CARACTERIZAÇÃO DAS UNIDADES SÍSMICAS, PROCESSOS SEDIMENTARES E IDADE DO CÂNION ALMIRANTE CÂMARA, BACIA DE CAMPOS

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

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

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

4 IV p Pellizzon, Marcela Marques Caracterização das Unidades Sísmicas, Processos Sedimentares e Idade do Cânion Almirante Câmara, Bacia De Campos. Marcela Marques Pellizzon. Niterói: [ s.n.], f., cm. Dissertação (Mestrado em Geologia e Geofísica Marinha) Universidade Federal Fluminense, Bibliografia: f CDD

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

6 VI ÍNDICE AGRADECIMENTOS V ÍNDICE VI LISTA DAS FIGURAS VII LISTA DAS TABELAS VIII LISTA DE ABREVIATURAS IX RESUMO X ABSTRACT XI 1 - INTRODUÇÃO ÁREA DE ESTUDO Localização Evolução Geológica da Bacia de Campos Compartimentação Fisiográfica Sedimentologia e Geomorfologia Características Oceanográficas Processos Sedimentares METODOLOGIA Dados Sísmicos Sismoestratigrafia RESULTADOS Morfologia do Cânion Caracterização Sísmica Descrição das Unidades Sísmicas Estruturas Identificadas DISCUSSÃO Correlação da Caracterização Sísmica com os resultados do DSDP Evolução da Margem Continental na Área de Estudo Processos Sedimentares no Cânion Almirante Câmara CONCLUSÃO REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 78

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

28 28 Observações em testemunhos rasos indicam que no talude da bacia de Campos o Quaternário está representado por lamas siliciclásticas com presença discreta de carbonato e matéria orgânica. A pequena quantidade de estruturas primarias preservadas, os contatos bruscos inferior e superior, da gradação normal e inversa e do acamamento interno fino, sugerem que a sedimentação é dominada por correntes de turbidez em todo o talude superior (Caddah et al., 1998). O talude médio é caracterizado por apresentar uma crosta ferruginosa com areias finas, siliciclásticas e biogênicas, laminadas, e pela presença localizada de corais de águas profundas. Esses recobrem um pacote de lama arenosa e areia lamosa laminada com espessura entre metros a dezenas de metros (Caddah et al., 1998) rompido em alguns locais por processos de fluxo de massa (Viana et al., 1998) (Fig. 7). A camada superficial enriquecida em ferro com cerca de 10 cm de espessura, provavelmente se deve à presença da Água Intermediária da Antártica (AIA) (Caddah et al., 1994). Essa massa d água, rica em oxigênio, provavelmente, causa a oxidação dos sedimentos de fundo, criando crostas arenosas enriquecidas em Fe (Viana et al., 1994). No talude inferior (abaixo de 1200m), onde ocorre a atuação da Água Profunda do Atlântico Norte (APAN), uma fina camada de vasa carbonática (<10 cm de espessura) recobre a crosta rica em Fe em um contato brusco não erosivo, datações radiométricas indicam que esta é holocênica, enquanto que, a crosta do talude inferior é do final do Pleistoceno (Viana et al., 1994). Diferentes correntes termohalinas têm papel importante na determinação dos padrões de sedimentação no talude, principalmente durante o Quaternário. Marés, ondas de tempestades e a penetração da Corrente do Brasil com a formação de vórtices e meandros são amplificadores da ação das correntes que atuam próximo a plataforma externa. Esses processos podem atuar como importantes fatores na acumulação de sedimentos na quebra da plataforma e exportação de sedimentos em direção ao talude (Viana et al., 1998). Os sedimentos transportados através do Grupo Nordeste de Cânions, depositados sobre o platô de São Paulo, formam o Leque Submarino do Paraíba do Sul. De acordo com Silva et al. (2001) a porção interna do platô, ao largo do leque, apresenta depósitos de movimentos de massa no talude. Compostos por vasas de foraminíferos, margas arenosas foraminíferas, areias e lamas arenosas com leitos de material grosseiro e algumas camadas formadas essencialmente por quartzo e minerais opacos, evidenciando passagem de material terrígeno.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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