zalan

B. Geoci. Petrobras, Rio de Janeiro, v. 13, n. 2, p. 269-300, maio/nov. 2005 269

Origem e evolução estrutural do Sistema de RiftesCenozóicos do Sudeste do Brasil

Origin and structural evolution of the Cenozoic Rift System of Southeastern Brasil

Pedro Victor Zalán | João Alberto Bach de Oliveira

resumoA região Sudeste do Brasil não se constituiu,

de forma alguma, em uma típica margem passivatal como preconizada na visão clássica da Teoriada Tectônica de Placas. Cerca de 25 m.y. após cessado o rifteamento (134-114 Ma) iniciou-seum levantamento de natureza epirogenética dacrosta continental em resposta à passagem daPlaca Sul-Americana sobre uma anomalia térmi-ca (hot spot de Trindade). Este soerguimentoneocretácico (89-65 Ma) foi acompanhado deintenso magmatismo de natureza alcalina sobrecrosta continental não-afinada e de naturezabásica sobre crosta afinada. Entretanto, foi carac-teristicamente desprovida de tectonismo. Um me-gaplanalto de cerca de 300 000 km2 (Serra doMar Cretácea) foi formado durante este períodoe transformou-se na principal área-fonte de sedi-mentos coniacianos-maastrichtianos das baciasde Santos, Campos e Paraná. À medida que sealçava, seu topo era bizelado e nivelado pelaerosão. Ao final de seu soerguimento, exata-mente no limite Cretáceo/Terciário, uma superfí-cie de aplainamento (Superfície Japi) nivelou-o

em torno de 2 000 m em relação ao nível do maratual. Este imenso volume de rocha soerguidapossuía sua borda oriental adjacente às áreassubsidentes das bacias de Santos e Campos. Talsituação tornou-se isostaticamente instável, e ocolapso gravitacional do megaplanalto em dire-ção às áreas deprimidas iniciou-se 7 m.y. após acessação do soerguimento. Durante boa partedo Cenozóico (58-20 Ma) a crosta continentalfendeu-se e afundou-se em diversas áreas lineares formando-se corredores de grábens (rif-tes) paralelos à costa. O antigo limite oriental daSerra do Mar Cretácea coincide com a atual linha de charneira das bacias de Santos e Campos. Os remanescentes topográficos deste megaplanalto constituem hoje em dia as par-tes altas das serras do Mar e da Mantiqueira, modificadas por rebate elástico e basculamento dos blocos.

(originais recebidos em 19.08.2005)

Palavras - chave: Sudes te do Bras i l | r i f tes cenozó i cos |Ser ra do Mar C re tácea | Super f í c ie Jap i | megaplana l to neoc re táceo| in t rusões a l ca l inas | charne i ra c re tácea | Bac ia de Santos | Bac ia de Campos | aeromagnetomet r ia de a l ta reso lução

Origem e evolução estrutural do Sistema de Riftes Cenozóicos do Sudeste do Brasil - Zalán e Oliveira270

in t rodução e ob je t i vosA série de grábens de idade cenozóica que

ocorre no Sudeste do Brasil, desde o Paraná atéo norte do Rio de Janeiro, tem sido bastanteestudada por pesquisadores de áreas múltiplasdas Geociências. Denominações diversas têm si-do utilizadas para nomeá-las coletivamente: Sis-tema de Rifts da Serra do Mar (Almeida, 1976),Sistema de bacias tafrogênicas do Sudeste Brasi-leiro (Melo et al. 1985) e Rift Continental doSudeste do Brasil (Riccomini, 1991). Sua área deocorrência coincide totalmente com a extensãoda Serra do Mar e, em parte, com a da Serra daMantiqueira (figs.1 e 2). Serras menores, comorientações paralelas a estas (ex.: Serra da Cario-ca, RJ), fazem igualmente parte deste conjunto.Estas magníficas montanhas margeiam o litoraldestes estados e atingem invariavelmente alti-tudes superiores a 1 000 m, freqüentementeacima de 2 000 m (fig. 2). Uma das característi-cas que mais chamou a atenção de seus primei-ros observadores foi a de apresentarem seus ci-mos aplainados por superfícies de erosão, asquais, se corretamente correlacionadas, servemde excelentes marcos para a movimentação tec-tônica diferencial sofrida pelos seus vários seg-mentos. A associação topograficamente espeta-cular destas montanhas com vales profundosintervenientes e planícies litorâneas, através deencostas muito abruptas, sempre apontou parauma associação tectônica. A esta associação dasserras do Mar/Mantiqueira com os vales tectôni-cos intervenientes e suas extensões na platafor-ma continental das bacias de Santos/Campos(até às suas charneiras, a oeste das quais nãoocorrem sedimentos cretáceos) serão denomina-das doravante de Sistema de Riftes Cenozóicosdo Sudeste do Brasil (SRCSB).

Coincidentes com o SRCSB ocorrem dezenasde stocks alcalinos cujas idades neocretáceas/pa-leogênicas servem de balizadoras para as ativida-des tectônicas destes blocos altos e rebaixados(fig. 1). A variação decrescente de suas idades, deoeste para leste, de Poços de Caldas, MG, atéBarra de São João, no litoral do Rio de Janeiro,tem sido freqüentemente relacionada à atuaçãode um hot spot (Sadowski e Dias Netto, 1981;

abs t rac tThe southeastern region of Brazil did not consti-

tute a typical passive margin as one would expectfrom the premises of Plate Tectonics. After 25 m.y.that rifting (134-114 Ma) ceased an uplift ofepeirogenic nature of the continental crust started inresponse to the drifting of the South American Plateover a thermal anomaly (Trindade hot spot). This LateCretaceous (89-65 Ma) uplift was accompanied byintense alkaline (over non-extended crust) andbasaltic (over thinned crust) magmatism. A markedabsence of tectonism, however, also characterizedthis event. The resulting highlands extended over 300 000 km2 (Cretaceous Serra do Mar), and theywere the main source area for coniacian-maastricht-ian sediments of the Santos, Campos and ParanáBasins. By the end of the rising (exactly at the K/Tboundary) a widespread erosional surface had devel-oped (Japi Surface) and leveled the top of the high-lands at around 2 000 m (in relation to present-daysea level). This mega-plateau was adjacent to the sub-siding Santos and Campos Basins and created an iso-statically unstable situation. Gravitational collapsebegan around 7 m.y. after K/T, towards the depocen-ters of the basins. From Late Paleocene to EarlyMiocene (58-20 Ma) the continental crust broke andcollapsed into a series of grabens, thus forming corri-dors (rifts) parallel to the current coastline. Theancient eastern edge of the Cretaceous Serra do Marcoincided with the current cretaceous hinge line ofthe Santos and Campos Basins. The topographicremnants of the mega-plateau nowadays form thehighest parts of the Mantiqueira and Serra do MarRanges, modified by elastic rebound and tilting of thefault blocks.

(expanded abstract available at the end of the paper)

Keywords : Southeas te r n B raz i l | cenozo i c r i f t s | Cre taceous Se r rado Mar | Jap i Su r face | La te C re taceous h igh lands | a lka l i ne in t r us ions | Cre taceous h inge l i ne | Santos Bas in | Campos Bas in | h igh reso lu t ion ae romagnetnomet r y


Duas megalópoles (São Paulo e Rio de Janei-ro), uma metrópole (Curitiba) e várias cidades in-dustriais grandes localizam-se dentro de grábenscenozóicos (figs. 1 e 3). Cidades serranas de gran-de potencial turístico e as últimas reservas signi-ficativas de Mata Atlântica se encarapitam nasencostas e planaltos das serras tectônicas. Adja-centes a elas situam-se a mais importante baciapetrolífera do Brasil (Campos) e a segunda empotencial (Santos), cujos reservatórios arenososportadores de hidrocarbonetos são oriundos daerosão dos maciços graníticos/gnáissicos pré-

Szatmari et al. 2000; Cobbold et al. 2001; Mizu-saki et al. 2002; Thomaz Filho et al. 2005; Gue-des et al. 2005). A descoberta de lavas alcalinaseocênicas intercaladas com sedimentos dos grá-bens e no cume de algumas das intrusões evocouimagens de um passado vulcânico relativamenterecente em meio à região mais populosa do Brasil.Sismos de pequena magnitude têm sido reporta-dos nos últimos dois séculos, geralmente associa-dos às falhas que bordejam ou são paralelas aosblocos altos e baixos (Hasui e Ponçano,1978; Riccomini et al. 1989; Hiruma et al. 2001).

Figura 1 – Mapa de distribuição dos quatro riftes do SRCSB: (A) Paraíba do Sul,

(B) Litorâneo, (C) Ribeira, e (D) Marítimo; de suas falhas limitantes, preenchi-

mentos sedimentares, intrusões/lavas alcalinas, charneira cretácea das bacias de

Santos/Campos e o Rio Paraíba do Sul.

Figure 1 — Map showing the distribution of the four rifts of the SRCSB: (A)

Paraíba do Sul, (B) Coastal, (C) Ribeira, and (D); their border faults, localized

sedimentary fills, alkaline igneous rocks, Cretaceous hingeline of the

Santos/Campos Basins, and the Paraíba do Sul river.


cambrianos constituintes das serras menciona-das, soerguidas epirogenicamente durante o Neo-cretáceo, ressaltadas tectonicamente durante areativação cenozóica. Portanto, o correto enten-dimento de suas geometrias e evolução tem gran-de importância industrial / social / ambiental.

Neste estudo, pretende-se oferecer uma pers-pectiva nova da análise estrutural destes grábens:

a de se compreendê-los como entidades muitomaiores do que seus pequenos e restritos preen-chimentos sedimentares residuais. Serão analisa-dos e definidos os riftes como corredores de va-les tectônicos deprimidos ao longo de falhamen-tos normais planares e rotacionais. Os termos grá-ben e sub-gráben serão usados para designarcompartimentações tectônicas menores dentro

Figura 2 – Mapa topográfico do Sudeste do Brasil (SRTM/USGS, 2000) com

o arcabouço estrutural regional do SRCSB interpretado. Números indicam

grábens dentro dos riftes: Paraíba do Sul: (1) São Paulo, (2) Taubaté, (3) Queluz,

(4) Resende-Volta Redonda, (5) Baixo Paraíba do Sul. Litorâneo: (6) Barra de

São João, (7) Guanabara, (8) Ubatuba, (9) Santos, (10) Ribeira do Iguape, (11)

Cananéia, (12) Paranaguá. Ribeira: (13) Sete Barras, (14) Alto Ribeira.

Figure 2 — Topographic map of Southeastern Brazil (SRTM/USGS, 2000) showing

the interpreted structural framework of the SRCSB. Numbers indicate grabens

within rifts: Paraíba do Sul: (1) São Paulo, (2) Taubaté, (3) Queluz, (4) Resende-

Volta Redonda, (5) Lower Paraíba do Sul. Coastal: (6) Barra de São João, (7)

Guanabara, (8) Ubatuba, (9) Santos, (10) Ribeira do Iguape, (11) Cananéia, (12)

Paranaguá. Ribeira: (13) Sete Barras, (14) Upper Ribeira.


dos riftes maiores. O termo bacia será restritopara as pequenas e eventuais acumulações sedi-mentares que ocorrem dentro dos grábens. Seráfeita a tentativa de demonstrar que a alternânciade serras e vales/planícies intervenientes do Su-deste do Brasil constitui uma notável sucessãode horsts e grábens escalonados, assimétricos,com bordas falhadas e flexurais, com zonas deacomodação e falhas transferentes segmentan-do-os em sub-grábens. Será sugerido que taiselementos tectônicos e as intrusões alcalinascontinuam mar adentro, na plataforma conti-nental da Bacia de Santos, até à sua linha decharneira. O não-aprisionamento de quantida-des significativas de sedimentos dentro destesriftes cenozóicos intra-montanos deve-se prova-velmente ao contínuo soerguimento regional(mesmo dos blocos abatidos), à geração tectôni-ca de grandes relevos topográficos diferenciais eàs intensas pluviosidade/erosão/drenagem; tudoisto ao lado de grandes bacias subsidentes (San-

tos/Campos) que receberam o material deles re-tirado. A ausência de sedimentos permite aosgeólogos visões tridimensionais inigualáveis dedentro para fora, de baixo para cima, de enor-mes grábens despidos que servem de modelopara outros preenchidos.

O modelo genético evolutivo apresentadopara o SRCSB tenta concatenar vários eventosgeológicos: o deslizamento para oeste da PlacaSul-Americana sobre uma anomalia térmica (nãointensa o suficiente para ser chamada de plumamantélica, espalhada demais para ser caracteri-zada como um simples hot spot) durante o Neo-cretáceo, o conseqüente soerguimento contínuoe maciço do embasamento, a intrusão de stocksalcalinos, o entalhamento/aplainamento da Superfície Japi formando um megaplanalto aofinal do Cretáceo, o quebramento/individualiza-ção de blocos por instabilidade gravitacional, a movimentação vertical diferencial destes e aefusão de lavas alcalinas durante o Paleogeno;

Figura 3

Imagem de satélite do

Sudeste do Brasil com o

arcabouço estrutural

regional do SRCSB inter-

pretado (Landsat 7, S-23-

20_2000.sid, webpage

Nasa Applied Sciences

Directorate). Grábens

numerados como na figu-

ra 2. Notar a concen-

tração de centros

urbanos (cores roxas)

dentro dos grábens.

Figure 3

Satellite image of South-

eastern Brazil with the

interpreted structural

framework of SRCSB

(Landsat 7, S-23-20_2000.sid,

Nasa Applied Sciences

Directorate webpage).

Grabens numbered as

in figure 2. Notice high

concentration of urban

areas (purple) within

the grabens.


tudo isto adjacente a duas bacias continuamentesubsidentes, receptoras dos detritos resultantesdo intemperismo/erosão destes elementos mor-fotectônicos.

Os eventos tectônicos que afetaram o Sudes-te brasileiro têm sido estudados por vários auto-res (ex.: Asmus e Ferrari, 1978; Macedo, 1989 e1990; Macedo et al. 1991; Pereira, 1992; Moh-riak, 2004), focalizando suas atenções em seusefeitos sobre as bacias petrolíferas ou em agen-tes causadores externos muito distantes destaporção da Placa Sul-Americana. A diferença des-te estudo para estes está no detalhamento dascausas da epirogênese neocretácica e da reativa-ção tectônica cenozóica com suas concatena-ções imediatas, das geometrias do megaplanaltoe serras tectônicas subseqüentes, dos estilos tectônicos e das rotas de alimentação de sedi-mentos resultantes para as bacias petrolí-feras em cada uma das duas etapas principais. Tudo isto invocando agentes causadores locais e não-externos.

A escala de tempo absoluta aqui empregadaé da International Stratigraphic Chart da Interna-tional Comission on Stratigraphy (2004).

t raba lhos ante r io res e a Super f í c ie deApla inamento Jap i

Recomenda-se a leitura do artigo de Riccominiet al. (2004), onde todos os aspectos históricos/estruturais/estratigráficos/sedimentológicos rela-cionados às acumulações sedimentares ocorren-tes no SRCSB estão soberbamente descritos eanalisados. Lá está mencionada a maioria dos tra-balhos existentes sobre as bacias sedimentarescontidas nos grábens. Não se pretende repeti-losou historiá-los aqui. Este artigo será usado comoponto de partida da pesquisa aqui empreendida.A ciência deve avançar, subir degraus, toda vezque uma base sólida esteja construída e firme pa-ra receber o peso destes avanços.

Destaca-se, entretanto, o trabalho de Almei-da e Carneiro (1998) por mais se aproximar da

abordagem aqui apresentada, integrando dadosterrestres e marítimos. Nele, os autores documen-tam o soerguimento neocretáceo que levou àformação da Superfície de Aplainamento Japi(doravante SAJ) e intepretam seus desníveis edobramentos como resultados de deformaçãotectônica cenozóica de natureza tafrogênica,causando a formação dos grábens e das atuaisserras da Mantiqueira/Mar, esta última já sendorelacionada a movimentos descensionais de blo-co situado na plataforma continental da Bacia deSantos e limitada, a leste, por uma falha referen-ciada como Falha de Santos. Muitas das idéiasaqui desenvolvidas a fundo basearam-se emobservações inéditas apresentadas no referidoartigo. O tratamento de unir a geologia das par-tes terrestre e marítima definindo uma entidadetectônica única, de tentar entender e correla-cionar temporalmente/causativamente as feiçõesrúpteis observáveis na plataforma continentalcom a região costeira adjacente seria o passopreliminar da abordagem desenvolvida plena-mente neste estudo.

Adicionalmente, Salamuni et al. (2004) eMachado Jr. (2001) apresentaram o estado-da-arte sobre a tectônica da Bacia de Curitiba e doGráben da Cananéia, respectivamente. Zalán(2004a) apresentou uma interpretação estruturaldo Gráben da Guanabara estendendo-o até acidade de Paraty, RJ; englobando os maciçoslitorâneos (serras da Uruçanga/Carioca/PedraBranca, Pico da Marambaia e Ilha Grande) e asbaías de Sepetiba / Ilha Grande em um grábenúnico e muito maior do que o classicamenteconsiderado (ex.: Ferrari, 2001). Szatmari et al.(2000) discutem a datação dos eventos tectôni-cos na região Sudeste. Mohriak (2004) discute asinterpretações de rifte da Bacia de Santos e naregião continental adjacente, integrando dadossísmicos e geológicos que caracterizam o mag-matismo pós-rifte na região submersa. Modica eBrush (2004) discutem o relacionamento entre ageologia da região emersa e suas áreas-fontecom os reservatórios de águas profundas dasbacias marginais.

Os trabalhos mais atualizados sobre os even-tos magmáticos que afetaram o Sudeste brasi-leiro são: Szatmari et al. (2000) (Ar/Ar), Mizusaki


e Thomaz Filho (2004) (K/Ar), Thomaz Filho et al.(2005) (K/Ar) e Guedes et al. (2005) (K/Ar eAr/Ar). Este último define as três fases ígneasmais significativas que afetaram a parte terres-tre. Duas são eventos toleíticos (Jurássico/Eocre-táceo) que antecedem o período coberto poreste estudo. A terceira, a fase de magmatismoalcalino, apresenta um pulso inicial (82 Ma) edois episódios mais destacados (70-60 Ma e 55-40 Ma).

Torna-se mister explicitar o significado tectô-nico da SAJ e do uso dado por outros autores(vide histórico no capítulo de mesmo nome emRiccomini et al. 2004), já que a mesma será fun-damental na análise de perfis morfo-estruturais,na definição da geometria dos grábens e na da-tação de eventos de deformação. Trata-se, prati-camente, do único nível de correlação regionalexistente por todo o embasamento pré-cam-briano do Sudeste do Brasil. Supõe-se que a SAJ tenha aplainado e nivelado toda a área estudadaao final do Cretáceo, ao redor de 66-65 Ma,como precisamente demonstrado por Riccominiet al. (2004) (datação de lava alcalina derramadasobre a superfície em 65,65 ± 0,05 Ma). Segundoestes autores, “sua presença evidencia uma fasede erosão generalizada, atuante até o limite Cre-táceo-Paleoceno, anterior à instalação dos riftes”.Já se conhece a idade final da SAJ, neste estudotentar-se-á datar o início da mesma.

Desnivelada no presente, a SAJ pode serencontrada em: (1) restritos planaltos (altitudesde 2 000 m – 2 200 m, serras da Bocaina eCampos de Jordão, SP, no batólito granítico daSerra dos Órgãos, RJ, e 2 400 m – 2 800 m sobrelitologias mais resistentes como os stocks alcali-nos de Passa Quatro e Itatiaia, SP/MG/RJ); (2) emextensos cumes planos e nivelados em torno de1 000 m – 1 300 m de altitude nas serras do Mar(localmente serras do Couto / Araras / Paraty, RJ,Santos, SP, Marumbi / Graciosa / Capivari, PR) eda Mantiqueira (localmente Serras de Mauá / Pe-dra Selada, RJ, Cantareira / Itaberá, SP); (3) nive-lando serras e elevações diversas em altitudesmenores, em torno de 700 m - 800 m (nos cimosdos stocks alcalinos de Morro Redondo / Men-danha / Rio Bonito / Soeirinho / Tanguá / São João,e no topo das serras da Carioca e da Ilha Gran-

de, RJ). Eventualmente, dos cumes nivelados seprojetam picos de rochas mais resistentes a alti-tudes destoantes de 1 400 m (ex.: batólito gra-nítico do Pico do Couto e stock alcalino de Tin-guá, Serra do Couto, RJ). Na concepção desteestudo, a superfície extremamente plana do em-basamento cristalino sobre a qual repousa delga-da capa de sedimentos cenozóicos na platafor-ma continental da Bacia de Santos até à sua li-nha de charneira, visível em linhas sísmicas destaárea (fig. 16, à frente) representa a SAJ rebai-xada tectonicamente à sua cota mínima.

Segundo Riccomini et al. (2004), os planaltosrepresentariam blocos tectonicamente soergui-dos durante a tafrogênese cenozóica e os cumesnivelados indicariam as posições originais resi-duais. Trabalhou-se, aqui, com a hipótese deque as maiores altitudes estejam mais próximasda posição original da SAJ ao final do Cretáceodo que os cumes nivelados em torno de 1 000 m– 1 300 m. Tentativamente será demonstradoque o SRCSB é constituído por ombreiras deriftes (serras) e vales tectônicos intervenientesque foram colapsando e rotacionando gravita-cionalmente, de oeste para leste, escalonando-se verticalmente dos 2 000 m – 2 800 m dos pla-naltos da Mantiqueira, para 1 000 m – 1 300 m,para 700 m - 800 m, para o litoral, até cerca de1 000 m abaixo do nível do mar na charneira daBacia de Santos (fig. 2).

de l imi tação e ex tensão do s i s tema de r i f tescenozó i cos no cont inente

O entendimento dos vales intra-montanos eplanícies como depressões tectônicas, riftes assimé-tricos com bordas falhadas/flexurais, ou eventual-mente simétricos com ambas as bordas falhadas,deu-se ao longo de anos através de observações decampo, definição de superfícies de erosão, cons-tatação de seus desníveis, construção de perfismorfo-estruturais, análise de padrões de drenagense emprego de critérios geomorfológicos (vide o


capítulo Introdução de Riccomini et al. 2004 eAlmeida e Carneiro, 1998).

Serão utilizados, aqui, modelos digitais de ter-reno para análise da topografia do Sudeste doBrasil, visualização tridimensional, perfis morfo-estruturais, mapas geológicos, imagens de saté-lite e trabalhos de campo. Na parte marítima,foram empregados mapas de gravimetria e aero-magnetometria de alta resolução, modelagensnuméricas de perfis e linhas sísmicas. Todos osdados foram interpretados à luz de modelosgeométricos de riftes conhecidos. Delimitaram-seassim riftes de grandes dimensões, alguns con-tendo em áreas mais restritas pacotes/manchassedimentares aprisionadas (bacias de São Paulo /Taubaté / Resende / Volta Redonda / Macacu).Bordas falhadas/flexurais, zonas de acomodação,falhas transferentes e compartimentos menores(grábens e sub-grábens) foram interpretados.Como resultado, definiram-se quatro grandesriftes ou corredores de grábens (figs. 1 a 3):Paraíba do Sul, Litorâneo, Ribeira e Marítimo(este contendo rombo-grábens sugeridos na pla-taforma continental da Bacia de Santos).

O Rifte do Paraíba do Sul encaixa completamenteo curso do rio homônimo. Assim que este nasce nasencostas setentrionais da Serra do Mar seu fluxopara norte é bruscamente capturado pelo Gráben deTaubaté na altura de Guararema (fig. 1). O rio sóconsegue escapar do condicionamento tectônicoENE-OSO das calhas do rifte, nucleado em estruturasbrasilianas reativadas no Cenozóico, a montante dacidade de São Fidélis, onde se curva abruptamentepara sudeste e flui por cerca de 100 km até à sua foz,atravessando transversalmente os trends de estru-turas preexistentes. De oeste para leste, o Rifte doParaíba do Sul engloba os grábens de São Paulo,Taubaté, Resende-Volta Redonda e do Baixo Paraíbado Sul, este contendo o restante do curso retilíneo eencaixado do rio até São Fidélis (figs. 2 e 3).

O Gráben de Taubaté é fortemente assimétrico,apresentando sua borda falhada no pé da Serra daMantiqueira (escarpas de 1 000 m – 1 500 m) (figs.2 a 5). A borda meridional da entidade maior, dorifte, é assumida no limite com a Serra do Mar (es-carpas de 400 m - 500 m), também por falha (fig. 5).A bacia sedimentar apresenta inversões de depo-centros separados por altos transversais internos,

Figura 4

Visão 3D (O para E) da

Zona de Acomodação de

Queluz (Rifte do Paraíba

do Sul). Entre as linhas

pontilhadas o perfil do

rifte assemelha-se ao de

um gráben simétrico,

com duas bordas falha-

das. Comparar com o

perfil assimétrico dos

grábens de Taubaté e

Resende-Volta Redonda.

E. V.: 5X, imagem do site

da Nasa

(worldwind.arc.nasa.gov).

Figure 4

3D-view (W to E) of the

Paraíba do Sul Rift at the

Queluz Accommodation

Zone. Between the dot-

ted lines the rift presents

a symmetric profile with

two faulted borders.

Compare it to the asym-

metric profile displayed

by the Taubaté and

Resende-Volta Redonda

Grabens. V. E.: 5x, image

from Nasa site (world-

wind.arc.nasa.gov).


Figura 5

Perfil morfo-estrutural

interpretado do Rifte do

Paraíba do Sul (Gráben

de Taubaté) e do Rifte

Litorâneo (Sub-Gráben de

Paraty). Perfil típico de

tectônica dominó, ambos

grábens assimétricos com

bordas falhadas a norte

(nas serras da

Mantiqueira e do Mar,

respectivamente). Por

uma questão de simplifi-

cação, nem todas as

falhas do mapa foram

indicadas no perfil. Linha

vermelha representa uma

interpretação da atitude

atual da SAJ.

Figure 5

Interpreted morpho-

structural profile from

the Paraíba do Sul Rift

(Taubaté Graben) and the

Coastal Rift (Paraty Sub-

Graben). Typical domino-

style tectonics, with

asymmetric cross-sections

(faulted margins to the

North). For the sake of

simplicity, not all faults

on the map were por-

trayed on the profile.

Red line represents the

interpreted present atti-

tude of the SAJ.

Figura 6 – Imagem de satélite (Landsat 7, S-23-20_2000.sid, webpage

Nasa Applied Sciences Directorate) com a interpretação estrutural

detalhada do Gráben da Guanabara; subdividido em sub-grábens

da Baía, Guandu-Sepetiba e Paraty, pelas Zona de Transferência

Tinguá-Tijuca e Zona de Acomodação de Ilha Grande-Sepetiba.

Figure 6 — Satellite image (Landsat 7, S-23-20_2000.sid, Nasa

Applied Sciences Directorate webpage) with detailed structural

interpretation of the Guanabara Graben. Sub-grabens are Baía,

Guandu-Sepetiba and Paraty, separated by the Tinguá-Tijuca

Transfer Zone and the Ilha Grande-Sepetiba Accommodation Zone.

com alternância de bordas falhadas a norte e a sul(sísmica de reflexão, Marques, 1990). Entre Cruzei-ro e Engenheiro Passos, o fundo do rifte transfor-ma-se em um mar de morros de embasamento,não ocorrem terrenos sedimentares e o rifte torna-se grosseiramente simétrico (escarpas de 2 000 mno norte, 1 000 m – 1 200 m no sul). Esta região édenominada de Zona de Acomodação de Queluz(figs. 2 a 4). A leste desta, o Rifte do Paraíba do Suldesloca-se para sul cerca de 17 km (referente à bor-da norte), sua largura dobra (de 30 para 60 km) esua geometria toma a expressão de um rabo-de-cavalo (figs. 1 a 4), típica forma terminal de riftes.Neste segmento do rifte ocorrem o Gráben de Re-sende-Volta Redonda (contendo as pequenas ba-cias sedimentares homônimas) e do Baixo Paraíbado Sul (figs. 2 e 8), este sem acumulações sedimen-tares. Em toda a sua extensão, o Rifte do Paraíbado Sul apresenta o estilo estrutural de tectônicadominó e é predominantemente assimétrico paranorte (figs. 5, 8 e 9).

O Rifte Litorâneo engloba, de leste para oeste,os grábens da Barra de São João, Guanabara,Ubatuba, Santos, Ribeira do Iguape, Cananéia eParanaguá (figs. 2 e 3). O primeiro foi estudado por


Figura 7

Visão 3D do Gráben da

Guanabara com os sub-

grábens da Baía (A),

Guandu-Sepetiba (B) e

Paraty (C) e a Zona de

Acomodação de Ilha

Grande-Sepetiba (D). Em

um plano mais elevado

(cerca de 500 m) pode-se

observar os grábens de

Resende-Volta Redonda

(E), Queluz (F, Zona de

Acomodação) e Taubaté

(G). E. V.: 5X, imagem do

site da Nasa -

(worldwind.arc.nasa.gov).

Figure 7

3D-view of the Guanaba-

ra Graben with: Baía (A),

Guandu-Sepetiba (B) and

Paraty (C) Sub-Grabens,

and Ilha Grande-Sepetiba

Accommodation Zone (D).

Notice the Resende-Volta

Redonda (E), Queluz (F,

Accommodation Zone)

and Taubaté (G) Grabens

500 m higher to the left.

V. E.: 5x, image from

Nasa website - (world-

wind.arc.nasa.gov).

Mohriak e Barros (1990), não possui depósitos se-dimentares em terra (ocorrem sedimentos interpre-tados como Grupo Barreiras restritos à zonabrechada da Falha do Pai Vitório, Heilbron et al.2000) mas possui expressão em sísmica de reflexãona parte marítima. O Gráben da Guanabara foianalisado estruturalmente por Ferrari (1990, 2001).Zalán (2004a) subdivididiu-o nos sub-grábens daBaía, Guandu-Sepetiba e Paraty; separados por umdivisor de águas (Zona de Transferência Tinguá-Tijuca) e pela região rica em ilhas que separa asbaías de Sepetiba e da Ilha Grande (Zona deAcomodação de Ilha Grande-Sepetiba) (figs. 6 e 7).O perfil dos grábens é invariavelmente assimétricocom a borda falhada sempre no pé da Serra do Mar(figs. 5 a 8), com desníveis variando de 1 200 m –2 200 m (Guanabara), 1 000 m – 1 200 m (Uba-tuba), 600 m – 1 000 m (Santos), 0 m – 1 100 m(Ribeira do Iguape e Cananéia) a 800 m – 1 600 m(Paranaguá). O estilo tectônico dominó predominanos perfis morfo-tectônicos (figs. 5, 8 e 9).

O Rifte do Ribeira engloba os grábens de SeteBarras e Alto Ribeira, o primeiro assimétrico comborda falhada a norte (desníveis de 700 m - 900 m)e o segundo totalmente simétrico (fig. 9). Interes-


Figura 8

Perfil morfo-estrutural

interpretado do Gráben

da Guanabara, assimétri-

co com borda falhada

(Serra do Mar) e borda

flexural (Maciço da

Tijuca). Por uma questão

de simplificação, nem

todas as falhas do mapa

foram indicadas no perfil.

Linha vermelha no perfil

representa uma interpre-

tação da atitude atual da

SAJ.

Figure 8

Interpreted morpho-

structural profile of the

Guanabara Graben, an

asymmetric graben with

faulted margin adjacent

to Serra do Mar and flex-

ural margin at the Tijuca

Massif. For the sake of

simplicity, not all faults

on the map were por-

trayed on the profile. The

red line represents the

interpreted present atti-

tude of the SAJ.

sante notar que a Bacia de Curitiba, classicamenteconsiderada um gráben (Riccomini et al. 2004;Salamuni et al. 2004), não aparece como tal emperfis morfo-tectônicos na escala regional utilizada(fig. 9). Isto deve significar que a referida baciapode até ter um controle tectônico em suas bordas,mas sua magnitude não é comparável aos dos ou-tros grábens aqui tratados. Ela se expressa mais como uma mera depressão topográfica a meio ca-minho de dois blocos de falha rotacionados diver-gentemente (figs. 2, 3 e 9).

Os riftes terrestres se interligam em alguns pon-tos isolados. O Rifte do Paraíba do Sul se une aoRifte Litorâneo através do patamar ou rampa derevezamento de Lídice (fig. 7), próximo a Angra dosReis, que sobe do Sub-Gráben de Paraty para oGráben de Resende-Volta Redonda. O Rifte Lito-râneo se conecta com o Rifte do Ribeira na planícielitorânea do sul de São Paulo (Gráben da Ribeira doIguape com o Gráben de Sete Barras), provavel-

mente devido ao quebramento causado pelos inú-meros diques do Alinhamento de Guapiara (Almei-da e Carneiro, 1998) (figs. 2 e 15).

de l imi tação e ex tensão do r i f te mar í t imo nap la ta fo rma cont inenta l

Devido à pequena quantidade de dados sís-micos existentes próximos à costa, os dados demétodos potenciais revestem-se de grandeimportância na investigação do embasamentoadjacente. Inicialmente, mapas geológicos dosestados de Santa Catarina, Paraná, São Paulo eRio de Janeiro foram utilizados em conjunto comdados gravimétricos/magnéticos que recobriamas porções terrestre e marítima (Oliveira e San-

tos, 2001) (figs. 10 e 11). Num segundo estágio,a análise concentrou-se em dados aeromagne-tométricos de alta resolução (altura de vôo de150 m, espaçamento entre linhas com direçãoN30O de 500 m) da Bacia de Santos. Além de ma-pas da anomalia magnética do campo total, fo-ram utilizadas filtragens diversas visando auxiliara interpretação (redução ao pólo, derivadas eamplitude do sinal analítico). Numa análise pre-

liminar percebe-se que as anomalias magnéticassão causadas principalmente pelas variações lito-lógicas do embasamento, pela charneira das ba-cias de Santos/Campos, e, secundariamente, pe-los diques do Arco de Ponta Grossa, por falhas epor ocorrências pontuais de rochas ígneas alcalinas.

O mapeamento da charneira foi baseado naresposta gravimétrica e magnética de diversos mo-delos sintéticos bidimensionais. Nestes, procurou-


Figura 9 – Perfis morfo-estruturais interpretados dos grábens de São Paulo (AB,

assimétrico) e do Alto Ribeira (CD, simétrico). Observar a semelhança estrutural

entre os dois perfis separados de cerca de 360 km. Por uma questão de simplifi-

cação, nem todas as falhas do mapa foram indicadas no perfil. Linha vermelha

no perfil representa uma interpretação da atitude atual da SAJ.

Figure 9 — Interpreted morpho-structural profiles of the São Paulo (AB, asymmet-

ric) and Upper Ribeira (CD, symmetric) Grabens. There is a remarkable structur-

al similarity between the two profiles, separated by 360 km. For the sake of

simplicity, not all faults on the map were portrayed on the profile. The red line

represents the interpreted present attitude of the SAJ.


se simular uma charneira associando-a com di-versos elementos geológicos adicionais: topogra-fia residual, falhas subsidiárias e variações lito-lógicas do embasamento; observando-se as res-pectivas respostas gravimétrica/magnética. Veri-ficou-se que o desafio maior seria diferenciaras anomalias magnéticas realmente causa-das pela mudança na profundidade do topodo embasamento daquelas associadas às

suas variações litológicas. Objetivando mini-mizar esta ambigüidade, tentou-se acompanhara continuidade mar adentro dos domínios tectô-nicos mapeados em terra e suas respectivas assi-naturas geofísicas para se analisar o comporta-mento do embasamento na área da plataformacontinental.

Nos mapas geológicos do Sudeste brasileiro(figs. 11 e 12) as extensas zonas de cisalhamen-

Figura 10 – Mapa magnético reduzido ao pólo (terra), modificado de Oliveira e

Santos (2001) com dados da CPRM/DNPM, e de batimetria (mar, Projeto Leplac)

mostrando a charneira cretácea e a quebra atual da plataforma continental. Área

em branco indica ausência de dados. Áreas do embasamento pré-cambriano

ressaltadas: (1) Grupo Brusque, (2) Terreno Paranaguá, e (3) Rochas metassedi-

mentares do Terreno Cabo Frio.

Figure 10 — Magnetic onshore map (reduced to the pole), modified from Oliveira

and Santos (2001) with data from CPRM/DNPM, and bathymetric offshore map

(Leplac Project), depicting the Cretaceous hingeline and the current shelf

break. Blank areas are devoid of data. Selected areas from the Precambrian

basement: (1) Brusque Gp., (2) Paranaguá Terrain, and (3) Metasedimentary

rocks of the Cabo Frio Terrain.


to de direção NE/SO no embasamento geram umpadrão geométrico rômbico/sigmoidal recorrenteentre as diversas unidades pré-cambrianas, eque, por vezes, controlam a instalação dos riftescenozóicos. Esta estruturação, em sua maior par-te, é paralela à linha de costa, exceto em duas re-giões onde esta cruza o arcabouço do embasa-mento: no litoral norte de Santa Catarina (meta-morfitos do Grupo Brusque, Heilbron et al. 2004)e na região de Maricá, no litoral fluminense(ortognaisses e rochas supracrustais do Terreno

Cabo Frio, Heilbron et al. 2000, ou DomínioTectônico Cabo Frio, DTCF, Schmitt et al. 2004).Esta situação auxilia a interpretação, pois propiciaa extensão para a plataforma dos terrenos aflo-rantes. Estes domínios (rochas supracrustais) têmum padrão textural magnético menos intenso(amplitude e freqüência) que as unidades vizinhas,muito semelhante ao que se esperaria no caso doabatimento de blocos de mesma natureza.

Situação observada nos mapas e de difícil si-mulação (em perfil) foi a modificação no padrão

Figura 11 – Mapa geológico da Província da Mantiqueira (terra) (CPRM, 2001,

CD-Rom e mapa gravimétrico Bouguer (mar) (webpage University of Califórnia,

San Diego) com a charneira cretácea e a quebra atual da plataforma continen-

tal. Anomalias fortemente positivas (setas) são discutidas no texto. Áreas do

embasamento pré-cambriano ressaltadas são as mesmas da figura 10.

Figure 11 — Geologic onshore map of the Mantiqueira Province (CPRM 2001, CD-

Rom) together with the Bouguer gravimetric offshore map (University of

California, San Diego webpage) depicting the Cretaceous hingeline and the

present shelf break. Strong positive anomalies (arrows) are discussed in the

text. Numbered areas in the Precambrian basement are the same as in Fig. 10.


Figura 12

Mapa da segunda deriva-

da vertical da anomalia

magnética reduzida ao

pólo (mar) e mapa

geológico da Província da

Mantiqueira (terra)

(CPRM 2001, CD-Rom):

A – não-interpretado,

B – possíveis grábens

cenozóicos na plataforma

continental rasa da Bacia

de Santos. Falhas ter-

restres extrapoladas para

o mar e que podem

constituir bordas de

grábens: 1 – Bertioga,

2 – Camburu, 3 – Santos.

Seta indica diques do

Arco de Ponta Grossa.

Figure 12

Map of the second verti-

cal derivative of the

magnetic anomaly

reduced to the pole

(offshore) and geologic

onshore map of the

Mantiqueira Province

(CPRM 2001, CD-Rom):

A – non-interpreted,

B – suggested Cenozoic

grabens in the continen-

tal shelf of Santos Basin.

Onshore faults extended

offshore that could rep-

resent border faults for

the grabens: 1 - Bertioga,

2 – Camburu, and 3 –

Santos. Arrow points to

dykes of the Ponta

Grossa Arch.


textural da anomalia magnética (amplitude efreqüência) junto à charneira. A abrupta atenua-ção na amplitude e o aumento do comprimentode onda observados junto ao bloco baixo são,por vezes, acompanhados por um feixe de ano-malias de alta freqüência e paralelas à char-neira no bloco alto. Estas anomalias parecemestar associadas a um incremento de deforma-ção junto à charneira onde, talvez, a flexão parabaixo do embasamento gere uma grande densi-dade de falhas distensionais apicais (keystonefaulting), paralelas ao degrau maior (em mapana fig. 12, em seção sísmica nas figs. 14 e 16).

Um conspícuo alto gravimétrico alongado,grosseiramente paralelo e coincidente com acharneira principal da bacia, e por vezes desloca-do a oeste dela, com padrão escalonado à direitae amplitude variável em miligals é interpretado demaneiras diversas por outros autores (fig. 11).Meisling et al. (2001) invocam que um alto daMoho seria a causa principal de tal anomalia.Karner (2000) defende um mecanismo de com-pensação flexural da charneira. Foram utilizados,aqui, dados sísmicos, gravimétricos e informaçõesdo embasamento adjacente como vínculos parauma modelagem gravimétrica. A seção modelada(fig. 14) secciona ortogonalmente a charneira eum destes altos gravimétricos. A geometria inco-mum obtida para o modelo de alto da Moholevou um dos autores, Oliveira, juntamente comBenedito S. Gomes, em trabalho interno aindainédito, a considerarem o modelo de diferencia-ção crustal mais plausível (posição da linha mode-lada na fig. 11, seção A). Este modelo consideroua presença de um corpo básico denso junto aotopo do embasamento margeado por umaunidade com densidade inferior à crosta gra-nítica (metamorfitos do Grupo Brusque).

Uma vez ressaltadas as armadilhas geológicasinerentes à interpretação de métodos potenciais,foram traçados domínios candidatos a calhascenozóicas (fig. 12). Como vínculos principaisforam utilizadas falhas presentes em mapasgeológicos: falhas de Bertioga, Camburu (IPT,1981) e do Pai Vitório (Rubin et al. 2003); e tra-balhos publicados detalhando a movimentaçãorelativa de blocos junto à costa (Campanha et al.1994; Mohriak e Barros, 1990). Um elemento

adicional a ser levado em consideração é a mag-nitude do desnível esperado para tais calhas in-feridas. A charneira cretácea da Bacia de Santosexibe desníveis de até 5 km entre os blocos altoe baixo. Os desníveis topográficos observadosnas calhas intra-montanas do Vale do Paraíbapodem chegar a 2 km e ao nível do embasamen-to até a 3 km. Na porção marítima, porém, calhascenozóicas mapeadas por sísmica junto à costanão apresentaram em seus depocentros profun-didades superiores a 500 m (Mohriak e Barros,1990; Machado Jr., 2002 e fig. 16). As tentativasde estimar a profundidade do embasamentoatravés da análise espectral dos dados magnéti-cos sobre os domínios mapeados como calhas(figs. 12 e 15) e suas cercanias foram infrutíferas.

Outra importante informação que os mapasgeológicos forneceram foi o reconhecimento daassinatura magnética de corpos ígneos, como ade certos diques regionais de direção NO/SE oriundos do Arco de Ponta Grossa (figs. 10 e 12).A comparação da assinatura magnética exibidapelas ilhas (Monte de Trigo, Búzios e Vitória) comintrusões alcalinas nas cercanias da Ilha de SãoSebastião (com três stocks) e com padrões seme-lhantes no embasamento raso da Bacia de San-tos permitiu sugerir a ocorrência de diversos cor-pos alcalinos (figs. 12 a 15). Embora em algunsmapas geológicos o Arquipélago de Alcatrazesapareça como formado por rochas alcalinas, nãofoi encontrada assinatura magnética semelhanteàs ilhas supracitadas, o que corrobora o mapea-mento executado na década de 80 (PauloBoggiani, 2005, comunicação oral).

região de Cabo Frio O Domínio Tectônico Cabo Frio (DTCF, fig. 11)

adentra a plataforma continental com sua mar-cante assinatura magnética de direção NE/SO naaltura de Maricá (fig. 13). Suas anomalias magnéti-cas vistas em mapa formam uma “discordânciaangular” com o domínio adjacente a oeste (TerrenoOriental do Orógeno Ribeira - TOOR, Heilbron et al.2004). Sobre área continental, o TOOR tem umadireção geral NE/SO, porém, na área da plataformacontinental, em frente ao Rio de Janeiro, a direçãopredominante é paralela à costa (E-O, fig. 13).


Figura 13

Mapa da segunda deriva-

da vertical da anomalia

magnética reduzida ao

pólo (mar) e mapa geoló-

gico da Província da

Mantiqueira (terra)

(CPRM 2001, CD-Rom) nas

imediações de Cabo Frio:

A – não-interpretado,

B – interpretado, (1) Ter-

reno Oriental Orógeno

Ribeira, (2) Rochas supra-

crustais do Terreno Cabo

Frio, (3) calhas cenozóicas

sugeridas, (4) domínio

com magmatismo com

magnetização reversa,

(5) embasamento do Ter-

reno Cabo Frio, (6) domí-

nio semelhante com ro-

chas metassedimentares

e/ou magmáticas magne-

ticamente anômalas.

Seção sísmica modelada

na figura 14 (X). Y corres-

ponde à seção modelada

por Oliveira e Gomes

(inédito)

Figure 13

Map of the second verti-

cal derivative of the mag-

netic anomaly reduced to

the pole (offshore) and

geologic onshore map of

the Mantiqueira Province

(CPRM 2001, CD-Rom)

close to Cabo Frio: A –

non-interpreted, B –

interpreted, (1) Oriental

Orógeno Ribeira Terrain,

(2) Supracrustal rocks of

the Cabo Frio Terrain, (3)

suggested Cenozoic

grabens, (4) domain with

magmatic rocks present-

ing reverse magnetiza-

tion, (5) basement of

Cabo Frio Terrain,

(6) similar magnetically

anomalous domain with

metasedimentary rocks

and/or magmatic rocks.

Seismic section modeled

in figure 14 (X). Section Y

was modeled by Oliveira

and Gomes (unpublished)


Figura 14

Seção sísmica (tempo,

parte superior, localiza-

ção nas figs. 11 e 13),

anomalias gravimétricas

medida/calculada (meio)

e modelo em profundi-

dade (parte inferior). A

geometria exibida pelas

intercalações de rochas

mais e menos densas

(gnaisses e supracrustais)

coincide com a vergência

tectônica (para oeste)

mapeada em terra. Corpo

ígneo é o domínio mag-

nético número 4 no

mapa da figura 13b.

Densidade em g/cm3.

Figure 14

Time seismic section

(upper frame, location on

figs. 11 and 13), gravi-

metric curves (measured

and calculated, middle)

and depth model (lower

frame). The interpreted

geometry of intercalated

more and less dense

lithologies coincide with

the tectonic vergence (to

West) mapped onshore.

The igneous body is mag-

netic domain number 4

outlined on fig. 13b.

Density in g/cm3.

Cruzando na direção NE/SO e aflorando nosdois lados do litoral fluminense o DTCF é com-posto por duas unidades litotectônicas: o emba-samento (ortognaisses, (unidades Região dos La-gos e Forte São Mateus) e seqüência supracrus-tal (rochas metassedimentares/metavulcânicas,sucessões Búzios e Palmital). Em geral, os metas-sedimentos Búzios/Palmital exibem uma respos-ta magnética “calma”, menos intensa (amplitudee conteúdo de freqüência) que os ortognaissesdo embasamento, podendo ter sua área de ocor-rência estendida para a plataforma rasa (fig. 13).

Segundo Schmitt et al. (2004) as rochas metas-sedimentares ocorrem intercaladas tectonica-mente com o embasamento, o que explicaria aalternância de assinatura magnética observadana borda sul. Na região de Búzios há uma pe-quena área de ocorrência destas rochas supra-crustais, porém exibindo uma resposta magnéti-ca mais agitada, semelhante à dos ortognaisses(área 6 da fig. 13b). Tal assinatura poderia ser de-vido à: pequena espessura das rochas supracrus-tais, a intercalações de anfibolitos nas rochas me-tassedimentares, ou à presença de diques bási-


cos semelhantes aos observados na região deArraial do Cabo (Bennio et al. 2003).

Importante também para o entendimentodas anomalias magnéticas desta região foi apercepção de que o cone alcalino do Morro deSão João exibe magnetização reversa, aparecen-do como um baixo magnético nos mapas redu-zidos ao pólo e de derivadas verticais. A faixa deidade absoluta deste corpo ígneo (59,7-61 Ma,Peter Szatmari, 2002, comunicação oral) coin-

cide com um período de instabilidade do campomagnético terrestre, onde diversas reversõesforam registradas (Cande e Kent, 1995). A per-cepção deste fenômeno auxiliou na interpreta-ção de certas áreas onde a assinatura magnéticaconflitava com os dados gravimétricos e a inter-pretação sísmica (áreas 4 da fig. 13b).

Assim, nas águas rasas da Bacia de Campos,existiriam duas entidades geológicas compro-vadas em superfície (rochas metassedimentares e

Figura 15 – Mapa integrado do Sudeste do Brasil, com a topografia drapeada por

imagem de satélite (cedida por João B. L. Françolin) (terra) e mapa aeromagne-

tométrico de alta resolução (RDP e DRV2) (mar), ilustrando todos os grábens

cenozóicos e stocks alcalinos conhecidos previamente (terra) ou aqui identifica-

dos (mar). Grábens numerados como na figura 2, com adição de (15) - grábens

do Rifte Marítimo.

Figure 15 — Integrated map of Southeastern Brazil displaying the onshore topog-

raphy draped by a satellite image (provided by João B. L. Françolin) and high

resolution aeromagnetometric map (offshore). All known Cenozoic grabens

and alkaline stocks, either previously known (onshore) or suggested herein

(offshore) have been indicated. Grabens numbered as in Fig. 2, plus (15) –

grabens of the Maritime Rift.


ígneas), que podem exibir uma assinatura mag-nética semelhante à de calhas rasas, tornandoextremamente especulativa a delimitação destas.Uma interpretação mais comedida recomendariao vínculo de pelo menos uma linha sísmica com-provando o desnível no embasamento (como nasfigs. 14 e 16).

anál i se da p rováve l causado tec ton i smo d i s tens iona lcenozó i co

As altitudes atuais das montanhas circun-dantes do SRCSB (e da SAJ) são resultados de,no mínimo, dois episódios de alçamento.Evidências diretas são fornecidas por estudos detraços de fissão de apatita que apontam para um

importante soerguimento sofrido pelo embasa-mento entre 85-65 Ma (Tello Saenz et al. 2003),e para um outro com início datado imprecisa-mente como pós-60 Ma (Tello Saenz et al. 2003)e clímax no Eoceno-Oligoceno (Hackspacher etal. 2003). Evidências indiretas provêm das baciassedimentares adjacentes a este embasamentotectonicamente inquieto. As bacias de Santos/Campos/Espírito Santo constituíram-se nas calhasreceptoras de grande parte do material erodidodas topografias altas. Conseqüentemente, influ-xos anômalos de sedimentos nestas baciasdevem corresponder a pulsos de soerguimentonas áreas-fonte adjacentes. Os dados adquiridospelas atividades de exploração petrolífera per-mitem uma detalhada reconstituição da inter-relação entre tectônica e sedimentação.

Nas bacias de Campos/Santos turbiditos deidades entre o Albiano e Mioceno ocorrem regu-larmente, mas com intensidades variáveis, e acu-mulam a grande maioria do petróleo brasileiro.

Figura 16

Seção sísmica proximal

(localização na fig. 12) da

Bacia de Santos ilustran-

do sua charneira, a oeste

da qual não ocorrem

sedimentos cretáceos.

O perfil aplainado do

topo do embasamento

é interpretado como

sendo a SAJ. O primeiro

refletor a se nivelar com

a charneira é do

Mesoeoceno.

Figure 16

Seismic section from the

Santos Basin (location in

fig. 12) displaying the

Cretaceous hingeline

(arrow) affected by key-

stone faulting. The flat

top of the shallow base-

ment is interpreted to

represent the SAJ.

The first reflector to

overlap the hingeline

is mid-Eocene.


Figura 17

A – Reconstituição tenta-

tiva da SMC (área alaran-

jada). Relacionar à linha

de costa atual (linha

azul). B -Riftes (cinza)

desenvolveram-se

durante o Cenozóico por

colapso gravitacional da

SMC, segundo uma orien-

tação (S51E) oblíqua ao

alongamento N54E da

mesma. Esforços

transtensionais sinistro-

giros resultantes levaram

à orientação escalonada

à direita dos grábens

mais orientais.

Figure 17

A - Tentative reconstruc-

tion of the SMC (hot

colours). Current coast-

line is represented by a

thin blue line. B – Rifts

(gray) developed during

the Cenozoic gravitation-

al collapse of the SMC

along a S51E direction,

slightly oblique to its

overall elongation

(N54E). Left-lateral

transtension originated

right-stepping en échelon

grabens at the eastern-

most portion of the area.


Esta distribuição temporal de areias em águasprofundas reflete um cráton granítico-gnáissicopré-cambriano sendo continuamente erodido.Entretanto, quantidades anômalas de areias turbi-díticas em certas épocas indicam rejuvenescimen-to das áreas-fonte, seja por soerguimento genera-lizado ou por criação de desníveis topográficospor abatimentos de blocos.

Na Bacia de Santos ocorrem volumosos depó-sitos clásticos grossos proximais (Formação Santos),clásticos médios-finos plataformais (Formação Juréia), ambos com geometria agradacional, e turbiditos distalmente equivalentes (Membro Ilha-bela, Formação Itajaí-Açu), do Santoniano-Maas-trichtiano (Pereira e Feijó, 1994). Pulsos de turbi-ditos arenosos são retomados timidamente noNeopaleoceno/Eoeoceno, e de maneira notável noMesoeoceno intercalados regularmente com dia-mictitos de fluxos lamosos, indicando uma açãoconjunta de rejuvenescimento de área-fonte comintensa pluviosidade do período de estufa doEoceno (picos em 55 e 53 Ma, Lourens et al.2005). Uma progradação miocênica aponta paraoutro pulso de rejuvenescimento do emba-samento, com predomínio do aporte de materialclástico sobre o afundamento bacinal.

Na Bacia de Campos turbiditos denominadosde Namorado são significativos no Neo-albiano-Cenomaniano. Entretanto, turbiditos santonianos,campanianos e maastrichtianos são notáveis emtermos de quantidade e qualidade (caracteristica-mente mal-selecionados, angulares, intensamentelíticos, com fragmentos de carvão, Sylvia M. C. dosAnjos, 2000, comunicação oral). Na Bacia do Espí-rito Santo, este fenômeno santoniano-maastrich-tiano se repete. Não se conhece nestas bacias umdepósito transicional equivalente à Formação Ju-réia da Bacia de Santos. O caráter litológico proxi-mal destes turbiditos indica uma área-fonte mui-to próxima dos ambientes marinhos profun-dos, uma quase inexistência de uma platafor-ma continental. No Cenozóico, a Bacia de Campostem seus principais reservatórios turbidíticos no inter-valo Mesoeoceno a Mioceno, com pico no Oligo-ceno. A mesma progradação neomiocênica repor-tada na Bacia de Santos ocorre também nesta bacia.

Torna-se claro que os dois pulsos ascensionaisdo embasamento detectados pelos traços de fis-

são de apatita possuem sistemas deposicionaisanômalos correlativos nas bacias marítimas. NaBacia do Paraná também ocorrem extensos de-pósitos clásticos predominantemente grossos, denatureza continental (Grupo Bauru), relacionadosapenas ao primeiro pulso. Seu significado tecto-no-sedimentar equivale ao das formações Santose Juréia, e sua idade é exatamente igual (Seno-niano, ou seja, Coniaciano-Maastrichtiano, Al-meida e Carneiro, 1998).

O primeiro pulso, de natureza regional (RioGrande do Sul até o Espírito Santo), ocorreuacompanhado de intrusões/diques alcalinos de82-52 Ma (Zalán, 2004b) e caracterizou-se pornotável ausência de tectonismo de qualquernatureza. Seus pulsos iniciais se deram no Conia-ciano (89,5-88 Ma e 86 Ma, Almeida e Carneiro,1998). Seu clímax, durante o Santoniano-Maas-trichtiano (85-65 Ma). Seu final coincide exata-mente com o desenvolvimento da SAJ (65,65 ±0,05 Ma), no limite Cretáceo / Terciário. Acredita-se que este soerguimento (89-65 Ma) tenha sidode natureza epirogenética, envolvendo amplasregiões de embasamento e de bacias. Na Baciade Santos englobou toda a área marítima até acharneira cretácea, sob a plataforma continentalrecente. A linha sísmica da figura 16 indica que atransgressão marinha do Cenomaniano-Turonia-no estendeu-se bem para oeste da charneiracretácea, já que seus sedimentos se encontramflexionados para cima e cortados por discordân-cia angular, juntamente com o rifte e o embasa-mento. A discordância existente entre este paco-te (isopáquico, pré-tectônico) e a seqüência so-brejacente (sin-tectônica, com espessamento pa-ra leste) foi datada como Eoconiaciano (Pereira,1992, in Almeida e Carneiro, 1998).

A crosta continental alçou-se de maneira ma-ciça e uniforme, sem quebramentos, como umpulso com comprimento de onda de poucos mi-lhares de quilômetros e amplitude entre 2 000 m- 3 000 m, provavelmente em resposta à anoma-lia térmica do manto. O decréscimo de idadesdos stocks alcalinos de Poços de Caldas a SãoJoão/Cabo Frio (Thomaz Filho et al. 2005) sugererefletir a passagem de leste para oeste da crostacontinental espessa da Placa Sul-Americana so-bre este foco de calor relativamente fixo. Ao fi-


nal do Cretáceo, um megaplanalto amplo e coe-so, invadido por intrusões de natureza alcalina,aqui designado de Serra do Mar Cretácea (do-ravante SMC), existia na região Sudeste doBrasil; aplainado pela SAJ em torno de uma alti-tude média estimada em 2 000 m (fig. 17). Os planaltos atuais foram considerados aqui co-mo as situações que mais se aproximam da po-sição original da SAJ, soerguidos de algumascentenas de metros nas ombreiras dos riftes,durante o rifteamento cenozóico. Esta entidadetopográfica já havia sido reconhecida por Almei-da e Carneiro (1998) e designada de PlanaltoAtlântico (englobando tanto as regiões aplaina-das pela SAJ ao final do Cretáceo como as re-giões atuais encimadas pelos remanescentesoriginais da superfície).

Interessante notar que durante toda a épocade atuação da anomalia térmica, sob crosta con-tinental afinada nas bacias adjacentes à SMC,abundante vulcanismo basáltico toleítico sub-marino intercalou-se com os sedimentos santo-nianos-campanianos no norte da Bacia deSantos (José J. G. Rodrigues, 2003, comunicaçãooral) (datação Ar/Ar de 82 Ma, Peter Szatmari,2003, comunicação oral) e maastrichtianos nosul da Bacia de Campos (Sérgio G. Oreiro, 2003,comunicação oral). Assim que a anomalia térmi-ca passou a atuar sob região de crosta continen-tal afinada a leste de Cabo Frio, na Bacia deCampos, erupções vulcânicas submarinas denatureza alcalina (idades K/Ar de 55±11 a 44±1 Ma, Thomaz Filho et al. 2005) passaram ase intercalar com turbiditos. Concomitantemen-te, significativo soerguimento (cerca de 700 m)afetou a bacia no Paleoceno-Eoceno (ThomazFilho et al. 2005).

O segundo pulso não foi de natureza ascen-sional, mas sim de colapso. A SMC constituía umimenso planalto maciço cujo flanco leste era pro-vavelmente abrupto e tinha como parede livreum desnível de cerca de 3 000 m para a Bacia deSantos (2 000 m acima do nível do mar, 1 000 madicionais, no mínimo, representados pelo talu-de da bacia). Esta situação provavelmente tor-nou-se instável gravitacionalmente à medidaque a subsidência bacinal progredia. Sugere-seque o megaplanalto começou a rachar e colap-

sar localmente no final do Paleoceno (falhamen-tos e sedimentos neopaleocênicos da Bacia deItaboraí, Gráben da Guanabara) e mais abran-gentemente no início do Eoceno (brechas tec-tônicas de 50 Ma no mesmo gráben, André L.Ferrari, 2002, comunicação oral). Lavas ankara-míticas ocorrem nas bacias de Volta Redonda (48 Ma, Ar/Ar, Riccomini et al. 2004) e Itaboraí(53 Ma, K/Ar, Riccomini et al. 2004). Outras lavasalcalinas e depósitos piroclásticos identificadosnos cumes de stocks alcalinos no Gráben daGuanabara (Itaúnas, Tinguá e o vulcão de NovaIguaçu no Mendanha, comunicação oral de An-dré L. Ferrari, 2002) são provavelmente destaidade. Nitidamente, os falhamentos do mega-planalto atingiram profundidades grandes sufi-cientes para trazer material mantélico juvenil àsuperfície, bem como afetaram câmaras mag-máticas alcalinas cretáceas ainda não totalmentesolidificadas. Estas idades reforçam a idéia deque no Eoeoceno o afundamento de blocos aolongo de falhas profundas já ocorria nas partesmais orientais da SMC.

O clímax do colapso gravitacional deu-se noMesoeoceno (Lutetiano, 48,6-40,4 Ma). Estaidade está presente em todas as bacias sedi-mentares marginais brasileiras sob a forma deuma notável discordância. Conseqüentemente,ela está associada a um evento de amplitudemuito maior que o Sudeste brasileiro (ver dis-cussão de Szatmari e Mohriak, 1995). Zalán(2004b) sugeriu que há 45 Ma toda a Placa Sul-Americana sofreu uma significativa rotação parase ajustar ao nascente atrito entre ela e a Placado Caribe. Nesta idade, a Placa do Caribe cessouo cavalgamento sobre a Placa Norte-Americana,encerrando a Orogenia Cubana e instalando aOrogenia Caribenha ao longo da margem trans-formante dextrogira oblíqua convergente da Ve-nezuela e Trinidad-Tobago. Este rearranjo cine-mático sofrido por toda a Placa Sul-Ameri-cana provavelmente serviu de catalisadorpara o clímax do colapso vigoroso da instá-vel e parcialmente fraturada SMC.

Logo após o abatimento acelerado do Meso-eoceno, iniciou-se o aprisionamento de depósi-tos clásticos nos grábens formados. Sedimentosbasais do Neo-eoceno estão presentes em todas


as bacias capturadas no SRCSB (Riccomini et al.2004). O colapso gravitacional continuou vigoro-samente pelo Neo-eoceno/Oligoceno/Eomioce-no (idades da maioria dos depósitos sedimenta-res do SRCSB). O abatimento de blocos no inte-rior do megaplanalto falhado ocorreu em faixaslineares de direção NE-SO, escalonadas à direita(figs. 1 e 15), indicando distensão levemente oblí-qua, sinistrogira, segundo N51O-S51E (fig. 17b).As falhas delimitantes e as falhas transversaissegmentadoras dos riftes são quase todas nucle-adas em antigas zonas de cisalhamento dúcteis

subverticais do Ciclo Brasiliano. A maioria dosgrábens destes riftes alongados é assimétrica emergulha para NO em direção às falhas de bor-da. O rebate elástico atuante nos blocos que nãocolapsaram, devido ao alívio de carga provocadopela rotação/escorregamento dos grábens, deveter sido suficiente para soerguê-los em centenasde metros, elevando a SAJ para altitudes acimade 2 000 m (planaltos atuais) e para influen-ciar os traços de fissão das apatitas das ro-chas do embasamento. O rejeito do embasa-mento na borda norte da Bacia de Taubaté é da

Figura 18 – Mapa aeromagnetométrico de alta resolução integrado com imagem

de satélite do Sudeste do Brasil ilustrando as prováveis redes, fluviais ou sub-

marinas, lineares e confinadas, que drenaram o SRCSB e alimentaram as bacias

de Santos/Campos no Neopaleoceno-Mioceno.

Figure 18 — High resolution aeromagnetometric map integrated with satellite

image of Southeastern Brazil indicating the probable pathways of streams (sub-

aerial or submarine) that drained the SRCSB and funneled the sediments to the

Santos/Campos Basins during the Late Paleocene-Miocene.


ordem de 2 500 m (1 500 m de escarpa da Serrada Mantiqueira mais 1 000 m de espessura sed-imentar), igual ao da Bacia de Resende (2 000 mde escarpa da Serra de Itatiaia mais 500 m deespessura sedimentar). Na borda norte doGráben da Guanabara estima-se um rejeito de 2 200 m (desnível entre a Serra dos Órgãos e aBaixada Fluminense).

A geração de intenso relevo vertical por aba-timento seletivo de blocos criando grábens eombreiras rejuvenesceu a erosão do embasa-mento cristalino com conseqüente aumento dacarga de sedimentos clásticos nas drenagensque fluíam do interior dos riftes para as baciasmarginais adjacentes.

conseqüênc ias es t ra t ig rá-f i cas e sed imentares daevo lução tec tôn i ca do S i s-tema de R i f tes Cenozó i cosdo Sudes te do Bras i l

A subida maciça da SMC colocou um mega-planalto de cerca de 2 000 m de altitude adja-cente às partes profundas das bacias de Campos /Espírito Santo (figs. 10, 11, 17a). Conseqüente-mente, os materiais clásticos saíram de ambien-tes de vales fluviais montanhosos direto para umambiente de talude continental, sem passarempor um estágio transicional de retrabalha-mento em uma plataforma. A imaturidadetextural dos turbiditos santonianos-maastrichtia-nos e seu condicionamento em calhas tectônicas(Francisco A. L. Martins, 2002, comunicação oral)aponta para ambientes deposicionais de fan deltasalimentando diretamente correntes de turbidez(similar a “geleiras de areias”, descendo ao lon-go de vales fluviais emersos e submersos condi-cionados por falhas, diretamente das montanhaspara as profundezas batiais). Na Bacia de Santoso entulhamento sedimentar foi de tamanhamagnitude que foi possível a construção de uma

plataforma continental agradacional com ambi-entes transicionais diversos (Formação Juréia), apartir da qual areias com evolução textural maismadura foram capturadas e transportadas parabatimetrias maiores (figs. 10, 11, 17a).

O abatimento gravitacional da SMC, causado-ra do tectonismo distensional cenozóico, individua-lizou riftes paralelos à costa, formando longoscorredores de grábens nos quais a borda falhada,mais profunda, se situava normalmente em dire-ção ao continente (fig. 17b). Provavelmente, omaterial erodido das ombreiras e bordas flexuraisdos grábens foi transportado longitudinalmentepor longevas e poderosas redes de drenagens atéalcançarem as bacias marítimas. Foi a paleodre-nagem linear e confinada do Rio Paraíba do Sul,drenando o rifte de mesmo nome, a provável ali-mentadora dos possantes turbiditos mesoeocê-nicos, oligocênicos e miocênicos da Bacia de Cam-pos (figs. 1 e 18). Com o abatimento do blococosteiro da SMC foi possível se desenvolver umaampla plataforma continental nas bacias margi-nais a partir do Mesoeoceno (idade do primeirorefletor a se nivelar com a linha de charneira nafig. 16), permitindo então o acúmulo das areiasem ambientes marinhos rasos de alta energia. Osturbiditos alimentados a partir de tal plataformaapresentam evolução textural muito superior aosdos turbiditos neocretáceos. O Rifte Litorâneo(ex.: a drenagem do Rio Guandu no Gráben daGuanabara) foi o provável alimentador das areiasmesoeocênicas da Bacia de Santos (fig. 18), por-tadoras de grandes acumulações de óleo pesado.A maior quantidade de areias mesoeocênicas amiocênicas na Bacia de Campos em relação àBacia de Santos se deve possivelmente à maiorárea de rifte drenado pelo Rio Paraíba do Sul emcomparação com a área emersa do Rifte Lito-râneo (fig. 18) e às maiores altitudes das bordasdo Rifte do Paraíba do Sul.

discussões e conc lusões Alguns dos grábens aqui definidos não são

considerados de natureza tectônica por outrosautores. Almeida e Carneiro (1998) consideram


que o vale do alto Rio Ribeira foi originado porerosão remontante da bacia hidrográfica do RioRibeira, que a planície litorânea de Santos seria oriunda do recuo erosivo da Serra do Mar até en-contrar a Falha de Cubatão e que a planície lito-rânea de Ubatuba teria sido criada pela erosãoremontante do Planalto de Paraitinga-Paraibunaentre os promontórios resistentes de Paraty e Ju-queriquerê. Estes autores concluem que “a Serrado Mar não apresenta evidências de importantesfalhamentos neotectônicos em seu sítio atual”.

O padrão retilíneo e os desníveis abruptos daSerra do Mar devem representar falhamentosnormais a transtensionais cenozóicos situadosmuito próximos das atuais escarpas recessivas eque foram os responsáveis pelo abatimento detodo o embasamento raso situado entre estasescarpas e a linha de charneira cretácea. Noentender do que foi apresentado neste estudo,os aspectos que apontam para a natureza tec-tônica dos grábens aqui listados (figs. 2 e 15)são: (1) planícies litorâneas ou vales fluviais limi-tados por desníveis topográficos abruptos, retilí-neos e de grande expressão (centenas/milharesde metros); (2) perfis morfotectônicos quepodem ser interpretados como resultantes detectônica de blocos planares rotacionados (tec-tônica dominó), em se tomando como referênciaas superfícies de aplainamento; (3) cotasaltimétricas coerentes com patamares tectônicosescalonados desde a Serra da Mantiqueira até aplataforma continental da Bacia de Santos; (4)inserção em um contexto regional de quebra-mento/basculamento/abatimento cenozóico,comprovado em algumas das bacias sedimenta-res estudadas em grande detalhe. Trabalhos deneotectônica ao longo da costa têm corrobora-do a natureza tectônica destas escarpas (Ricco-mini et al. 1989).

A Falha de Santos seria a responsável peloabatimento de toda a plataforma rasa a oeste dacharneira da Bacia de Santos (Almeida e Carnei-ro, 1998) e foi considerada no passado como afalha de borda do rifte ativa desde o Eocretáceoaté o Cenozóico (interpretação de Almeida,1976, in Mohriak, 2004). Não foram encontra-dos sinais da existência da Falha de Santos nosmapas de métodos potenciais. Ao contrário, a

falha que limita a Ilha de São Sebastião, a norte(fig. 7 dos referidos autores) apresenta o blocobaixo no lado continental, constituindo a exten-são da falha de borda de um gráben cenozóicoinferido na plataforma rasa (fig. 12b).

Os grábens sugeridos pelas ferramentas demétodos potenciais nas águas rasas das baciasde Santos/Campos, a oeste da charneira cretá-cea, foram integralmente baseados na análisequalitativa dos dados magnéticos, e seriam maisfortemente fundamentados caso houvesse a con-firmação por meio de seções sísmicas. Uma delas(fig. 16) atravessa um dos grábens apontadospela aeromagnetometria de alta resolução eapresenta evidências de falhamentos recentes.Várias linhas sísmicas mostram atividade tectôni-ca na parte superior do Cenozóico na bordaoeste da Bacia de Campos (Mohriak e Barros,1990, fig. 14 deste estudo). Suas profundidadesnão devem exceder os 500 m pois só se deli-neiam nos mapas magnéticos quando aplicadoum elevado grau de filtragem. Algumas destasáreas sugeridas poderão ser rochas metassedi-mentares menos densas e menos magnéticas emmeio a rochas de embasamento cristalino maisdensas e mais intensamente magnéticas.

Tentou-se integrar, aqui, todo o conhecimen-to da geologia neocretácea a cenozóica doSudeste do Brasil em um cenário evolutivo tecto-no-sedimentar encadeado e contínuo. O soergui-mento neocretáceo do embasamento cristalino(entre 89-65 Ma, clímax entre 85-65 Ma) é indi-cado pela ampla extensão das numerosas ocor-rências de rochas intrusivas alcalinas (diques,plugs e stocks) (82 Ma e 70-60 Ma, Guedes et al.2005), coincidentes em área com as grandes ser-ras atuais e cujos cimos estão nivelados pela SAJ(final do Cretáceo). As ocorrências de espessospacotes de rochas sedimentares coniacianas-maastrichtianas nos flancos de tal soerguimento(bacias do Paraná/Santos) não só corroboram co-mo datam precisamente a formação de um ex-tenso planalto neocretáceo (SMC). A movimen-tação relativa gradual da Placa Sul-Americana,de leste para oeste, sobre a Pluma de Trindade,mencionada por diversos autores, é aqui aceitacomo a causa principal deste soerguimento emagmatismo.


No Cenozóico, o padrão de falhas retilíneasdelimitadoras de grandes depressões tectônicassubparalelas à costa e a distribuição das cotasaltimétricas apontam para um quadro coerentede quebramento e colapso gravitacional da SMC(entre 58-20 Ma, clímax entre 48-40 Ma), esca-lonado, da Serra da Mantiqueira até à linha decharneira cretácea da Bacia de Santos. A ocor-rência de quatro grandes riftes subparalelos, con-tendo compartimentos menores (grábens e sub-grábens), aponta para uma tectônica distensio-nal típica, onde elementos estruturais familiarestais como bordas falhada e flexural, perfis de blo-cos planares rotacionados (tectônica dominó) egrábens assimétricos/simétricos, comuns em ou-tros riftes bem estudados, podem ser reconheci-dos. Esta tectônica foi responsável pela reativaçãode câmaras magmáticas alcalinas na parte terres-tre (lavas ankaramíticas e diques de fonolitos, 55-40 Ma, Guedes et al. 2005). A esta altura aPluma de Trindade já atuava na parte marítima daBacia de Campos (vulcões e lavas alcalinas de 55-44 Ma, Thomaz Filho et al. 2005).

A interpretação de uma natureza puramentegravitacional deste tectonismo contrasta comhipóteses mais complexas elaboradas por auto-res anteriores (ex.: ação direta das orogenias an-dinas na reativação do Sudeste brasileiro durantetodo o Neocretáceo/Cenozóico, Cobbold et al.2001; Szatmari e Mohriak, 1995). A invocação deagentes externos de tectônica de placas (ex.: re-orientação da Placa Sul-Americana para ajustede movimento conjunto com a Placa do Caribe)é aqui utilizada apenas como um catalisador dodesabamento resultante de uma situação pos-sivelmente instável isostaticamente. O regimetectônico atuante durante o Cenozóico foi o dis-tensional predominantemente perpendicular(mecanismo de deformação por cisalhamentopuro) a ligeiramente oblíquo (mecanismo dedeformação por cisalhamento simples de 15º),que acabou implantando uma suave transtensãosinistral (fig. 17b) que moldou rombo-grábens eescalonou sutilmente à direita os grábens maisorientais e mais offshore (fig. 15).

Esta análise cinemática regional coinciderazoavelmente com o cenário paleotectônicoconcebido por Riccomini et al. (2004) para a

evolução do segmento central do seu Rift Conti-nental do Sudeste do Brasil. Neste, com base emestudos detalhados de geologia de campo, umadistensão ortogonal NNO-SSE formou as baciasno Eoceno-Oligoceno, sendo precedida por umatranscorrência sinistral no Neocretáceo/Paleoce-no, e seguida por uma tectônica deformadorade natureza transtensional sinistral no Mioceno(?). Por meio deste estudo postula-se uma dis-tensão N51O-S51E, ligeiramente oblíqua, resul-tando em uma transtensão sinistral, atuando portodo o período de 58-20 Ma.

A evolução tectônica cenozóica assim recons-tituída permite uma explicação concatenadacom a distribuição dos reservatórios turbidíticospaleocênicos-miocênicos das bacias de Santos/Campos.

agradec imentosAo desenhista Haroldo Moraes Ramos pelo

esmero na preparação das figuras, ao geólogoJoão Batista de Lellis Françolin pela cessão daimagem de satélite da figura 15, ao geofísicoOsni Bastos de Paula pela discussão nas amar-rações dos refletores sísmicos, todos da Petro-bras; e a Luiz Fernando Santana Braga, da FugroAirborne S.A., pela permissão para publicaçãodos mapas dos levantamentos aeromagne-tométricos de alta resolução da Bacia de Santos.O texto foi enormemente melhorado após asminuciosas revisões e excelentes sugestões dosDrs. Webster Ueipass Mohriak, José AntonioCupertino e Anderson Moraes, da Petrobras, ede um revisor anônimo.

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This study relied on the analysis of accurate topo-graphic data (SRTM from USGS) coupled with theinterpretation of satellite images and knowledgeobtained in past studies. Hundreds of morpho-tecton-ic cross-sections were used to define active faults dur-ing the Paleogene and Neogene, bounding and seg-menting the rifts. Three-dimensional visualization wasused to confirm such interpretations. In the offshorearea, gravimetric data and maps derived from high res-olution aeromagnetometric surveys helped to delin-eate areas suggestive of previously unknown Cenozoicgrabens and Cretaceous alkaline intrusions. Seismicsections and numerical modeling were employed todecrease uncertainties inherent to the methods.

The southeastern region of Brazil did not consti-tute a typical passive margin as one would expectfrom the premises of Plate Tectonics. After 25 m.y.that rifting (134-114 Ma) ceased and an uplift ofepeirogenic nature of the continental crust started inresponse to the drifting of the South American Plateover a thermal anomaly (Trindade hot spot). This LateCretaceous (89-65 Ma) uplift was accompanied byintense alkaline (over non-extended crust) andbasaltic (over thinned crust) magmatism. A markedabsence of tectonism, however, also characterizedthis event. The resulting highlands extended over 300 000 km2 (Cretaceous Serra do Mar), and theywere the main source area for coniacian-maastricht-ian sediments of the Santos, Campos and ParanáBasins. By the end of the rising (exactly at the K/Tboundary) a widespread erosional surface had devel-oped (Japi Erosional Surface, abbreviated as SAJ) andleveled the top of the highlands at around 2 000 m(in relation to current sea level).

This mega-plateau adjacent to the subsidingSantos and Campos Basins created an isostaticallyunstable situation. Gravitational collapse beganaround 7 m.y. after the K/T boundary, towards thedepocenters of the basins. From Late Paleocene toEarly Miocene (58-20 Ma) the continental crust brokeup and collapsed into a series of grabens, thus form-ing corridors (rifts) parallel to the current coastline.The deduced orientation of extension ran along aS51E direction, slightly oblique to the overall elonga-tion (N54E) of the plateau. Left-lateral transtension sodeveloped originated right-stepping grabens at theeasternmost portion of the area. The ancient easternedge of the SMC coincided with the present-day cre-taceous hinge line of the Santos and Campos Basins.Nowadays the topographic remnants of the mega-plateau form the highest parts of the Mantiqueira

expanded abs t rac tCenozoic sedimentary deposits of limited extension

and depths are common and widespread inSoutheastern Brazil, from the State of Paraná to theState of Rio de Janeiro. The Taubaté Basin, in the Stateof São Paulo - by far the largest of them all - has anarea of around 2 600 km2 and a maximum depth thatbarely reaches 1 000 m. The stratigraphical and struc-tural aspects of such basins and their ages have beenwell studied by numerous authors for the last threedecades. They all agree that these sediments weredeposited in strictly continental paleo-environmentsconfined into hemi-grabens. Cenozoic basins are intra-montane since they are surrounded by the Mantiqueiraand Serra do Mar Ranges that have average altitudesof 1 200-1 400 m, up to 2 787 m (for the first) and800-1 200 m, up to 2 200 m (for the second). Sincethey run parallel to and are adjacent to two importantpetroliferous basins - Santos and Campos - their originhas always been tentatively related to the evolution ofthese passive margin basins. Moreover, three metropo-lis (São Paulo, Rio de Janeiro and Curitiba) and heavilypopulated and industrialized areas are concentratedalong the corridors of such grabens.

This work presents the results of a thorough studyof the regional structural framework of SoutheasternBrazil, both onshore and offshore, where four largeCenozoic rifts (Paraíba do Sul, Coastal, Ribeira andMaritime), each containing several compartments(grabens and sub-grabens) (figs 2, 3, 15), were definedand related in a novel approach to the Mesozoic andCenozoic geological evolution of the overall continen-tal margin, hereinafter Cenozoic Rift System ofSoutheastern Brazil (abbreviated as SRCSB). In our sce-nario, the rifts are much larger than the restricted sed-imentary deposits, referred to as basins in this study.The mountain ranges that step down to sea level, theintervening alluvial/fluvial and littoral plains, the shal-low basement west of the cretaceous hingeline of theSantos and Campos Basins, all represent a majorCenozoic extensional domain developed by gravita-tional collapse of a Late Cretaceous mega-plateau,herein called Cretaceous Serra do Mar (abbreviated asSMC). In order to understand the reasons for such fail-ure the evolution of the highlands had to be trackedback to its beginnings in the Early Coniacian. From thispoint on, the entire continental crust of SoutheasternBrazil underwent epeirogenic uplift, and was intensive-ly intruded by alkaline and basic magmatism, until itstopped at the K/T boundary.

and Serra do Mar Ranges, modified by elastic rebound(that raised even further some hanging wall blocks)and tilting of the fault blocks.

Typical domino-style faulting is present in mostgrabens. Asymmetric profiles with one faulted mar-gin dominated by abrupt scarps of high mountainsand one flexural margin with less steep flanks arecommon. Accommodation and transfer zones gener-ally form the limits between grabens. Since they arenot filled by sediments, they constitute excellentthree-dimensional examples of rift geometries seenfrom inside out.


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Pedro Victor ZalánExploração e Produção – Exploração

Gerência de Gestão de Projetos Exploratórios / Norte - Nordeste

e-mail: [email protected]

Pedro Victor Zalán nasceu no Rio de Janeiro (RJ) e obteve os títulos degeólogo pela UFRJ (1977) e os de Master of Science (Geology, 1983)e Doctor of Philosophy (Geology, 1984) pela Colorado School of Mines,Golden, CO, USA. Ingressou na Petrobras em 1978 onde exerceu oscargos de geólogo de poço, geólogo exploracionista, coordenador deprojetos, chefe de setores de exploração e instrutor de cursos internose externos. Atualmente, possui a função de consultor sênior e atuacomo professor da Universidade Petrobras. Na área doméstica atuou emtodas as bacias brasileiras, com ênfase para as bacias da margemequatorial, paleozóicas, proterozóicas, e, ultimamente, nas águas profun-das de todo o Brasil. Foi cedido à Braspetro durante 1989-1993 ondeatuou como gerente e como exploracionista nas bacias do Oriente Mé-dio, América do Sul, Golfo do México, Mar do Norte e África Ocidental/ Setentrional. Externamente, ministrou cursos rápidos de pós-gradua-ção em diversas universidades brasileiras e para companhias de petróleona Colômbia, Equador e Argentina. Suas áreas de especialização incluema geologia estrutural, geotectônica, análise de bacias e exploração emáguas profundas/ultraprofundas.

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