múltiplas seções e sotoposta a

outro set de camadas cuja evolução tectonossedimentar é entrelaçada com a deformação do sal.

Módulos limitados por contatos estratigráficos, discordâncias e falhas foram individualizados em cada

seção, cada módulo foi restaurado para a melhor geometria que os ajustasse a um perfil regional de

paleobatimetria (superfície alvo).

Os interesses na restauração tiveram ênfase na relação do movimento do sal com a

sedimentação, na evolução desse sistema em direção a águas mais profundas da bacia e na

determinação do momento de abertura de janelas na camada de sal (salt weld timing). O espaço de

sedimentação deve ser maior que o volume de sal remobilizado se for observada a dissolução parcial

de evaporitos subaflorantes. Moretti et. al. (1990) realizaram uma restauração regional acrescentando

cerca de 18% na quantidade de sal em função de dissolução. Nenhuma dissolução foi considerada

nessa pesquisa e os resultados de restauração não são exatamente balanceados. As camadas de sal

foram conservativas abaixo da sobrecarga restaurada. O interesse de tal abordagem foi simplificar o

controle sobre o corpo de sal ao longo da restauração e possibilitar uma análise do processo de

deformação estrutural durante a restauração. Após a remoção da camada superior, com

descompactação e ajuste isostático das unidades remanescentes, os blocos das unidades de sobrecarga

são restaurados de forma a acomodar a camada de sal sem perda ou ganho de material (Figura 3.21).

72

Figura 3.21 – Esquema de restauração conservativa da camada de sal. A área ao início (89 Ma) e ao

final (92 Ma) do processo é aproximadamente igual.

Figure 3.21 - Scheme of conservative restoration of the salt layer. The area at the start (89 Ma) and at

the end (92 Ma) of the process is approximately the same.

Assegurar a coerência dos resultados de restauração com os mecanismos de deformação

esperados é um critério fundamental. Ainda que fosse restaurada com a liberdade de ser acomodada

entre blocos restaurados das unidades encaixantes, a camada dúctil de sal deve apresentar consistência

ao longo da restauração. Para tanto a camada teve sua área total conservada sob a sobrecarga em

restauração e, após cada ciclo de restauração, a espessura resultante de pontos selecionados (1D) foi

plotada em gráfico contra o tempo de forma a assinalar sua evolução (Figura 3.22). Uma vez que a

espessura não esteja a inflar ou exaurir injustificadamente, a integração da variação da espessura (1D)

e da forma da camada de sal (2D) permite aferir consistência do resultado com a deformação.

O procedimento foi inspirado na ferramenta de controle existente no antigo programa de

modelagem de sistemas petrolíferos Temispack. A construção do modelo 2D nesse aplicativo tratava

uma seção como uma sequência de traços verticais. A reconstrução da seção no tempo era como uma

edição multi1D em que a espessura do sal era modificada por inflação e deflação, mimetizando o

movimento lateral de sal. O controle dessa edição era um gráfico da geohistória de soterramento em

que os efeitos de descompactação e diapirismo podiam ser observados para cada vertical ao longo do

tempo. A diferença na solução utilizada é que a seção verdadeiramente restaurada tem movimento

lateral de massa e as espessuras são o retrato desse movimento de fato.

73

Figura 3.22 – Acompanhamento da espessura de sal em pontos referenciais na posição de plataforma

rasa em gráficos contra o tempo. A espessura do sal na região de plataforma rasa, salvo diápiros

localizados, alcança centenas de metros no tempo presente. Pelas camadas a serem removidas (detalhe

das seções) é perceptível o impacto da sequência albo-cenomaniana no modelo cinemático adotado.

Figure 3.22 - Monitoring of the salt thickness at referential positions of the shelf domain in graphs

versus time. The salt thickness at this sector, except at diapirs locations, reaches hundreds of meters at

the present time. The layers to be removed (sections's detail) highlight the importance of the Albo-

Cenomanian sequences to push-out the salt in the adopted kinematic model.

3.5. METHODOLOGICAL APPROACH OVERVIEW

This chapter considers the structural restoration as the main tool for the proposed approach.

Moreover, the historical development and the state of art of such discipline are briefly discussed.

Regarding the geological context of the Santos Basin, application possibilities of getting a deformation

kinematic in the area are also discussed.

Initially developed for cross-section restorations, the technique involves the sequential

removal of the deformation effects, sedimentary compaction and other phenomena such as flexural

isostasy. The operational procedures are to restore the natural deformation by an inverse kinematics.

These procedures allow to quantify the intensity of deformation, to reconsider controversial situations

stemming from the interpretation and also to elaborate kinematic models as general guidelines. In

addition, the restoration enables to perform verification tests and evaluate the obtained results.

A restoration procedure for the salt movement through time and space, similar to the

traditional approach employed by Guerra & Underhill (2012), was applied in the first phase of the

present research to the preliminary analysis of the deformation. The approach has evolved into the use

of integrated tools in several dimensions (1D, 2D and 3D). This approach allows investigating the

74

structural salt deformation, with spatial quantification through the evolutionary history of the basin. It

also allows preparing a simple strategy for the assessment of the impacts on the petroleum systems.

The applied restoration investigated the structural complexities of the central portion of the

Santos Basin, from its origin by rifting processes until the complete development of a passive margin

which is affected by halokinesis. Five geological sections were prepared. A non- empirical, detailed

and consistent approach was proposed to reconsider some of the basic and traditional assumptions.

The conservation law described by Goguel (1952) and reviewed by Bucher (1933), Hunt (1957) and

Dahlstrom (1969) for the cross-section restorations was maintained even for the three-dimensional

complexity of the halokinesis. As discussed by Rowan (1993) and Peel et al. (1995), the conservation

of salt layer is controversial considering the differential salt rheological behavior. In many

circumstances, the salt develops structures with truncated strata, spatially complex asymmetries and

possible dissolution due to exposure to unsaturated waters. Moreover, the dissolution and lateral

movements were summarily simplified in order to subordinate the physical space between the sets

enclosing the salt layer. The average thickness of this layer must be changed according to the

deformation in the restored section. The 1D extracted restored geohistories were used in such

restoration control. This approach was crucial to control the relationship between the sedimentary

accommodation space and the salt deformation.

Another simplification procedure was the halokinesis restoration decoupled with respect to the

rift phase structures. Any possible reactivation of older structures were neither considered nor

investigated, owing to both low quality and resolution of seismic data below the salt, thus hampering

the building of a reliable 3D structural model. The ductile deformation of the salt obscures possible

recurrences in preexisting faults, had they occurred at all. The decoupling seeks to minimize errors

arising from a seismic misinterpretation.

A qualitative approach was adopted to investigate the structural impacts on the petroleum

system. With no time to perform complex restored simulations, the effects related to the structural

restoration were discussed based on simulations of the 1D restored geohistories.

75

CAPÍTULO 4

STRUCTURAL MODELING BASED ON SEQUENTIAL

RESTORATION OF GRAVITATIONAL SALT DEFORMATION IN

THE SANTOS BASIN (BRAZIL)

The only man I know who behaves sensibly is my tailor; he takes my measurements at new each time he sees me. The rest go on with their old measurements and expect me to fit them...

George Bernard Shaw, escritor

4.1 ABSTRACT

The structural restoration of two parallel cross-sections in the central portion of the Santos

Basin enables a first understanding of existent 3D geological complexities. Santos Basin is one of the

most proliferous basins along the South Atlantic Brazilian margin. Due to the halokinesis, geological

structures present significant horizontal tectonic transport. The two geological cross-sections extend

from the continental shelf to deep waters, in areas where salt tectonics is simple enough to be solved

by 2D restoration. Such cross-sections display both extensional and compressional deformation.

Paleobathymetry, isostatic regional compensation, salt volume control and overall aspects related to

structural style were used to constrain basic boundary conditions. Several restoration algorithms, such

as simple shear, flexural slip and free methods, were used to restore the sedimentary deformation,

including salt gravity gliding. The results of the 2D restoration are consistent with five major

sequences of sedimentary evolution: (1) the brittle pre-salt deformation, (2) the significant and fast salt

deposition, (3) the initial post-salt deformation with predominant rafting tectonics, (4) the Late

Cretaceous progradational deposition and coeval development of compressional minibasins, and (5)

the Cenozoic sedimentary deposition, with less intense salt tectonics. A 1D subsidence analysis based

on the 2D restored results is shown as a useful restoration control tool. The 1D results indicate that an

initially proximal infill evolves towards distal regions under salt tectonics control. The 1D diagrams

also record the history of the overburden movements through lateral depocenter migration in

minibasins areas, submitted to large horizontal salt spreading. The results highlight an important

isostatic movement during salt deposition, large but not enough to eliminate a needed depression to

accommodate the thick evaporites. By quantifying the halokinetic lateral deformation through time,

the results suggest less intensity of the phenomenon throughout the Paleogene, with minor impacts on

the petroleum system in this period.

Key-words: Salt tectonics, section restoration, Santos Basin, passive margins, South Atlantic,

deep water.

76

4.2 INTRODUCTION

Salt tectonics is one of the most complex deformation processes operating in sedimentary

basins. Most current methods of sequential restorations imposed to geological events, however, are

based on simplified geometrical approaches. Several poorly controlled simplifications are generally

required to simulate such mode of deformation, and are not really integrated with geological processes

and properties, limiting applicability and effectiveness of the restoration methods. Numerical tools are

needed to control both decompaction and flexural isostasy in cases in which there are major changes in

properties, such as density and compressibility, between evaporites and other sediments.

The study area in the deep water of the Santos Basin is intensely deformed by salt tectonics.

This passive margin basin is situated offshore Southeastern Brazil, the most prolific petroleum

province of the South Atlantic (Fig. 1). The deep offshore region, close to the study area, constitutes a

new frontier for petroleum exploration. The basin was developed upon stretched and thinned

continental crust of a ruptured Gondwanian margin (Zalán et. al. 2011). The wide expression of the

Santos Basin bathymetry gives rise to the São Paulo Plateau, which was developed over a thick salt

layer, a fundamental element of the basin evolution.

Several authors, such as Guerra (2008), Rouby et. al. (1993) and Szatmari & Demercian

(1993), discussed the evolution of the Santos Basin using restoration methods. Cobbold et. al. (2001),

Meisling et. al. (2001) and other authors have also interpreted the complex thin-skinned deformation

above the Aptian salt in this basin using structural analyses and regional interpretation. More recently,

a new framework including a failed sea floor spreading center in the southern limit of the basin as well

as an outer high located on the São Paulo Plateau have been described in several papers and

presentations (Braga et. al. 2003, Scotchman et. al. 2006, Carminatti et. al. 2008), highlighting the

diverse nature of the underlying basement.

In this work, a comprehensive restoration technique integrating 1D burial geohistories, salt

amount monitoring and regional setting constraints as supplementary calibration tools is applied in

order to minimize the strong impact of simplifications on basin evolution results. Paleobathymetry

models, flexural isostasy and the monitoring of the variation of thicknesses within a consistent

structural style are used to guide and constrain all restoration steps. Therefore, the structural modeling

character of this work is not just a technique application but also a geological methodology aimed to

integrate concepts and data.

77

Figure 4.1 – Regional location map outlining the study area (red polygon) including two restored

cross-sections (black lines), six available wells (yellow circles) and four studied pseudo-wells (red

circles). Contours represent water depth in meters, reinforced by the blue shading sea floor

topography. Notice the aborted spreading center in the southern region, and its northward propagation

along a pre-salt fault trend. Its possible continuity within the study area could account for a local

crustal thinning anomaly.

4.3 GEOLOGICAL SETTING

The Santos Basin constitutes a good example of a passive margin basin, filled by sediments

deposited during rift and drift phases. It results from an asymmetrical partition of the Gondwanian

“super-continent” whereby the Brazilian rifted margin remained wider than the conjugate African

margin. The Santos Basin spreads over 3.52 x105 km2 down to 3000 m water depth. The current

knowledge of its architecture comes from more than one hundred wells and numerous 2D and 3D

seismic surveys. It is bounded to the Northeast by the Cabo Frio High and to the Southwest by the

Florianópolis Platform (Figure 4.1). The studied area covers around 6000 km2.

78

4.3.1 Stratigraphy

The stratigraphic framework of the Santos Basin presented herein (Figure 4.2) is in agreement

with the general proposal of Moreira et. al. (2007). The maximum sedimentary thickness of the Santos

Basin is approximately 12 km (Pereira & Macedo 1990). The crystalline basement outcropping

onshore is characterized by granites and gneisses of Precambrian age (Neoproterozoic Ribeira Belt).

The Guaratiba Group represents the carbonate, siliciclastic and evaporitic sediments of the Camboriu,

Piçarras, Itapema, Barra Velha and Ariri Formations, deposited before the drift phase, during periods

of major and minor fault activations (rift phase). The significant basaltic volcanism of the Camboriu

Formation that underlays these formations and unconformably covers the pre-Cambrian basement is

regarded as the economic basement for petroleum exploration. These Neocomian basalts were

followed by continental sedimentation of the Piçarras and Itapema Formations, in half-grabens formed

by faulting and block rotation during the initial rift phase (Barremian).

An unconformity separates the Barremian sequences from the overlying Barra Velha

Formation, which was deposited during the Aptian in a relatively less active fault system. This Aptian

package is composed of carbonates and shales, typical of a transitional environment, from continental

to shallow marine. The Late Aptian salt sequence, recorded by the Ariri Formation, is about 2500 m-

thick on average. Such salt formation was unconformably deposited above Late Aptian syn-rift

limestones, in a very short period of time, during the transition from continental to oceanic conditions.

The salt layer extends across the West African and Brazilian continental margins (Karner & Gamboa

2007), and was deposited under high sedimentation rates, in the order of 1 km over a period of 0.5 Ma

(Dias 1998).

There are three major sequences overlying the Guaratiba Group, composing the drift phase:

the Camburi, Frade and Itamambuca groups (Figure 4.2). These groups comprise Albian to

Cenomanian sequences, an intervening Late Cretaceous progradational episode, and the Cenozoic

sequence, respectively. The post-salt sequences were deformed by gravity-driven tectonics with

variable displacements along the basin (Assine et. al. 2008), mainly due to heterogeneities of the salt

thickness, preexistent relief and progressive basement tilt.

The Albian to Cenomanian sequences of the Camburi Group include the first deposits clearly

related to the drift evolution after the deposition of the evaporites. Proximal siliciclastic sediments,

shallow-water limestones in the continental shelf, and marls and shales in the distal basin were

deposited during Albian time. The overlying Cenomanian sequence records deltaic and alluvial

siliciclastic proximal fans, with shales and marls from the shelf to distal basin regions. Sand-rich

gravity flows are described in distal structural lows controled by salt tectonics. This sedimentary

package represents the onset of a retrogradational pattern that accounts for the largest marine

79

transgression in the Santos Basin and which culminated in the Turonian oceanic anoxic event (OAE-2

event, Arai 1988).

Figure 4.2 – Simplified stratigraphic chart of the Santos Basin outlining the fifteen horizons

interpreted in the seismic profiles during the study. The major Early Cretaceous progradation event is

highlighted between the horizons 04 and 09.

Most of the Late Cretaceous siliciclastic progradational sequences were deposited in

continental paleoenvironments, reflecting a shift of the continental shelf limits towards the offshore.

After a strong erosional episode around the Cretaceous-Cenozoic limit, a basinwide regressive episode

gradually shifted the coastal line about two hundred kilometers eastward, allowing the development of

a wide prograding depositional wedge. The Cenozoic sedimentary sequences of the Itamambuca

Group include sediments deposited from proximal alluvial fans (Ponta Aguda Formation) to distal

marine shales and sandstones (Marambaia Formation), with occurrences of carbonate platforms

(Iguape Formation), overlain by the most recent shelf sedimentation (Sepetiba Formation). The

greatest geographic distribution of the Ponta Aguda Formation is recorded from the Early to Middle

Paleogene, reaching a maximum thickness of 2200 m. The Iguape Formation is recorded from

Oligocene to present day, reaching a maximum thickness of 2700 m. The pelites of the Marambaia

Group are interlayered with sandy bodies of the Maresia Member which are considered as meandering

channels or fans in less confined batial areas. Finally, the coarse- to fine-grained sandstones and

coquinas of the Sepetiba Formation were deposited on the continental shelf during the last 4.2 Ma.

Figure 4.3 – The two geological cross-sections A-A’ and B-B’ (see location in Figure 4.1) are based on fifteen interpreted horizons. The ten layers above the salt are

intensely deformed. The Cabo Frio Fault separates extensional and compressive domains. A proximal low and an intermediate high constitute inherited structures,

developed before the onset of salt tectonics. Classical minibasins occur in the distal compressional domain. Indicators A to G help to correlate similar compartments

in both cross-sections.

81

Fifteen horizons were interpreted on the 2D seismic sections and were tied to the stratigraphic

chart of Moreira et. al. (2007) (Figure 4.2). These horizons were used to build two structural cross-

sections (Figure 4.3), which are around 120 km long and less than 20 km apart. These cross-sections

were subsequently used as input data for the 2D structural restoration analysis, were special attention

was given to the salt tectonics during the drift phase.

4.3.2 Regional structural framework

The structural inheritance presented herein is based mainly on previous studies of several

authors in the literature. Rifting occurred in the Santos Basin from Late Jurassic to Early Cretaceous

along pre-existing structures (Pereira & Macedo 1990). The oldest sedimentary record of the rift phase

in the Santos Basin dates about 135 Ma ago. Basement heterogeneities have controlled the main rift

architecture through time (horst and grabens bounded by normal faults). Long NE-trending lineaments

are identified among the most significant heterogeneities. Those structures have been consistently

mapped onshore and can also be observed offshore (Braga et. al. 2003), at least as far as the Santos

hinge line (Figure 4.1). Reactivations of pre-existing lineaments and coeval shear zones controlled the

evolution of the coastal mountain ranges (Serra do Mar and Mantiqueira) and intervening Cenozoic

onshore grabens (e.g., Almeida 1976; Zalán & Oliveira 2005); as well as the compartmentalization of

the basin offshore.

Rifting developed an extensively stretched and thinned continental crust within the Santos

Basin still attached to the Brazilian margin known as the São Paulo Plateau, a major deepwater

physiographic feature (Mascle & Renard 1976, Kumar et. al. 1977, Cande & Rabinowitz 1978,

Guimarães et. al. 1982, Demercian 1996, Cobbold et. al. 2001, Gomes et. al. 2002, Scotchman et. al.

2006, Carminatti et. al. 2008). An aborted sea-floor spreading centre or failed breakup basin inherited

from the initial rifting complexity has been described in the southern part of the São Paulo Plateau,

between the Florianópolis Platform and the São Paulo Ridge (Figure 4.1) (Carminatti et. al. 2008,

Gomes et. al. 2002, Gomes et. al. 2009, Mohriak 2001, Meisling et. al. 2001, Scotchman et. al. 2006).

An aligned sequence of en échelon grabens prolongs this feature northwards (Figure 4.1). Towards the

study area, a set of normal faults forms a less significant SW-NE-trending structural low. The

continuity of all these regional structures outlines a region of fragile basement from the southern failed

rift basin up to the proximal part of the study area (Figure 4.1). The depression thus formed, which

predated salt deposition, later acted as controlling depocenter for the main Late Cretaceous

progradational wedge. This structural low is parallel to the Cabo Frio Fault suggesting a common

structural control for both features (Figure 4.1). Although available or published data is limited in the

Santos Basin, we assume that the regional crustal thinning, including the failed rift branch, is similar

to Lavier and Manatschal's model (2006), involving an H block in front of a V-shaped basin (Figure

82

4.4). According Lavier & Manatschal (2006) and Péron-Pinvidic & Manatschal (2010), the H-Block

(Hanging wall) represents a relatively underformed upper crust piece, thinner than 20 km, bounded by

a continentwards thinning fault and an oceanwards exhumation fault, with preserved pre-rift sediments

cover. The authors highlight the H-block resembles a remarkable retardation of subsidence whose

origin is not yet well understood. Péron-Pinvidic & Manatschal (2010) defined the V-shaped basins as

representing schematically the temporal and spatial evolution of different and consecutive phases of

rifting, with associated crustal blocks formation. The crustal thinning, broadly distributed in the upper

crust, is also probably reflected in the basin compartmentalization by shear zones (Zalán et. al. 2009).

Figure 4.4 – Schematic block diagram of the Santos Basin adapted from the model of Lavier &

Manatshal (2006) and regional transect from Zalán et al. (2011). Notice in the block diagram the

aborted southern spreading center where a hypothetical H-Block can be interpreted. In the regional

transect is interpreted the same H-Block (indicated by H) and a local Moho exhumation (indicated by

a black arrow). This scenario suggests a strongly thinned crustal thickness beneath the São Paulo

Plateau.

A significant structural high known as the “Outer High of the Santos Basin” (Gomes et al.,

2002) or the “Santos External High” (Carminatti et al., 2008) is located slightly southeastward of the

83

studied area. It corresponds to an important basement structure in the central part of the São Paulo

Plateau where the marine sedimentary infill is relatively thin, around 1000 meters, when compared to

more proximal regions. As demonstrated by recent wells, Aptian carbonates were deposited on this

wide basement high under shallow-water marine environment (Carminatti et al., 2008). The

complexity of depositional paleoenvironments, shifting from restricted and shallow water to deep

water beyond the Santos External High, made the understanding of this carbonate succession a

tectonic and stratigraphic challenge. There is not much available data (paleo water depth, relief, among

others) to constrain or calibrate the paleoenvironmental restoration of these post-rift sequences.

4.3.3 Structural implications of the salt tectonics

The Santos Basin is the southernmost Atlantic basin where Late Aptian evaporites were

deposited (Mohriak et. al. 2008). Climatic conditions were favorable for salt deposition on the São

Paulo Plateau and in other basins to the North. Those conditions were enhanced by the structural

alignment of paleohighs such as the Florianópolis Platform and the São Paulo Ridge (Figure 4.1). The

structural highs acted as efficient barriers at the southern limits of the basin blocking the marine water

circulation derived from the proto-Atlantic Ocean (Leyden et. al. 1976). A fast and short (ca. 0.5 Ma)

regional subsidence pulse of over 1000 m occurred during the Late Aptian probably as a consequence

of the isostasy induced by the thick salt layer deposition (prompted by the calculations from Van Den

Belt & De Boer 2007). Nevertheless, the existing tectonic barriers still blocked the entrance of the

surrounding oceanic waters and kept the basin sufficiently closed to allow for salt deposition.

Evaporites can flow similarly to a viscous material geologically speaking when they are

differentially loaded by overlying sediments since the earliest depositional stages (Demercian 1996).

The salt motion occurred westward towards the Southeast, between the Cretaceous Santos hinge line

and the salt pinch-out, close to the São Paulo Ridge (Figure 4.1).The high accumulation rates since

post-middle Cretaceous deformed the thick Aptian salt sequence resulting in a relatively shallow

bathymetry over the São Paulo Plateau (Mohriak et. al. 2008). During the drift phase, the salt and the

overburden were intensely deformed in a convergent radial transport (Cobbold & Szatmari 1991), and

the deformation increasingly varies from distension near the coast to compression in deep waters

region (Figure 4.3). The most active tectonic time was the Late Cretaceous, as a response to the load of

progradational wedges over the thick salt layer (in the compartments C D E of Figure 4.3).

The Cabo Frio Fault (Figures 4.1 and 4.3) marks the major transition between the extensional

and compressional salt tectonic domains (Mohriak & Szatmari 2001). Beyond this fault, the classical

minibasins behave passively within the compressional domain. The evolution of the Cabo Frio Fault is

related to huge volumes of sediments deposited since Albian times over the thick salt layer which

provides the accommodation space. The progradation evolving from the shallow shelf towards the

84

basin inflated even more the original salt thickness in deep waters creating a relative restriction for

sedimentation (Ge et. al. 1997). The salt layer reacts to its proximal squeezing pushed by the

overburden deposition, thus becoming locally exposed in reactive diapirs inhibiting distal depocenters.

Under such constraints, the shelf / slope / rise system evolves with proximal thick layering and pushes

laterally the thin distal set in the footwall of the Cabo Frio Fault (Mohriak et. al. 2008). The

minibasins were filled by minor sedimentary flows bypassing the slope. These conditions changed at

the end of the Late Cretaceous progradational event, when the tectonic salt flow strongly decelerated

and virtually ceased during the Cenozoic. Therefore, the minibasins became more significant,

developping more extensive sandy bodies in less confined depocenters (Moreira et. al. 2007).

Within the São Paulo Plateau, an impressive stratified salt column is located on the Santos

External High (Freitas 2006). This package is not autochthonous, as it has been laterally displaced

above the basal detachment, controled by irregularities of the underlying basement relief. More rugged

features observed on cross-section A-A’ can be related to the preexisting structural framework (Figure

4.3).

4.4 METHODOLOGY

The restoration procedure presented here comprises the following backwards successive steps:

(1) sediment removal and decompaction with isostatic flexural compensation; (2) fault and salt

movement restoration fitting the paleogeometry to a reference target; (3) final paleobathymetric

adjustments. Compared with other restoration methods (e.g. Rowan 1993), this one is a simplified

approach, which simultaneously considers flexural isostatic compensation and vertical decompaction.

In addition, it does not consider eustasy and lithosphere cooling. The effects of these processes are

compensated in the final paleobathymetric calibration. Fault-related and salt movement deformations

are restored with traditional algorithms such as simple or inclined shear and move-on-fault, taking into

account a conservative cross-sectional area of the sedimentary layers, including the salt. The

assumption of salt cross-sectional area preservation is limited only below its overburden and has no

intention to be realistic. It is proposed to constrain the uncoupled restoration fitting (both pre-salt by

faulting during rift phases and post-salt solely by salt tectonics), through the structural coherence of

the salt deformation within a controlled amount (area) of salt. The model is constrained by a defined

paleogeometry (shelf-slope-rise), subsequently adjusted using the constraints of the well

biostratigraphic data. The restoration was performed using RECON-MS (Petrobras in-house

developed software).

To better understand the structural restoration carried out here, the restoration cycles followed

major sequences based on the stratigraphic groups proposed by Moreira et al. (2007) (Figure 4.2). An

85

exception is made for the Guaratiba Group, subdivided in two parts, considering the salt layer as an

individual major sequence on account of its relevant tectonic role.

4.4.1 Backstripping with flexural isostatic compensation

The backstripping approach shows that a significant part of the basin subsidence is due to

sedimentary loading and the layering needs to be corrected throughout the time for the compaction

effects. The decompaction solution applied here is based on Sclater & Christie (1980), similarly

discussed in Bender et. al. (1989). The decompaction of the underlying layers related to the removal of

the uppermost sedimentary layer is calculated in vertical lines along the cross-sections. More regular

and greater distance of discretization is applied to the flexural isostatic correction. Thus, the cross-

sections are prepared in view of a detailed facies definition along the layering to improve these

calculations. The parameters used in this procedure are listed in Table 1. The remaining decompacted

units are referenced with respect to the base of the removed unit whose overall geometry is based on

the isostatic compensation, calculated considering a constant lithospheric flexural rigidity for the

entire cross-sections and during the entire geologic time.

Facies Density (g/cm3)

Porosity (initial)

Decay (1/km)

Shale 2.68 0.46 0.46 Siltstone 2.67 0.48 0.47 Sandstone 2.66 0.43 0.35 Mudstone 2.69 0.39 0.49 Wackestone 2.7 0.42 0.47 Grainstone 2.71 0.37 0.47 Salt 2.16 - - Water 1.03 - - Crust 2.85 - - Mantle 3.33 - - Asthenosphere 3.18 - -

Table 4.1 – Facies parameters applied to decompaction and flexural isostatic compensation. Salt is

considered non-compressible, without variations during the decompaction calculations..

The flexural isostasy can play a significant tectonic-sedimentary control, affecting several

aspects of the basin evolution, such as bathymetry, fault geometry, thickness variation, uplift rate and,

erosional events. The unloading approach considering local Airy-type isostasy cannot approximate

differential effects of the regional subsidence. The magnitude of the isostatic compensation depends

on the dimension of the applied sedimentary load, as well as on the flexural rigidity of the lithosphere.

The assumption of a constant elastic thickness through time and space is an acceptable simplification

even though the lithospheric rigidity varies due to either its physical integrity or with the thermal

regime (Watts 2001). A lithospheric elastic thickness of 5 km is assumed (for a discussion on this

value see, e.g., Roberts et. al. 1998, Tiley et. al. 2003) and a crustal density of 2.78 g/cm3.

86

The loads of the sedimentary sequences along the Santos Basin (which extends over more than

400 km beyond the study area) are not entirely represented in the cross-sections A-A' and B-B', each

around 120 km long. Moreover, the post-salt sedimentary sequences become progressively shortened

in the study area during the sequential uncoupled restoration, suggesting even shorter load lengths.

The consequent underestimated unloading can produce inaccuracies in the isostatic calculations. In

order to simulate a sedimentary load more similar to the total flexural load and also to restore the

missing sedimentary segments which have been pushed outside of the study area by halokinesis, the

cross-sections are laterally extrapolated (Figure 4.5). The isostatic approach provides a

paleobathymetric estimation which requires additional calibration at the end to fit the real equilibrium.

Erosional features are noticed in both cross-sections: in the proximal and slope regions, linked

to sea level changes and close to salt diapirs. Although unconformities are crucial for the regional

stratigraphy (Figure 4.2), the erosions have no great magnitude and are not taken into consideration in

the restoration. The impact that these erosions would cause is certainly smaller than the uncertainties

involved in the salt movement restoration.

Figure 4.5 – The cross-section B-B’ is laterally extrapolated based on the regional transect X-Y-Z

from Carminatti et. al. (2008). The thick evaporites in the southeastern extrapolation are very

important to the study area restoration once their deformation provided the accommodation space for

the prograding sedimentary pile.

87

4.4.2 Structural block restoration

Several algorithms were applied to restore the deformed geometry of each cross-section.

Length, cross-sectional area, or both, can be retained for the restored layers, depending on each

algorithm. Therefore, neither gain nor loss of material is significant to the resulting geological features

over time. We have sought the simplest methods to obtain restoration solutions. Considering dominant

ductile deformation for the salt layer and brittle deformation for other sedimentary layers, each cross-

section has been subdivided into minor individual blocks with similar rheology, whenever necessary at

each restoration cycle. These blocks are limited by well defined geological elements, such as

stratigraphic contacts, salt diapir boundaries, sea floor or normal faults. Each block is restored by

geometrical transformations to a target geometry, constrained by the paleobathymetry and by lateral

block boundaries (faults, diapirs or cross-section borders).

Simple shear transformation is able to preserve the blocks' cross-sectional area in 2D

restoration. These shear transformations have been used to restore brittle blocks in the extensional

deformation domain and also in less deformed situations of the distal domain. Flexural unfolding

transformations preserving length on the layering shortening direction have been rarely used to restore

the folding of deep layering in some minibasins blocks. Considering major deformation concentrated

close to the faults and diapirs edges, sometimes partial restoration steps were superimposed, increasing

shear restoration amount to better restore some intensely deformed salt-sediment boundaries.

Sometimes part of the salt diapir was included in the block to smooth the rugged fault or diapir

geometries.

In contrast with other brittle sedimentary rocks, the ductile rheology of the salt layer was

treated by free adjustment to other restored blocks. As described before, the salt cross-sectional area is

retained only under the restored overburden and this limitation provides a degree of freedom to keep

structural coherence. The salt geometry is modified on the differential gap left by the uncoupled

restoration. The salt area along with its respective overburden should be recomposed in the remainder

cross-section. This lateral redesign is an artifact related to the differential shortening of the uncoupled

restored post-salt packages over the almost untouched pre-salt packages. The gap is filled with the

addition of segments as explained before (Figure 4.5).

4.4.3 Paleobathymetric referential geometry

The decompaction procedure tries to strike an isostatic balance as the first paleobathymetric

approximation for the backstripping calculations. After the structural block modifications, the 2D

restoration approach requires paleobathymetric profiles at each incremental step to which the basin

subsidence should be adjusted. The uncertainties in the bathymetry model based on the well data are

represented by ranges of water depths and of time intervals (Figure 4.6).

88

The Santos Basin is characterized by a wide and shallow continental margin spreading over

700 km offshore, with gradual decrease of the post-salt package towards distal portions in the São

Paulo Plateau (Figure 4.5). Seismic interpretation data allows tracking changes in the shelf - slope -

rise system, by progradation, aggradation or regression. These observations suggest that the

progradation was controled by structural highs in the distal region.

Figure 4.6 – Paleo-bathymetry model through time based on well data for the platform and slope

regions (no data available to the continental rise region). The gray shading polygons represent the

summarized ranges of water depth described in the biostratigraphic wells reports in each area. The red

dashed lines are regional bathymetry models for each region. Colored circles (blue, green and red)

show the bathymetry expected for each restored age. Notice the pre-existing interpreted depression

predating the deposition of salt.

The shelf / slope / rise limits can be recognized by their geometric characteristics described as

following. The continental shelf, usually limited to 200 m water depth (Pinet 1996), is exceptionally

wide (in the order of 200 km) in the Santos Basin. The shelf break point is easy to pick on the seismic

sections for the different post-salt interpreted horizons. Beyond the shelf break, the continental slope is

characterized by thickness variations and, consequently, also by changing gradients. The transition to

the continental rise is marked by another gradient change at the foot of the continental slope. The

lower bathymetric gradient is also followed by the decrease in the average thickness of sedimentary

89

packages in the region of the continental rise, as observed by Carminatti et. al. (2008). In the Santos

Basin, the outer boundary of this domain to the abyssal plain is marked by the abrupt topographic

offset of the São Paulo Ridge.

The shelf break and the slope edge were identified for each interpreted horizon on the 2D

seismic data in the study area (Figure 4.7), as well as their general paleolocation through time. These

points provide key references for the shelf / slope / rise target geometry during the blocks restoration.

The slope edge is always located in the hanging-wall of the Cabo Frio Fault in the study area. The

final geometry is ultimately calibrated using the available paleoenvironmental data from wells.

Each decompacted block is individually restored to fit the target geometry respecting the shelf

break and the slope edge postulated positions. Some difficulties arise from adjusting the isostatically

decompacted layers to this target geometry. They need to be accommodated through the salt layer

restoration and by the isostatic adjustments in the brittle pre-salt set. It is important to remember that

both thermal subsidence and eustatic processes are not considered in the calculations, but they are

compensated during the paleobathymetric calibration.

Figure 4.7 – The shelf break (white points) and foot of the slope (black points) are shown here for the cross-section B-B’. These critical points have been

interpreted for each restored horizon above the salt layer, including the Albian carbonates top (H9).Notice the Cabo Frio Fault which limits the thicker proximal

domain from the post-salt minibasins that developed in the more distal domain.

91

4.4.4 Structural consistency

The most important criterion for the restoration is structural consistency. The structural

evolution since salt deposition to present time results from gravity spreading and progradation above a

thick and ductile salt layer. The extensional structures occur in the proximal parts of the cross-

sections, i.e., on the shelf and upper slope domains. Compressional gravity-driven structures and

minibasins are restricted beyond the slope edge, where relatively thinner post-salt layers are deposited.

During gravity spreading, the thick salt layer gradually becomes more deformed. Once this layer is

locally depleted or welded, either in the footwall of the growth faults or in the compressional domain

below minibasins, both the overburden and salt thicknesses must be consistent with the

paleobathymetry. This must be checked in every restored cycle.

Erosive features are observed on the slope domain. Such features represent restriction for

accommodation space or sediment bypass along the slope. The slope domain in these situations is

positioned over a regional basement high and shows a shortened width. Restrictions to the salt flow

and also to the salt thickness variation are expected. On the other hand, where a thicker layer is

deposited after salt withdrawal, either due to local collapse or gravity slide, this shift must also be

consistent with the paleobathymetry in the salt layer restoration.

If salt thickness variation is required through time, certain features should be avoided, i.e. the

successive random formation and destruction of salt welds, as well as random increase and decrease in

salt thickness. In all these situations, the local subsidence rates applied to brittle layers and

deformation rates of the underlying ductile salt layer should be consistent with the paleobathymetry

profile. Figure 4.8 shows a detailed restoration of the applied methodology. This example of the

structural restoration steps includes:

I) The initial (present day) condition of cross-section A-A’;

II) The decompaction of the youngest layer and flexural isostatic compensation;

III) First paleobathymetric approximation, calculated according to the decompaction

procedure. The blue line represents the regional bathymetry used as target. The salt layer is suppressed

to allow the best block restoration adjustment to the decoupled post-salt package. Small circles show

two salt welds that should be preserved, whereas a small cross indicates a salt thickness to be

maintained;

IV) Post-salt package adjusted to the top target line, seeking the best replacement of the initial

amount of salt below the package. This step leads to a complete restoration cycle.

Figure 4.8 – Example of the first restoration steps showing sequential sketches for the partial results of the section A-A’. Notice two expected salt welds

highlighted by circles in the step 3, as well as a salt thickness highlighted by cross, under a minibasin, to remain fixed during the restoration.

93

4.5 RESTORATION AND DISCUSSION

Outcomes of fourteen different restoration restoration cycles are presented. These results

represent the geological evolution for fifteen horizons interpreted in cross-sections A-A’ and B-B’.

The pre-salt sequence is the first of five major sequences considered in the structural evolution. The

last three restoration outcomes (Figure 4.9) are related to deformation of this sequence when brittle

tectonics was prevalent. Strongly different, the following eleven restoration outcomes (Figs. 10, 11, 13

and 14) record the effects of thermal subsidence and ductile salt deformation. The subdivision of the

post-salt sequences can be explained by the major factors controlling salt tectonics: the preexisting

relief at the time of salt deposition and the sedimentation rate. These factors provide different

conditions for the gravitational deformation as, for instance, changing in the thickness relations

between the ductile salt layer and the brittle overburden through time. These various aspects of salt

tectonics have been already well discussed by several authors (e.g., Cobbold & Szatmari 1991,

Weijermars et. al. 1993, Lerche & Petersen 1995, Garcia 1999, Mohriak & Szatmari 2001, Hudec et.

al. 2009).

The five sequences are described below.

4.5.1 Pre-salt sequence

The quality of the subsalt seismic imaging is not good enough to solve uncertainties related to

the pre-salt layers. In general, the tilted blocks involving the basement and syn-rift strata beneath the

base of the salt were defined only by a few faults without good definition of the dip of the pre-salt

series (Figure 4.9). The unconformities subdividing this sequence are not easily mapped and,

moreover, no data about the target relief of these sequences is available. The restoration of these

sequences characterized by a graben- and horst-dominated fault system was marked by block rotation

and significant extension is observed in the proximal low basement domain (Figures 4.3 and 4.5). This

feature is consistent with the hypothesis of a northward lateral prolongation of the brittle normal

structures farther south into the failed spreading centre (Figures 4.1, 4.4 and 4.5). This structural low

had presumably already been formed before the time of salt deposition (Figure 4.9). The restored

geometry at the pre-salt sequence top suggests that significant topography existed in the basin prior to

salt deposition. However, the lack of paleobathymetric data prevents any accurate calibration and

therefore, this geometry remains quite speculative, resulting only from the isostatic and structural

adjustments applied during the restoration. The present-day architecture derived from the

interpretation of seismic images is the most deformed situation of the pre-salt layers. Thus, the pre-

Aptian basement architecture is assumed here to have been less deformed in the past.

94

Figure 4.9 – Restoration outcomes of pre-salt stages applied without paleobathymetric data to cross-

sections A-A’ and B-B’. Notice the extension restored represent less than 10% from the deformed

cross-section. The resulting topography reaching up 3000 meters of depression in the cross-section A-

A’ is consistent with the accommodation space needed for the thick salt layer deposition.

95

4.5.2 The Aptian salt sequence

The salt layer is progressively pushed towards the distal regions of the basin due to

gravitational instabilities (Figure 4.10). The light pink segment of the salt layer represents the

recovered amount resulting from its restored movement from present day to deposition time. The dark

pink segment has a cross-sectional area equal to the present day cross-section. In the study area, the

salt layer presents different average thicknesses in each cross-section: it is around 1600 m-thick in

cross-section A-A’ and about only 700 m-thick in cross-section B-B’ (Figure 4.3). The restored salt

layer is more homogeneous and is on average thickness around 2800 m-thick in cross-section A-A’

and about 1200 m-thick in cross-section B-B’ (Figure 4.10). The thickness differences consider both

segments of the salt layer.

During the restoration of the halokinesis shortening, virtual gaps rest over the position from

where large amount of salt was pushed outside the study area. When we regard this salt amount as

replacing the lateral gaps (light pink segment), the isostatic response of the pushed salt prevents minor

deformation due to the salt loading absence. The loading replacement applied throughout the entire

restoration workflow leads to a better shape for the initial basement geometries in both cross-sections,

with cumulative isostatic effects through time. No attempt was made to restore the top of the restored

salt layer at its deposition time, and a subhorizontal bathymetric gradient (less than 1%) was assumed.

The restoration was not applied to the region of the added segments (light pink salt). A thick

regular salt layer was added to provide the loading effects, without any bathymetric adjustment. It is

impossible to interpret any structural feature at salt deposition time, before the sedimentation of the

overburden units, based exclusively on low resolution data

Figure 4.10 – Cross-sections A-A’ and B-B’ restored at the salt deposition stage. The obtained scenario shows an original salt layer up to 4000 meters thick

in the cross-section A-A’. The faint pink color represents the amount of salt added in order to restore the salt motion towards distal portions.

97

4.5.3 Albian to Cenomanian sequences

The first post-salt sedimentary sequences include the Albian carbonates and part of the Late

Cretaceous marine siliciclastics. In both cross-sections, several blocks separated by gaps of several

kilometers compose these sequences. There is some uncertainty about their restored spacing,

especially for the blocks from the middle to the distal part of the cross-sections (Figure 4.11). The

deformed blocks document the large magnitude of raft tectonics operating at the onset of halokinesis.

In the continental rise domain, a large salt volume covered by a thin overburden favors a fast

gravitational gliding. Different sedimentation domains and paleoenvironments were linked with the

shelf / slope / rise geometries.

The thickness variations interpreted in the seismic data for the Albian and Cenomanian layers

show a thick proximal portion developed in continental shelf and slope domains. An underlying thick

salt layer provides the initial minimum basin amplitude to accommodate the carbonate shelf

development. Thin and folded distal Albian carbonate layer interpreted as continental rise deposits are

clearly restored in their initial unfolded stage and reconnected at their correct paleobathymetric

position (Figures 4.11 & 4.12). In the following sequences, before the development of the classical

minibasins, these carbonates were translated basinward by raft tectonics. Thickness variations in the

Albian sequence are observed on seismic lines (Figure 4.3) and allow to interpret a sedimentary

growing that represents the beginning of the halokinesis process. Restoration results corroborate the

relationship between progradation and the squeezing of the salt basinwards. The development of the

Cabo Frio fault during the Albian to Cenomanian sequences (Figure 4.11) is suggested in the transition

from the thicker proximal overburden to the thinner distal one

Figure 4.11 – Restored profiles of cross-sections A-A’ and B-B’ for the Albian to Cenomanian stages that shows a climax of the rafting tectonics in the

Santos Basin. The fast extension of the thin Albo-Cenomanian layers is obtained by the underlying salt layer movement, pushed to distal portions by the thick post-

salt sediments deposition in the proximal area.

99

Figure 4.12 – Restoration model for the Albian carbonates. The seismic image shows the present day

configuration of the Albian growth structures. The restoration model requires a formerly thicker salt

basin (thicker than 2500 m) to accommodate the observed thickness growing of the carbonate layers.

100

4.5.4 Late Cretaceous progradation sequences

During the massive progradation of the Late Cretaceous sediments, the salt movement

accommodated the development of multiple overburden blocks limited by faults or salt structures

(Figure 4.13). In early evolution of these sequences, the proximal area is characterized by a thicker

post-salt package, already compartmented by diapirs. Structural and thickness differences are observed

among these Late Cretaceous restored geometries in both cross-sections. Such differences are

important for the progradation evolution in the hanging wall of the Cabo Frio Fault. There was a

general tendency to develop antithetic faults close to the slope edge, while the slope advanced as a

consequence of progradation. This tendency seems to be related to differences between the thick

continental shelf and the thin continental rise overburden domains, controling the Cabo Frio Fault

since its onset. A significant basinwards retreat of the Cabo Frio footwall is restored and little or no

fault gap will remain to be restored in subsequent phases. With the progradation development, the

largest depocenters are formed beyond the continental shelf. This shift in sedimentation pattern is

described by Assine et. al. (2008). The sedimentation was probably controled by a bypass through the

thick continental shelf overburden, which was relatively blocked against the structural high, causing

adjustments in the Cabo Frio Fault geometry. The first salt welds are formed beneath thick post-salt

depocenters.

101

Figure 4.13 – Restored outcomes of the cross-sections A-A’ and B-B’ presenting the progradation of the Late

Cretaceous. The lateral movement during the development of the Cabo Frio Fault (black arrows) is showned in

relationship to a vertical fixed position (dashed line). The total extension in the study area (red arrows) is also

showned according the light pink segment of the salt layer is pushed out of the study area. The large lateral

deformation during this period provides the formation of first salt welding in many compartments.

102

4.5.5 Cenozoic sequences

The topmost and youngest layers are the least deformed (Figure 4.14). The Cenozoic

aggradational sequences drape uniformly over the nearly-emerging diapirs. The overburden became

very thick, presenting many welding points in the salt layer which block the previously intense salt

tectonics. The reactive diapirism under rapid progradation observed by Ge et.. al. (1997) no longer

inhibites distal sedimentation in the minibasins. The coeval large extensional deformation with large

horizontal displacements observed by Mohriak et. al. (1995) during the evolution of the Cabo Frio

Fault has also ceased.

If the aggradational pattern is associated with a more uniform subsidence, the continued salt

movement turns out to be more localized as illustrated by the isostatic response of the most recent

layer removal (Figure 4.15). There is no much accommodation space near the slope domain,

particularly due to growing salt structures that control local thickness variation of the overburden

(Figure 4.15, detail 1). With the removal of the uppermost layer, a suggestive folding corroborates the

salt activity in the slope domain. Ongoing salt activity at the borders of the minibasins causes the

growth folding with associated uplift and erosion of the adjacent flanks (Figure 4.15, detail 2).

103

Figure 4.14 – Restored outcomes of the Cenozoic layers for cross-sections A-A’ and B-B’ showing that salt

tectonics is no longer active in the proximal domain, and remains relatively quiescent within the more distal

domain, developing the minibasins.

104

Figure 4.15 – First restoration steps showing the decompacted Miocene situation just after the removal of the

uppermost layer. The present day in details images is compared with the decompacted scenario of the central

image. The decompaction outcome, dependent of the isostatic parameterization, is refered to the present day

referential bathymetry (difference in the striped grey area). The detail 1 highlights an isostatic result locally

higher than the referential bathymetry (potential erosion) while the detail 2 highlights a relatively lower isostatic

position in the minibasins domain (potential aggradation).

4.5.6 Bathymetry and isostasy

Bathymetry and isostasy have a strong correlation within the restoration procedure. A

bathymetry model is applied as an upper boundary condition while isostasy is applied as lower

boundary conditions to the sedimentary layers below the salt.

The bathymetry model applied to every post-Aptian restoration cycle proposes target

geometries with low resolution, according to the available data (Figure 4.6). In the deeper portions and

for several restoration cycles that do not have available data, the bathymetric model was freely

extrapolated.

Calculations for the flexural isostatic compensation consider the entire loads applied to the

lithosphere by the basin infill. Comparing isostatic results using elastic thickness values of 20 km and

5 km for the same single restoration cycle, gentle differential undulations with amplitudes of up to 50

meters high are in phase with major upper adjustments required to restore the cross-sections. The

105

heterogeneities of diapirs, minibasins and growth faults with a wavelength of a few tens of kilometers

would not cause any noticeable differential isostatic response at the scale of the restored cross-sections

once applied the strongest rigidity. The observed difference corroborated the arbitrary choice of an

elastic thickness of 5km.

The obtained isostatic response observed in restoration cycles comprised between Eocene to

Recent times (Figures. 4.14 and 4.15) provide further constraints to the following restoration

procedures. The greater the uncertainties to restore other sequences from the past, even if the salt

tectonics is more intense, the more freedom they offer to adjust the restored paleobathymetric model.

No isostatic compensation is calculated for the blocks translation performed during the

structural restoration and for the salt replacement in voids produced by this translation. An example of

that can be seen in the cross-section B-B '(Figure 4.11). The basal geometry of the Cenomanian

outcome show the isostatic response related to the removal of the Frade Group bottom layer which is

visible in the previous outcome, at 88 Ma (Figure 4.13). A thick salt layer is redrawn to recompose the

void left by the removed layer, near the Cabo Frio Fault position (Figure 4.11). The new salt geometry

represents a loading not accounted for isostatic effects, overestimating the isostasy for the case. The

greater the stratigraphic detail in several thin layers, the smaller the deformation to restore in each

cycle. A less abrupt salt movement to restore could minimize the isostatic effects of mass translation.

For the older units, deformed under an extensional regime, there is no paleoenvironmental

data for calibration. The irregular topography presented in outcomes is produced solely by the restored

tilted blocks with no subsequent adjustments.

A critical moment was found at the time of deposition of the evaporites. The strong isostatic

effect produced by the removal of the thick salt layer predicts a preexisting accommodation space, not

invaded by oceanic waters.

In the proposed sedimentation model, fast and continuous salt deposition fills a basin

depression at 113 Ma (Figure 4.9). A similar basin geometry model for salt deposition is discussed by

Montaron & Tapponnier (2010). The isostatic effect is obvious in the 1D subsidence geohistory

graphics discussed later.

4.5.7 Structural restoration style

The analysis of the variations in salt thickness and amount helps understand the structural

coherency and different style of the salt layer deformation as well the overall restoration results in the

study area. Intense salt deformation begins in a salt layer with more homogeneous thickness. The salt

flowing out in each cross-section is not proportional to the salt existing at present day. According to

106

the restoration results, the total amount of salt that occurs in both cross-sections is uneven, 1.6 times

greater in the cross-section A-A’ than in the cross-section B-B’ at the beginning, for the Aptian

restored stage (Figure 4.10) and 2.4 times greater at the present day (Figure 4.3). Comparing the same

ages, the average thickness changes more than 4 times in the B-B’ cross-section, as opposed to less

than 3 times in the cross-section A-A’. In other words, wherever there is less salt at the present day

(cross-section B-B '), not only there was relatively more in the past but also the salt movement was

greater through time. These hypotheses suggest that the distribution of salt was spatially more

homogeneous in the past. The salt layer was more efficiently pushed away in the B B' cross-section,

which is also consistent with the less fragmented deformation style observed in the orverburden of this

cross-section.

The decoupled restoration solution assumes diachronism between the salt gravity-driven

deformation and the older tectonism affecting layers below the salt. The salt layer acts as a detachment

layer for the gravity-driven deformation above this rheological limit. For the package deformed by salt

tectonics, the cumulative extension represents an increase of nearly 60% in the study area. The

cumulative extension for the brittle pre-salt domain represents an increase of only approximately 6%.

The fault extension indicating negligible upper crustal stretching while large beta stretching factors do

not restore completely the paleobathymetric indicators (Scotchman et. al. 2006). Depth-dependent

lithosphere thinning, in which stretching of the lower crust and lithosphere mantle greatly exceeds that

of the upper crust, has been observed at many non-volcanic and volcanic rifted continental margins

including conjugate margin pairs (Kusznir & Karner 2007). The restoration results for the brittle

deformation domain below the salt layer are consistent with the assumption of Moreira et. al. (2007).

For these authors, the main faults of the rift phase ceased their activities or underwent rare reactivation

after the deposition of Barra Velha Formation (Figure 4.2) and this deformation, almost totally

produced before the salt deposition, was fully restored during the restoration cycles of the rifting

phase.

4.5.8 Geohistory based on 1D modeling

The 1D subsidence histories allow simple and useful evolutionary analysis. It is possible to

give new uses to the 1D geohistory integrating them with the 2D restoration results. The classical 2D

and 3D basin modeling simulations are, usually, constrained under structured meshes. In such

simulations and many previous 1D studies, phenomena related to salt deformation are solved by the

simple salt thickness variation. The spatial deformation of the structures can be explored. A pseudo-

well can be extracted from the intersection points of a vertical line with all horizons at a fixed position

in the present day cross-sections. A historical component of each representative age can be extracted

in the same vertical position from all remaining restored outcomes. In terms of the traditional basin

modeling, the lateral tectonic transport due to the halokinesis affects most significantly the petroleum

107

system mainly under minibasins, moving at the period of greatest activity of the Cabo Frio Fault,

between 92 and 70 Ma (Figures 4.9 and 4.10). A geohistorical graph replacing all components through

time illustrates how the overburden, spreading to downstream situations, is progressively replaced at

each age by the moving upstream overburden. For instance, the first overburden deposited above a

fictional point in Albian times has moved away, being now replaced by another Albian segment which

was deposited farther north-northwest. This can be easily observed, for example, in a fictional point in

the middle of the cross-sections at the initial and final restored geometries of the Late Cretaceous

progradation (arrows and dashed lines in the Figure 4.13).

Built from restored cross-sections results, the 1D subsidence and overburden historical graphs

(Figure 4.16) replace the traditional image of layers only under increasing compaction by layers with

tectonic movement. The added value of this approach for the analysis of thermal effects depends on

the magnitude and timing of the lateral movement that the system has suffered. The difference may be

significant for situations with greater lateral movements if, for instance, the thermal data from deeper

burial (less thick salt layer) is moved to replace a pushed overburden that is relatively colder (thicker

salt layer), overlying a petroleum source rock kitchen (with a structurally modified geothermal

history), similar to the geohistory of the pseudo-well 3B (Figure 4.16). Apart from this context, the

halokinesis deformation should not significantly affect the petroleum system, since the source rocks

(underlying the salt layer) and salt welds (i.e. potential migration windows) remain relatively static

through time. The results suggest variable strain rates for salt tectonics in the Santos Basin, supporting

the assessment of Araújo et. al. (2005) that the major part of the salt deformation occurs until the end

of Cretaceous, with minor movements afterwards. Even if local kitchens might be mature early, these

authors consider the peak of oil expulsion at the Late Campanian, with significant migration pulse

from 44 Ma to the present day. In other words, during the entire Paleogene several elements of the

petroleum systems remain almost in the same vertical position as they are today.

The 1D historical graphs are also useful as consistency control tool for several restoration

parameters such as bathymetry, isostasy and salt thickness variation. Some abrupt changes in isostasy

and paleobathymetry can be observed through few 1D restored schemes and seem to stand out as

boundaries for the five major sequences (red arrows in Figure 4.16). The general bathymetric model

(Figure 4.6) illustrates the critical isostatic adjustment at salt deposition time passing from a major,

deep and dry continental depression to a shallower environment. The prograding wedge in the Late

Cretaceous reverses the deepening bathymetric evolution, advancing the shelf break basinwards. The

tectonic-sedimentary control is imposed on the consistent 1D graphs.

108

Figure 4.16 – Eight graphs based on the restored cross-sections A-A’ and B-B’ show subsidence and overburden

1D geohistories. The location map provides the pseudo-wells 1B, 2A, 3B and 4A positions. A pseudo cross-

section composed by projected parts shows a continuous progradation from proximal regions to the distal ones

from the Albian up to present day.

109

Most of the accommodation space created during salt tectonics is due to the lateral expulsion

of salt under the continuous burial of the Santos Basin. The 1D geohistory graphs provide a good

summary of this progradation history (Figure 4.16). Pseudo-well 1B shows significant proximal

sedimentation easily accommodated in Albian to Cenomanian times; whereas pseudo-well 2A

indicates Late Cretaceous progradation and pseudo-well 4A shows Cenozoic representative thickness.

The clastic progradation from Late Cretaceous imposes greater deformation on the salt layer. Pseudo-

wells 1B, 2A and 4A in Figure 4.16 are located in post-salt depocenters from where thick salt layers

had been gradually squeezed out at different times (Turonian for pseudo-well 1B, top Cretaceous for

pseudo-well 2A and Miocene for pseudo-well 4A). In contrast, pseudo-well 3B is located above a

thick salt wall near the Cabo Frio Fault. This pseudo-well reveals the Late Cretaceous evolution of a

minibasin, coeval with a progradation event. Pseudo-well 3B also shows the salt layer undergoing

continuous thickening, related to lateral spreading.

Such graphs represent a quality control for the restoration process by crossing the one-

dimensional evolution against the cross-sections constraints imposed by the workflow. This

simultaneous check helps identify critical points, hence improving the restoration results.

4.6 CONCLUSIONS

The approach of integrating structural restoration tools with isostatic control and

paleobathymetric model is crucial to obtain reliable results. A relatively simple 2D workflow based on

classical backwards cyclic steps was carried out in this work: (1) isostatic flexural response to

unloading and decompaction; (2) fault-related block restoration to fit a paleobathymetric model to the

few available wells and seismic data; and (3) adjustments in the salt layer under volume conservation,

integrating the paleobathymetric and isostatic results. The 2D restoration is revisited through 1D

complementary analysis, which can also be used as a calibration tool. The calibration workflow

intends to make all restoration stages more integrated through time and space. The workflow could

also be suitably applied in other basins and/or complex situations, for instance, where erosive features

are important.

The restored geometry of the pre-salt sequence (predating the salt deposition) results from the

decoupled backwards restoration. Although not conclusive, the obtained geometry suggests that the

structural high has subdivided the post-rift environment into two sub-basins, filled and unified during

the salt deposition. Afterwards, the structural high worked as a bulkhead during the salt deformation.

For the post-salt layers deformed by halokinesis, the brittle clastic package developed early in

the proximal domains, in contrast with the thin sequences of the distal regions, shaped by the ductile

rheology of the thick salt layer. These thin sequences either behaved as small rafts during early

110

extension or developed a subsequent and continuous shortening in the minibasins area. A constant salt

cross-sectional area assumption through time is not a realistic constraint in the study area. A first

approximation is related to the 2D nature of the restoration while salt movements occur in a complex

3D space. Moreover, segments with additional cross-sectional salt area are brought from distal areas,

consistent with the large volume of salt, known beyond the study area. This approach provides a good

scenario of restoration for the two geological cross-sections presented in this paper. Geometric

paleoenvironmental model, paleobathymetric data and flexural isostasy calculations provide guidelines

to restore independent packages above and below the ductile salt layer. Constant, low elastic thickness

assumed in the restoration processes does not cause major problems to the methodology approach. On

the other hand, the uncertainties in the restoring transformations reflect the lower resolution data and

established constraints. The results are robust and offer opportunities for corrections and

improvements both in the restoration tool and the workflow.

Geohistory 1D analysis based on 2D cross-section restoration results are complementary tools

which improve the whole 2D palinspastic process. Inconsistencies produced during restoration steps

can be easily observed in these graphs and used again as a new input for further optimization loops.

The 1D graphs allow for a consistent evaluation of the local bathymetric variation through time. The

1D subsidence graphs confirm that the sedimentary evolution in the study area results from a

continuous sedimentary progradation. They illustrate salt thinning first in the proximal portions and,

then, gradually occurring in the most distal areas. They also provide a different approach from the

traditional basin modelling based on the lateral movement of the sedimentary segments for 1D thermal

modeling. The lateral tectonic transport due to the halokinesis impacts the traditional basin modeling,

in the regions of the Santos Basin with greater movement of minibasins.

The approach presented here, integrating a simple 1D tool, along with several constraints

applied to multiple 2D structural restoration, provide opportunities for analysis of the salt deformation

complexity in time and space.

111

CAPÍTULO 5

ANÁLISE DE VOLUMES DE SAL EM RESTAURAÇÃO

ESTRUTURAL: UM EXEMPLO NA BACIA DE SANTOS

Em um determinado ponto, ele se dá conta de que a obra atravessa a parede do prédio e se expande para o exterior, estabelecendo um espaço em flutuação. O espectador,

obviamente, não percorre o espaço externo de fato, mas o incorpora à sua experiência física e visual.

Iole de Freitas, artista plástica

5.1 RESUMO

A complexidade da halocinese na porção central da bacia de Santos envolve expressivas

estruturas e depocentros deformados, diferenciados ao longo da direção de deformação principal.

Cinco seções geológicas, com registro estratigráfico completo na área de estudo, foram restauradas

para investigar diferentes estilos de deformação, incluindo a evolução da falha de Cabo Frio,

coerentemente inserida na evolução tectonossedimentar da bacia de Santos. O procedimento integrou a

restauração 2D com tratamento e análise 3D, por meio das seguintes etapas: remoção de camadas,

descompactação e compensação isostática flexural; restauração desacoplada da tectônica do sal;

conservação material (inclusive do sal); recomposição da sobrecarga sedimentar quando diferentes

taxas de distensão afetam os domínios desacoplados; calibração batimétrica do conjunto restaurado e

tratamento e análise espacial dos resultados. O detalhamento em 14 etapas de restauração foi suficiente

para tratar a deformação de forma não-contínua, minimizou desvios do método e produziu

consistência geométrica e estratigráfica dos resultados no domínio espaço-tempo. A redistribuição

controlada do sal confirmou os efeitos do aporte sedimentar e as estruturas preexistentes sobre a

deformação. Os resultados demonstram a importância da reciprocidade dos efeitos de deslocamento

lateral por halocinese sobre isostasia, batimetria e descompactação, não-considerada nos programas de

restauração existentes.

Palavras-chave: geologia estrutural, balanceamento de seções, tectônica de sal, bacia de

Santos, análise de bacias.

112

5.2 ABSTRACT

SALT VOLUMES ANALYSIS WITHIN STRUCTURAL RESTORATION PROCEDURE: AN

EXAMPLE OF THE SANTOS BASIN.

Halokinesis complexity in the central portion of Santos Basin involves significant structures

and deformed depocenters, differentiated along the tectonic transport direction. Five geological cross-

sections with an entire stratigraphic record in the study area have been restored to investigate different

deformation styles, including the evolution of Cabo Frio Fault, coherently inserted into the tectono

sedimentary evolution of Santos Basin. The procedure combines 2D restoration with 3D treatment and

analysis through the following steps: layering removal, decompaction and flexural isostatic

compensation; decoupled restoration of salt tectonics; material conservation (including salt); retrieval

of the layering when differential strain rates affect uncoupled domains; bathymetric calibration of the

restored set, and treatment and spatial analysis of results. Detailing of 14 restoration steps has properly

discretized the deformation, minimized procedure deviations, and provided geometric and

stratigraphic coherence in the space-time domains. The controlled salt redistribution has confirmed the

effects of sedimentary aggradation and pre-existing structures on the strain. The results highlight the

reciprocity importance of the effects of the halokinetic lateral displacement on isostasy, eustasy,

bathymetry, and decompaction, which was not considered in the existing restoration programs.

Keywords: Structural geology, Balanced restoration, Salt tectonics, Santos Basin, Basin

analysis.

5.3 INTRODUÇÃO

A deformação do sal em bacias passivas está intimamente relacionada com a história de

soterramento diferencial e instabilidades gravitacionais. Restaurações estruturais (tanto 2D e 3D)

produzem informações valiosas para desvendar a história da deformação de uma área, a qual, inserida

em um contexto mais amplo, determina as principais condições de contorno do modelo geológico.

Restaurar essa tectônica sem observar a Geologia regional pode ser perigoso. A área de estudo, na

porção central da bacia de Santos (Figura 5.1), possui relativo equilíbrio de fluxo halocinético entre

um domínio distensivo e outro compressivo: o sal migra da parte proximal, induzido pela

sedimentação de plataforma, para a distal, na qual se acumula sob compressão. Esta condição permite

avaliar uma premissa controversa na restauração da tectônica do sal: a conservação material da

camada de sal. Além disso, o contexto regional da área permite investigações e debates sobre

deformação adiastrófica, rifteamento, situação estratigráfica do sal, evolução da falha de Cabo Frio e

reativação de estruturas preexistentes.

113

O princípio da conservação de área (ou volume) durante a deformação, considerada na

restauração estrutural, perde valor se houver escape e influxo na direção de transporte ou perdas por

dissolução, fenômenos comuns no sal (Jenyon 1986). Entretanto, a conservação material pode

funcionar como um controle para restauração e pode ser aplicada para o sal contido em uma célula de

deformação gravitacional, na qual se move de uma região para outra em equilíbrio local.

Figura 5.1 – Mapa de localização e feições estruturais da bacia de Santos.

Figure 5.1 – Location map of study area and main structural features of the Santos Basin.

A reologia e solubilidade do sal são determinantes. O sal catalisa as deformações

gravitacionais, deforma-se intensamente, desloca-se mais e para direções mais variadas do que os

domínios rúpteis encaixantes (Talbot 1995). O sal sofre dissolução ao se aproximar de águas

superficiais menos saturadas. Esses fenômenos explicam suficientemente as variações materiais.

Vários autores optam por não conservar materialmente o sal em seus trabalhos. Rowan (1993)

ajustou a camada de sal de uma seção, sem preservação de área, entre uma base obtida por isostasia e

um topo na base da sobrecarga sedimentar restaurada, supondo que a sobrecarga e o sal se

reequilibram sobre a isostasia de base. Peel et al. (1995) otimizaram a espessura de sal, sem

necessariamente conservar área, por meio de ajustes na superfície deposicional de referência de topo

114

que é necessária para cada etapa de restauração da sobrecarga. Os referenciais de base e topo,

independentemente da conservação material do sal, são fundamentais para sua restauração estrutural.

A abordagem 2.5D ou pseudo 3D é uma restauração estrutural por múltiplas seções. Para

extrapolar a premissa de conservação aos volumes, as seções precisam ter a mesma orientação que a

deformação ou o transporte tectônico. A técnica não é verdadeiramente 3D e o escape ou entrada de

material, por meio das seções, constitui possível fonte de erros. A abordagem permite análises

espaciais das variações de geometrias e espessuras ao longo do strike, importantes para compreender a

evolução tectonossedimentar das estruturas (Grando et al. 2009). Uma idéia fundamental em

restauração é que a geometria de um elemento (por exemplo, alto estrutural) mantém relação com a de

outro (por exemplo, espessura da camada), e a análise de espessuras passa a ser uma ferramenta muito

útil, quando os dados disponíveis são esparsos e/ou incompletos. As estruturas resultam de um

processo cumulativo de deformação entre sal e sobrecarga, relativamente mais dúctil no início e mais

rúptil ao final. Detalhes de interpretação como focalização, amplitude e comprimento de onda das

estruturas podem revelar precursores da deformação (Hughes & Davison 1993). Toda informação

precisa estar integrada.

O presente estudo integrou compensação isostática flexural e controle de área, espessuras e

evolução das janelas do sal na restauração 2D em cinco seções da bacia de Santos, com extrapolação e

análise 3D. Os resultados 2D foram extrapolados para mapas e volumes, nos quais é possível avaliar

as diferenças entre soluções independentes. A controversa premissa de conservação material do sal

invoca uma discussão sobre a deformação lateral dentro e além dos limites da área de estudo,

considerando-se uma célula gravitacional (área de estudo) e a bacia como um todo.

5.4 CONTEXTO GEOLÓGICO DA BACIA DE SANTOS

A bacia de Santos é uma bacia do tipo margem passiva situada na margem continental Leste

do Brasil, entre os paralelos 23º e 30º S. Faz limite com a bacia de Pelotas, no alto de Florianópolis e

com a bacia de Campos, no alto de Cabo Frio. Abrange uma área de 352.000 km2 considerando até a

cota batimétrica de 3.000 m (Figura 5.1). Resulta da partição do continente Gondwana no Eocretáceo

e, mais larga do que sua correspondente na margem africana, avança cerca de 700 km além da costa.

Sua geometria é moldada pela interação dos esforços distensionais com descontinuidades do

embasamento (Zalán et al. 2009). Seus espessos evaporitos representam o extremo Sul da bacia

evaporítica aptiana do Atlântico Sul, elemento importante para a evolução de tal margem passiva

(Mohriak 2001).

115

5.4.1 Estratigrafia

O arcabouço estratigráfico utilizado baseia-se em Moreira et al. (2007), como observado na

Figura 5.2. O embasamento, composto por granitos, gnaisses e metassedimentos neoproterozoicos da

Província Mantiqueira, aflora no continente. A espessura sedimentar máxima esperada de 12.000 m

ocorre na área de estudo. Os quatro grupos caracterizados, Guaratiba, Camburi, Frade e Itamambuca,

registram ruptura crustal seguida de deriva continental.

Figura 5.2 – Carta estratigráfica da bacia de Santos e horizontes usados na restauração estrutural,

modificada de Moreira et al. (2007).

Figure 5.2 – Stratigraphic table of the Santos Basin with the horizons used for the structural

restoration (modified from Moreira ei al. (2007).

O registro sedimentar começa pelo Grupo Guaratiba, depositado durante e logo após o rifte,

sob falhamentos ativos controlando meio-grabens e blocos rotacionados. Os basaltos da Formação

Camboriú definem o embasamento econômico. Carbonatos, siliciclásticos e evaporitos das formações

116

Piçarras, Itapema, Barra Velha e Ariri complementam o Grupo Guaratiba. A atividade tectônica

diminui na fase pós-rifte (Eoaptiano) em transição do ambiente continental ao marinho raso. Os

evaporitos da Formação Ariri (Aptiano) acumulam mais de 2000 m de espessura, depositados em um

curto período (Chang et al. 1990).

A fase de deriva continental se superpõe ao Grupo Guaratiba. É composta pelos grupos

Camburi, Frade e Itamambuca, intensamente deformados pela tectônica do sal subjacente.

O Grupo Camburi (Albo-Cenomaniano) representa o início da transgressão marinha na bacia

de Santos. A deposição no Albiano é caracterizada por siliciclásticos e carbonatos de águas rasas na

plataforma continental e por margas e folhelhos na região distal mais profunda. O Cenomaniano

registra siliciclásticos deltaicos e aluviais em leques proximais, passando a folhelhos e margas de

plataforma nas regiões distais, com turbiditos arenosos nos baixos tectonicamente controlados.

O Grupo Frade registra um episódio de progradação siliciclástica do Cretáceo Superior quando

os limites da plataforma continental avançam sobre o oceano por cerca de 200 km para o Leste.

Uma discordância separa os grupos Frade e Itamambuca. Os depósitos marinhos do Grupo

Itamambuca (Cenozoico) compreendem leques aluviais proximais, folhelhos e arenitos distais, com

ocorrências de carbonatos plataformais próximas à quebra do talude.

Quinze horizontes, baseados nesta estratigrafia, estão interpretados em cinco seções

geológicas (AA’, BB’, CC’, DD’ e EE’) com 120 km de comprimento médio cada e menos de 10 km

distantes entre si (Figura 5.3), restauradas por técnicas 2D, extrapoladas para superfícies e analisadas

em 3D.

5.4.2 Arcabouço regional

O processo de ruptura que levou à abertura do oceano Atlântico imprime as principais feições

estruturais da bacia de Santos (Figura 5.1).

O platô de São Paulo, uma feição fisiográfica de destaque nas águas profundas do Atlântico

Sul (Mascle & Renard 1976, Guimarães et al. 1982, Demercian 1996, Gomes et al. 2002), constitui-se

de crosta continental estirada. Um braço de rifte abortado projeta-se na parte Sul do platô de São

Paulo, entre o alto de Florianópolis e a dorsal de São Paulo (Mohriak 2001). Uma sequência de

grabens alinhados propaga este braço para o Norte e depois continua na orientação SW-NE, alinhado

ao baixo estrutural observado nas seções geológicas (Figura 5.1).

117

Figura 5.3 – Perspectiva das seções geológicas.

Figure 5.3 – Cross-sections perspective view.

O rifteamento ocorreu até o Eocretáceo, com manifestações magmáticas. A compartimentação

sedimentar, provavelmente controlada por zonas de cisalhamento mais frágeis tangidas pelo

afinamento crustal (Zalán et al. 2009), aproveita estruturas preexistentes. A seção rifte é

predominantemente controlada por falhas normais SW-NE. As reativações destas estruturas

controlaram o desenvolvimento de cadeias de montanhas costeiras (Serra do Mar e da Mantiqueira) e

de grabens continentais durante o Cenozoico (Almeida 1976, Zalán & Oliveira 2005). O papel de tais

reativações sobre o desenvolvimento de falhas da fase de deriva pode estar encoberto pela deformação

dúctil da camada de sal, mas o relevo herdado é certamente importante. As maiores espessuras

sedimentares ocorrem no baixo estrutural SW-NE da área de estudo. O paralelismo com a falha de

Cabo Frio demonstra o controle superimposto às principais feições halotectônicas (Figuras 5.1 e 5.3).

O alinhamento do alto de Florianópolis e da Dorsal de São Paulo proporcionou as condições

de desenvolvimento da vasta bacia evaporítica do Atlântico Sul. Estas estruturas barraram a circulação

do oceano Atlântico já coexistente mais ao Sul, na bacia de Pelotas (Demercian 1996). Um relevo

118

preexistente, não necessariamente igual ao do volume de sal a depositar (como postulado por

Montaron & Tapponnier 2010), permitiu a deposição de mais de 2.000 m de sal em curto período

(entre 0,5 e 1 Ma) no Aptiano superior. A carga sedimentar do próprio sal induziu um pulso superior a

1.000 m de subsidência isostática regional (Garcia et al. 2012b), e o bloqueio das águas oceânicas

adjacentes persistiu à subsidência somente o necessário para a deposição do sal.

A tectônica de sal começa ainda no Aptiano superior devido às irregularidades do relevo de

base preexistente, às variações na espessura do sal e ao soterramento diferencial (Demercian 1996,

Garcia 1999). A sedimentação marinha progradou sobre o sal desenvolvendo batimetrias relativamente

rasas na bacia de Santos. A configuração radialmente convergente da sedimentação controlou a

tectônica do sal a partir da linha de Charneira de Santos, promovendo um aumento da compressão em

direção ao centro da convergência no platô de São Paulo (Cobbold & Szatmari 1991). A complexidade

da direção de transporte sedimentar se reflete na migração de depocentros, observada por Assine et al.

(2008). Esses aspectos parecem relativamente compensados na área de estudo da porção central da

bacia, com a prevalência local de uma direção principal de transporte ao longo do mergulho (dip).

Guerra (2008) sugere que a falha de Cabo Frio (Figura 5.4) teria controlado a evolução do

maior depocentro nesta porção da bacia desde o final do Turoniano. Essa falha marca a transição entre

distensão e compressão halotectônicas.

Figura 5.4 – Seção regional da bacia de Santos (XYZ) e projeção da área de estudos (BB’).

Figure 5.4 – Regional transect of the Santos Basin (XYZ) with the study area projection (BB’).

A progradação proximal promove falhas de crescimento predominantemente antitéticas,

enquanto as minibacias clássicas distais se estabelecem sob compressão (Mohriak & Szatmari 2001).

119

A camada de sal é inflada pela espessa sedimentação proximal, e o diapirismo reativo na região distal

inibe o espaço de acomodação e permite apenas uma sedimentação mais delgada (Ge et al. 1997). As

minibacias evoluem por fluxos sedimentares mais intensos que ultrapassam o talude e, somente com a

relativa desaceleração da tectônica de sal ao final do Neocretáceo, estas minibacias evoluem mais

significativamente. Ainda que diversos dos autores mencionados interpretem deslocamentos de

dezenas de quilômetros na falha de Cabo Frio, Freitas (2006) interpretou um pouco além desta falha

uma espessa coluna de sal, cujo acamamento deposicional estaria preservado de deformação.

5.5- MATERIAIS E MÉTODOS

Um conjunto de cinco linhas sísmicas em profundidade permitiu a elaboração e a restauração

estrutural 2D de seções geológicas na direção principal do transporte da área de estudo. Dois

programas foram utilizados para interpretação 2D (gOcad, desenvolvido na Université de Nancy,

França), restauração estrutural 2D (ReconMS, propriedade Petrobras) e análise espacial 3D

(novamente gOcad). Seis poços exploratórios disponíveis deram suporte à correlação estratigráfica dos

horizontes interpretados.

5.5.1- Dados geológicos

Os 15 horizontes estratigráficos e as diversas falhas interpretadas na sísmica representam a

evolução espaçotemporal da bacia de Santos, em conformidade com a carta estratigráfica de Moreira

et al. (2007), como observado na Figura 5.2. As linhas sísmicas disponíveis, afastadas cerca de 9 km

umas das outras, apresentam baixa qualidade e resolução. Dois dos seis poços disponíveis para

correlação estão na plataforma rasa, três na região do talude e apenas um, que não dispõe de dados

bioestratigráficos, está em águas profundas (Figura 5.1). Certamente, detalhes e estruturas menores

não foram observados, mas as principais falhas (com destaque para a de Cabo Frio) estão identificadas

com clareza, as variações de espessamento das camadas sinalizam depocentros coerentes e diferentes

domínios estruturais são observados. Os dados são suficientes para detalhar fácies ao longo das seções

e restaurar efeitos de compactação diferencial. O detalhamento faciológico minimiza também falsos

efeitos de compactação nos rejeitos de falhas ao longo do tempo. A camada de sal não é

descompactada, pois o sal possui porosidade desprezível.

5.5.2- Ferramentas numéricas de restauração estrutural

Há mais de 20 anos que restaurações computadorizadas contribuem para elucidar a

complexidade da tectônica de sal. A técnica evoluiu para o domínio 3D, mas a maioria dos estudos

ainda trata estruturas e deformações aproximadamente cilíndricas, limitadas no trato da deformação

complexa. A aplicação 2D continua sendo uma ferramenta analítica e conceitual robusta para

inúmeros casos, e sua aplicação integrada com técnicas 3D amplia as possibilidades de observação e

120

interpretação da cinemática da deformação complexa (Richards et al. 2003, Domzig et al. 2010). As

premissas de deformação ao longo do transporte tectônico continuam valendo para transpor resultados

e interpretações do domínio 2D para o 3D, bem como ditam as maiores limitações de ambos os

métodos. A abordagem proposta para as aplicações 2D e 3D oferece várias possibilidades de

avaliação, análise espacial e integração de procedimentos, no escopo do estudo de uma deformação

regional.

Transformações de restauração 2D, conhecidas como cisalhamento simples ou deslizamento

flexural, suficientes à restauração do sal, estão implementadas no ReconMS, com diferencial no

detalhamento faciológico para descompactação e da isostasia como controle referencial (Roberts et al.

1998, Bender et al. 1989, Watts 2001, Santi 2002). A solução isostática com compensação flexural

sobre a litosfera aproxima melhor o efeito regional da carga ou descarga sedimentar.

O gOcad extrapola a restauração ao ambiente 3D, permite quantificar volumetricamente a

deformação ao longo do tempo e avaliar as premissas utilizadas. A visualização 3D favorece a

compreensão espacial dos procedimentos e da evolução estrutural da área de estudo.

5.5.3- Procedimentos de restauração e análise estrutural

Os procedimentos de interpretação, tratamento dos dados e restauração estrutural das seções

neste trabalho assemelham-se aos de Garcia et al. (2012b). O objetivo é traçar um cenário evolutivo da

tectônica de sal, por meio da restauração estrutural 2D integrada à análise 3D.

A interpretação dos horizontes em sísmica foi realizada no gOcad. Topo e base do sal são

refletores destacados de fácil interpretação, e as principais discordâncias acima do sal apresentam

distribuição ampla e rastreamento confiável. A baixa qualidade das linhas sísmicas (sinais múltiplos e

ruídos) prejudica a interpretação dos horizontes e das falhas mais profundas (seção pré-sal). A

coerência topológica dos horizontes, da movimentação e dos rejeitos das falhas deve ser checada antes

de ser iniciada a restauração. O detalhamento faciológico foi definido por meio da integração de dados

dos poços, de sismofácies e dos modelos deposicionais de Moreira et al. (2007). Cinco seções

geológicas resultantes da interpretação passaram para as etapas de restauração estrutural seguintes.

5.5.3.1- RESTAURAÇÃO DESACOPLADA DA DEFORMAÇÃO PELO SAL

A restauração estrutural trata, de forma desacoplada, as deformações do sal (thin-skinned) e

das camadas abaixo do sal (rifteamento). O sal trabalha como elemento de acomodação dos espaços. A

Figura 5.5 esquematiza as etapas da restauração:

121

• remoção da camada mais superficial com compensação isostática flexural e descompactação

das camadas subjacentes;

• abstração da camada de sal para ajuste de uma geometria modelo referencial de topo;

• restauração livre da deformação por falhas e sal;

• reinserção do sal observando sua conservação de área sob as camadas restauradas e a

coerência de espessuras e estilo da deformação;

• recomposição, por extrapolação regional, da parte distal vacante na seção a fim de

reequilibrá-la para remoção da camada seguinte;

• calibração de paleobatimetria do conjunto restaurado, por ser realizada ao final, esta

calibração será discutida adiante e não está na figura.

Figura 5.5 – Exemplo das etapas de restauração estrutural.

Figure 5.5 – Schematic example of the structural restoration cycle.

Um ponto fixo imposto junto à borda proximal de cada seção despreza a pequena distensão

observada à montante da área de estudo. O relevo remanescente após a remoção de uma camada

sugere onde houve abertura de espaço para a acomodação dos sedimentos da mesma (+) e onde houve

inflação da camada de sal (-). A área do sal, sob a camada removida (A1), é conservada abaixo do

conjunto remanescente restaurado (A1’). Embora esta conservação seja controversa, funciona como

122

elemento de controle de incertezas na restauração estrutural da seção. O balanço dos espaços

movimentados não é trivial, e a premissa condiciona os reajustes na batimetria (↓) e na distensão (←).

O grau de liberdade é menor na restauração das camadas mais recentes (grupos Itamambuca e

Frade), pois as janelas de sal (salt welding) fazem esta restrição. A espessura do sal não deve variar

aleatoriamente durante a restauração e esta variação é acompanhada por geo-história restaurada 1D,

procedimento apresentado em Garcia et al. (2012b).

A restauração das camadas abaixo do sal reflete a dificuldade de interpretação e a falta de

dados. Essa foi realizada por descompactação, restauração dos movimentos ao longo das falhas e

rotação do conjunto para ajustá-lo ao nível batimétrico regional, sem paleogeometria modelo.

5.5.3.2- CONDICIONANTES ISOSTÁTICOS

Cálculos de descompactação e isostasia flexural após remoção da sobrecarga em cada etapa

seguem a formulação de Bender et al. (1989). A solução é um cálculo discreto uniformemente

distribuído ao longo da seção, de forma a considerar cada estrutura importante para depois interpolar.

Valores de espessura de rigidez elástica (Te) de 5 km e de densidade da crosta de 2,78 g/cm3

foram considerados na parametrização. Um valor Te constante é aplicado ao longo de cada seção. A

opção de manter um único valor ao longo do tempo teve a pretensão de simplificar o procedimento e

encontrar similares em outros trabalhos publicados (Roberts et al. 1998).

A carga sedimentar da área de estudo (cerca de apenas 120 km) subestima o efeito da carga

sedimentar da bacia (mais de 600 km da costa à Dorsal de São Paulo) sobre a litosfera. O artifício para

minimizar erros foi extrapolar a geologia regional em cada seção para ambos os lados.

Se as operações de restauração são etapas independentes dos cálculos de descompactação e

isostasia, seus efeitos não são compensados. Um ensaio sobre a seção regional da bacia mostra com

exagero a magnitude deste desequilíbrio (Figura 5.6) e está descrito nos resultados desta pesquisa.

Figura 5.6 - Efeitos de isostasia flexural sobre seção regional da bacia de Santos. A isostasia acumulada (A+B+C) está exagerada, onde significativa sobrecarga

sedimentar foi removida, subestimada sob o sal não-restaurado ao centro da seção (D) que, se restaurado, aliviaria a sobrecarga.

Figure 5.6 – Effects of the flexural isostasy on a regional cross-section of the Santos Basin. The cumulated isostasy (A+B+C) is overestimated, where

significant sedimentary overburden was removed, and underestimated on the middle of the section below the unrestored salt layer (D), which, if restored, will

relieve the loading.

124

5.5.3.3- CONDICIONANTES PALEOTOPOGRÁFICOS

Um perfil paleodeposicional é necessário para referenciar a restauração das camadas após cada

descompactação. Uma superfície similar à do presente, composta de plataforma rasa, talude e águas

profundas, foi interpretada para as camadas deformadas pelo sal por meio de sismofácies e geometria

(Figura 5.7). Os pontos interpretados para a quebra da plataforma e pé do talude são coerentes com o

arcabouço estratigráfico e a evolução da linha de costa (Lavorante & Ebert 2005). Acompanhados ao

longo da restauração, estes pontos condicionam a superfície paleodeposicional em cada etapa.

Figura 5.7 – Pontos da quebra da plataforma e pé do talude, interpretados em sísmica.

Figure 5.7 – Shelf break and foot of slope points, interpreted from the seismic data.

O cálculo isostático e a paleossuperfície não estabelecem valores batimétricos absolutos, cuja

calibração é realizada ao final da restauração. Os poços utilizados na calibração batimétrica não

atravessam a seção sedimentar, e seus sumários bioestratigráficos permitem ajuste de baixa resolução,

com incertezas de centenas a milhares de metros para diferentes ambientes marinhos. Perfis regionais

125

de paleobatimetria foram estabelecidos a partir da bioestratigrafia dos cinco poços, com extrapolação

para a região batial onde não há dados (Figura 5.8).

A abordagem de restauração não considera erosão, eustasia, resfriamento térmico e

compensação isostática de cargas sedimentares reposicionadas após a restauração. As erosões existem

e foram observadas na área de estudo, mas nenhuma de grande magnitude foi interpretada.

Figura 5.8 – Perfis regionais de evolução paleobatimétrica.

Figure 5.8 – Regional profiles for the paleobathymetric evolution.

5.5.3.4- ANÁLISE ESPACIAL DA RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL

O resultado da restauração independente de cada seção é, após a calibração batimétrica

regional, transferido para o ambiente tridimensional do gOcad. Os resultados geram superfícies

bastante suavizadas no domínio 3D, devido ao grande espaçamento. Nenhum controle elaborado é

aplicado na extrapolação, apenas o cuidado de eliminar isópacas negativas. A área de estudo extrapola

lateralmente as seções AA’ e EE’ para definir um volume em relação às cinco seções. As superfícies

do topo e base do sal de cada estágio restaurado são, então, analisadas e mensuradas para análise da

movimentação, dos volumes e das taxas de deformação do sal na área de estudo.

5.6- RESULTADOS

O resultado da restauração estrutural é apresentado em diferentes momentos do início do

rifteamento até o presente. Soluções que viabilizaram o procedimento proposto também estão

discutidas a seguir.

5.6.1- Ensaio de isostasia flexural

O ensaio realizado com a seção da bacia de Santos, de Carminatti et al. (2008), ilustra as

distorções isostáticas acumuladas quando nenhuma restauração estrutural é processada (Figura 5.6). A

126

remoção e a descompactação dos grupos Itamambuca (1), Frade (2) e Camburi (3) produzem as

respostas isostáticas acumuladas A, B e C. O efeito da progradação sobre a isostasia seria diferente se

o deslocamento gravitacional da camada de sal (←4) estivesse restaurado. O resultado sugere que

havia uma rampa (→) na base do sal, que foi transformada em um baixo estrutural no tempo presente

por 12.000 m de sobrecarga sedimentar. As distorções incluem compactação diferencial (#),

subjacentes a montanhas de sal (∆), e um relevo de ombreira (*).

Outro ensaio testou o valor de espessura elástica (Te) no cálculo da compensação flexural.

Valores de Te de 5 e 20 km não produziram diferenças regionais de grande magnitude na remoção de

uma única camada. O resultado destacou apenas diferenças locais, sob as maiores estruturas de sal e

crescimento sedimentar individualizadas no comprimento de onda de dezena de quilômetros, com

amplitudes de até 50 metros para compensação isostática de Te de 5 km. Este valor de Te aproxima o

procedimento ao modelo de Airy e permite uma compensação flexural mais sensível sob as estruturas

halotectônicas. Entretanto, nenhum outro ensaio foi realizado para averiguar as diferenças cumulativas

na remoção sucessiva de camadas. Uma análise mais rigorosa dos valores de Te exigiria também

considerar uma discussão sobre os efeitos térmicos da ruptura litosférica (Watts 2001), o que não foi

possível realizar neste trabalho.

5.6.2 Calibração paleobatimétrica

A calibração batimétrica foi realizada ao final da restauração estrutural, e o cálculo isostático

acumulou diferenças ao longo do tempo. A resposta puramente isostática foi analisada por meio de 15

pontos distintos, 3 em cada seção, situados a 15 km (plataforma), 50 km (talude) e 105 km (águas

profundas) e comparada ao perfil regional esperado (Figura 5.8). A diferença da resposta média, para

cada domínio em relação a este perfil (Figura 5.9), foi extrapolada em mapas e aplicada em cada etapa

para correção batimétrica dos cenários restaurados. A linha tracejada expressa a média geral destas

diferenças. O efeito acumulativo das incorreções isostáticas e as incertezas batimétricas aumentam

para o passado e justificam um fator de suavização adicional também crescente em relação à média no

passado. A incerteza da batimetria nos poços está assinalada nas áreas em cinza na Figura 5.9 e

permite compará-la às diferenças isostáticas.

As discordâncias que limitam os grupos Guaratiba (112 Ma), Camburi (92 Ma) e Frade (64

Ma) ilustram situações notáveis ao ajuste batimétrico nas restaurações (Figura 5.9). Não por

coincidência, corresponde à dificuldade encontrada para restaurar cada megassequência estratigráfica,

com destaque para a própria deposição do sal, com maior taxa de deposição na bacia de Santos, entre

112 e 113 Ma.

127

Figura 5.9 – Diferenças médias entre resultado isostático e perfil batimétrico acumuladas no tempo.

Figure 5.9 – Cumulated average differences between isostatic results and paleobathymetric profiles.

5.6.3 Arcabouço estrutural investigado

O arcabouço estrutural está registrado nas cinco seções AA’, BB’, CC’, DD’ e EE’

restauradas, bem como nas superfícies e nos volumes extrapolados para cada momento restaurado.

O modelo apresenta maior incerteza de interpretação nas camadas mais profundas, devido à

baixa qualidade e ao espaçamento do dado sísmico. O arcabouço das camadas abaixo do sal foi obtido

a partir de traços pouco contínuos, sem possibilidade de garantir a continuidade lateral para as

estruturas mais profundas (Figura 5.10). Esse arcabouço é um mosaico de estruturas pequenas de papel

obscuro na evolução tectônica, com depocentros compartimentados por falhas em grabens

assimétricos.

Destacam-se um alto e um baixo estrutural de maior expressão regional e consistência

evolutiva. Tais estruturas acompanham a principal estruturação NE-SW do embasamento e perdem

magnitude de SW para NE. A região do baixo estrutural controla os maiores depocentros do rifte e

pós-rifte, em particular no compartimento W, de expressão mais profunda nas seções AA’ e BB’. A

relação desse compartimento mais espesso para a situação mais delgada na seção CC’ e a

diferenciação de geometria da falha de borda do baixo nas seções AA’ e BB’ inferem a existência de

uma estrutura NNW, subparalela às seções geológicas. No alto estrutural das seções AA’ e BB’, um

espessamento das camadas está aparentemente controlado pela estrutura NNW, expressando a

complexidade das estruturas profundas e sugerindo maior extensão lateral do compartimento W.

128

Figura 5.10 – Relevo do embasamento, projetada espessura da seção pré-sal.

Figure 5.10 – Basement interpreted top with superimposed pre-salt thickness map.

A base do sal, na região do alto estrutural, reflete uma forma suavizada do embasamento

(Figura 5.11). Essa estrutura coloca em questão a premissa de evolução estrutural desacoplada entre a

tectônica das fases rifte e pós-rifte (envolvendo embasamento), em relação à deriva (deformação por

halocinese). As falhas do embasamento tangenciam a base do sal nas seções AA’ e BB’. O relevo

herdado do embasamento controlou a deposição do sal, que, atualmente, mesmo deformado e

descontínuo, tem estruturas maiores e mais espessas no baixo estrutural no compartimento W.

Muralhas amalgamadas confinam as minibacias na região distal.

Figura 5.11 – Base dos evaporitos, projetada espessura do sal.

Figure 5.11 – Salt interpreted base with superimposed salt thickness map.

129

Os grupos Camburi, Frade e Itamambuca refletem o controle da progradação sedimentar sobre

a movimentação do sal (Figura 5.12). As maiores espessuras proximais também são observadas no

compartimento W das seções AA’ e BB’, com o relevo preexistente trabalhando como anteparo ao

avanço da sedimentação.

Figura 5.12 – Isópacas dos grupos Camburi (A), Frade (B) e Itamambuca (C) projetadas nos

respectivos topos demonstrando a progradação sobre a falha de Cabo Frio.

Figure 5.12 – Isopach maps of the groups Camburi (A), Frade (B) and Itamambuca (C) superimposed

on respective interpreted tops. The perspective sequence shows the Cabo Frio Fault movement.

130

A falha de Cabo Frio atravessa a área de estudo na orientação SW-NE e tem seu

desenvolvimento ligado à tectônica do sal. Sua posição atual é bem definida pelo limite entre as

maiores espessuras proximais e os depocentros mais descontínuos das minibacias distais.

O arcabouço interpretado e a análise de suas espessuras foram suficientes para construir um

modelo evolutivo da área e estabelecer premissas da restauração estrutural.

5.6.3 Restauração 2.5D

A restauração das seções extrapoladas ao domínio 3D destaca alguns elementos da evolução

estrutural relacionados à divisão estratigráfica discutida, bem como à metodologia de restauração

adotada.

A restauração das camadas mais profundas reflete a precariedade do modelo estrutural e

apresenta resultados pouco robustos. As falhas que definem o baixo estrutural apresentam maior

rejeito no compartimento W. O maior movimento isostático neste compartimento pode ser

interpretado como situação de maior estiramento litosférico. Comparando-se o relevo restaurado para

o embasamento há 132 e 113 Ma e, no presente, observa-se o abatimento diferencial do baixo

estrutural maior durante as fases rifte e pós-rifte (Figura 5.13).

Figura 5. 13 – Relevo do embasamento restaurado há 132 Ma, 113 Ma e no presente.

Figure 5.13 – Basement restored surfaces at 132 Ma, 113 Ma and at present day.

O cenário restaurado (visualizado nos ambientes 2.5D e 3D) no momento anterior à deposição

do sal há 113 Ma (Figura 5.14) ilustra a espessura sedimentar depositada entre 132 e 113 Ma. Uma

linha tracejada realça a diferença de dois domínios estruturais. A Figura 5.14 mostra um relevo com

131

desníveis maiores que 2.000 m, suficientes para acomodar a espessa camada de sal durante 1 Ma

seguintes.

Os evaporitos preenchem o relevo preexistente, provocando importante resposta isostática na

bacia (Figura 5.15). O cenário sugere um desenvolvimento da bacia evaporítica a partir de dois

depocentros independentes, separados pelo alto estrutural, posteriormente amalgamados em uma única

bacia. As maiores espessuras ocorrem, novamente, no compartimento W, enquanto as menores, na

região do alto estrutural.

Figura 5.14 – Cenário restaurado há 113 Ma.

Figure 5.14 – Restored scenario 113 Ma ago with higher relief predating the salt deposition.

Figura 5.15 – Cenário restaurado após deposição do sal.

Figure 5.15 – Restored scenario after the salt deposition, with smoothed surface at the top.

132

A tectônica do sal tem início com a deposição dos carbonatos do Albiano e siliciclásticos do

Cenomaniano (Figura 5.16). Os primeiros diápiros se formam na região mais espessa do sal, em que o

alto estrutural oferece a primeira resistência à movimentação. A configuração típica de evolução da

bacia de Santos logo se estabelece, com a plataforma proximal mais espessa passando a depósitos mais

delgados em águas profundas. Pequenas diferenças no avanço da plataforma e na compartimentação

refletem incertezas – talvez imprecisões – de restauração. Um traço do que virá a ser a falha de Cabo

Frio pode ser desenhado no pé do talude há 92 Ma, com a camada de sal subaflorando.

A deposição do Grupo Frade intensifica a progradação sedimentar (Figura 5.17). Nas seções

AA’ e BB’, ocorre compartimentação em torno dos diápiros, alguns em condição subaflorante. A

progradação se desenvolve em padrão antitético, mas sem complexidade na região das seções CC’,

DD’ e EE’. A falha de Cabo de Frio, impulsionada pela sedimentação em trato de mar baixo, avança

em torno de 50 km durante aproximadamente 30 Ma (do Cenomaniano ao final do Cretáceo).

Figura 5.16 – Cenário restaurado há 92 Ma.

Figure 5.16 – Restored scenario 92 Ma ago predating the Cabo Frio Fault starting location.

A falha de Cabo Frio desacelera seu avanço durante a deposição do Grupo Itamambuca e

desloca-se menos de 5 km durante mais de 60 Ma – retornando ao ponto de partida da restauração, o

tempo presente (Figura 5.18). A deformação do sal respondeu continuamente à sobrecarga sedimentar,

porém não foi linear nem uniforme. Nas regiões proximais já havia muita restrição ao movimento,

pois o sal deformado estava constrito pelas janelas formadas e a sobrecarga sedimentar como que

ancorada na base do sal. Sem as limitações de mar baixo, predominava-se a agradação sedimentar. Na

região mais distal, a compressão passa a compensar pequenos movimentos distensivos, principalmente

na falha de Cabo Frio, e as minibacias experimentam um desenvolvimento mais intenso.

133

Figura 5.17 – Cenário restaurado do topo do Cretáceo há 64 Ma.

Figure 5.17 – Restored scenario at the upper Cretaceous top 64 Ma ago.

Figura 5.18 – Modelo baseado na interpretação sísmica.

Figure 5.18 – Interpreted model based on seismic data (present day configuration).

134

5.6.3 Mudanças de volume ao longo do tempo

As áreas do modelo 2D, dividido em três partes, sedimentos abaixo do sal (pré-sal), sal e

sedimentos acima do sal (deriva), mostram-se correlacionáveis aos volumes do modelo 3D

extrapolado (Tabela 5.1).

Idade Seção AA’ Seção BB’ Seção CC’ Seção DD’ Seção EE’ Média 2D Volume 3D

(Ma) (km2) (km2) (km2) (km2) (km2) (km2) (km3)

Deriva 487 506 551 628 538 542 22649

Sal 219 196 131 88 105 148 6422

Pré-Sal 311 324 227 268 262 278 11325

Tabela 5.1 – Áreas das cinco seções, área média e volumes no tempo presente.

Table 5.1 – Areas of the five cross-sections, general 2D average area and total 3D volume at the present

day.

Em média, as áreas correspondem bem aos volumes. A área média da camada de sal é de 15%

em relação à área total e varia nas cinco seções entre 22 (seção AA’) e 9% (seção DD’). O volume

médio de sal é de 16% em relação àquele total da área de estudo. Essa boa correlação se deve a

superfícies obtidas por extrapolação suavizada que não representam detalhes tridimensionais da área

de estudo.

Taxas de sedimentação foram calculadas a partir da área e de volumes. Os valores para o sal

impressionam: mais de 1.200 m por Ma, dez vezes maior do que a taxa na sedimentação subjacente

(Pré-sal) e 30 vezes maior do que nas unidades sobrepostas (fase de deriva).

A desaceleração da tectônica de sal pode ser analisada por meio das variações de volume de

sal ao longo do tempo. A relação entre o sal e os sedimentos afetados pela tectônica adiastrófica se

inicia em 100% sal e nada de outros sedimentos antes da deposição dos carbonatos albianos e termina

em torno de 28% da área ou volume sedimentar no tempo presente. Conforme esta relação varia ao

longo do tempo, o predomínio da reologia dúctil diminui. O volume de sal interpretado no tempo

presente pode ser isolado do volume acrescido ao longo da restauração para recompor o sal expelido

para regiões mais distais. A Tabela 5.2 e as Figuras 5.19 e 5.20 mostram as variações no modelo 3D

em diferentes momentos. As inflexões observadas nas curvas evidenciam a correlação entre

deformação e sedimentação, novamente coincidindo com os limites deposicionais entre os grupos

Camburi, Frade e Itamambuca (92 e 64 Ma).

A restauração de seções foi realizada de forma independente, e nenhuma interação entre os

resultados foi feita durante a restauração. É natural que diferenças na deformação restaurada sejam

135

observadas entre uma seção e outra. A superposição dos topos restaurados para o sal em cada etapa

oferece uma visão evolutiva da deformação (Figura 5.21). No princípio, há 112 Ma, o topo do sal é

quase plano. Ao final da deposição do Grupo Camburi (98 e 92 Ma), a deformação proximal já é

intensa e as estruturas de sal aparecem ainda suaves. A falha de Cabo Frio e as feições compressivas

ainda não são expressivas. A deposição do Grupo Frade (92 a 64 Ma) causa menos subsidência

proximal, prograda a plataforma em direção à bacia coerentemente com Lavorante & Ebert (2005) e

cria janelas na camada de sal. Por fim, durante a deposição do Grupo Itamambuca (entre 64 Ma e o

presente), a deformação compressiva se estabelece e a agradação sedimentar ocorre mais distribuída

na área de estudo. Nas diferenças de distensão, as seções AA’ e BB’ parecem mais obstruídas pelo alto

estrutural e pela estruturação precoce do sal no baixo estrutural, durante o Albiano e o Cenomaniano.

A progradação durante o nível de mar baixo que provê um avanço mais linear em toda a área parece

refletir a diminuição do papel destas estruturas no controle halocinético.

Idades (Ma) 0 16 34 64 67 70 79 88 92 98 112 Volume de sal

(km3) 6347 6386 6502 7111 7396 7501 7916 8274 9467 9370 9799

Variação do presente (%)

100% 101% 102% 112% 117% 118% 125% 130% 149% 148% 154%

Volume expulso (km3)

0 11 53 248 397 668 1135 1516 2507 3033 3549

Superfície de sal 3D (km2)

5160 5157 5143 5079 5018 4883 4654 4478 4040 3756 3492

Taxa de Distensão/área

148% 148% 147% 145% 144% 140% 133% 128% 116% 108% 100%

Tabela 5.2 – Medidas de áreas e volumes no modelo 3D.

Table 5.2 – Areas and volumes quantification from the 3D restored model at different times.

Figura 5.19 – Áreas e volumes de sal no modelo 3D.

Figure 5.19 – Areas and volumes of the salt layer from the 3D restored model through time.

136

Figura 5.20 – Redução do volume de sal na área de estudo comparada ao avanço em área do sal atual.

Figure 5.20 - Salt volume reduction in the study area compared to the present day salt area

progradation.

Figura 5.21 – Topo do sal em suas diferentes restaurações palinspásticas.

Figure 5.20 – Salt top surface progradation through its sequential restoration results.

O desenvolvimento da falha de Cabo Frio está associado aos principais depocentros na área de

estudo desde o Albiano (Figura 5.22). Assim que espessos pacotes proximais do Grupo Camburi se

depositam sobre os evaporitos, impulsionam-nos para ‘reduzir’ o espaço de acomodação distal. Um

limite frágil entre um domínio espesso distensivo e outro delgado compressivo condicionam o

desenvolvimento da falha.

137

Guerra (2008) faz alerta aos efeitos que a translação das estruturas (por dezenas de

quilômetros em algumas situações) poderia causar à evolução dos sistemas petrolíferos. Os resultados

sugerem grande translação relativa das estruturas de sal, mas também apontam padrões diferentes de

distensão na deformação que ocorre nas fases rifte, pós-rifte e durante a de deriva. Desta forma, as

principais rochas geradoras (estratigraficamente abaixo do sal) ficam relativamente imóveis, as janelas

na camada de sal (principais elementos para migração secundária) são também relativamente estáticas

e, do final do Cretáceo em diante, pouca movimentação lateral devido à tectônica do sal é prevista. Os

resultados da restauração corroboram a avaliação de Araújo et al. (2005) de que 90% da deformação

salífera na bacia de Santos ocorre até o final do Cretáceo. Para tais autores, o pico de expulsão de

petróleo ocorreu no Campaniano superior e uma importante frente de migração se desenvolve de 44

Ma até o presente. Os resultados sinalizam, portanto, pouco risco de sincronismo ao sistema

petrolífero devido à tectônica de sal, mas a análise local de estruturas mais complexas não deve ser

negligenciada em estudos específicos.

Figura 5.22 – Sequência de restauração há 0, 64, 92 e 112 Ma. Ilustração da subsidência do

embasamento restaurado, do passado ao presente, na base da figura.

Figure 5.22 – Restoration palinspastic sequence for 0, 64, 92 and 112 Ma ago. The basement restored

subsidence is superimposed from the past to the present day in the lower part of the figure.

138

5.7 - DISCUSSÃO

Os resultados obtidos permitem uma análise sobre a evolução geológica da área de estudo e

breves discussões, com destaque para as variações na camada de sal, organizadas a seguir.

5.7.1 Batimetria e isostasia nas restaurações

A compensação flexural da isostasia é apenas parte dos movimentos verticais e demanda uma

calibração paleobatimétrica após cada etapa de restauração. As incertezas dos dados bioestratigráficos

são quase comparáveis aos erros acumulados nos cálculos isostáticos (Figura 5.9). O aprofundamento

das curvas na Figura 5.9 reflete a maior incerteza na restauração da subsidência total do passado, mas,

certamente, há fenômenos que não foram considerados nos cálculos. Um efeito não considerado é a

eustasia, de menor magnitude. Outro desconsiderado é a variação térmica na litosfera durante a

evolução da margem passiva (Te constante). Isto equivale a desconsiderar um passado mais quente e a

resposta reológica da litosfera mais suscetível à deformação. As diferenças isostáticas observadas para

a variação de Te não justificaram estudos para um valor constante, entretanto sugerem a importância

de sua variação no tempo em um estudo integrado.

Na incerteza da restauração de mais de 2.000 m de evaporitos e na magnitude da depressão

necessária para acomodá-los (Montaron & Tapponnier 2010, Garcia et al. 2012b) entre 113 e 112 Ma,

pode estar outra fonte maior das diferenças no cálculo isostático (Figura 5.9). O aumento acentuado

nas diferenças entre 112 e 92 Ma corresponde à maior intensidade da deformação halocinética, quando

o Grupo Camburi é depositado sobre evaporitos dúcteis ainda muito espessos. Há muita incerteza na

restauração destes cenários. Essa variação na isostasia concorre para a hipótese de Gonzaga (2005) de

que o rifteamento tenha se prolongado durante o Albiano, embora tal postulação não seja corroborada

pela abordagem de restauração. A mudança de padrão nos erros isostáticos entre 92 e 64 Ma coincide

com a progradação do Grupo Frade e com o rápido avanço da linha de costa sob o trato de mar baixo

(Moreira et al. 2007). Coincide também com o estabelecimento das primeiras janelas na camada de

sal, ou seja, já não havia mais um sal proximal tão espesso para acomodar a sedimentação e se produz

grande distensão lateral, nem tanto na vertical.

Nenhuma aplicação conhecida que utilize procedimentos estanques para descompactação e

restauração recalcula a isostasia para o reposicionamento de cargas em situações de grande distensão

lateral, a menos que se trabalhe com métodos de elementos finitos. Os 15 horizontes interpretados

minimizam o erro acumulado. A restauração de uma camada de um fatiamento estratigráfico mais

detalhado e delgado minimiza o erro isostático acumulado e a descompactação diferencial. Representa

uma deformação menor a cada etapa de restauração e, consequentemente, um desvio menor para a

descompactação seguinte.

139

5.7.2 Restauração estrutural e integração 2D/3D

Por mais que a halocinese seja complexa, sendo o sal incompressível, somente a dissolução

pode alterar efetivamente o volume de sal. O melhor controle de restauração foi partir de um modelo

de deformação e fluxo. Se o sal responde à sedimentação, uma tendência de escape e variação de

volume pode ser estabelecida. A área de estudo contrabalança depocentros mais significativos na parte

proximal à minibacias distais, tendo um alto estrutural como elemento perturbador da deformação na

transversal ao transporte tectônico. Assumindo desvios neste balanço, a premissa de conservação da

área para a camada de sal representa a busca de uma ferramenta de controle local para a restauração.

Em outras palavras, o sal responde proporcionalmente ao quanto é impulsionado pela progradação e

acumulado sob as minibacias distais (Figura 5.22). Esta proporcionalidade se expressa na conservação

de área sob o domínio desta compensação.

Enquanto Mohriak & Szatmari (2001) interpretaram a grande lacuna (gap) do pacote Albiano

(dezenas de km) na falha de Cabo Frio como resultado da distensão com enormes deslocamentos

acumulados, Ge et al. (1997) propuseram uma lacuna deposicional devido à inflação distal da camada

de sal em função da carga de sedimento proximal. A restauração sugere uma composição destes

fatores, deslocamento lateral sindeformacional e sedimentação distal restrita para o desenvolvimento

desta lacuna.

5.8 - CONCLUSÕES E PERSPECTIVAS

A restauração estrutural 2.5D integrada à análise volumétrica e espacial se mostrou ferramenta

poderosa para o aprendizado e para a compreensão da tectônica de sal na porção central da bacia de

Santos.

A restauração produziu um cenário evolutivo bem correlacionado ao arcabouço estratigráfico.

A subsidência obtida em restauração foi mais significativa nas fases rifte e pós-rifte (Grupo

Guaratiba), particularmente sobre o baixo estrutural proximal, região estruturalmente fragilizada que

acomoda as maiores espessuras, inclusive do sal Aptiano. A instalação de espessa plataforma sobre

este baixo controlou o deslocamento lateral do sal, produzindo espaço de acomodação para a fase de

deriva, desde a chegada dos primeiros sedimentos no Albiano (Grupo Camburi). Ao final do

Cenomaniano, a camada de sal já não encontra tanta facilidade para se deslocar e acomodar a

deposição do Grupo Frade e, sob trato de mar baixo, a plataforma avança em direção à bacia. A partir

do Paleoceno, o sal tem sua mobilidade lateral praticamente anulada, com janelas bem estabelecidas,

deforma-se menos e acomoda a deposição do Grupo Itamambuca predominantemente por agradação.

140

Os quatro grupos estratigráficos diferenciaram-se em diversos aspectos controlados da

restauração (isostasia, falhas, diapirismo, movimentação lateral etc.). A transição entre diferentes

padrões de sedimentação e deformação foi crítica na restauração, e as discordâncias que separam os

grupos Camburi, Frade e Itamambuca ficaram bem remarcadas nas divergências analisadas entre as

cinco seções restauradas e na área de estudo.

O controle estrutural também ficou claro na restauração. A deformação foi

predominantemente vertical nas fases rifte/pós-rifte e lateral, na halotectônica. Cerca de 50% da

subsidência no compartimento W do baixo estrutural ocorreu durante as fases rifte e pós-rifte. A

subsidência térmica da fase drifte ficou mais homogeneamente distribuída. As taxas de distensão β

foram significativamente maiores na deformação halocinética e diferenciadas na direção de transporte

por estruturas preexistentes NE-SW.

Os resultados validaram a conservação material do sal como opção de controle da restauração

da área de estudo, pois a redistribuição do sal assim restaurado estabeleceu relações coerentes para as

taxas de distensão e sedimentação.

Os resultados dos ensaios e da restauração palinspástica deixaram claro que os programas não

compensam os efeitos correlatos de isostasia, batimetria, descompactação e deslocamento lateral em

seus cálculos e procedimentos. O trabalho apontou um ferramental de cálculo integrado destes

fenômenos como perspectiva de desenvolvimento para eliminar os erros acumulativos observados em

um tratamento em separado. Os resultados sugerem igualmente a consideração dos efeitos térmicos da

ruptura litosférica bem como da eustasia ao longo do tempo e do espaço para ampliar a compreensão

dos fenômenos observados.

141

CAPÍTULO 6

ANÁLISE E DISCUSSÃO COMPLEMENTAR DOS RESULTADOS

“É por isso que eu as percorrerei certo número de vezes com uma espécie de movimento contínuo da imaginação que vê de uma só vez cada objeto em particular ao mesmo tempo em que passa para os outros, até que tenha aprendido a passar da primeira relação para a última com rapidez bastante para que, sem deixar quase nenhuma função à memória, pareça-me ver o todo ao mesmo tempo por intuição”

Descartes, filósofo, físico e matemático

6.1- INTRODUÇÃO

Esse capítulo traz uma revisão complementar dos resultados e produtos da pesquisa realizada,

abordando assuntos que não foram esgotados ou submetidos à apreciação nos artigos publicados

(capítulos 4 e 5). Essa revisão trata os resultados obtidos à luz da bibliografia de referência mais

atualizada, detalha ensaios de verificação sobre procedimentos aplicados e coloca em destaque os

pontos consistentes, as deficiências e as melhorias possíveis.

Por ser uma ferramenta rápida e barata, a restauração estrutural de seções ainda supre muitas

necessidades da exploração geológica. Alguns aspectos da restauração estrutural em seções bem

resolvidos na literatura foram retomados nos procedimentos aplicados como fenômenos que se afetam

mutuamente, mas as soluções dadas carecem de melhorias e/ou simplificações. As ferramentas

utilizadas para controle da restauração permitiram otimizar os procedimentos palinspásticos,

minimizaram erros grosseiros, induziram forte correlação nos resultados e ofereceram oportunidades

para diversos ensaios complementares em variadas dimensões. Tais ensaios conceberam revisões do

modelo inicial e conduziram a melhorias do resultado final.

Análises preliminares e indiretas com base nos resultados balizam argumentações sobre os

sistemas petrolíferos e resgatam o interesse em viabilizar modelos cinemáticos da deformação para

aplicação em simulações sobre eles.

6.2- A RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL DA HALOCINESE NA BACI A DE SANTOS

A comunidade científica continuou a gerar significativos trabalhos de referência sobre o tema

focado na presente pesquisa no curso de sua realização. Muitos desses trabalhos utilizaram a

restauração estrutural 2D como principal ferramenta de investigação, revisaram aspectos

metodológicos e abordaram fenômenos de subsidência, compactação, deformação e deposição de

evaporitos, produzindo aspectos relevantes a serem confrontados aos resultados obtidos.

142

A região da área investigada na bacia de Santos (Figura 6.1) também foi estudada por meio de

técnicas de restauração estrutural 2D por Guerra (2008), Caldas & Zálan (2009), Correa (2009) e

Guerra & Underhill (2012). Em adição, uma minibacia na região compressiva mais distal foi objeto

comum de análises por alguns desses autores (Figura 6.2).

Figura 6.1 – Localização aproximada das áreas investigadas por Caldas & Zalán (2009) em amarelo,

Guerra & Underhill (2012) em verde e Corrêa (2009) em azul. O polígono em vermelho representa a

área estudada.

Figure 6.1 - Location map of study areas from Caldas & Zalán (2009) in yellow, Guerra & Underhill

(2012) in green and Corrêa (2009) in blue. The red polygon represents this thesis study area.

143

Figura 6.2 – Restaurações de minibacia efetuadas por Caldas & Zalán (2009), ao alto, e Corrêa

(2009), embaixo, a partir de composição modificada de originais.

Figure 6.2 - Minibasin within the study area that was restored by Caldas & Zalán (2009) on the upper

part and by Corrêa (2009) on the lower part. Composition modified from these authors.

144

Caldas & Zalán (2009) utilizam uma técnica simples para horizontalizar a base do sal e

consideraram uma deformação conservativa na camada de sal em resposta à sobrecarga (Figura 6.3). O

resultado em planta reconstitui os principais espessamentos necessários para ajustar variações

observadas em mapas de isópacas da sobrecarga. O interessante na técnica diz respeito à utilização das

espessuras para extrapolar espacialmente a deformação restaurada em 2D. Esses autores pressupõem

que o Albiano tenha se depositado sobre leito quase plano em razão de suas feições tabulares. Não

examinaram a possibilidade de compressão precoce sobre as primeiras camadas depositadas sobre o

sal, mas suas reconstituições dos episódios de deformação mais antigos (Albiano e Turoniano)

mostram espessamentos na camada de sal, separando depocentros relativamente paralelos e

estabelecendo um comprimento de onda orientado ortogonalmente ao transporte tectônico (Figura

6.4). Tais ondulações sob o topo plano restaurado poderiam ser interpretadas como sutil expressão de

compressão.

Corrêa (2009) aplicou uma abordagem não conservativa em relação ao sal para reconstituir e

quantificar a deformação na minibacia propriamente dita (Figura 6.3). Esse autor observa dobras de

pequena amplitude e alta freqüência na sísmica e nos modelos físicos analógicos e postula uma

camada frágil menos espessa submetida a dobramento mais apertado, como mecanismo possível e

coerente com a hipótese feita acima. Mas tal condição não é reproduzida com clareza em seus

resultados de restauração em seções (Figura 6.4).

Entretanto, em nenhum dos dois trabalhos as camadas abaixo do sal foram restauradas ou se

prestaram para controle da deformação halocinética, como na restauração estrutural realizada na

presente pesquisa. Ainda que as diferenças de abordagem sejam significativas, os resultados aqui

alcançados encontram boa correlação com a evolução tectonossedimentar observada nos derivados por

esses autores. Os dados de espessuras acumuladas sobre o sal, tal como apresentados por Corrêa

(2009), foram aqui relativizados (Figura 6.5 - curva preta) para uma comparação direta com as taxas

de distensão obtidas nas superfícies restauradas (Figura 6.5 - curva vermelha). Ambas as curvas

mostram maior variação durante a expressiva progradação registrada na deposição do Grupo Frade. A

quantidade de volume de sal remobilizado pelo aporte sedimentar obtida na restauração (Figura 6.5 -

curva verde) também varia mais quando há maiores variações nas espessuras acumuladas de Corrêa

(2009). Os valores de distensão intervalar e acumulada extraídos de Corrêa (2009, Figura 6.6 - linhas

contínuas) também apresentam excelentes correlações com os valores ponderados do modelo

restaurado (Figura 6.6 - linhas tracejadas).

145

Figura 6.3 – A sequência ao centro mostra a restauração da minibacia com conservação de área do sal

ao longo da seção C-C’. Nas laterais os resultados de Caldas & Zalán (2009) e Corrêa (2009).

Figure 6.3 - The minibasin restoration at the center was performed during this research with the

conservation of the salt area along the section C-C '. The deformation of the overburden and the salt

layer were reconstructed. The results on the left are from Caldas & Zalán (2009) with salt

conservation and on the right from Corrêa (2009) without the conservation. The red signal shows the

relative movement between the overload and the sequences below the salt. Notice the vertical

movement of the units below the salt due to the isostatic compensation.

146

Figura 6.4 – Elementos da restauração para o Albiano de Caldas (2007), Corrêa (2009) e desta

pesquisa.

Figure 6.4 – Aspects considered for the Albian restoration as presented by Caldas (2007), Corrêa

(2009) and this research. The Albian high frequency folding noted in sand box experiments, salt

thickness restorations, seismic data and shelf-slope-rise morphologic approaching.

Figura 6.5 – Correlação de variações de espessuras observadas por Corrêa (2009) com resultados

obtidos na presente pesquisa.

Figure 6.5 – Thickness variation observed by Corrêa (2009) - black line - is correlated with the salt

surface expansion - red line - and also with salt volume reduction - green line - due to the lost salt

volume which was pushed beyond the study area.

147

Figura 6.6 – Correlação entre as variações de distensões observadas por Corrêa (2009) com os

resultados obtidos na presente pesquisa.

Figure 6.6 - Correlation between the extension strain rates observed by Corrêa (2009) - solid lines -

and the results obtained in this study - dashed lines.

Guerra & Underhill (2012) consideram que as dobras observadas nas camadas da sobrecarga

do Albiano poderiam ter resultado não apenas da compressão precoce de camadas de sobrecarga ainda

delgadas sobre os evaporitos, mas também da redução de espaço nas minibacias durante sua formação.

O modelo cinemático considerado nessa tese postula a deformação halocinética já para as camadas do

Albiano conforme observado por Corrêa (2009) em sísmica (Figura 6.4). Para Guerra & Underhill

(2012) boa parte do sal hoje presente no setor de águas profundas foi impulsionado das porções mais

proximais pela sobrecarga diferencial, tendo como mecanismo indutor a sedimentação. A seção mais a

sudoeste restaurada por esses autores passa pela área de estudo e apresenta resultados semelhantes,

com desaceleração da distensão após o Cretáceo (Figura 6.7). Esses autores propõem a criação de

minibacias poligonalmente controladas por duas diferentes direções de transporte tectônico.

148

Figura 6.7 – Comparação de resultados com seção restaurada por Guerra & Underhill (2012).

Figure 6.7 - Cross-sections restoration results from Guerra & Underhill (2012) and this study are

compared. The red arrows indicate approximately the lateral movement of the salt through time. The

black arrows show the static major depocenter.

6.3- ENSAIOS DE RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL 2D

Um simples ensaio de verificação por meio de um modelo sintético e sem efeitos da

halotectônica foi preparado para aferir problemas nos cálculos de descompactação (Figura 6.8). O

modelo configura um gráben simétrico com 500 km de largura na superfície e 8 km de espessura,

materializado por 14 camadas sedimentares sobre um embasamento de granito, empilhadas da base

para topo da seguinte forma: arenito, folhelho, grainstone, wackestone, mudstone, arenito, siltito e

folhelho, seguido novamente de grainstone, wackestone, mudstone, folhelho, siltito e arenito. Tais

camadas possuem espessuras lateralmente uniformes em torno de 570 metros. Os parâmetros de

149

decaimento para as diferentes fácies são os mesmos que foram utilizados no restante da pesquisa

(tabela 4.1). Os resultados demonstram que a descompactação foi de fato subdimensionada,

recuperando apenas algumas centenas de metros de soterramento onde efetivos milhares de metros de

sobrecarga foram removidos (Figura 6.9). Na prática é como se esse fenômeno não tivesse sido

considerado na restauração e as considerações a cerca da recuperação de efeitos de compactação

diferencial perdessem em valor absoluto.

Figura 6.8 – Modelo sintético de aferição nos cálculos de descompactação realizado no RECON-MS.

Figure 6.8 - Schematic model for verification of the decompaction calculations made with RECON-

MS.

Figura 6.9 – Resultado da descompactação do modelo sintético. A seta indica porosidades a milhares

de metros de soterramento equivalentes a centenas de metros nas curvas dos parâmetros aplicados.

Figure 6.9 - Results of the schematic model's decompaction. The arrow indicates that porosities at

thousands meters of burial are equivalent to hundreds meters on the curves of the applied parameters.

150

O fenômeno da compactação também deve ser considerado na dimensão horizontal devido ao

encurtamento estrutural. Moore et. al. (2011) calcularam a perda de água durante a deformação ao

longo da restauração de seções geológicas em regime compressivo e correlacionaram a variação de

volume poroso à compactação difusa. Para tanto, utilizaram valores de porosidade derivados de

velocidades sísmicas intervalares para melhor definir o meio rochoso em uma cunha de acressão

tectônica. Avaliar a importância da distribuição diferencial da compactação em restaurações

estruturais através do campo de velocidades sísmicas era um dos propósitos iniciais da presente

pesquisa, no entanto, esta ação não foi adiante em face de dificuldades com os dados de sísmica 2D.

Butler & Paton (2010) tomaram a quantificação relativa entre distensão e compressão para

avaliarem efeitos da compactação lateral em domínios compressivos de águas profundas (Figura 6.10).

Para esses autores uma componente de deformação horizontal é necessária para compensar as

diferenças observadas na compressão em relação ao excesso de distensão. Além disso consideraram

ser plausível a compactação lateral de rochas pouco litificadas. No sentido inverso ocorre o fenômeno

de preservação da porosidade em folhelhos sobrepressurizados. Nenhuma dessas questões foi

considerada durante a restauração e análise de resultados na presente pesquisa pois requerem

simulações específicas que envolvem princípios geomecânicos, não disponíveis nos algoritmos

utilizados.

Figura 6.10 – Esquema de compactação lateral como resultado possível da compressão induzida por

tectônica gravitacional (modificado de Butler & Paton 2010). Parte da translação por distensão foi

acomodada por perda de volume nos poros das rochas poucos consolidadas sob compressão.

Figure 6.10 - Lateral compaction scheme as a possible result due to compression induced by

gravitational tectonic (modified from Butler & Paton 2010). Part of the translation by extension was

accommodated by pore volume losing at poorly consolidated rocks.

Além da descompactação, o equilíbrio isostático constituiu outro fenômeno representativo nos

procedimentos de restauração adotados. Davison et al. (2012) especulam sobre o papel da espessa e

rápida deposição do sal enquanto elemento indutor de um ajuste isostático local. Esses autores

interpretam o intenso carregamento de evaporitos sobre a crosta como agente de reativação de falhas e

alimentador de grábens em subsidência diferencial, com fluxo de evaporitos das regiões menos

subsidentes para as depressões induzidas. Para tanto, pressupõem um relevo preexistente que

151

acumulou evaporitos nos baixos e uma halocinese precoce durante a deposição do sal. Ilustraram em

seus cálculos isostáticos como as espessuras elásticas menores favorecem suas premissas, a exemplo

dos valores de 5 km utilizados nessa pesquisa. A posição original de deposição do sal, entretanto, não

foi aparentemente restaurada por eles e, por conseguinte, o resultado sugere uma superestimação do

efeito isostático de uma carga distal de densos evaporitos (Figura 6.11).

Figura 6.11 – Diferentes esquemas de compensação isostática em margens passivas (composição

modificada de Davison et al. 2012 e de Watts 1992).

Figure 6.11 – Composition with different schemes of subsidence on passive margins. On the top, at

the left, is presented the Davison et al. (2012) model of local subsidence induced by the salt layer

loading and subsequent rifting faults reactivations. Below, still on the left the scheme of progradation

subsidence response of Watts (1992) is presented. On the right a more complex scheme is supposed in

this study. The salt movement provides a proximal early loading not considered by the first cited

authors and a gradual redistribution of the loading through time.

Os efeitos isostáticos da progradação em margens passivas, no modelo simplificado de Watts

(1992), corroboram o pressuposto de que a sobrecarga tenha remobilizado gradual e lateralmente os

evaporitos na bacia de Santos bem como induzido uma subsidência diferenciada no tempo e no

espaço. O esquema utilizado nessa pesquisa reconstitui a translação lateral dos evaporitos de forma

que o efeito isostático impresso pela deposição dos densos evaporitos tenha uma magnitude maior na

região proximal. Por outro lado, o efeito isostático dessa remobilização lateral do sal por restauração

não é considerado, pois o algoritmo utilizado não foi construído para isso, superestimando a isostasia

devida à progradação e subestimando-a distalmente onde o sal foi removido por translação. O

procedimento foi descrito regionalmente no capítulo 3 (Figura 3.14).

Os sedimentos que remobilizam os evaporitos são menos densos que o sal quando ainda estão

pouco soterrados (Jenyon 1986). A inflação da camada dúctil simulada por Corrêa (2009), coerente

152

com as condições erosivas pressupostas por Ge et al. (1997), pode ter sido minimizada ou limitada por

reativações de grábens proximais. Tais considerações corroboram a utilização do detalhamento de

fácies e do valor de Te de menor magnitude para os cálculos de uma compensação isostática mais

diferenciada. Uma quantificação de tais efeitos sobre os baixos estruturais na bacia de Santos poderia

contribuir para explicar reativações como o ressalto isostático na região continental, conhecido como

rebound elástico da serra do Mar.

Uma vez que os resultados de compensação flexural obtidos conduziram a subsidências

superestimadas, o espaço para ajuste da deformação foi se tornando gradativamente maior e tornando

mais fácil de resolver a restauração estrutural. Ajustes nos cálculos de descompactação e isostasia são

necessários para minimizar os ajustes batimétricos e melhorar os resultados da restauração de seções.

6.4- ENSAIOS DE RESTAURAÇÃO GEOHISTÓRICA 2D/1D

A ferramenta de construção da geohistória 1D foi implementada para controlar e conservar

área e espessuras do sal ao longo da restauração estrutural da deformação halocinética. Essa

ferramenta faz de certa forma uma analogia às linhas soltas de Elliot (1980) e acompanha a

deformação ao longo do tempo. Contudo faz tal observação desde um referencial fixo, enquanto a

deformação se move. Essa ferramenta teve um papel importante sobre as condições de contorno da

restauração e permitiram diversas análises da deformação no tempo e no espaço.

A construção dos gráficos de geohistória ocorre com o desenvolver da restauração. A cada

ciclo concluído um novo empilhamento pode ser traçado no gráfico (Figura 6.12). O empilhamento

restaurado é extraído da seção restaurada (“tesoura”) e inserido em um gráfico ao longo do tempo

(“seta”). Se as variações de espessuras não forem coerentes com as modificações esperadas para a

deformação restaurada o ciclo de restauração é retomado com maior atenção àquele ponto de controle.

A geohistória restaurada, apresentada como exemplo, é comparada com outra construída de

modo tradicional, para o mesmo ponto e sem nenhum artifício de restauração (Figura 6.13). Os

resultados são bastante diferenciados. Há variações de espessura devidas ao movimento ao longo de

falhas e por remoção do sal. A subsidência para tempos do Cretáceo superior fica subdimensionada no

gráfico tradicional. A movimentação ao longo da falha (Figura 6.12) produz a translação e lacuna das

camadas mais basais no ponto restaurado (*) que não são consideradas na forma tradicional.

153

Figura 6.12 – Esquema de construção de geohistória 1D a partir de resultados da restauração 2D. Os

símbolos tesoura, seta e asterisco contribuem para compreensão do texto.

Figure 6.12 – Scheme to produce a restored 1D geohistory from the cross-sections restoration results.

In an established position of the cross-section a stratigraphic pile is extracted (scissor indication). The

pile is positioned on a timing cross plot (black arrow) with other previous results and, after other next

outcomes will be used to complete the graph. In the geohistory presented case, two Campanian layers

are moved beyond the established position by growing listric faulting and are not observed at the

present day (asterisk indication).

154

Figura 6.13 – Comparação entre geohistória construída por restauração 2D superimposta com

transparência a outra geohistória preparada sem restauração no programa GENEX.

Figure 6.13 - Comparison of a restored 1D geohistory superimposed with transparency on another

1D geohistory based on the backstripping, without any restoration effects (performed in GENEX). The

salt restoration provides an early overburden during the Upper Cretaceous not considered on the

traditional approach.

Mondelli (2011) utilizou vários parâmetros para analisar seus resultados de restauração de

seções tais como variação do comprimento da seção, da espessura do sal e da compactação em cada

unidade além das taxas de sedimentação e subsidência. Gráficos similares extraídos das geohistórias

dos pontos de controle possibilitam avaliar a restauração estrutural realizada; a evolução da

subsidência serve como exemplo (Figura 6.14). Embora restauradas de modo independente, as cinco

seções seguiram as mesmas condições de contorno e controle. Os resultados destacam interessantes

variações na subsidência.

Os pontos foram tomados em posição similar nas seções (aproximadamente a 15, 50 e 100 km

a partir do extremo proximal de cada seção). Os 15 pontos de controle indicam uma subsidência

diferenciada nas regiões de plataforma, talude e águas profundas. A maior variação ocorre na região de

plataforma onde a subsidência acentuada de 2 pontos nas seções A-A’ e B-B’ coincide com o

compartimento de um baixo estrutural ali interpretado (veja capítulo 5, Figura 5.10). A menor variação

lateral da subsidência ocorre na região mais distal onde Carminatti et al. (2008) atribuem um

adelgaçamento regional das camadas à fase de deriva continental.

155

Figura 6.14 – Subsidência observada nos resultados de restauração de seções para 15 pontos nas

regiões de plataforma (azul), talude (verde) e águas profundas (vermelho).

Figure 6.14 - Observed subsidence history in the cross-sections restoration results for 15 points in

different sectors of shelf (blue), slope (green) and continental rise (red). The absolute relief is

removed. The magnitude of the 2 points towards the western shelf sector, located on the thicker

depocenter in the study area, highlights a differential situation.

O efeito da deposição do sal sobre a subsidência foi estranhamente distribuído e minimizado

na região de talude (Figura 6.15). A subsidência apresenta uma continuidade mais homogênea, sem

grandes quebras. Essa diferença foi introduzida no modelo por incertezas na compensação isostática.

A subsidência foi superestimada nos cálculos de compensação flexural e, posteriormente, foi corrigida

em um ajuste batimétrico pela média das diferenças isostáticas efetivamente acumuladas durante as

etapas de restauração. Essas médias foram diferenciadas para as regiões de plataforma, talude e águas

profundas (veja capítulo 5, Figura 5.9).

Figura 6.15 – Estimativa do estiramento nas regiões de plataforma, talude e águas profundas.

Figure 6.15 - Stretching factors estimative for the same 15 points in the shelf, slope and continental

rise sectors. The green lines represent the total subsidence. The red and purple lines are the

subsidence due to the water loading which is considered to fit the stretching factors. The blue and

light blue lines are the paleobathymetric restored and theoretical curves. The arrows indicate the

stratigraphic groups limits.

156

As geohistórias restauradas também permitem uma avaliação particular do estiramento

litosférico. Elas introduzem os movimentos da deformação estrutural na quantificação da subsidência

total. Os resultados para os 15 pontos de controle foram obtidos utilizando o antigo programa

GENEX, desenvolvido pelo IFP Energies Nouvelles (Figura 6.15). Os limites estratigráficos entre os

grupos Guaratiba, Camburi, Frade e Itamambuca estão bem marcados. O registro sedimentar imprimiu

maiores subsidências primeiro na plataforma (entre 112 e 92 Ma, durante a deposição do Grupo

Camburi), depois na região de talude (entre 92 e 65 Ma durante a deposição do Grupo Frade) e por

fim, distalmente, nas minibacias de águas profundas (de 65 Ma até o presente, durante a deposição do

Grupo Itamambuca). A menor subsidência na região de talude pode ser relacionada à proximidade de

um significativo alto estrutural, situado no setor intermediário da área de estudo.

As estimativas de estiramentos crustal e mantélico realizadas para as geohistórias 1D,

restauradas no GENEX, foram espacialmente coerentes e de fácil ajuste. Os valores médios estimados

para o estiramento litosférico nos modelos de Mckenzie (1978) e de Royden & Keen (1980)

mantiveram tendências similares (Tabela 6.1). Os gráficos e os valores obtidos mostram não apenas

que o estiramento aumenta de forma geral da plataforma para a bacia profunda, mas também sugerem

que o talude é um setor de resistência diferenciada próximo ao alto estrutural.

Em virtude da descompactação subestimada as espessuras das camadas sedimentares foram

consequentemente subestimadas pelo programa RECON-MS no passado. Uma vez que a

descompactação é efetiva no programa GENEX, para fins de análise do resultado obtido na

restauração as paleoespessuras foram forçadas à subestimativa por edição. Considerando que as

maiores taxas de sedimentação são observadas durante o Cretáceo (Figura 6.16) e adicionando as

incertezas batimétricas do passado, as curvas de subsidência e os valores de estiramento também

foram afetados. Ainda que esses efeitos estejam, a princípio, distribuídos em todas as camadas,

modelos 1D e setores controlados e demandem ressalvas aos resultados, as análises gerais podem ser

mantidas. As diferenças e particularidades dos diferentes setores observados são notórias.

Setor de controle Control sector

Estiramento uniforme (Uniform stretching) Modelo de Mckenzie

Estiramento crustal (Delta) (Crustal stretching)

Modelo de Royden & Keen

Estiramento mantélico (Beta) (Mantle stretching)

Modelo de Royden & Keen Plataforma

(Shelf) 1,71 1,74 2,30

Talude (Slope)

1,62 1,65 2,06

Águas profundas (Deep waters)

2,21 2,22 4,00

Tabela 6.1 – Estiramentos estimados para as geohistórias restauradas 1D no programa GENEX.

Table 6.1 - Estimated stretching factors for the restored 1D geohistories performed in GENEX.

157

Figura 6.16 – Taxas de sedimentação por geohistórias 1D para plataforma, talude e águas profundas.

Figure 6.16 - Sedimentation rates for the restored 1D geohistories to shelf, slope and continental rise.

It is notable the early Albian to Cenomanian proximal depositional expression (on the shel graphs),

which moves to the slope during the Upper Cretaceous.

O modelo paleobatimétrico regional, culminando em um relevo acentuado durante a fase de

rifteamento, introduz mais incertezas para o cálculo do estiramento. É interessante observar que as

geohistórias reconstruídas e analisadas pelo GENEX sugerem diferenças setoriais consistentes na

paleobatimetria (curvas em azul claro). A curva teórica para o setor de plataforma propõe um padrão

de águas sempre mais rasas, inclusive durante a deposição dos grupos Camburi e Frade ao passo que,

principalmente para esse mesmo período, indica uma lâmina d’água mais profunda para os setores de

talude e bacia distal.

Na linha de aferição dos fenômenos considerados nos procedimentos de restauração estrutural,

a ferramenta de geohistória não é a melhor maneira de verificar erros na descompactação das camadas.

A movimentação lateral de massas promove muita variação de espessuras no ponto de controle que

não são relacionadas à compactação. A análise visual dos gráficos de geohistória sugere que a

descompactação foi de alguma forma incipiente e que as variações de espessura estão relacionadas à

halocinese (Figura 6.17). A variação de espessuras nas camadas subjacentes ao sal, notável apenas

durante a fase de rifteamento, é mais acentuada nos pontos 2A, 3B e 4A pelo fato do ponto fixo (pin)

se situar a NW, mais próximo do ponto 1B, acumulando ali pouca movimentação relativa. Ao longo

da fase de halocinese a espessura dessas camadas é praticamente constante não importando as

variações da sobrecarga que lhes é superimposta. A observação não invalida as premissas de

conservação de área e espessura, mas compromete sua correlação com os fenômenos reais.

158

Figura 6.17 – Os gráficos de geohistória de soterramento dos 4 pontos de controle considerados no

capítulo 4. As setas indicam momentos de maiores taxas de sedimentação que pouco ou nada afetam a

compactação das camadas da fase rifte.

Figure 6.17 - The burial geohistory graphs produced for 4 different control points considered in

Chapter 4. The arrows indicate the stratigraphic limits, coincident with higher sedimentation rates.

Notice absent or almost absent compaction effects on rift phase layers below the salt.

6.5- ENSAIOS DE RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL 3D

A extrapolação dos resultados da restauração estrutural de seções com todas as imperfeições

para o domínio 3D representou uma melhor caracterização da estruturação em cada fase, visto aferir

confiabilidade ao procedimento proposto.

Barbosa (2010) partiu de imagens 2D de domínio público para construir um modelo sintético

em três dimensões por extrapolações laterais simples. Ainda que tal abordagem represente apenas uma

simplificação do problema, o modelo construído por esse autor lhe permitiu uma visualização dos

elementos do sistema petrolífero ao longo da direção de maior deformação.

Alguns programas comerciais tratam a restauração de superfícies como uma extensão do

problema bidimensional. Entretanto existem questões bem resolvidas na restauração de seções que se

tornam muito complexas quando abordados da mesma forma no ambiente 3D. A solução para a

compensação isostática flexural, além de ser um bom exemplo da questão, foi determinante para

algumas decisões tomadas para direcionar a pesquisa. Mais realista do que um modelo do tipo Airy, a

isostasia flexural é uma equação de quarta ordem que necessita de uma aproximação periódica

resolvida por série de Fourier. A solução dessa função em 3D é muito complexa e os programas

159

comerciais de restauração simplificam demasiadamente as variações de densidades tratando os

sedimentos como uma massa homogênea sobre um embasamento também simplificado. Soluções para

tratar as variações de densidade do modelo construído necessitariam ser implementadas e o caminho

mais viável seria uma solução em elementos finitos, exigindo também um novo tratamento dos dados

e a reconstrução do modelo. Sem tempo hábil no cronograma de pesquisa, a migração da restauração

de seções para o domínio tridimensional, seguindo uma extrapolação lateral dos resultados obtidos em

múltiplas seções, permitiu dar continuidade ao trabalho em 3D.

Alguns ensaios foram realizados na busca de uma restauração estrutural tipicamente 3D, cada

vez mais presente na literatura, mas não houve tempo para reconstruir o modelo seguindo uma

abordagem volumétrica e mecânica como a de Durand-Riard et al. (2010). Qualquer paralelo entre os

resultados obtidos somente poderia ser feito em relação aos trabalhos de restauração estrutural de

superfícies, como por exemplo os de Titeux (2009), Vilain (2010) e Vidal-Royo et al. (2011).

Titeux (2009) propôs uma abordagem inspirada nos métodos de Samson et al. (1996) e

Griffiths et al. (2002) onde a superfície é restaurada por um procedimento de parametrização, servindo

como datum estratigráfico para a restauração das camadas subjacentes. Para religar um ponto de uma

superfície subjacente (H2) a outro da superfície datum (H1), as espessuras entre as superfícies são

tratadas por vetores únicos, como fibras ou linhas alimentadoras (Figura 6.18).

Figura 6.18 – Esquema da parametrização da superfície deformada para um domínio mais simples.

Uma função estabelece relações de coordenadas entre os domínios. As espessuras aparentes calculadas

entre dois horizontes, paralelas às falhas e à interface sal-sedimento, servem como guias para restaurar

superfícies subjacentes (modificada de Titeux 2009).

Figure 6.18 - Scheme of the parameterization for a deformed surface towards a simpler domain. A

function establishes relations for coordinates from both domains. The apparent thicknesses calculated

between two horizons, parallel to the faults and to the salt-sediment interface, work as guides to

restore the subjacent surfaces. (Modified from Titeux, 2009).

160

Algumas idéias foram testadas com recursos desenvolvidos especialmente nos programas

GOCAD e SKUA para restauração das superfícies interpretadas na sísmica 2D. Tais recursos foram

elaborados e disponibilizados por Jean-Luc Rudkiewicz, do IFP Energies Nouvelles e, embora

semelhantes, não possuem relação direta com o trabalho de Titeux (2009)

O modelo estrutural utilizado nas cinco seções restauradas foi construído pela interpretação de

sísmica 2D e a partir de poços no ambiente 3D do programa GOCAD (Figura 6.19). As superfícies

construídas no GOCAD e as seções no RECON-MS representavam o mesmo ponto de partida.

Figura 6.19 – Modelos estruturais 2D/3D mostrando os principais elementos considerados na

restauração.

Figure 6.19 - 2D and 3D structural models showing the main elements considered in the restoration.

O principal ensaio teve por objetivo reconstituir as superfícies para uma paleobatimetria de

referência. O procedimento aplicado seguiu o método de deslizamento flexural disponível na maioria

dos algoritmos de restauração estrutural de superfícies (e.g. Moretti 2008). Considerando uma

restauração desacoplada da deformação devida a halocinese, em relação àquela da tectônica da fase

rifte, todo o conjunto de superfícies seria restaurado para um referencial plano, básico em todos os

programas e na maioria dos trabalhos publicados (Durand-Riard et al. 2010; Figura 6.20).

As superfícies do modelo estrutural, pela origem na interpretação em linhas sísmicas 2D,

representaram com limitações as complexidades estruturais, estratigráficas e topológicas dos

horizontes e falhas. Também definidas e extrapoladas a partir dos modelos utilizados na restauração

2D, as superfícies paleobatimétricas de referência exibiam simplificações. Não foram utilizados

detalhamentos de facies nas múltiplas camadas sedimentares.

161

Figura 6.20 – Esquema de restauração de superfície para fins de ensaio. O topo da camada superior

(fundo do mar) foi removido e a base deformada foi restaurada para um plano de referência (cota

zero), seguindo condições Dirichlet de ponto e eixo fixos como referências (Durand-Riard et al. 2010).

Figure 6.20 - Scheme of surface restoration for testing purposes. The top of the uppermost layer (the

sea bottom) was removed and the deformed base was restored to a reference plane (zero datum),

following Dirichlet conditions of fixed point and axis as references (Durand-Riard et al. 2010).

Como se pretendeu remeter o conjunto de superfícies deformadas a uma superfície

paleobatimétrica de referência, o ensaio realizado equivaleu a uma duplicação simplificada do

procedimento de Titeux (2009). O ensaio é uma transformação vetorial realizada em um domínio

parametrizado e pode ser descrita em dois passos (Figura 6.21). O primeiro define o procedimento

básico aplicado na maioria dos trabalhos de restauração de superfícies já citados: o topo da camada

superior deve ser removido e a base deformada remanescente dessa camada deve ser remetida ao plano

de cota zero. As superfícies subjacentes que compõem o restante do modelo também devem ser

restauradas de forma subordinada seguindo uma matriz vetorial lógica que as correlaciona com a

superfície plana restaurada e permite às superfícies subjacentes serem guiadas por um caminho único.

O segundo passo estabelece o comando inverso até uma superfície de referência. O conjunto de

superfícies deve ser “deformado” para se ajustar à superfície paleobatimétrica desejada. As malhas das

superfícies deformadas possuem uma ligação vetorial lógica e única com as superfícies

horizontalizadas assim como as superfícies horizontalizadas se conectam em relação única com as

superfícies remetidas à paleobatimetria referencial. De fato o procedimento envolve um passo

intermediário de parametrização entre as 2 etapas anteriores. Existem duas superfícies horizontalizadas

referenciadas entre si por um único ponto fixo que correlacionam duas operações de transformação

feitas em separado e estabelecem um terceiro termo para a matriz vetorial da transformação total.

162

Figura 6.21 – Segunda parte do esquema de restauração de superfície deformada. Um novo ponto fixo

da superfície horizontalizada (“restaurada” na primeira etapa) é considerado com a finalidade de

controlar a sua deformação até a superfície de paleobatimetria de referência. As demais superfícies

seguem um caminho vetorial invertido, alcançando a posição referenciada definitiva.

Figure 6.21 - Second step of the surface restoration scheme. A new fixed point of the surface moved to

a flat datum ("restored" in the first step) is considered in order to control the retro deformation until

the paleobathymetry surface of reference. The other surfaces follow a reversed vector path, reaching

the definitive referenced position.

No ensaio não foi considerada a descompactação das camadas. O objetivo foi testar a idéia do

procedimento (Figura 6.22). Na primeira etapa do procedimento o fundo do mar atual foi removido.

Uma superfície alvo foi estabelecida como paleobatimetria de referência para o Mioceno. Um ponto e

um eixo fixos foram tomados próximos a borda proximal do modelo, aproximadamente ortogonal à

direção principal de transporte tectônico. A segunda etapa da restauração conduziu o topo deformado

do Mioceno para a superfície de referência, com todas as superfícies subjacentes seguindo o caminho

subordinado.

163

Figura 6.22 – Ensaio de restauração de superfícies no GOCAD em quatro passos. O fundo do mar no

modelo construído para o tempo presente (A) é removido, deixando aparente o topo deformado do

Mioceno (B). A paleobatimetria de referência do Mioceno (C) é transladada lateralmente para

visualização de resultados. Por fim, as camadas subjacentes foram guiadas por relações vetoriais

paramétricas com a superfície restaurada e reposicionadas ao tempo do Mioceno (D). O topo do sal e

as camadas subjacentes a ele não foram inseridos nesse ensaio. As diferenças de cores no resultado

final para o Mioceno representam um ajuste imperfeito entre a malha da superfície restaurada e a

malha da superfície de referência.

Figure 6.22 - GOCAD restoration test of surfaces in four steps. The seabed surface at the present time

(A) is removed, leaving the deformed top of the Miocene (B) on the top of the model. The reference

paleobathymetry of the Miocene (C) is laterally moved to better visualization of the results. The

underlying layers have been guided by parametric vector relations from the restored surface and the

repositioned one at the Miocene timing (D). The salt base and other layers underlying it were not

included in this test. The color differences in the final result for the Miocene represent imperfections

adjustments between the restored surface and the reference surface meshes.

O processo foi repetido para os horizontes do Eoceno e do topo do Cretáceo superior. O

acúmulo de pequenas diferenças no ajuste das malhas foi aumentando linearmente o número de

polígonos bem como diminuindo suas dimensões. O procedimento experimental também não

considerou a restauração da deformação ao longo de falhas. Além disso, as dimensões menores das

superfícies subjacentes deformadas induziram outros problemas na restauração das superfícies

subordinadas. Em consequência, as geometrias das superfícies subjacentes ficaram deterioradas no

resultado da quarta etapa de restauração (Figura 6.23). Aparentemente seria necessário introduzir um

164

maior controle de borda nas guias vetoriais bem como avançar na restauração da deformação ao longo

de falhas. O problema foi reportado e discutido com os desenvolvedores, mas os testes nessa linha de

pesquisa foram interrompidos.

Figura 6.23 – Erros geométricos grosseiros no resultado acumulado da restauração até o topo do

Cretáceo. A origem dos erros precisava ser determinada e corrigida.

Figure 6.23 - Inaccurate geometric errors in the accumulated results of the structural restoration to

the Upper Cretaceous top. The errors source must be determined and corrected.

Ao expurgar tais erros, o resultado atendeu às expectativas. A supressão sequencial das

camadas foi tornando as estruturas cada vez mais rasas ao longo do ensaio (Figura 6.24). E embora

tenha tornado a superfície subjacente mais suave, o procedimento não restaurou o fechamento das

discordâncias da superfície ao longo do contato com o sal.

A descompactação das camadas sedimentares nos programas de restauração de superfície

disponíveis no mercado pode reproduzir o detalhamento desejado na restauração estrutural de seções.

Mas para concatenar resultados com cálculos de isostasia flexural, considerando as simplificações

feitas nos programas existentes, o procedimento dependeria de desenvolvimento específico não

previsto pelo fabricante para a versão comercial na ocasião dessa pesquisa. Aplicar as soluções como

elas se apresentam significaria desprezar o procedimento desenvolvido e adotar algo muito mais

simplificado. A solução de isostasia flexural, que é simples no domínio 2D, torna-se

dimensionalmente complexa no ambiente 3D, sendo geralmente resolvida por elementos finitos,

dependente da geração de malhas para um modelo sólido robusto. Nenhuma outra solução que fizesse

uso da mesma base de dados se mostrou viável dentro do cronograma de pesquisa. Por esta razão os

resultados das restaurações de seções foram volumetricamente tratados no programa Gocad.

165

Figura 6.24 – Resultados do ensaio realizado, com a visualização dos horizontes do topo do Sal,

Albiano e Cenomaniano. Lembrando que não foi aplicada nenhuma descompactação nas camadas, as

setas coloridas mostram que a profundidade do ponto mais profundo do topo do sal seria 70% mais

rasa no Cretáceo superior do que no tempo presente.

Figure 6.24 - Results of the performed test, showing the top of the Salt, Albian and Cenomanian

horizons. No decompaction was applied. The colored arrows show that the depth of the deepest point

at the top of salt would be 70% more shallow at the upper Cretaceous than at the present time.

O modelo de Vilain (2010) exemplifica algumas dificuldades possíveis com os programas

Gocad e 3DMove. Esse autor efetuou uma modelagem forward 3D tanto no Gocad como no 3DMove.

Ponderou que a solução do Gocad é ainda muito referenciada à geometria e menos subordinada às

condições de contorno geológicas. Considerou que os dados esparsos de afloramentos não o ajudaram

a constringir bem o modelo geométrico, necessitando de aportar conhecimento de subsuperfície

oriundo de sísmica e/ou poços. Também encontrou dificuldades com a aplicação concatenada de

algoritmos para tratar falha e dobra nesse tipo de simulação com o 3DMove, acabando por não

restaurar o dobramento. Outra dificuldade que encontrou no uso do 3DMove constituiu na

quantificação de perda de porosidade e comportamento elástico de feições sujeitas a intensa

compressão.

Uma abordagem alternativa possível para a pesquisa seria a restauração geomecânica, que é

bem mais complexa e demandaria converter a malha do modelo estrutural para uma visão de

elementos finitos. Essa abordagem se presta a análises de distribuição da deformação (e.g. Moretti

166

2008), simulações de redes de fraturas (e.g. Sanders et al. 2004), reproduzir e predizer o campo de

tensões (e.g. Grando et al. 2009) e restaurações cinemáticas e mecânicas (e.g. Durand Riard et al.

2010). Entretanto, além do aprendizado da técnica propriamente dita, há de se considerar que a

geração de malhas em elementos finitos é reportada como um dos maiores esforços a se realizar e que

nem sempre conduzem soluções computacionais rápidas ou sustentáveis (Durand Riard et al. 2010).

Um exemplo de aplicação é a pesquisa de Zehner (2011) no qual aplicou o Gocad para restauração

geométrica e, posteriormente, gerar um modelo sólido para uso em simulações de elementos finitos.

Grande parte do esforço foi dedicada ao tratamento de segmentos de linha que ultrapassaram os limites

topológicos inicialmente estabelecidos. Outro exemplo é o trabalho de Vidal Royo et al. (2011) os

quais realizaram a reconstituição 3D de uma anticlinal compressiva no programa Gocad para melhor

visualizar a geometria e compreender a distribuição de propriedades geológicas das feições estruturais

associadas. Os autores utilizaram o algoritmo de desdobramento paralelo do programa 3DMove para

obter a geometria indeformada dos horizontes mapeados. Também realizaram uma restauração

geomecânica sequencial da anticlinal por meio do programa Dynel3D, não avaliado durante essa

pesquisa e fundamentado no método de elementos finitos. Segundo esses autores, a construção da

malha pode ser problemática em volumes muito segmentados. Utilizaram diversas litofácies mas não

reportaram o tratamento da descompactação nem da isostasia. O procedimento foi o básico e incluiu

restauração da superfície superior para um plano e posterior remoção da camada mais superficial.

Esses exemplos demonstram que a restauração 3D é viável. Porém não houve tempo para prosseguir a

pesquisa nessa linha de trabalho.

A solução efetiva e discutida nos capítulos anteriores envolveu o transporte dos resultados de

restauração de múltiplas seções para o domínio 3D, no programa Gocad, com vistas a analisar

cinemática e volumetricamente a deformação. Embora a construção de tais modelos 4D (3D + tempo)

apresente uma grande taxa de incerteza devido a extrapolação de dados e resultados da restauração de

seções 2D, a visualização em ambiente 3D representa um cenário de evolução da deformação para a

análise e compreensão da configuração estrutural da bacia.

A aplicação da restauração e da análise estrutural pretendida nesta pesquisa foi focada nos

processos deformadores (sedimentação e remobilização da sobrecarga sobre o sal, por exemplo) bem

como no posicionamento relativo no espaço e no tempo de alguns elementos dos sistemas petrolíferos

(geradora, reservatório, selante, falhas, janelas permeáveis, etc.). O propósito consistiu em obter uma

cinemática suficiente para análise dos processos envolvidos na evolução do sistema petrolífero

(geração, expulsão e migração de fluidos, fluxo de calor, entre outros).

167

6.6- IMPACTOS SOBRE OS SISTEMAS PETROLÍFEROS

Os efeitos da deformação dos evaporitos sobre os elementos e processos de sistemas

petrolíferos contam com extensa bibliografia a respeito, como por exemplo Jenyon (1986), Mello et al.

(1995) e Rowan (1996), além de vários trabalhos citados neste capítulo. O sal pode ser considerado

como um fluido pressurizado recoberto por sedimentos frágeis, que conduz calor de forma mais

eficiente e impede a migração de fluidos.

As principais rochas geradoras da bacia de Santos encontram-se subjacentes ao sal (Araújo et

al. 2005). A maioria dos reservatórios das descobertas mais recentes também está abaixo dos

evaporitos e faz parte de um complexo ambiente de bioconstruções carbonáticas que precede a

deposição dos evaporitos (Carminatti et al. 2008). A migração e o selo são controlados pela camada

impermeável de sal, tanto onde essa camada apresenta janelas como age como barreira contínua

(Garcia et al. 2005b). A geração, além obviamente da qualidade das rochas geradoras, depende de uma

história de calor ao longo do tempo que pode ser redistribuída em estruturas de sal mais condutivo.

Enfim, quase tudo o que acontece com o sal pode afetar a evolução dos sistemas petrolíferos na bacia

de Santos. A restauração estrutural da halocinese contribui para a análise da interferência do sal sobre

diversos aspectos em tais sistemas.

A maior condutividade térmica do sal o torna capaz de redistribuir o calor, influenciar a

maturação da matéria orgânica e a geração de petróleo (Mello et al. 1995). A redistribuição de calor

tridimensional em torno do diápiro modifica o campo de temperatura e afeta paleotermômetros como a

reflectância da vitrinita (Figura 6.25). O campo térmico é relativamente mais frio sob grandes diápiros

de sal e, a depender do soterramento diferencial, o estágio de maturação das geradoras subjacentes

pode ser bem diferenciado. A maturidade da geradora subjacente ao sal é consistente com o campo

térmico calibrado pelas reflectâncias de vitrinita, obtidas nas camadas sobrepostas ao entorno do

diápiro. Para cada quilometro de soterramento por evaporitos ocorre uma perda de cerca de 20ºC na

base da camada de sal. Logo, a idade durante a qual esses espessos domos de sal ter-se-iam

desenvolvido é relevante, pois a maturação de rochas geradoras situadas abaixo e imediatamente

acima destes corpos seria função direta da época de espessamento/inflação do sal. Os corpos de sal

retardam o início da geração nas rochas abaixo e, a depender da magnitude das temperaturas

alcançadas, aceleram a geração nas rochas imediatamente acima.

168

Figura 6.25 – Campo térmico qualitativo em torno de um diápiro ilustrado em seção (maturidade das

geradoras), mapa (temperatura no topo do sal) e perfis de reflectância da vitrinita para situações sobre

o diápiro, no flanco e afastado ao diápiro (modificado de Garcia 2008).

Figure 6.25 – Qualitative thermal field around a salt diapir in a cross-section (source rock maturity),

a map (temperature at the top of the salt) and vitrinite reflectance profiles at positions over the diapir

(D), at the flank (F) and far away from the diapir (A). (Modified from Garcia 2008).

O efeito de dissipação de calor por condução em torno de um diápiro é dinamicamente

construído conforme a geometria dos corpos de sal se modifica (Garcia 2008). Os resultados da

restauração estrutural indicam grande diferença na distensão acima e abaixo do sal. As principais

rochas geradoras ficam relativamente imóveis enquanto o sal e sua sobrecarga passam por translação

significativa. As janelas na camada de sal (principais elementos para migração secundária), entretanto,

uma vez formadas permanecem relativamente estáticas (salt welding). Do final do Cretáceo em diante,

pouca movimentação lateral devido à tectônica do sal é prevista (Araújo et al. 2005). Os resultados

obtidos por restauração corroboram com essa premissa e indicam que cerca de 90% da deformação

salífera na bacia de Santos ocorre até o final do Cretáceo.

Chang et al. (2008) consideram a fase principal de geração e migração a partir das rochas

geradoras do Grupo Guaratiba compreendida do Cenomaniano ao Oligoceno médio (de 92 a 30 Ma) e,

a partir das geradoras do Grupo Frade, desde o Maastrichtiano ao presente. Araújo et al. (2005)

consideram que o pico de expulsão de petróleo das geradoras do Grupo Guaratiba ocorreu no

Campaniano superior e adicionam que uma importante frente de migração se desenvolveu de 44 Ma

até o presente. Essas diferentes avaliações representam incertezas para a avaliação do risco de

sincronismo ao sistema petrolífero, sendo favorável nas condições que possibilitam geração e

migração tardia. A análise local e regional de todos os elementos precisa sempre ser considerada.

169

A subsidência e o soterramento no passado podem ser relativamente maiores nos resultados da

restauração da deformação do sal o que representa um aquecimento antecipado das rochas geradoras.

Tal aquecimento depende, dentre outros fatores, da espessura do sal no passado, pois um soterramento

maior pode afetar a maturação das geradoras. Entretanto, a magnitude desse aquecimento não é o fator

primordial pois a maior condutividade do sal produz um relativo resfriamento nas camadas

subjacentes. Esse resfriamento pode ser observado em uma simulação térmica baseada na geohistória

de um ponto de controle em águas profundas da seção A-A’, guardando em mente que essa simulação

do fluxo de calor é unidimensional (Figura 6.26). Dois diferentes cenários foram estabelecidos para

simular o efeito de restauração da espessura do sal (espessura restaurada em azul e sem alteração na

espessura do sal do presente em verde). O resultado sugere que a restauração da espessura do sal nessa

situação antecipa em apenas 3 Ma a maturidade para expulsão de petróleo.

Figura 6.26 – Geohistória térmica do ponto de controle distal na seção A-A’ (referência à figura 6.14)

ilustrando o resfriamento relativo abaixo do sal. No gráfico à direita resposta de maturação de uma

geradora fictícia subjacente ao sal para cenários de sal restaurado e não restaurado.

Figure 6.26 - Thermal geohistory of a distal control point illustrating the relative cooling below the

salt layer. The graph on the right side shows two scenarios of maturation response for a hypothetical

source rock below the salt layer: considering the restoration results and considering a not restored

approach.

São os grandes movimentos laterais promovidos pela progradação sedimentar que

efetivamente afetam os processos de geração e expulsão e produzem uma frente migratória na

maturação das rochas geradoras, desde a região da plataforma atual até as regiões mais distais ao longo

do tempo (Figura 6.27). A movimentação lateral por deformação halocinética é observada na

restauração de seções (Figura 6.28). Essa translação também é observada no modelo de superfícies

170

restauradas (Figura 6.29) que ilustra o desacoplamento entre a tectônica do sal e a da fase rifte

produzida nos resultados.

Figura 6.27 – Taxa de transformação do querogênio na plataforma, talude e águas profundas obtida

nos geohistórias 1D dos 15 pontos de controle.

Figure 6.27 – Kerogen transformation rate for the shelf, slope and continental rise sectors from the 15

control points. The source rock transformation in the shelf proximal sector is remarkably

differentiated from the other distal sectors where the oil maturation window is more spread through

time.

Figura 6.28 – Restauração da porção proximal da seção D-D’ ilustrando a progradação sedimentar.

Figure 6.28 – Structural restoration of the most proximal portion of the section D-D ' showing the salt

movement pushed away by the sedimentary progradation.

171

Figura 6.29 – Base e topo do sal, restaurados há 112, 92, 64 e 0 Ma. O sal favorece o desacoplamento

da deformação. A halocinese acima do sal experimenta translação lateral e a deformação no

tectonismo de rifteamento abaixo do sal é mais vertical. As setas indicam essas vergências.

Figure 6.29 - Base and top of the salt layer, restored for 112, 92, 64 and 0 Ma ago. The decoupled

approach is observed on the strain style. The rifting tectonics below the salt base is more vertical

whereas the halokinesis lateral translation is noticed on the top movements. The arrows indicate those

differences.

A restauração estrutural também contribui para a predição de situações favoráveis à existência

de reservatórios. Geometrias sugerindo baixos deposicionais, associadas a variações locais na taxa de

sedimentação, seriam locais prováveis para a ocorrência de reservatórios siliciclásticos (Caldas &

Zalán 2009). Entretanto, os principais reservatórios das mais recentes descobertas na bacia de Santos

são de ambientes carbonáticos subjacentes aos evaporitos. Se por um lado a baixa resolução dos dados

sísmicos disponíveis e a abordagem de restauração desacoplada não favorecem a predição de

reservatórios subjacentes ao sal, por outro os resultados sugerem que um relevo acentuado teria

precedido a deposição dos evaporitos. Além disso, as variações locais de subsidência são coerentes

com o complexo ambiente até o momento desconhecido.

O momento ideal para formação de trapas pode ser percebido a partir da restauração estrutural.

A superposição de discordâncias em trapas estratigráficas e a formação de estruturas anticlinais e

“cascos de tartaruga” (por inversão de baixos estruturais favoráveis à deposição de fácies reservatório-

siliciclástica) favorecem a retenção de petróleo em armadilhas (Caldas & Zalán 2009, Titeux 2009).

Nos resultados obtidos pela restauração de seções, na estrutura considerada por esses autores, uma

facies reservatório que fosse depositada há 79 Ma estaria, segundo os resultados obtidos, invertida e

pronta para acumular hidrocarbonetos há 34 Ma (Figura 6.30). Deve-se observar que a conservação

material do sal respeitada nos 120 km da seção íntegra não é válida para o recorte do setor da

minibacia restaurada.

172

Figura 6.30 – Restauração de minibacia no setor distal da área de estudo. A sedimentação sobre baixo

deposicional há 79 Ma passa por inversão estrutural do acamamento há 34 Ma.

Figure 6.30 – Minibasin restoration at the distal sector of the study area. There is a depositional

sedimentary low existing 79 Ma ago that undergone a structural inversion 34 Ma ago.

173

Segundo Garcia et al. (2005a), o petróleo gerado no Grupo Guaratiba na bacia de Santos

migra lateralmente sob a camada de sal que atua como selo mais importante para os reservatórios

subjacentes. Esse petróleo busca janelas de permeabilidade e, ao passar para as unidades sobrepostas

ao sal, sobem mais verticalmente por flutuação, muitas vezes ao longo de falhas ou flancos de diápiros

e se alojar em reservatórios trapeados ou exudar na superfície. Os resultados obtidos permitem avaliar

o momento provável de formação de tais aberturas na camada impermeável de sal, controladas

principalmente pelo alto estrutural no centro da área de estudo (Figura 6.31). Pelo menos desde o

Cenomaniano (92 Ma) tais janelas teriam se formado nos setores proximais sob espessas camadas de

sedimentos do Albiano e do próprio Cenomaniano. As janelas sobre o alto estrutural podem ter-se

formado durante a progradação que constrói o Grupo Frade, mais provavelmente durante o

Campaniano (de 88 a 70 Ma). Já para as minibacias dos setores mais distais fica mais restrita a

formação de janelas o que teria ocorrido mais próximo ao final do Cretáceo ou mesmo durante o

Paleogeno.

Para um ensaio de modelagem 3D do sistema petrolífero, envolvendo cálculos térmicos para

geração e migração de petróleo, seriam necessários desenvolvimentos suplementares ao longo desta

pesquisa. No presente momento, os programas começam a utilizar malhas não estruturadas e

demandam a construção de malhas regulares e controladas ao longo do tempo. Nos formatos dos

aplicativos da Paradigm equivale a produzir malhas no formato SGRID. As células em tais malhas

precisam de equivalentes em cada episódio restaurado, não havendo uma solução direta e simples no

momento. A construção dessas malhas constitui o grande desafio, não havendo tempo hábil para

desenvolver uma modelagem 3D, de fato, durante esta pesquisa. As simulações já publicadas, tratando

de modelos com múltiplas estruturas e deformação complexa, foram produzidas junto aos próprios

desenvolvedores (e.g. Baur et al. 2009, Baur et al. 2010).

174

Figura 6.31 – Restauração de seções mostrando diferentes situações e momentos para formação de

janelas na camada de sal. Exagero vertical de 1,5 vezes.

Figure 6.31 – Cross-section restoration results to illustrate different situations and timing of the salt

welding. The basement highs have important hole to remain the salt welding at the same position after

these moments. Vertical exaggeration around 1.5 times.

6.7- COMENTÁRIOS GERAIS SOBRE OS RESULTADOS OBTIDOS

Modelos 3D buscam produzir melhores condições para compreender e predizer as estruturas e

as propriedades das rochas em subsuperfície. Isso demanda capacitação específica e acúmulo de

experiência no manuseio de ferramentas e técnicas. Os procedimentos de pesquisa integraram

175

múltiplas dimensões e reproduziram uma cinemática coerente para a complexa estruturação da área de

estudo. Também permitiram localizar problemas nos dados, na interpretação e nas próprias

ferramentas de trabalho, possibilitando alternativas para melhorar o modelo de partida.

A interação de diferentes ferramentas consumiu grande parte do tempo e esforço de pesquisa.

As expectativas iniciais de aplicar velocidades sísmicas na restauração estrutural não se concretizaram.

O uso da restauração de seções que à princípio seria apenas uma guia para reconhecimento da

deformação na área de estudo evoluiu para a integração de diversos fenômenos, incorrendo na

reconstituição minuciosa da área. A passagem desse conhecimento para a restauração 3D se tornou

uma busca por algoritmos específicos não disponíveis na ocasião. O modelo reconstituído a partir das

restaurações de seções foi analisado e quantificado de modo a investigar a evolução espacial da

deformação, dentro das limitações da abordagem. Foram construídas as soluções para integrar os

diferentes programas de interpretação 3D, restauração 2D, visualização, análise e quantificação 3D. A

geração de malhas volumétricas a partir das superfícies restauradas em múltiplas seções para

simulações verdadeiramente em 3D foi uma dificuldade não superada.

A qualidade dos dados sísmicos disponíveis introduziu um viés de incerteza na caracterização

do modelo estrutural das unidades abaixo do sal onde apresentaram baixa resolução para interpretação.

Tal incerteza restringiu a avaliação de possíveis reativações de estruturas do embasamento que

afetassem a halocinese. O procedimento de restauração foi desacoplado para simplificação.

A cerca dos mecanismos de deformação do sal sobre relevo preexistente, os resultados

sugerem que uma geometria original de rampa para a bacia pode ter sido invertida ou deformada por

resposta isostática diferencial à sobrecarga sedimentar, incluindo nessa conta os evaporitos. Quirk et

al. (2012) consideram efeitos da subsidência térmica na deformação precoce da camada de sal que não

foram quantificados nessa pesquisa. Davison et al. (2012) postulam uma subsidência diferencial

induzida pela espessa camada de sal. Somados, esses efeitos levariam o sal a atuar sobre fraquezas

preexistentes e acentuar baixos e altos do embasamento na área de estudo. Os valores de estiramentos

obtidos em geohistórias 1D estão consistentes com essa hipótese e sugerem de forma indireta padrões

de subsidência diferenciados ao longo do tempo nos setores de plataforma, talude e águas profundas.

O alto estrutural teria controlado o desenvolvimento do talude ao longo do tempo e proporcionado,

como postulado por Corrêa (2009), condições para inflação local da camada de sal e, como discutido

por Ge et al. (1997), pouco espaço de acomodação para sedimentação local durante o Albiano. Teria

interferido na evolução posterior das estruturas halocinéticas como demonstram os resultados.

Significativas descontinuidades entre as reologias díspares e anisotrópicas do sal e da

sobrecarga são tratadas de forma limitada pela abordagem de pesquisa. Os algoritmos puramente

geométricos não são ferramentas indicadas para avaliar deformações induzidas por variações nas

176

propriedades do meio rochoso, como a estratificação reológica interna de evaporitos multiacamadados,

recentemente mais investigada (e.g. Gamboa et al. 2008, Van Gent et al. 2011, Albertz & Ings 2012,

Cartwright et al. 2012, Fiduk & Rowan 2012). A abordagem permite, entretanto, reconstituir de forma

simplificada algumas diferenças entre sedimentos e sal, com resultados infelizmente limitados pelos

problemas no algoritmo de descompactação. A mais significativa expressão foi a mudança de padrões

na deformação ao longo do tempo coincidente com discordâncias estratigráficas verificada na

quantificação da deformação, nas taxas de deformação e variações volumétricas relativas.

6.8- SUMMARY OF THE ADDITIONAL DISCUSSIONS

This summary is a review of the research products that were not discussed in the published

papers (chapters 4 & 5). The results are confronted with recent publications which also used the cross-

section restoration as their main investigation tool (Figures 6.1 & 6.2) and analyzed from other points

of view.

Caldas & Zalán (2009) have used a simple technique to flat the salt base conserving the salt

layer area (Figure 6.3). Using a different approach, Corrêa (2009) applied a non- conservative

approach regarding the salt layer (Figure 6.3). Both papers have not discussed a possible early

compression on the first Albian overburden layers in their cross-section results (Figure 6.4). They have

neither restored nor considered the layers below the salt as a constraint on the halokinesis. In spite of

this, the results showed a good correlation with the results of the present research. The compassion of

the cumulated thickness presented by Corrêa (2009), the restored extension rates for the surface areas

as well as the salt volume remobilization presented major variation during the great progradation

recorded in Frade Group units (Figure 6.5). Corrêa’s interval and cumulated extension rates also

presented good correlation with the normalized research results (Figure 6.6). Guerra & Underhill

(2012) discussed the Albian layering folds as a likely result of either early compression or space

reduction during the formation of minibasins. These authors agree that part of the present day salt in

deep waters has been pushed from proximal sectors by differential overburden. They proposed

minibasin evolution subject to a two-direction tectonic transport control. Their cross-section

restoration results in the studied area are quite similar to the deceleration ones observed after

Cretaceous (Figure 6.7).

Some essays were done to evaluate few referential phenomena also discussed in the proposed

approach. One schematic restoration model without salt tectonics was used to verify the decompaction

calculations accuracy (Figure 6.8). The results of such essays show an underestimated decompaction

implying that this phenomenon was not properly appraised in the study (Figure 6.9). In addition, the

lateral and diffuse pore reduction due to structural shortening (Moore et al. 2011 - Figure 6.10) is

another compaction phenomenon to be considered in structural restoration. An evaluation of the

177

porous media variation by seismic interval velocities was considered in the original research project

but it could not be carried out with the available 2D seismic data.

The isostatic approach and the restoration results were compared with other models (Figure

6.11). Davison et al. (2012) speculate that the fast deposition of the thick salt layer reactivated some

rift faults. An early continuous halokinesis increased the subsidence of preexisting depocenters.

Apparently, the original location of the salt deposition was not laterally restored, suggesting an

overestimation of the distal isostasy due to salt loading. The simplified model of Watts (1992)

illustrates that the lateral depocenters migration modifies the subsidence trend in time and space. As

described in Chapter 3 (Figure 3.14), the applied restoration algorithms are not suitable to consider the

isostatic effect due to lateral salt movement. Thus, the isostatic results suggest the isostasy due to the

proximal progradation was overestimated as much as it was distally underestimated where the salt was

removed by translation. Since the proximal subsidence was overestimated, the accommodation space

became gradually larger making it easier to solve the overburden restoration through time. Both

decompaction and isostatic calculations should be improved in the proposed approach.

The 1D geohistory was implemented to control the salt thickness variation and support the

conservation premise for the salt layer. This tool makes analogy to Elliot (1980)’s loose lines and it is

attached to deformation through time, but from a fixed reference while rocks move laterally. In each

completed cycle of restoration, a new stratigraphic pile can be extracted from the restored cross-

section (Figure 6.12, indicated by scissors) and inserted in the graph of time (same figure, arrow

indication). The aim is to control the thickness variations as consistent with the 2D deformation. The

restored 1D geohistory is compared to other traditional backstripping for the same point (Fig. 6:13)

where a subsidence difference at Upper Cretaceous is quite relevant.

The cross-section restoration can be measured by crossplots prepared from several restored

phenomena results, of which the subsidence evolution is an example (Figure 6.14). Restored

independently, the five sections followed the same boundary conditions. The observed subsidence

variations at fifteen control points allow interesting interpretations. The subsidence is spatially

differentiated in the shelf, slope and continental rise sectors. The effects of the salt deposition on the

subsidence in the slope sector are apparently compensated with no major breaks, whereas they are

found in the shelf and continental rise domains, demanding bathymetric adjustments. The restored 1D

geohistories also allow an assessment of the lithospheric stretching (Figure 6.15). The sedimentary

infill is correlated to the higher subsidence in the shelf sector between 112 and 92 Ma, thereafter, in

the slope one between 92 and 65 Ma and, finally, the subsidence in the distal minibasins domain from

65 Ma to the present day. Estimates of mantle and crustal stretching are spatially coherent and easy to

adjust (Figure 6.15, Table 6.1). The average values per sector suggest a higher lithospheric strength in

178

the slope one, close to the structural high at the center of the study area. Bathymetric variations

through time as well as the rifting differentiated relief affect the stretching calculations. Theoretical

and observed paleobathymetric differences (Figure 6.15, blue and light blue curves) indicate a pattern

of shallow water depths in the shelf region and deep water depths in the slope and continental rise

sectors. This pattern is also consistent with the high deposition rates in the shelf sector at Albian and

Cenomanian, early limiting the sedimentary accommodation space.

The extrapolation of the restoration results to the 3D domain aimed not only to better

characterize each deformation stage but also to give more reliability to the proposed approach. The

solution to the equation of flexural isostatic compensation is quite complex in 3D and commercial

softwares simplify in a bouncer the sediments and basement densities. Other solutions require

implementations and / or treatment in referential finite element. Considering the research schedule

limitations, the simple extrapolation to 3D domain, followed by volumetric analysis, allowed to

continue working in 3D.

Some tests have been developed for the restoration of areas with an approach similar to the

one of Titeux (2009)’s work. The first set of surfaces was restored to a reference plane (Figure 6.20),

which is a basic procedure to all programs and present in most published works (e.g. Durand-Riard et

al. 2010). A second step is precisely an inversion of the first one, fitting the flat uppermost surface

into the desired paleobathymetric reference (Figure 6.21). All the other underlying surfaces also

followed this return pathway. These surfaces are restored according to the logical array of the vector in

connection with the master restored surface. Decompaction and fault restoration were not considered

in the essay performed with actual data (Figure 6.22). Firstly, the current sea floor has been removed.

A point and a fixed axis were taken for parameterization and the second stage led the top deformed

Miocene to the reference surface. All underlying surfaces have followed the track of the uppermost

one. The process was repeated until the top of the upper Cretaceous. The accumulation of small

differences in the adjustment of the mesh surfaces increased as their size decreased, thus deteriorating

the results (Figure 6.23). The problem was reported and discussed. Even though the essay consistently

recovered the subsidence through time (Figure 6.24), the research schedule obliged to not pursue on

this line.

The effects of salt deformation on the petroleum systems have already been discussed by

numerous authors, such as Jenyon (1986), Mello et al. (1995) and Rowan (1996). The salt may be

considered a pressurized fluid covered with brittle sediments, conducting heat more efficiently and

preventing fluid migration. In the Santos Basin, the main source rocks and reservoirs are subjacent to

the salt (Araújo et al. 2005, Carminatti et al. 2008). Salt welding is relevant to both migration and

179

accumulation (Garcia et al. 2005a). Almost everything that happens to the salt can affect the petroleum

systems in the Santos Basin.

The results indicate that the stratigraphic units underlying the salt remain relatively immobile

while the salt and its overburden undergo significant translation. The results are in agreement with

Araújo et al. (2005): about 90% of halokinetic deformation occurred until the end of Cretaceous and,

after that, little lateral movement due to salt tectonics is interpreted.

The key generation phase of the rocks underlying the salt happens from 92 to 30 Ma (Chang et

al. 2008) with a major late migration from 44 Ma to present day (Araújo et al. 2005). Thickness

variations of the salt layer affected the source rock maturation. Although a greater burial suggests

more heat, the highest salt conductivity produces cooling in the subjacent layering (Figure 6.26). The

effects of salt restoration were simulated in scenarios with (in blue) and without (in green) thickness

restoration. Hydrocarbon maturation and expulsion is speeded up only in 3 Ma by the salt thickness

restoration. The great sedimentary progradation effectively affected the generation process, providing

an expulsion front progress from the proximal to the distal in the course of time (Figures 6.27 and

6.28).

The structural restoration was not effective to analyze the carbonate reservoirs underlying the

salt layer, sampled by low-resolution 2D seismic lines. The relief predating the salt deposition was an

exercise of interpretation of such a complex and unknown depositional environment. For reservoirs

overlying the evaporites, inversion of structural lows can promote traps formation (Figure 6.30).

The petroleum generated from rift sequences migrates laterally under the salt layer searching

openings to either migrate by buoyancy until the drifting sequences or to be trapped in the reservoirs

closed under the salt layer. The results suggest the timing of the salt welding was at least the

Cenomanian, 92 Ma ago, and it was possibly intensified during the sedimentary progradation from 88

to 70 Ma (Figure 6.31).

For a 3D modeling to evaluate the petroleum system using the restoration results, the

construction of a structural grid would be required ,where each cell would need an equivalent in

another restored episode, to which there is no simple solution. The interaction of different tools

promoted various phenomena evaluation and a detailed reconstruction of the study area. The spatial

evolution of the deformation was investigated and quantified. Solutions to integrate different programs

such as catering, visualization, analysis and quantification were provided. The volumetric mesh

generation from the restored surfaces remains a challenge to be overcome.

180

The results suggest a possible ramp geometry was inverted or deformed by differential

isostasy and subsidence under a strong sedimentary burial. Thermal subsidence effects during early

deformation of the salt layer as well as subsidence induced by salt lateral movement were not

investigated. These effects would likely accentuate depositional low on pre-existing weaknesses in the

basement.

Neither significant rheological unconformity was investigated by the adopted research

approach. The purely geometric algorithms are limited to evaluating possible rheological stratification.

Such approach, however, was able to assess some differences between sediments and salt, hampered

by problems in the decompaction algorithm. The most significant expression was the variation patterns

of the deformation through time. Coherence with the Stratigraphy chart was measured by strain rate

and volumetric variations in the obtained results.

181

CAPÍTULO 7

CONCLUSÕES E PERSPECTIVAS

São tão claros os presságios... Quando as partes combinadas surgem numa mesma estrada...

Onde a essência dessa história paira plena na memória Não pergunte pelo tempo, pois o tempo é agora

Renato Teixeira, músico

7.1 CONCLUSÕES GERAIS

Esta tese apresentou um estudo sobre a cinemática tridimensional da deformação estrutural em

área na porção central da bacia de Santos. A pesquisa teve como principal objetivo restaurar a

deformação halocinética, com ênfase no detalhamento do espaço e do tempo, para facilitar a análise

dos efeitos sobre os sistemas petrolíferos. O fluxo de restauração de seções proposto é relativamente

simples e integra de forma inédita alguns dos fenômenos que limitam o espaço de acomodação

sedimentar, tais como isostasia, batimetria e conservação material do sal. Ferramentas de controle

resgatam técnicas 1D de geohistórias de subsidência, inseridas durante a execução da restauração com

o intuito de otimizar os resultados. Em adição foi realizada uma análise espacial da deformação e da

evolução cinemática do modelo. O modelo estrutural incorpora todas as fases de deformação tectônica

da bacia de Santos e sua reconstituição representa uma evolução tectono-sedimentar detalhada da área

investigada. Os resultados foram publicados em dois artigos e, sem esgotar as oportunidades abertas

pela linha de pesquisa, evidenciam as conclusões a seguir.

7.1.1 Sobre materiais e métodos

A integração de ferramentas de restauração estrutural aqui propostas tratou a deformação

como um produto do espaço disponível para a interação do aporte sedimentar, isostasia e acomodação

sedimentar. Para tanto os procedimentos geométricos são subordinados aos controles isostáticos,

batimétricos e de conservação material, além das premissas estabelecidas pelas técnicas utilizadas. Os

passos seguidos na restauração de seções incluíram: (1) remoção da camada superficial, com

descompactação e compensação flexural isostática do conjunto subjacente remanescente; (2)

restauração geométrica da deformação frágil, com ajuste relativo a um modelo batimétrico de

plataforma, talude e bacia; (3) restauração conservativa em área da camada de sal, sob controle de

variação de espessuras ao longo do tempo; e (4) calibração paleobatimétrica absoluta ao final de cada

ciclo de restauração.

Os dados de sísmica e poços, ainda que esparsos e com pouca resolução nas unidades

subjacentes aos evaporitos, permitiram a construção de um modelo completo e robusto. A mais recente

182

carta estratigráfica da bacia (Moreira et al. 2007) foi utilizada como referência. As geohistórias 1D

obtidas das seções restauradas serviram para calibrar os próprios resultados, otimizar os

procedimentos de restauração e também para analisar a evolução tectônica da área investigada. Estes

gráficos demonstraram que a halocinese foi inicialmente mais ativa nos setores proximais,

gradualmente se intensificando nas áreas mais distais. A extrapolação dos resultados 2D para o

domínio tridimensional permitiu conduzir a análise espacial da deformação e da consistência do

modelo cinemático. A adição material de sal ao longo da restauração recuperou o movimento de

translação distal da halocinese, consistente com o grande volume de evaporitos conhecido além da

área. O cruzamento de informações e análises em todas as dimensões foi importante para aferir a

confiabilidade dos resultados. O modelo restaurado permitiu quantificar e compreender a deformação

ao longo do tempo e do espaço, guardando as limitações da abordagem. O enfoque integrado facilitou

a localização de problemas nos dados, na interpretação, nas ferramentas e na execução da restauração

propriamente dita. Os procedimentos possibilitaram alternativas para melhorar o modelo de partida.

7.1.2 Sobre a evolução geológica da área de estudo

A restauração estrutural produziu um cenário evolutivo bem correlacionado ao arcabouço

estratigráfico. Bem estabelecidas na geometria inicial do modelo, as discordâncias que separam os

grupos Camburi, Frade e Itamambuca se destacam na análise dos resultados em diferentes padrões de

resposta de isostasia, batimetria, deformação frágil (falhas), diapirismo e translado por distensão

lateral.

A coerência estrutural do modelo pode ser aferida pela quantificação da deformação, do

estiramento e da subsidência obtidos, bem correlacionados com as taxas de sedimentação e fluxo do

sal. A subsidência foi mais significativa e heterogênea nas fases rifte e pós-rifte (Grupo Guaratiba),

quando predominou a deformação frágil de blocos abatidos. Este período, que representou menos de

20% do tempo de evolução da bacia, registrou cerca de 40% da subsidência total. Esta subsidência foi

mais acentuada no baixo estrutural proximal que acomoda o maior depocentro sedimentar da área. A

geometria no topo restaurado das unidades subjacentes ao sal sugere um relevo acentuado que

subdivide a bacia em pelo menos duas grandes depressões. Esse relevo em hemigrabens

individualizados foi progressivamente preenchido pela deposição do sal até formar uma única e

imensa bacia evaporítica. Tal cenário evolutivo resultou das incertezas da remoção desacoplada da

deformação dúctil do sal, desconsiderando reativações nas estruturas frágeis subjacentes ao sal ainda

que tenham ocorrido. De qualquer forma, maiores detalhes evolutivos para esse curto período quase

catastrófico escapam da resolução dos dados face à intensidade dos processos de sedimentação e

isostasia concebidos.

183

A fase de subsidência térmica subsequente é mais homogeneamente distribuída, embora se

observe uma evolução diferenciada do proximal para o distal ao longo do tempo durante a história de

deriva continental. A maior parcela do espaço de acomodação durante essa fase foi produzida pelo

deslocamento gradual do sal, desde os setores mais proximais, em resposta a contínua e expressiva

progradação sedimentar proveniente do continente. De início, no Albiano se estabelece um contraste

mais significativo de espessa sedimentação proximal em ambiente distensivo, com delgada

sedimentação distal sob compressão associada aos espessos evaporitos. Durante o Senoniano a bacia

experimenta ampla transgressão da plataforma sob trato de mar baixo. Já a partir do Paleoceno, com a

mobilidade de deformação lateral do sal mais restrita, predomina a sedimentação por agradação, com

uma distribuição mais ampla de depocentros.

7.1.3 Sobre os sistemas petrolíferos

A avaliação estrutural da deformação e as simulações 1D reforçam o papel dos evaporitos

sobre os sistemas petrolíferos na bacia de Santos.

A deformação da camada de sal proporciona heterogeneidades para a geração de

hidrocarbonetos na área de estudo. Com o espaço de acomodação sedimentar fortemente controlado

pela halocinese, a maturação da matéria orgânica evoluiu de forma subordinada à progradação

sedimentar. A maior parte da deformação dúctil (cerca de 90%) ocorreu desde a deposição do sal até

65 Ma atrás. Nessa época uma parte significativa das rochas geradoras já estava em plena geração e

outra parcela, apenas começando a expulsar petróleo. Os resultados sugerem que as rochas geradoras

subjacentes ao sal evoluíram de forma mais intensa e precoce no setor proximal da área de estudo e de

forma mais lenta, dissipada e tardia nos setores mais distais.

Os efeitos devidos apenas à restauração da espessura da camada de sal sobre os resultados de

maturação das rochas geradoras são de fato relativamente pequenos. É a sobrecarga que garante o

aquecimento necessário cabendo à deformação do sal produzir uma diferenciação da geração ao longo

do tempo e do espaço, com frentes de recargas mais longas.

A restauração também mostra o controle halocinético sobre a migração. Sugere pouca

movimentação lateral por tectônica do sal após o Cretáceo quando a maioria das janelas já estava

aberta. As janelas começaram a surgir há pelo menos 92 Ma, nos setores proximais, sob sedimentos do

Albiano e Cenomaniano. Sobre o alto estrutural é mais provável que as janelas tenham se formado

durante o Campaniano (de 88 a 70 Ma), sob influência da progradação do Grupo Frade. Nos setores

mais distais há poucas janelas, formadas mais tardiamente.

184

Os resultados não são conclusivos para predição de fácies reservatório nas unidades

subjacentes ao sal. Apenas sugerem a existência de relevo acentuado e variações locais de subsidência,

coerentes com um complexo ambiente até o momento desconhecido. Na seção pós-sal, os resultados

sugerem que reservatórios do Paleoceno teriam sido estruturados já no Oligoceno, para acumular o

petróleo de pulsos de geração mais tardios.

Quase tudo que envolve o sal afeta a evolução dos sistemas petrolíferos na bacia de Santos.

Entretanto, para avaliações exploratórias específicas é desejável uma avaliação mais dirigida às

particularidades locais.

7.2 PERSPECTIVAS E SUGESTÕES DE TRABALHOS FUTUROS

Muitos desafios não foram superados durante a pesquisa e representam oportunidades para

futuros trabalhos. A interação de diferentes ferramentas consumiu grande parte do tempo e esforço de

pesquisa de forma que a comunicação e a transferência de dados entre as diferentes ferramentas

precisam ser otimizadas. A cinemática da deformação ainda carece de facilidades para a construção de

malhas adequadas, com vistas à suas aplicações na modelagens de sistemas petrolíferos. Não houve

tempo para desenvolver a restauração estrutural efetivamente 3D, após a detalhada reconstituição

estrutural de seções.

Outras oportunidades foram abertas pela abordagem proposta. O cálculo de compensação

isostática flexural pode ser melhorado, inclusive com utilização de parâmetros adequados a cada fase

de deformação. Também pode ser incluída na restauração uma compensação isostática em resposta ao

movimento de cargas devido à restauração. Isso deverá quantificar melhor a subsidência regional.

Novos dados sísmicos, com maiores detalhes da deformação no interior da camada de sal, bem como

das unidades estratigráficas subjacentes, poderão conduzir a um modelo menos desacoplado para

restauração. Dessa forma um relevo precedente à deposição do sal, coerente com o ambiente de

deposição dos reservatórios carbonáticos subjacentes, poderá ser mais bem investigado.

Ainda que se tenha muito por fazer, a restauração estrutural de seções integrada à análise

volumétrica e espacial se mostrou ferramenta poderosa para o aprendizado bem como para a

compreensão da tectônica de sal na porção central da bacia de Santos.

185

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200

201

ANEXOS / ANNEXES

ANEXO I

O resumo expandido a seguir foi apresentado no 73rd European Association of Geocientists &

Engineers Conference & Exhibition no dia 24 de maio de 2011 em Viena, Áustria, sob o título:

STRUCTURAL MODELING OF SALT TECTONICS

IN CENTRAL PORTION OF SANTOS BASIN, BRAZIL

I.1 - Introduction

Salt tectonics is one of the most complex deformation processes operating in sedimentary

basins. To restore its complex structural evolution, several gross and poorly controlled simplifications

are generally available in most current sequential methods and tools, not really integrated with the real

geological process. In this work, a comprehensive restoration technique integrating data, tools and

models is proposed to minimize impacts of such simplifications on basin evolution results.

The study area in the Santos Basin was intensely deformed by salt tectonics. This basin is a

wide passive margin developed over stretched continental crust in eastern offshore Brazil. The wide

bathymetric expression of the Santos Basin was developed over a thick Aptian salt layer, a

fundamental element to the basin evolution. The basin has been studied by several authors and the

most recent papers have discussed the Santos Basin in a South Atlantic conjugate margin context (e.g.

Montaron and Tapponnier 2010, Carminatti et al. 2008). Guerra (2008) worked with restoration

methods to study the Santos Basin. Our study area includes both extensional and compressive

domains, allowing a regional structural modelling which can be related to important features as a

failed sea floor spreading in the southern portion and the overall basement compartmentalization of the

basin.

A 2D restoration workflow based on classical backwards cyclic steps is carried out here: (1)

isostatic flexural response to unloading and decompaction; (2) modular fault-related restoration to fit a

paleo-bathymetric constraint (a morphologic model supported by well and seismic data); and (3)

adjustments in the salt layer, under conservative volume, to fit bathymetric and isostatic results.

Additionally, supplementary 1D analysis was used as calibration tool for the 2D restoration. The

workflow developed in the present work intends to be as rigorously integrated and interlaced as

possible. It can be applicable in other basins and complex situations, enabling more consistent

structural scenarios.

202

I.2 - Structural Modelling

Two dip sections in the study area were restored in this work, based on backwards successive

steps: (1) sediments removal and decompaction with isostatic flexural compensation; (2) fault-related

and salt movement restoration fitting the paleogeometry to a reference target; (3) final

paleobathymetric adjustments. This restoration is a simplified version in comparison with other

restoration workflows (e.g. Rowan 1993). The decompaction solution requires a detailed facies

definition along the entire section. Once the uppermost sedimentary layer is removed, whether

subaqueous or subaerial, a new top surface calculation is discretized along the unloaded section. An

unloading approach considering a local Airy-type backstripping history cannot approximate regional

isostasy. So regional isostasy has been applied considering a fixed value for the effective elastic

thickness of the lithosphere. At the same time, the decompaction of the remaining units is done. A

similar procedure can be found in other specific applications (e.g. Roberts et al., 1998). The magnitude

of isostatic flexural deformation depends on the applied loading and properties of the crust underlying

the basin. No direct control or data about eustasy or thermal cooling is considered, but indirect

compensation is expected with the paleobathymetric fitting. Fault-related and salt deformations are

restored in traditional handmade transformations, conserving mass balance for all sedimentary layers.

The sections do not comprise the entire basin loading and some measures are imposed not to

produce narrower isostatic effects in the borders. The regional trend is considered to extrapolate

section borders beyond the study area. An additional sedimentary load is required for each sequential

restoration of the gravitational gliding, in order to compensate the differential extension between pre-

and post-salt sequences. This addition is coherent with the geology beyond the study area (Fig. 1).

Five major sequences were interpreted over the basement: the pre-salt Neocomian/Aptian units, the

salt layer, the first marine units of Aptian/Cenomanian, the progradation units of

Turonian/Maastrichtian and the Cenozoic units. The sequences tend to pinch out faster toward the

proximal region than to the distal one. The large and remarkable amount of salt available in the distal

portion contrasts with the relatively thinner layers of the post-salt units beyond the area of study.

Deformation is dominantly ductile for salt and brittle for other sediments. Whenever needed

for restoration, the section is subdivided into minor modules with similar deformation processes. The

geometrical transformations are applied in order to better fit the modules to a referential

paleobathymetric target surface. In contrast with the brittle sediments, the ductile salt rheology is here

freely adjusted by confinement of the salt layer between the overlying and underlying restored

modules. The degree of freedom of salt operation is established by the resultant coherence of salt

thickness and salt windows. A constant amount of salt is only reliable under the restored overburden

limits. The “void” created due to the differential pre- to post-salt extension is filled by an extra salt

amount moved from distal portions.

203

Figure I.1 Section AA’ is projected on a transect X-Y-Z. The study area and the sections AA’ and BB’

are superimposed on the salt thickness map in the small box. Important features and domains are also

presented. Modified from Carminatti et al. (2008).

Applied as upper boundary constraint, paleobathymetric profiles are required after each

decompaction cycle. The post-salt modules should fit in such profiles. Both shelf/slope and slope/rise

breaks are quite easy to interpret for all post-salt horizons in the study area. The flat domain of the

Santos Basin shelf is exceptionally extended. The shelf break is placed where the slope gradient

abruptly increases to an average gradient of 3°. The transition slope/rise is marked at the foot of the

continental slope by the reduction of the gradient to intermediate values to those of the previous

domains. These remarkable breaks provide a reference position of the paleogeometry through time and

ultimately improved the low resolution of available data. Anyway, for deep portions and several older

units where no well data are available, the bathymetric model was freely extrapolated.

Applied as lower boundary constraint to pre-salt layers, the flexural isostatic compensation

considers the entire loads applied to the mantle by the basin infill and crust. A potential crustal

weakness in the Santos Basin is considered here with values of 5 km for the effective elastic thickness

and 2.78 g/cm3 for crustal density along the whole section and during all the geologic time. Gentle

undulations with amplitudes of up to 50 meters high are noticed on the isostatic compensation results,

in phase with the paleoenvironmental adjustments required to restore the sections. On the other hand,

using larger elastic thickness values, the heterogeneities of diapirs, minibasins and growth faults have

not caused any noticeable differential isostasy at the scale of the restored sections.

The restoration solution considered was the uncoupling of the salt gravity-driven deformation

domain and the layers below the salt. These kinematically different deformations are here considered

independent. Every individual post-salt module has been restored to fit their assemblage to the target

geometry as a first approximation. After that, the adjustment of this package between the isostatically

decompacted pre-salt layers (lower constraint) and the target paleogeometry (upper boundary) was

204

performed. The structural coherence and the salt thickness variation analysis were important for these

operations.

A critical point for the bathymetric models was found at the evaporites deposition time. No

salt mountains must be created by evaporitic precipitation. The fast and continued salt deposition asks

for a preexisting depression, not flooded by oceanic waters. The isostatic effect produced by the thick

salt layer requires this accommodation space from a preexisting relief. For the older units, deformed

under a rifting tectonic regime, there are no paleoenvironmental data for calibration and irregular

reliefs were produced by the restored rotated blocks. Anyway, this architecture must be less deformed

in the past than the present day geometry interpreted by seismic data.

Intense salt deformation begins from a salt layer with more homogeneous thickness while the

overlapping sediments are streched by the underlying salt. Depocenters migrate from proximal

towards distal portions, pushing the salt layer. Total restored extension (based on the extra salt brought

from distal portions) represents an increase of 66 % for AA’ section and 61% for BB’. For

comparison, the present day amount of salt in the AA’ section is 2.4 times greater than in BB’. On the

other hand, the average thickness was decreased more than 4 times in the B-B’ section, as opposed to

less than 3 times in section AA’. These numbers are coherent with a more homogeneous salt layer in

the past that, due to a smoother relief in the BB’ section, was quickly pushed away more rapidly than

in section AA’. The accumulated extension was more than 60% to the post-salt whereas it did not

reach 10% for the pre-salt package. The rifting deformation was almost totally produced (and fully

restored) during its own tectonic phase.

I.3 - 1D Geohistory modeling

Subsidence history graphs based on wells or pseudo-wells allow a simple and useful

evolutionary analysis where some implications and consequences for the petroleum systems could be

observed. In most current 1D studies, phenomena related to salt deformation are solved by the simple

salt thickness variation (diapirism) and the same applies for 2D and 3D. The restoration results give

new dimensions for 1D modelling studies considering the lateral mass movement. A fictitious and

motionless vertical line extracted in the restoration outcomes provides a differential motion controlled

by the cumulative amounts of deformation through time. The assembly shows how the overburden that

glides to downstream positions is progressively replaced by the neighboring overburden, with effects

for the salt thickness and the local thermal flow. Both subsidence and overburden geohistories can be

built (Fig. 2), replacing the traditional 1D graph. The new approach shows the lateral mass motion

resulting from halokinesis and also illustrates an evolutionary scenario to several constraints such as

bathymetry and isostasy. Even if there is uncertainty about the initial thickness of salt, the remarkable

variations found in the outcomes are sensitive to greater stratigraphic changes, linked to periods of

205

higher sedimentation rates. The higher the clastic supply and the underlying deformation, the greater

the difficulties to set bathymetry and isostasy for the restored timing. Just after the isostatic jump that

is provided by the thick and fast salt deposition, a shallow marine deposition took place in the Santos

Basin.

Figure I.2 Geohistories for pseudo-wells 1, 2, and 3 showing a clastic progradation to distal portions.

These 1D graphs suggest that most of the accommodation space created during the salt

tectonics is due to the lateral expulsion of salt under the continuous burial progradation of the Santos

Basin. Pseudo-wells 1, 2, and 3 show the significant sedimentation migration from

Albian/Cenomanian, Late Cretaceous and Cenozoic. High sedimentation rates are gradually noticed in

the more distal geohistories, following salt gliding pushed by the sediment supply. These graphs

provide a good quality control for the restoration process itself.

I.4 - Conclusions

The power of the approach integrating structural restoration tools with isostatic control and

paleobathymetric model is reflected by the coherence of the obtained results, a detailed geological

evolution with several restoration outcomes for the sections AA’ and BB’.

The configuration of the transition from rifting to drifting phases is a consequence of the

uncoupled salt tectonics during the backward restoration, considering bathymetry controls for the

sequence above the salt, isostasy controls for the package below the salt, with the ductile salt layer

working as element of local compensation. The results help to characterize a depression with several

highs and lows before salt deposition, but are not conclusive to solve the controversy about salt

stratigraphy at the end of rift phase.

The major factors controlling the evolution of the study area are related to the thick salt layer.

The fast salt deposition virtually buried the Santos Basin, producing a strong isostatic response. After

that, the oceanic sedimentation occurs already under the salt gravitational gliding control, mainly

dependent on the heterogeneities of the pre-existing relief. The salt-overburden interaction through

206

time has increasingly pushed the accommodation space to distal depocenters. A conservative salt

volume under restored overburden and the added amount of salt brought from distal areas are coherent

with regional knowledge. The arbitrary crustal parameters used here did not detract from the

methodological approach and the recognized problems introduced by handmade restoring operations

were less important than uncertainties from most the expressive stratigraphic changing.

The 1D restored geohistory is a complementary tool to improve the whole 2D palinspastic

process, providing a different approach based on the lateral mass movement and also allowing a

consistent regional evolution through time and space. The 1D analysis summarized the continuous

sedimentary progradation noticed in restoration 2D outcomes.

Ficha de Avaliação

TESE DE DOUTORADO

TÍTULO :

RESTAURATION STRUCTURALE DE LA TECTONIQUE SALIFÈRE DE LA PARTIE CENTRALE DU BASSIN DE SANTOS ET DES IMPLICATIONS POUR LES SYSTEMES PETROLIERS

RESTAURAÇÃO ESTRUTURAL DA HALOTECTÔNICA NA PORÇÃO CENTRAL DA BACIA DE SANTOS E IMPLICAÇÕES PARA OS SISTEMAS PETROLÍFEROS

AUTOR : Sávio Francis DE MELO GARCIA

ORIENTADOR : André DANDERFER Filho

ORIENTADOR : Dominique FRIZON DE LAMOTTE

Aprovada em: 14 / 10 / 2012

PRESIDENTES: Prof. Dr. André DANDERFER Filho pela UFOP (Brasil)

Profa. Dra. Caroline Janette de SOUZA GOMES pela UCP (França)

BANCA EXAMINADORA

Prof. Dr. André DANDERFER Filho ......................................................................UFOP (Brasil)

Prof. Dr. Dominique FRIZON DE LAMOTTE........................................................ UCP (França)

Profa. Dra. Caroline Janette de SOUZA GOMES ...................................................UFOP (Brasil)

Dr. Jean-Luc RUDKIEWICZ.................................................................................IFPEN (França)

Prof. Dr. Luiz Antônio PIERANTONI GAMBÔA.....................................................UFF (Brasil)

Prof. Dr. Christian GORINI ...................................................................................UPMC (França)

Ouro Preto, 14 / 10 / 2012