chang assine 2008

Revista Brasileira de Geocincias Mrio Luis Assine et al. 38(2 - suplemento): 111-127, junho de 2008

Arquivo digital disponvel on-line no site www.sbgeo.org.br 111

Migrao de depocentros na Bacia de Santos: importncia na explorao de hidrocarbonetos

Mrio Luis Assine1, Fernando Santos Corra2 & Hung Kiang Chang1

Resumo Recentes descobertas de petrleo atraram a ateno para a Bacia de Santos, localizada na regio sudeste da costa brasileira. A bacia est situada a sul da Bacia de Campos, a mais prolfera provncia de petr-leo do Brasil. As bacias so separadas pelo alto de Cabo Frio e apresentam muitas similaridades na evoluo estrutural e estratigrfica. A seo terciria bem desenvolvida em ambas as bacias, porm os registros do Cretceo superior so significativamente mais expressivos na Bacia de Santos, representados por espessas cunhas clsticas progradacionais formadas do Santoniano ao Maastricthiano. Espao de acomodao foi ge-rado pela retirada do sal e sua migrao em direo as pores de guas profundas da bacia, com rafting das seqncias carbonticas albianas e deposio de folhelhos marinhos com intercalaes de turbiditos Ilhabela no Cenomaniano-Turoniano. Devido ao deslocamento dos evaporitos aptianos, cunhas clsticas progradacio-nais sobre a discordncia pr-aptiana colocaram em contato rochas geradoras da seqncia rifte com rochas re-servatrios do Cretceo superior. O sal continuou em movimento, mas seu maior deslocamento ocorreu durante o Neo-Cretceo, no tendo sido a progradao das clinoformas simultnea ao longo da bacia. Para entender o arcabouo estratigrfico das seqncias deposicionais e migrao de seus depocentros, foi realizada anlise estratigrfica utilizando dados de ssmica 2D e de poos. Mapas de ispocas e de razes litolgicas foram construdos com base em 60 poos, os quais mostraram claramente migrao dos depocentros para nordeste no Neo-Cretceo, em direo a Bacia de Campos, onde a seo terciria melhor desenvolvida. Na parte norte da Bacia de Santos, a seo terciria inferior caracterizada pela existncia de proeminentes progradaes deltaicas associadas a sistemas turbidticos. Um outro importante depocentro tercirio est localizado na parte sul da bacia, onde sistemas de guas profundas foram reconhecidos em sees ssmicas, ainda no perfurados. O reconhecimento do caminho da migrao dos depocentros um importante guia geolgico para a explorao de leo e gs, porque permite interpretaes acerca da idade da formao de rochas reservatrio e do tempo de migrao dos hidrocarbonetos.

Palavras-chave: Bacia de Santos, migrao de depocentros, estratigrafia de seqncias, explorao petrleo.

abstract Depocenter migration in the Santos Basin: importance to oil and gas exploration. Re-cent important discoveries of gas and oil fields during the last few years have called attention to the Santos Basin, offshore Southeast Brazil. The basin is located south of the Campos Basin, the most prolific Brazilian oil province. The Cabo Frio Arch is the frontier between them, but the two basins present many similarities in their structural and stratigraphic evolution. Meanwhile, the Upper Cretaceous record is significantly more pre-served in the Santos Basin, being characterized by thick Santonian to Maastrichtian progradational siliciclastic clinoforms. The accommodation space was generated by salt basinward withdrawal, which in consequence caused the rafting of the Albian Guaruj carbonate sequences and of the deposition of Cenomanian to Turonian marine shales and Ilhabela turbidites. Because of the withdrawal of Aptian transitional evaporites and rafted younger sequences, the deltaic clastic wedges downlap the pre-Aptian unconformity, placing in contact Upper Cretaceous reservoirs with Lower Cretaceous rift source-rocks. Progradation was not simultaneous along the basin and resulted from migration of sediment input along the Brazilian margin. In order to understand the way of depocenter migration, a sequence stratigraphic analysis was carried out using available seismic lines and well data. The sequence boundaries were traced in 60 wells, and isopach and several lithologic ratio maps were produced for each sequence. The maps show clearly a depocenter migration towards northeast during the Late Cretaceous along the Santos Basin into the Campos Basin, where the Tertiary section is well developed. Early Tertiary section is well developed in the north portion of the Santos Basin, represented by prominent deltaic progradation and associated turbidite systems. Another important Tertiary depocenter is placed in the southmost portion of the Santos Basin, where deep-water systems were recognized in seismic sections. The recognition of the pathway of depocenter migration is an important guide to oil and gas exploration, since it support interpretation concerning the relation between the formation of reservoir rocks and the timing of pe-troleum generation and migration.

Keywords: Santos Basin, depocenter migration, sequence stratigraphy, petroleum exploration

1 - Departamento de Geologia Aplicada, Universidade Estadual Paulista UNESP, Rio Claro - SP, Brasil E-mail: [email protected], [email protected] - UNESP, Programa de Ps-Graduao em Geocincias e Meio Ambiente, Rio Claro SP, Brasil. E-mail: [email protected]


112 Revista Brasileira de Geocincias, volume 38 (2 - suplemento), 2008

IntRoduo A Bacia de Santos localiza-se na margem continental da Regio Sudeste do Brasil, ten-do limite norte com a Bacia de Campos definido pelo Alto de Cabo Frio e limite sul com a Bacia de Pelotas definido pela Zona de Fratura de Florianpolis (Fig. 1). Sua geologia est sintetizada na carta estratigrfica da figura 2, que apresenta informaes lito e cronoestrati-grficas, ilustra a arquitetura estratigrfica das diferen-tes unidades, e fornece informaes sobre os ambien-tes sedimentares, sobre as seqncias deposicionais e a respeito das fases da evoluo tectnica da bacia. A carta, de autoria de Pereira & Feij (1994), foi utilizada em diferentes publicaes e adotada como carta padro pela ANP e pela Petrobrs, sendo utilizada neste traba-lho com pequenas modificaes.

No que concerne geologia do petrleo, recen-tes descobertas como a de gs em arenitos do Senonia-no (campo de Mexilho, por exemplo) e de leo em cal-crios da seo pr-sal (campo de Tupi, por exemplo), tm evidenciado o alto potencial petrolfero da bacia, justificando o grande investimento exploratrio que di-versas companhias tem feito nos ltimos anos.

O grande nmero de novos levantamentos ss-

micos e a crescente qualidade dos dados tm contribu-do sobremaneira para o sucesso exploratrio. De outra parte, novos conceitos e novas concepes acerca da evoluo tectono-sedimentar e do preenchimento da bacia esto abrindo novas perspectivas e gerando no-vos modelos de migrao e acumulao. Neste aspecto, a compreenso da tectnica salina e do conseqente movimento das camadas de sal, carregando espessas sees de carbonatos albianos, a elas sobrepostos, num transporte do tipo rafting em direo s partes mais pro-fundas da bacia, constituem atualmente temas dos mais importantes na formulao de plays exploratrios.

Durante as duas ltimas dcadas, inmeros trabalhos apresentaram dados e interpretaes sobre a dinmica da movimentao do sal e conseqente for-mao de estruturas na Bacia de Santos. Uma das fei-es estruturais mais notveis conhecida como falha de Falha de Cabo Frio, uma estrutura de estrutura de geometria lstrica mergulhante para o continente, com muralhas de sal de idade aptiana no bloco alto. O sal praticamente ausente no bloco baixo, onde a seo do Cretceo superior apresenta estruturas do tipo rollover. Demercian et al. (1993) interpretaram que tal configura-

Figura 1 - Mapa de localizao da Bacia de Santos, com indicao das sees apresentadas em outras figuras. A rea onde o Albiano se encontra ausente (albian gap), situada no bloco baixo da Zona de Falhas de Cabo Frio, est indicado em preto.

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ereisNote possvel que as "falhas" observadas na bacia de santos tenha sido provocada pela migrao do sal em direo a regies mais profundas da bacia, produzindo espao para a acomodao sedimentar.

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Mrio Luis Assine et al.

Figura 2 - Carta estratigrfica da Bacia de Santos (modificado de Pereira & Feij 1994). Discordncias apresentadas na ultima coluna da direita referem-se aos limites das seqncias discutidas neste trabalho. A discordncia H0.1 corresponde discordncia pr-Alagoas.



o resultou de tectnica distensiva na poro proximal da bacia, responsvel pelo rompimento e deslocamento do sal e da seo carbontica albiana sobreposta.

Para a formao de configuraes como a acima delineada, o papel desempenhado pelo avano de cunhas clsticas no pode ser olvidado. Ao anali-sar vrias hipteses para explicar a formao do gap albiano, Mohriak et al. (1995) concluiram que as es-truturas associadas falha de Cabo Frio resultaram da combinao de tectnica distensiva e de prograda-o de cunhas siliciclsticas. Segundo Szatmari et al. (1996), as estruturas rollover foram produzidas devido ao arqueamento de cunhas progradacionais do Cretceo superior durante o deslocamento do sal em direo s partes mais profundas da bacia. Com a movimentao da falha, houve a formao de um gap lateral da seo albiana, de cerca de 25 km de largura, ao longo de todo o bloco baixo da falha.

Mais que simplesmente um agente coadjuvan-te, Ge et al. (1997) postularam que a falha de Cabo Frio e estruturas relacionadas resultaram principal-mente da progradao de cunhas siliciclsticas, com deslocamento do sal e da seo albiana superposta, e arqueamento das cunhas gerando estruturas rollover. Colocando a palavra falha entre aspas, chegaram mes-mo a questionar que a falha de Cabo Frio realmente uma falha gerada por tectnica distensiva, pois em si-mulaes com modelos fsicos conseguiram reproduzir feies semelhantes produzidas unicamente pela sobre-carga induzida pelo aporte sedimentar.

A sobrecarga sedimentar derivada da progra-dao de clinoformas deposicionais foi fator realmente importante como agente causador do descolamento e movimento offshore do sal, e rafting da seo albiana superposta, de natureza dominantemente carbontica e pertencente s formaes Guraruj e Itanham. Outro aspecto importante a ser considerado que o processo foi dicrono ao longo do strike deposicional da Bacia de Santos em decorrncia de mudanas na paleodrena-gem continetal, que sofreu influncias de pulsos tect-nicos relacionados ao soerguimento da Serra do Mar. Capturas de rios, relatadas em vrios trabalhos sobre a geomorfologia do Planalto Atlntico, constituem fa-tor importante para a compreenso do preenchimento sedimentar da bacia, como a do rio Paraba do Sul, j considerada nos trabalhos de Cobbold et al. (2001) e de Modica & Brush (2004).

Grandes clinoformas progradacionais esto presentes em todo o Cretceo superior da Bacia de Santos, delineando arcabouo estratigrfico peculiar. As cunhas clsticas que compe as formaes Santos e Juria, e a parte superior da Formao Itaja-Au, no tem paralelo na Bacia de Campos, onde o registro do Cretceo superior bem menos expressivo.

A fisiografia da Bacia de Santos tornou-se di-ferente no Cenozico, com o desenvolvimento de pla-taforma continental e talude bem definidos, o que pro-piciou a formao de depsitos em contexto de bacia profunda. A presena de construes recifais de borda de plataforma tambm contribuiu para que os depsi-

tos cenozicos estejam organizados numa arquitetura estratigrfica distinta do padro apresentado pelo Cre-tceo superior. Embora distintas das cretceas, clino-formas progradacionais continuaram a ser os principais responsveis pelo preenchimento da bacia, registrando diferentes sentidos de afluxo sedimentar derivado do continente.

Este trabalho tem por objetivos sumariar as ca-ractersticas das seqncias deposicionais da bacia, do Cretceo superior ao Recente, e apresentar um panora-ma geral no sentido de estabelecer a variao da loca-lizao dos seus depocentros ao longo do tempo geol-gico. Alm disso, tambm constitui objetivo verificar como o entendimento da progradaao das clinoformas e da migrao dos depocentros pode servir como guia para a explorao de hidrocarbonetos na bacia.

anlIse estRatIgRfIca Os fundamentos da subdiviso da sucesso sedimentar da Bacia de San-tos em seqncias deposicionais foram apresentados no trabalho de Pereira et al. (1986), que fundamentaram suas interpretaes no rastreamento de horizontes ss-micos marcantes, no geral discordncias regionais (H0 a H10). Por considerarem que os horizontes rastreados eram discordncias, os referidos autores interpreta-ram as sees estratigrficas entre os horizontes como seqncias deposicionais, a saber: H0-H1 = Seqncia do Lago (Buracica? / Alagoas); H1-H2 = Seqncia do Golfo (Alagoas); H2-H3 = Eo-Meso-Albiano; H3-H4 = Neo-Albiano / Cenomaniano; H4-H5 = Cenomaniano / Meso-Turoniano; H5-H6 = Neo-Turoniano / Eo-Santo-niano; H6-H7 = Santoniano / Eo-Campaniano; H7-H8 = Campaniano / Eo-Eoceno; H8-H9 = Eo-Eoceno / Me-so-Mioceno; e H9-H10 = Meso-Mioceno / Recente.

Procedimento anlogo foi adotado na anlise estratigrfica realizada neste trabalho, buscando-se re-conhecer os horizontes (superfcies-chave) e fatiar con-juntos de estratos geneticamente associados, que repre-sentam o registro sedimentar da sucesso de eventos deposicionais na bacia. A anlise seqencial foi basea-da fundamentalmente em mtodos sismoestratigrficos e de correlao estratigrfica de dados de poos. Na in-terpretao das sees ssmicas foram rastreados, alm dos horizontes definidos por Pereira et al. (1986), ou-tros cinco horizontes (H0.1, H7.1, H7.2, H8.1, H8.2).

Para verificar a representatividade e a conti-nuidade lateral dos horizontes, foram interpretadas 10 sees na direo do mergulho estrutural da bacia, per-pendiculares portanto s curvas batimticas, duas das quais esto apresentadas nas figuras 3 e 4 . O reconhe-cimento geolgico dos horizontes ssmicos teve como base a amarrao ao registro geolgico de poos, tendo sido considerados dados litolgicos, perfis geofsicos e dados cronoestratigrficos.

A interpretao das sees ssmicas foi feita pa-ralela e concomitantemente de sees de correlao estratigrfica construdas com dados de poos. Foram confeccionadas vrias sees dip e uma extensa seo strike regional, do limite sul com a Bacia de Pelotas at o limite norte com a Bacia de Campos, amarrando todas

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Figura 3 Seo ssmica dip na rea central da bacia, na qual pode ser observada a linha de charneira do Cretceo.

Figura 4 - Seo ssmica dip na rea central da bacia. Destacam-se nesta seo a existncia de seo albiana descolada e transportada por rafting mergulho deposicional abaixo, de cli-noformas clsticas do Cretceo superior rotacionadas devido ao movimento do sal, e de seo terciria com grande espessura.



as sees dip. No intuito de tentar reconhecer os trends na parte norte da Bacia de Santos, foi includo, na seo strike, o poo RJS- 433, perfurado na parte sul da Bacia de Campos (Fig. 5).

Na anlise de perfis de poos, foi fundamental reconhecer as superfcies-chave para que a anlise no ficasse restrita identificao de contatos entre unida-des litoestratigrficas. O perfil snico revelou-se parti-cularmente til na anlise dos poos, pois foi possvel correlacionar mudanas bruscas nos padres de tempo de trnsito (diferenas na velocidade de propagao do som) com as superfcies-chave. Correlaes calcadas em perfis como o de raios-gama foram tambm utili-zadas e forneceram subsdios importantes s interpre-taes. Foram, porm, utilizados com cautela, pois no tm necessariamente significado cronoestratigrfico, uma vez que o padro dos perfis condicionado pelas mudanas laterais de fcies, reflexo da justaposico la-teral de ambientes deposicionais, tanto na direo strike quanto no mergulho deposicional.

As superfcies-chave reconhecidas nas sees ssmicas constituem discordncias importantes no re-gistro estratigrfico, embora algumas gradem para conformidades nas pores distais da bacia (talude e bacia profunda). Tais superfcies aparecem nas sees ssmicas como refletores bem marcados e com boa con-tinuidade lateral, aos quais se associam terminaes es-tratais importantes, como downlap e onlap.

Com base nas discordncias identificadas e con-siderando a escala de trabalho, a sucesso sedimentar da Bacia de Santos foi subdividida em 13 seqncias deposicionais (Fig. 2), que se mostraram reconhecveis e rastreveis em sees ssmicas

Os topos das formaes Guaratiba, Ariri, Gua-ruj e Itanham coincidem, respectivamente, com os

discordncias H1, H2, H3 e H4, de forma que nestes casos os topos das unidades litoestrtigrficas coincidem com os limites das seqncias.

Nem sempre, entretanto, os limites das unida-des litoestratigrficas so sncronos. As formaes San-tos e Juria transicionam lateralmente, de forma que o contato entre ambas arbitrrio, por isso consideradas neste trabalho como uma s unidade. Seu topo dicro-no, marcado na primeira ocorrncia de pacotes espes-sos de arenitos e/ou conglomerados, no tendo nenhum significado temporal (Fig. 6).

A arquitetura do Tercirio revelou-se bem mais complexa do que a proposta no trabalho de Pereira et al. (1986), conseqncia do pouco interesse despertado pelo Tercirio quela poca, em termos de explorao petrolfera da bacia. O que se verificou que a evoluo no Tercirio tambm foi marcada por grandes cunhas clsticas (clinoformas) progradacionais, grandes osci-laes do nvel do mar e desenvolvimento de carbona-tos de borda de plataforma. O discordncia H9 sem dvida uma discordncia regional, mas foi possvel reconhecer uma outra superfcie igualmente expressi-va, denominada neste trabalho H8.2. A subdiviso do registro ps-Cretceo em quatro seqnciasdeposicio-nais atendeu plenamente ao objetivo de caracterizar a geologia cenozica da bacia. Estas seqncias apre-sentam caractersticas muito distintas, o que permitiu estabelecer, em linhas gerais, a sucesso de eventos no Tercirio.

Mapas de atributos estratigrficos foram con-feccionados a partir de poos selecionados. A interpre-tao realizada poo-a-poo foi orientada por dados pa-leontolgicos e, principalmente, por perfis geofsicos, devido inexistncia de informaes paleontolgicas em alguns poos. O universo amostral dos atributos es-

Figura 5 - Seo de correlao de poos no strike da bacia, na qual podem ser observadas as diversas seqn-cias deposicionais e a variao lateral de suas espessuras.

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tratigrficos teve boa representatividade em toda bacia, totalizando 61 poos distribudos de forma homognea e perfazendo uma cobertura de informaes suficiente para a gerao mapas (localizao dos poos: Fig. 1). Vale ressaltar que todas as informaes foram arma-zenadas em planilhas eletrnicas, a fim de facilitar a realizao dos clculos. A anlise dos dados litolgicos resultou na obteno de 3 atributos: ispacas, islitas e razes entre as diversas litologias encontradas nos intervalos estipulados. Para tanto, desenvolveu-se uma rotina de computador que realiza automaticamente a leitura dos arquivos do AGP (Arquivo Geral de Poos) e calcula, para cada intervalo de tempo, as espessuras das diferentes litologias.

A gerao dos mapas de atributos foi realizada atravs de mtodos geoestatsticos de interpolao, sen-do utilizada a krigagem como interpolador. O modelo variogrfico foi linearizado para todos os mapas a fim de simplificar a base de clculo, j que no h gran-des irregularidades nos dados. Somente o parmetro de elipside da rea de busca das informaes foi ajustado, caso a caso, no intuito de otimizar e melhorar a interpo-lao, e gerar mapas com maior acuracidade nos con-tornos. Algumas peculiaridades de ordem estratigrfica foram atribudas aos mapas, seguindo alguns critrios: para intervalos mais antigos que o Maastrichtiano, o li-mite do mapa se estende somente at a charneira, pois

verificado em sees ssmicas que os sedimentos do Cretceo no ultrapassam a linha da charneira na dire-o oeste; outro critrio de restrio, para o intervalo do Tercirio at o presente, que o limite oeste a prpria linha de costa, visto que em linhas ssmicas estes dep-sitos se estendem at a linha de costa atual; por fim, na poro mais a leste, para ambos intervalos, a restrio aplicada foi uma distncia mdia de 50 km dos poos na direo leste, coincidindo com a cota batimtrica de 2000 m.

seqncIas deposIcIonaIs A bacia apre-senta um arcabouo estratigrfico bastante comple-xo, resultado da superimposio de diversos eventos geolgicos. Tais eventos encontram-se impressos no arcabouo estratigrfico da bacia, mas sua expresso desigual, tanto em termos de magnitude quanto de representatividade, nos diferentes compartimentos es-truturais da bacia. As seqncias consideradas neste trabalho apresentam arquitetura estratigrfica e padres de preenchimento distintos, o que bem ilustrado pe-las sees apresentadas nas figuras 3, 4 e 5. As carac-tersticas das seqncias deposicionais da bacia, do Cretceo superior ao Recente, so sumariadas a seguir, buscando-se fornecer informaes que permitam com-preender sua arquitetura estratigrfica e distribuio ao longo da bacia.

Figura 6 - Seo de correlao de poos na direo do mergulho deposicional (dip) da bacia. A seo mostra claramente o diacronismo do conjunto das formaes Santos-Juria, que se interdigita com a parte superior da Formao Itaja-Au.

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cenomaniano/turoniano Inferior (H4-H5) A seqncia composta dominantemente por uma seo litologicamente montona de folhelhos marinhos escu-ros ricos em matria orgnica, correspondente parte inferior da Fomao Itaja-Au. Est muito bem repre-sentada na parte sul da bacia, onde pode ser rastreada continuamente atravs dos poos. Sua espessura dimi-nui para norte, no tendo sido constatada na regio cen-tral alm das expressivas muralhas de sal que existem a partir do poo SPS-021 (Fig. 5). Volta a se fazer pre-sente na poro norte da bacia, tendo sido constatada no poo RJS-067, mas sua expresso nesta rea est ainda por ser determinada.Representa a culminncia da fase transgressiva cretcea, sendo cronocorrelata s margas do topo da Formao Maca (Bota) da Bacia de Cam-pos (Mohriak et al. 1995).

O limite inferior da seqncia representado pela discordncia H4, correspondente importante queda eusttica global ocorrida no Eo-Cenomaniano. A discordncia, que coincide com o topo da Formao Itanham, nem sempre de fcil rastreamento regional porque os refletores acima e abaixo so freqentemen-te paralelos, mas em muitas ssmicas sees pode-se observar terminaes da seqncia cenomaniana/eo-turoniana em downlap sobre a seqncia neoalbiana. Segundo Pereira (1994), trata-se de uma desconformi-dade, sobre a qual se depositaram arenitos turbiditicos de trato de mar baixo.

O empilhamento estratigrfico transgressivo, com padro de refletores em onlap, indicativo de su-bida relativa do nvel do mar. Em perfis de raios gama dos poos, o padro da curva serrilhado e a seqncia mostra aumento nos valores de radioatividade em di-reo ao topo, o que reflexo de aumento na argilo-sidade. A transgresso propiciou o estabelecimento de condies anxicas, especialmente no Eo-Turoniano quando do pico mximo da transgresso. Os folhelhos ricos em matria orgnica (teores de at 3%) que se manifestam como refletores ssmicos fortes no topo da seqncia, onde est situada a superfcie de inundao mxima, constituem, segundo Viviers (1986), o registro do segundo evento anxico global (OEA2) de Arthur & Schlanger (1979). O trato transgressivo foi fortemente influenciado por aporte de sedimentos de origem terres-tre, j que a matria orgnica predominantemente do tipo 3.

turoniano superior/santoniano Inferior (H5-H6) Esta seqncia tambm predominantemente pelti-ca, mas, ao contrrio da seqncia sotoposta, apresenta porcentagens baixas de matria orgnica nos folhelhos, tambm do tipo 3 denotando influncia continental. Sua base definida por H5 que uma importante des-conformidade de idade turoniana, com eroso subarea nas partes proximais, com truncamentos generalizados, tanto na regio plataformal como na bacinal, alm de mudanas acentuadas nos sistemas e regimes deposi-cionais (Pereira 1994).

Os refletores internos da seqncia apresentam significativo downlap sobre H5 em suas pores mais

profundas, com terminaes de clinoformas sobre fo-lhelhos marinhos profundos da seqncia sotoposta. Na base das clinoformas existem corpos de arenitos turbi-ditticos, que representem depsitos de leques subma-rinos. Os turbiditos foram formados apenas nas partes mais profundas durante queda do nvel do mar, consti-tuindo leques turbidticos de assoalho e de talude. Tais sistemas constituem depsitos de trato de mar baixo ini-cial, conforme modelos da estratigrafia de seqncias da escola da Exxon (Vail et al. 1991). Tais depsitos podem ter sido formados, entretanto, durante o descen-so do nvel do mar, sendo mais apropriadamente con-siderados como trato de sistemas de queda, conforme modelos propostos por Hunt & Tucker (1992) e Plint & Nummedal (2000).

Os arenitos turbidticos, classificados como Membro Ilhabela da Formao Itaja-Au, so impor-tantes rochas-reservatrio para a geologia do petrleo da Bacia de Santos. Ocorrem principalmente na chama-da Calha Central, uma depresso situada na retaguar-da do primeiro alinhamento de muralhas e domos de sal perfurantes. A calha foi formada com o deslocamento do sal no sentido offshore e formao de estruturas ha-locinticas nas partes mais distais da bacia, processo que gerou espao de acomodao significativo na reta-guarda dos dipiros. A calha central da bacia apresenta intercalaes significativas de arenitos turbidticos com padro em caixa nos perfis de raios gama, constituindo os reservatrios das acumulaes do campo de Merluza (Fig. 7).

A seqncia apresenta suas maiores espessuras na parte sul da bacia, onde predominam depsitos ma-rinhos plataformais (Fig. 5). Na parte norte da bacia, onde as espessuras so menores e existem intercalaes de rochas vulcnicas bsicas, tambm podem ser en-contradas ocorrncias de turbiditos (como nos poos BSS-062 e SPS-15).

santoniano superior/campaniano Inferior (H6-H7) O limite inferior, definido pelo discordncia H6, corres-ponde a uma expressiva desconformidade, gerada em grande parte em condies subareas. O contato dis-cordante indicado pelo truncamento de refletores das seqncias sotopostas. A seo marinha sotoposta foi exposta e parcialmente erodida devido ao abaixamento relativo do nvel do mar, e os sedimentos transporta-dos mergulho deposicional abaixo, depositando-se nas calhas que anteriormente eram stios de deposio dos turbiditos Ilhabela. Assim, reas anteriormente mais profundas, onde se depositaram anteriormente os tur-biditos Ilhabela, passaram a ser stios de progradaes deltaicas de trato de sistemas de mar baixo. Os deltas apresentam tpico padro de granocrescncia ascenden-te em perfis de raios gama. atravessados pelos poos SPS-8 e SPS-9.

A parte superior da seqncia apresenta maior extenso regional, como pode ser visto na figura 5. Sua base uma superfcie transgressiva regional, que na parte central da bacia recobre os deltas de mar baixo. A seqncia recobre em onlap a plataforma exposta na



parte sul da bacia, sobrepondo folhelhos marinhos tu-ronianos/coniacianos da Formao Itaja-Au. Sobre a superfcie transgressiva, na base do trato de sistemas transgressivo, ocorrem fcies com altos valores de ra-dioatividade. Os picos radioativos no esto restritos a uma litologia em particular e valores de radioatividade altos so observados tambm em arenitos e conglome-rados, que constituem fcies costeiras retrabalhadas por ondas e correntes. O intervalo radioativo tem poucas dezenas de metros e pode ser rastreado na regio plata-formal da parte sul (poo BSS-82-A) at parte central da bacia (poo SPS-15).

A parte superior da seqncia caracteriza-da por refletores com padro divergente para as par-tes mais distais da bacia. A arquitetura estratigrfica marcada por onlap costeiro e progradao de sistemas aluviais e costeiros com nvel relativo do mar subindo, constituindo trato de sistemas de mar alto.

A rpida progradao de sistemas siliciclsticos aluviais/costeiros registra mudana marcante no pa-dro de preenchimento sedimentar da Bacia de Santos a partir do Santoniano. Como conseqncia, sedimen-tos terrgenos grossos avanaram bacia adentro, vindo a constituir os arenitos e conglomerados das formaes Santos e Juria, a primeira mais proximal em relao segunda. A seo de conglomerados e arenitos grada para fcies de siltitos e folhelhos em direo s partes mais distais da bacia, seo que tem sido referida como Formao Itaja-Au (parte superior).

campaniano superior (H7-H7.1) O limite inferior da seqncia definido pela discordncia H7, uma im-portante discordncia erosiva (desconformidade), com exposio subarea e deslocamento do onlap costeiro. Trata-se de uma discordncia de expresso regional na

rea da atual plataforma, que transiciona para confor-midades correlatas em pores situadas mais para o in-terior da bacia.

A seqncia campaniana composta por de-psitos pertencentes s formaes Santos (proximal), Juria (intermediria) e Itaja-Au (distal). Caracteri-za-se pela progradao de sistemas costeiros com nvel relativo do mar subindo (onlap costeiro). As maiores espessuras da seqncia encontram-se na calha central da bacia, onde existem grandes cunhas progradacionais no bloco baixo da falha de Cabo Frio. Na parte inferior das clinoformas, que jazem em downlap sobre H7, po-dem ocorrer arenitos turbidticos intercalados na seo peltica marinha da Formao Itaja-Au.

Maastrichtiano (H7.1-H7.2) A seqncia maastri-chtiana limitada na sua base pelo discordncia H7.1, um refletor ssmico forte, mas sem truncamentos erosi-vos (Pereira & Macedo 1990, Pereira 1994). Apresenta a mesma lgica de preenchimento do Campaniano, ou seja, progradao de sistemas costeiros com nvel rela-tivo do mar subindo. Caracteriza-se, em sees ssmi-cas, por refletores com padro divergente em direo ao centro da bacia e pice nas proximidades do limite da chaneira de ocorrncia do Cretceo. A seqncia pou-co espessa no sul, tendo depocentro na parte norte da bacia, onde grandes cunhas clsticas progradacionais, muito bem ilustradas nas figuras 4 e 8, causaram rafting do sal (Mohriak et al. 1995).

Os depsitos de sistemas aluviais e costeiros, que constituem as formaes Santos e Juria, interdi-gitam-se, no sentido do mergulho deposicional, seo peltica marinha da Formao Itaja-Au, que forma a parte distal das cunhas clsticas. Nos perfis de po-os podem ser reconhecidos ciclos com granocrescn-

Figura 7 Arenitos turbidticos do Membro Ilhabela, formados na parte inferior e na base de clino-formas, em calha deposicional a oeste de muralhas de sal.



cia ascendente, interpretados como lobos deltaicos. Destaca-se a presena de arenitos com altos valores de radioatividade na parte superior do Cretceo nos poos 1-BSS-73, 1-SPS-28, 1-BSS-70. Este intervalo com alta radioatividade pode ser rastreado em outras poos, constituindo marco estratigrfico importante.

Turbiditos podem ocorrer na parte basal das cunhas progradacionais, sobre a discordncia H7.1, na retaguarda dos domos de sal associados falha de Cabo Frio, aspecto j ressaltado por Pereira & Macedo (1990). Dificuldades de trapeamento decorrem de difi-culdade de selamento, dadas as caractersticas psamti-cas do intervalo.

paleoceno (H7.2-H8) O limite Cretceo/Tercirio uma desconformidade importante na Bacia de Santos. A discordncia H7.2 marcada por um aumento sig-nificativo no tempo de trnsito nos perfis snicos, in-dicativo de menor grau de compactao em relao s unidades cretceas. Nas partes mais distais da bacia, o contato com os depsitos cretceos concordante, mas a seo paleocnica passa a ser classificada como For-mao Marambaia.

A discordncia coincide com importante even-to de queda global do nvel do mar, de forma que este limite de seqncia est intimamente associado a flutuao eusttica negativa. Como conseqncia da queda acentuada do nvel do mar, houve um evento muito importante de regresso forada. Na parte nor-te e, especialmente, na parte sul da bacia, formaram-se depsitos de leques de assoalho e de talude em trato de sistemas de queda e de mar baixo. Na parte central da bacia esta seo no ocorre, ou muito pouco espessa, possivelmente devido s estruturas salinas que repre-sentaram um obstculo passagem de sedimentos para as pores mais profundas.

Na parte superior da seqncia o empilhamen-

to nitidamente transgressivo, com onlap marinho no talude, recobrindo apenas parcialmente os depsitos continentais do prisma costeiro cretceo, que foi sub-metido, em suas pores proximais, eroso subarea durante o Paleoceno (Figs 3 e 4). Assim, praticamente inexistente o registro estratigrfico do Paleoceno nas pores mais proximais, j que a seo paleocena est confinada s reas de guas mais profundas.

eoceno/oligoceno Inferior (H8-H8.2) Discordn-cia reginal H8, associada a importante evento de que-da do nvel do mar, marca o limite Paleoceno/Eoceno. Devido ausncia de depsitos paleocnicos na rea da plataforma continental , a discordncia H8 (topo do Paleoceno) coincide com H7.1 (topo do Cretceo), difi-cultando o rastreamento do limite Cretceo/Tercirio.

Tratos de queda e de mar baixo marcam a parte inferior do Eoceno, com espessos pacotes de fcies ge-radas por fluxos de gravidade, entre os quais turbiditos de leques de assoalho. Apresenta espessamento acentu-ado talude abaixo, a partir do sop continental, com de-pocentro principal na rea sul da bacia e secundrio na rea norte. A seo do Eoceno mdio e superior carac-terizada pela presena de clinoformas de progradaes deltaicas (Moreira et al. 2001), claramente identificadas em sees ssmicas, compondo vrios ciclos menores, com transgresses e regresses de menor amplitude.

No topo da seo eocena, caracterizada por cli-noformas nas sees ssmicas e por intervalos que mos-tram ciclos com granocrescncia ascendente em perfis de poos, foi definada a discordncia H8.1, interpreta-da como uma superfcie transgressiva, sobrepondo as sees deltaicas do Eoceno.

A sucesso estratigrfica do Oligoceno inferior mostra empilhamento transgressivo, com a implantaao de plataforma mista siliciclstico-carbontica. Trata-se de transgresso generalizada, havendo o recoabrimento

Figura 8 Grandes clinoformas clsticas do Cretceo superior a oeste de muralhas de sal. As clinoformas esto rotacionadas em conseqncia do deslocamento do sal. A camada de sal se adelgaa bastante e a seo albiana rompida e deslocada, configurando feio conhecida como albian gap.



em onlap costeiro de reas muito proximais da bacia, com sobreposio direta sobre o embasamento pr-cambriano (Fig. 3). Em alguns casos o onlap sobre superfcie aplainada, em outros sobre superfcie aplai-nada com relevos residuais, tipo inselbergs.

oligoceno superior/Mioceno Inferior (H8.2-H9) A discordncia basal H8.2 uma superfcie que trunca estratos do Oligoceno inferior. Trata-se de um refletor muito ntido, que pode ser rastreado das partes mais distais at a rea da plataforma, onde vai perdendo sua expresso. O horizonte foi correlacionado ao Marco Azul da Bacia de Campos, por apresentar caracters-ticas ssmicas e idade similar s relatadas por Gamboa et al. (1986).

Uma seo basal, onde predominam padres em onlap marinho recobrindo o talude, ocorre em algu-mas pores da bacia, especialmente na sua parte sul. Trata-se de sistemas de gua profunda, possivelmente leques submarinos de tratos de queda e/ou mar baixo (Figs. 4 e 7). Trata-se de uma seo importante do pon-to de vista de possveis acumulaes, especialmente considerando-se a possibilidade de trapas estratigrficas ou mistas em reservatrios turbidticos, como ocorre na Bacia de Campos. Infelizmente, no tivemos acesso de informaes de poos que permitissem caracterizao faciolgica dos depsitos.

Durante a deposio da seqncia o nvel rela-tivo do mar continuou subindo, o que deduzido pela existncia de padres de terminao de estratos em onlap costeiro sobre a plataforma. Clinoformas deltai-cas eo-miocnicos podem ser observados em algumas sees ssmicas, principalmente na parte sul da bacia, representam deltas de tratos de sistemas de mar alto, Apesar de pequenos avanos e recuos dos sistemas del-taicos, a linha de costa permaneceu, durante o intervalo de tempo da seqncia, aproximadamente na posio da atual quebra da plataforma.

Mioceno superior/Recente (H-9-H10) De idade meso-miocnica, a discordncia H9 tem expresso ba-cinal, com exposio subarea e vales incisos na plata-forma. Em algumas sees ssmicas, h evidncias de eroso das sigmides dos deltas de mar alto do Mioceno inferior, com a presena de vales incisos e um brusco deslocamento da linha de costa em direo ao oceano (regresso forada). Como resultado, clsticos grossos adentraram na bacia, fato comprovado pela existncia de conglomerados no intervalo 1650 a 1750 m no poo 1-SCS-01.

A arquitetura estratigrfica da seqncia ca-racterizada pela existncia de vrias descontinuidades e conjuntos de clinoformas progradacionais, delineando vrios ciclos estratigrficos de 4 ordem. O empilha-mento estratigrfico ora agradacional, ora prograda-cional, com grandes clinoformas com terminaes ba-sais em downlap sobre H9, e espessamento acentuado na parte sul da Bacia de Santos. H progressivo deslo-camento da paleolinha de costa em direo ao oceano, evidenciando progradao do talude.

O preenchimento complexo em bacia com fi-siografia de plataforma e talude, havendo rrecorrncia de plataformas siliciclticas (Formao Marambaia) e carbonticas (Formao Iguape), resultado de flutua-es climticas e do nvel do mar, decorrentes de ci-clos globais de glaciao. As plataformas carbonticas da Formao Iguape so bem desenvolvidas na parte sul da bacia, tendo sido originadas principalmente nos perodos de clima mais quente e de nvel do mar em elevao, quando o aporte terrgeno foi reduzido.

Flutuaes eustticas foram muito acentuadas devido ter sido o perodo caracterizado pela ocorrncia global de ciclos glaciais. Durante perodos glaciais o nvel do mar em queda promoveu exposio das plata-formas e passagem de terrgenos para alm das margens externas das plataformas carbonticas, que geraram sis-temas turbidticos no talude e sop continentais. Sobre os depsitos turbidticos de guas profundas prograda-ram deltas de tratos de sistemas de mar baixo, que pro-moveram acentuada regresso marinha. Seus prodeltas so espessos e ngremes, freqentemente sujeitos a es-corregamentos e falhas lstricas de crescimento. Movi-mentos de massa produziram tambm fluxos de detritos e correntes de turbidez, gerando fcies produzidas por fluxos gravitacionais no prodelta. So deltas de borda de plataforma, que ocuparam espao de acomodao criado na frente das plataformas carbonticas. Nas se-es so ntidas terminaes em downlap sobre o limite inferior das seqncias deposicionais e em onlap contra o edifcio das carbonatos.

MIgRao dos depocentRos A sedimen-tao dos evaporitos aptianos ocorreu sobre a superfcie de discordncia H1, que se apresentava com morfolo-gia relativamente plana, sem grandes irregularidades. Com a ruptura de Gonduana e deriva continental em curso, uma charneira flexural se delineou originando uma bacia com fisiografia de rampa.

No Albiano houve incremento acentuado do espao de acomodao devido subsidncia diferen-cial, com a formao da geometria em rampa, e su-bida eusttica do nvel do mar. O movimento do sal talude abaixo, com retirada de massa da rea da ram-pa, incrementou ainda mais o espao de acomodao. A presena de incipiente charneira se torna evidente a partir do Eo-Albiano, condicionando, ao menos em parte, a arquitetura estratigrfica da seqncia H2-H3 (trato deposicional constitudo pelas formaes Guaru-j/Florianpolis), que em algumas sees mostra vis-vel acunhamento para leste, no ultrapassando a linha de charneira. Na seqncia neo-albiana H3-H4 (trato deposicional Itanham/Florianpolis), a arquitetura estratigrfica caracterizada por empilhamento retro-gradacional, com recobrimento progressivo em onlap costeiro sobre a superfcie da rampa. Isto resultou de incremento acentuado do espao de acomodao, no s pela subsidncia flexural da bacia, mas tambm pela elevao eusttica do nvel do mar. No foi pos-svel determinar com exatido o depocentro das duas seqncias albianas, por dois motivos principais: 1) no

ereisHighlight



h nmero suficiente de poos que tenham atravessado a seo; 2) a seo encontra-se segmentada pelo rafting decorrente do movimento do sal. Os dados disponvieis sugerem que o depocentro estaria situado na poro sul da bacia, onde esto os principais campos que produ-zem nos reservatrios carbonticos albianos, mas so-mente um acurado mapeamento ssmico e restauraes de sees poderiam fornecer informaes para que se estabelea com mais exatido o depocentro durante o Albiano.

A partir do Cenomaniano, contnua subsidncia flexural da rampa, com plo na rea da charneira, ge-rou espao de acomodao para a deposio de diversas seqncias deposicionais do Cretceo superior. reas a oeste da charneira foram submetidas a processos de desnudao no Neo-Cretceo, fornecendo sedimentos que foram depositados a leste, ocupando espao de aco-modao criado pela subsidncia do substrato da bacia. Devido a isto, o estratos neocretceos no ocorrem na regio da plataforma, a leste da charneira, encontran-do-se presente apenas na parte mais profunda da bacia (Fig. 3).

A charneira flexural hoje elemento notvel no arcabouo da bacia, separando uma plataforma na poro proximal, com leve inclinao para leste (



do Cenomaniano ao Maastrichtiano, evidente na seo strike da figura 5. Esta tendncia de migrao dos de-pocentros para nordeste foi confirmada pelos mapas de ispacas contrudos para as diferentes seqncias (Fig. 9). A migrao dos depocentros foi conseqncia da ao combinada de soerguimento desigual das reas-

fonte, de mudanas nos pontos de suprimento sedimen-tar e de gerao diferencial de espao de acomodao devido ao deslocamento provocado pela tectnica do sal.

Do Paleoceno ao Eo-Oligoceno (H7.2-H8.2), manteve-se a tendncia de migrao do depocentro para

Figura 9 Mapas de ispacas de diferentes seqncias da Bacia de Santos, mostrando: a) migrao dos depo-centros para nordeste no Cretceo superior (H4 a H7.2); b) definio de um depocentro alongado NE/SW na parte central da bacia, que se torna proeminente na poro norte da bacia, no intervalo Paleoceno /Oligoceno inferior (H7.2-H8.2); 3) implantao de importante depocentro tercirio na poro sul da bacia (H7.2 a H10).



nordeste. Neste intervalo de tempo, a sedimentao se concentrou num depocentro alongado na poro cen-tral da bacia, com polaridade para nordeste, sendo as maiores espessuras constatadas na rea limtrofe com a Bacia de Campos (Fig. 9).

Submetida contnua eroso, a rea da plata-forma marginal teve seu relevo aplainado, processo que teve seu clmax na passagem Paleoceno/Eoceno, quando da gerao da discordncia H8. Desta forma, por eroso, foi configurada a plataforma marginal, que permanece como registro de uma importante superfcie de aplainamento, cujo modelado final ocorreu no incio do Eoceno.

O Eoceno foi uma poca de ativao tectnica, responsvel pela formao de prismas costeiros com espessos pacotes de conglomerados de sistemas alu-viais. Segundo Moreira et al. (2001), a alta taxa de su-primento sedimentar foi decorrncia do soerguimento da Serra do Mar. Na parte norte da bacia, formaram-se sistemas deltaicos de margem de plataforma e depsi-tos formados por fluxos gravitacionais no talude e bacia (Moreira & Carminatti 2004). Na parte central da bacia, as muralhas constituram obstculos ao avano para as partes mais distais da bacia. Desta forma, os sedimen-tos foram transportados para sul, indo formar uma es-pessa seo de depsitos de fluxos gravitacionais nas partes mais distais.

A partir do Oligoceno ocorreu uma mudana significativa na configurao da bacia, que passou a ter depocentro na sua poro sul (Fig. 9). O intervalo de H8.2 ao fundo do mar comporta muitas discordn-cias no registro estratigrfico, mas a mais importante a desconformidade meso-miocena H9, associada a importante queda do nvel do mar por volta de 11 Ma atrs. O preenchimento sedimentar foi caracterizado pela existncia de grandes progradaes de sistemas costeiros, com fisiografia caracterstica de plataforma continental e talude. Como resultado de flutuaes eustticas e climticas, formaram-se sucesses estra-tigrficas em que depsitos de sistemas siliciclsticos, representados pela Formao Marambaia, intercalam-se com fcies de sistemas carbonticos da Formao Iguape. A progradao de espessos deltas de borda de plataforma deu ensejo a movimentos de massa, talude abaixo, com movimento rotacional de sees no bloco baixo de falhas listricas de crescimento. Fluxos gravita-cionais foram responsveis pela formao de sistemas de leques submarinos em ambiente de bacia profunda.

IMpoRtncIa na exploRao de petR-leo O deslizamento da seo de evaporitos da For-mao Ariri teve evoluo intimamente associada evoluo longitudinal e transversal das cunhas clsticas progradacionais neo-cretceas, sobretudo na poro central da Bacia de Santos.

O movimento do sal iniciou-se j no Eo-Albia-no durante a deposio dos carbonatos plataformais da Formao Guaruj, o que evidenciado por down-laps de refletores ssmicos em direo ao continente. A deformao inicial representada por falhas lstricas

sintticas que terminam sobre dipiros de sal gerados no processo, resultando em geometria de blocos bas-culados e/ou de casca-de-tartaruga. Na poro sul da bacia, almofadas de sal deformaram a seqncia carbo-ntica sobreposta, criando anticlinais com fechamento propcio acumulao de hidrocarbonetos, onde se en-contram os campos de Tubaro, Coral, Estrela do Mar, Caravela e Cavalo-Marinho.

O deslocamento do sal no promoveu signi-ficativo transporte em jangada (rafting) da seqncia albiana at o incio do Santoniano, sendo a dinmica dominada principalmente por blocos rotacionados e rollovers. Mesmo assim, no intervalo Cenomaniano/Turoniano foi gerado o primeiro albian gap (AG-1), ou seja, uma rea onde a seo de evaporitos est ausente e/ou apresenta pequena espessura devido ao desloca-mento do sal talude abaixo (Fig. 10). No AG-1, rotao dos blocos sobre as falhas lstricas criou espao de aco-modao no bloco baixo da Zona de Falha de Merlu-za, onde foram depositados turbiditos pertencentes ao Membro Ilhabela da Formao Itaja-Au, que consti-tuem os reservatrios das acumulaes de petrleo dos campos de Merluza e Lagosta.

Fuga acentuada do sal para posies mais dis-tais da bacia durante o Santoniano, com descolamento e deslocamento da seo sobreposta, causou rafting da seqncia de carbonatos albianos por mais de 20 km no sentido leste. O avano progressivo das cunhas clsti-cas promoveu a retirada quase total do sal, criando o se-gundo albian gap (AG-2), mais extenso que o primeiro e limitado a leste pelas estruturas da Zona de Falha de Cabo Frio (Fig. 10).

O processo de rafting produziu relaes es-tratais interessantes para acumulaes de petrleo em camadas do Cretceo superior. De um lado, as cunhas progradacionais so muito espessas, com turbiditos na base de grandes clinoformas deposicionais, havendo possibilidade de camadas com boas caractersticas em termos de reservatrio. Alm disso, as camadas podem acunhar mergulho acima na seo de folhelhos da For-mao Itaja-Au, ou serem truncadas por falhas, fa-vorecendo a existncia de armadilhas mistas. De ou-tra parte, conjuntos de clinoformas tiveram inclinao acentuada pela sada do sal, o que propiciou a formao de homoclinais favorveis migrao de hidrocarbone-tos. Por ltimo, como conseqncia da retirada do sal, a base das clinoformas pode assentar em downlap sobre unidades pr-sal, colocando rochas geradoras do Cret-ceo inferior em contato direto com rochas reservatrio do Cretceo superior (Fig. 8).

O espao criado na rea do AG-2 foi preenchi-do por cunhas clsticas progradacionais neo-cretceas (formaes Santos, Juria e Itaja-Au). O grande ac-mulo de sedimentos resultou em subsidncia diferen-cial por sobrecarga, causando soterramento das cama-das do Cretceo inferior a profundidades superiores a 6000 m, onde atingiram a janela de gerao de gs. O acrscimo de temperatura e presso, devido ao grande soterramento, favoreceu maturao precoce em relao s reas de ocorrncia em guas ultra-profundas, onde



a seo do Cretceo inferior encontra-se mais rasa. Mo-delagens geoqumicas (Chang et al. 2008) indicam que a gerao de hidrocarbonetos, na rea da plataforma e do talude continentais, tiveram pice entre o Campania-no e Maastrichtiano (70-90 Ma).

Os hidrocarbonetos gerados migraram atravs de falhas e de camadas carreadoras (carrier-beds) at reservatrios siliciclsticos do Cretceo superior. Ar-madilhas localizadas sobre dipiros de sal, com fecha-mento mergulho acima definido por falhas associadas tectnica salina, so estruturas favorveis acumu-lao. O campo de gs de Mexilho exemplo de acu-mulao de hidrocarbonetos neste play, cuja origem associada ao AG-2.

Considerando que o timing do processo de raf-ting foi intimamente associado progradao das cli-noformas, e que estas mostram idades cada vez mais jovens de sudoeste para nordeste no Cretceo superior, o mapeamento dos depocentros constitui ferramenta importante como guia exploratrio para a prospeco

de hidrocarbonetos . Um aspecto interessante que as clinorformas se superpem na direo offshore, resul-tando num deslocamento da linha de costa da ordem de dezenas de quilmetros. Os depsitos neo-cretceos recobrem toda a janela do albian gap, constituindo rea favorvel para acumulaes em trapas estratigrficas e mistas.

A tendncia de migrao dos depocentros para nordeste se manteve no Palegeno. A seo do Paleoce-no ao Oligoceno, que pouco espessa na parte central da bacia, apresenta depocentro na poro norte. Este depocentro caracterizado pela presena de depsitos formados por fluxos gravitacionais nas terminaes de clinoformas, constituindo intervalo bastante favorvel para acumulaes de hidrocarbonetos, semelhana do que ocorre na Bacia de Campos.

Vale ressaltar a existncia de um outro depo-centro na poro sul da Bacia de Santos, presente du-rante todo o Tercirio, alterando o padro de migrao para nordeste. Sismofcies so indicativas da presena

Figura 10 reas onde a seo do Albiano est ausente (albian gap = AG-1 e AG-2) e as cunhas pro-gradacionais do Cretceo superior sobrepem diretamente seqncias do Cretceo inferior (portado-ras de rochas geradoras). A-B) campos mostram distribuio geral de idade de sudoeste para nordeste, seguindo tendncia da migrao dos depocentros (blocos no pr-sal indicam reas potenciais, no necessariamente com descobertas); C) seo ssmica mostrando o albian gap, a inclinao da base do sal para oeste, e seo pr-sal mais rasa em guas profundas, sob espessa seqncia evaportica (seo ssmica em profundidade, WesternGeco/TGS, AAPG Explorer v.28, n.7, 2007).



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de depsitos produzidos por fluxos gravitacionais em ambientes de gua profunda, podendo comportar bons reservatrios, mas que no foram ainda suficientemente investigados.

Um aspecto relevante, derivado do estilo do preenchimento sedimentar delineado acima, a inver-so da inclinao da superfcie da base do sal (H1) em direo ao continente, devido sobrecarga do prisma sedimentar (Fig. 10-C). A inverso implica que, na rea do albian gap, as rochas geradoras (situadas abaixo da seo evaportica) se encontram em profundidades muito superiores s reas de sua ocorrncia em guas ultra-profundas. Este fato ajuda a entender porque na rea do albian gap as ocorrncias so predominante-mente de gs, enquanto que as recentes descobertas na seqncia pr-sal, em guas ultra-profundas, tm sido de leo leve (campos de Tupi, Carioca e outros).

A seo evaportica bastante espessa em guas ultra-profundas, ultrapassando 2000 m. Espessura de tal magnitude foi conseqncia tanto do deslocamento do sal das pores mais proximais, quanto do fato de que a rea era um depocentro original da bacia evaporitica (Gamboa et al. 2008). Alm de funcionar como selan-te efetivo, os evaporitos apresentam alta condutividade trmica (Melo et al. 1995, Garcia 2008), o que permite a transferncia de calor do topo dos reservatrios para pores mais rasas, retardando o craqueamento trmi-co dos hidrocarbonetos armazenados na seo pr-sal. Este conjunto de fatores propicia um habitat adequado para a preservao de petrleo de boa qualidade.

consIdeRaes fInaIs Do ponto de vista da terminologia litoestratigrfica, verificou-se que a utili-zao de algumas denominaes da seo do Cretceo superior e do Tercirio deve ser feita com cautela, uma vez quer podem induzir erros e dificuldades na comu-nicao geolgica. A Formao Itaja-Au, por exem-plo, apresenta alguns problemas. De acordo com a carta estratigrfica da bacia (Fig. 2), classifica-se como For-mao Itaja-Au sees diversas, a saber: a) a seo

cenomaniano/eo-turoniano, predominantemente consti-tuda por folhelhos marinhos transgressivos; b) a seo neo-turoniana/eo-santoniana, portadora de folhelhos marinhos com arenitos turbidticos; e c) seo peltica neo-santoniana/maastrichitiana, lateralmente interdigi-tada com os arenitos da Formao Juria.

Englobando-se uma seo to diversificada dentro da Formao Itaja-Au, fica claro que a deno-minao deixa de ter significado, pouco contribuindo para a comunicao geolgica. Por isso, considera-se que deva haver uma reviso litoestratigrfica, restrin-gindo-se a denominao apenas seo cenomaniana/eo-santoniana (intervalo H4-H6), buscando-se outra denominao para o pacote superior. Da mesma forma, sugere-se que a denominao Membro Ilhabela da For-mao Itaja-Au, que segundo a carta da figura 2 deve ser aplicada a todos os arenitos intercalados nos folhe-lhos neocretceos (do Cenomaniano ao Maastrichtiano), fique restrita aos arenitos turbidticos do intervalo H4-H6.

As formaes Santos e Juria so duas unidades clsticas psamticas, lateralmente contguas, diferen-ciadas apenas pelo fato da Formao Santos apresentar arenitos mais grossos e intercalaes de conglomera-dos. O contato entre elas transicional, portanto seu posicionamento arbitrrio. Sugere-se sejam conside-radas em conjunto como Formao Santos/Juria.

Agradecimentos Os autores agradecem o apoio re-cebido da Agncia Nacional de Petrleo (ANP), da Fundao para o Desenvolvimento da UNESP (FUN-DUNESP) e do Laboratrio de Estudos de Bacias (LE-BAC/UNESP). Os autores so gratos tambm a in-meros pesquisadores que atuaram no convnio ANP/FUNDUNESP (2001-2006) e que muito contriburam para alcanar os resultados apresentados neste trabalho. Mario Luis Assine e Chang Hung Kiang agradecem ao CNPq pela concesso de Bolsa Produtividade em Pes-quisa.



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Manuscrito BR 23submetido em 21 de dezembro de 2007

aceito em 11 de abril de 2008

chang assine 2008

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