III. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira

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1 III. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira Figura III.61 Seção sísmica na Bacia de Campos, mostrando seqüências estratigráficas sinrifte e pós-rifte e ocorrência de anomalias gravimétricas e magnéticas próximo do limite crustal Figure III.61 Seismic section in the Campos Basin, showing syn-rift and post-rift stratigraphic sequences, and occurrence of gravity and magnetic anomalies near the crustal limit Figura III.62 Seção geosísmica na Bacia de Campos, mostrando seqüências estratigráficas sinrifte e pós-rifte e compartimentos tectônicos associados à halocinese Figure III.62 Geoseismic section in the Campos Basin, showing synrift and post-rift stratigraphic sequences, and tectonic compartments associated with halokinesis 151

2 152 Parte I Geologia A megasseqüência transicional caracteriza-se pela deposição de siliciclásticos e evaporitos aptianos, depositados acima da discordância break-up, em ambiente marinho restrito, registrando-se carbonatos, anidrita e halita na Formação Ariri. A terceira fase tectônica corresponde à megasseqüência pósrifte ou marinha, associada a subsidência térmica durante a deriva dos continentes. Esta fase inicia-se por depósitos siliciclásticos (Formação Florianópolis) e carbonáticos (Formação Guarujá) de idade eo/meso-albiana, que posteriormente foram recobertas por sistemas transgressivos clástico/carbonáticos (Formação Itanhaém) do Neo-Albiano ao Eo/Cenomaniano (Pereira et al. 1986). O subseqüente aprofundamento da bacia resultou na implantação de um ambiente marinho transgressivo até o Meso/Turoniano (Formação Itajaí Açu), seguido por fortes eventos regressivos a partir do Maastrichtiano (formações Santos e Juréia), resultando num sensível avanço da linha de costa na direção do mar (Pereira e Macedo, 1990). O Terciário da Bacia de Santos é representado pelo sistema Iguape/Marambaia, com dominância de plataformas carbonáticas na porção centro-sul e forte influxo de clásticos grosseiros na porção norte. A sedimentação culmina com a deposição de areias e folhelhos da Formação Sepetiba, de idade pleistocênica (Pereira e Macedo, 1990; Pereira e Feijó, 1994). O segmento central do sistema de depocentros da fase rifte que se estende entre a Bacia de Santos e o sul da Bacia de Campos é caracterizado por uma faixa de anomalias gravimétricas negativas, com direção NNE, indicativas de grande profundidade da base do sal e do embasamento, com um principal depocentro a leste do gráben de Merluza (Karner e Driscoll, 1999; Meisling et al. 2001). Destaca-se na parte centro-norte da Bacia de Santos, entre a região de Cabo Frio até a região central da Bacia, ao sul da Ilha Grande, a ocorrência de uma grande falha lístrica antitética, associada a tectônica de sal (Mohriak et al. 1995b). Esta feição relaciona-se com uma progradação maciça de sedimentos siliciclásticos no Cretáceo Superior, resultando em expulsão dos evaporitos e criando uma cicatriz de sal que é coberta por sedimentos pós-albianos, que ficam cada vez mais novos à medida que se aproximam do plano da falha de baixo ângulo. A falha de Cabo Frio controla também uma grande faixa alongada com ausência de sedimentos albianos (Albian gap ou vazio albiano), cujo modelo de formação tem sido discutido em diversos trabalhos (Mohriak et al. 1995b; Cainelli e Mohriak, 1998). Modelagens físicas desta feição halocinética sugerem diferentes hipóteses, algumas com grande extensão da cobertura sedimentar, e outras, alternativamente, com pouca extensão (Szatmari et al. 1996; Ge et al. 1997, Mohriak e Szatmari, 2001). Na parte norte da bacia, junto ao Alto de Cabo Frio, ocorrem feições vulcânicas do Cretáceo Superior (notadamente na Bacia de Santos) e do Terciário (na direção da Bacia de Campos), formando cones vulcânicos e diversas fácies vulcanoclásticas (Mizusaki e Mohriak, 1992). Na parte sul da bacia, próximo à região da Plataforma de Florianópolis, destaca-se a ocorrência de muralhas de sal com geometria linear em planta e que em seções sísmicas aparecem com forma de agulhas atravessando toda a seqüência sedimentar cretácica e terciária. Ocorrem também nessa região anomalias gravimétricas e magnéticas de direção NNE associadas a altos vulcânicos na direção da plataforma de Florianópolis e anomalias E W que correspondem a zonas de fraturas (Zona de Fratura do Rio Grande). A Fig. III.63 apresenta uma seção geológica esquemática na região do campo de Merluza, e a Fig. III.64 (modificada de Cainelli e Mohriak, 1998) apresenta a continuação dessa seção ao longo de uma linha sísmica na porção centro-sul da Bacia de Santos. A Fig. III.65 apresenta a continuação da seção, atravessando a porção distal da província de diápiros de sal e atingindo a região de crosta vulcânica com intrusões ígneas associadas à Zona de Fratura do Rio Grande (Lineamento de Florianópolis). Bacia de Pelotas A Bacia de Pelotas situa-se no extremo sul da margem continental brasileira, limitando-se a norte com a Bacia de Santos, pela plataforma de Florianópolis, e a sul com as bacias da Margem Continental do Uruguai (Fig. III.22). A área da bacia compreende cerca de km 2 (até a lâmina d água de m), 20 % dos quais estão situados em região de embasamento raso na região emersa e na plataforma continental. O desenvolvimento da bacia pode ser dividido em três megasseqüências ou fases principais de evolução tectônica. A megasseqüência pré-rifte corresponde a sedimentos e vulcânicas do Paleozóico e Mesozóico da Bacia do Paraná. Esses sedimentos são reconhecidos apenas na área do Sinclinal de Torres, onde a seção paleozóica da Bacia do Paraná está sotoposta ao pacote cenozóico da Bacia de Pelotas (Dias et al. 1994a). A megasseqüência sinrifte (Neocomiano Barremiano) é caracterizada por falhamentos antitéticos que definem meio-grábens na plataforma continental, com interpretação (Dias et al. 1994b) de que a magnitude dos falhamentos aumenta para leste. Esta megasseqüência foi amostrada em poucos poços em situação de gráben proximal, constituindo-se de conglomerados com fragmentos de basalto (Formação Cassino). A base dessa seqüência assenta-se sobre rochas vulcânicas (basaltos tholeiíticos, com datação de 124 Ma pelo método K-Ar, Dias et al. 1994a), representadas pela Formação Imbituba. A megasseqüência transicional, que nas bacias a norte do lineamento de Florianópolis incluem evaporitos com halita (Formação Ariri), é reconhecida apenas na região da Plataforma de Florianópolis, onde se constatou anidrita.

3 III. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira Figura III.63 Seção geosísmica na Bacia de Santos, mostrando seqüências estratigráficas sinrifte e pós-rifte e diápiros de sal próximos da quebra da plataforma continental Figure III.63 Geoseismic section in the Santos Basin, showing synrift and post-rift stratigraphic sequences, and salt diapirs near the continental shelf break Figura III.64 Seção sísmica na Bacia de Santos, mostrando seqüências estratigráficas sinrifte e pós-rifte e ocorrência de expressiva tectônica de sal na região além da quebra da plataforma Figure III.64 Seismic section in the Santos Basin, showing syn-rift and post-rift stratigraphic sequences, and occurrence of expressive salt tectonics in the region beyond the shelf break Figura III.65 Seção sísmica na Bacia de Santos, mostrando transição entre província de diápiros de sal adjacente à região com embasamento vulcânico e presença de intrusões ígneas ao longo de zonas de fraturas oceânicas Figure III.65 Seismic section in the Santos Basin, showing the transition from the salt diapir province adjacent to the region with volcanic basement, and presence of igneous intrusions along oceanic fracture zones 153

4 154 Parte I Geologia Localmente, abaixo da Formação Ariri, registra-se a ocorrência de traquiandesito cinza esverdeado (Formação Curumim) cuja datação Ar-Ar apresentou idade de 113 Ma (Dias et al. 1994a). A megasseqüência pós-rifte, que representa a sedimentação marinha da bacia, pode ser subdividida em algumas seqüências principais (Dias et al. 1994a): 1) seqüência do Albiano/Aptiano, com sua porção superior coincidente com o topo da seção de calcários do Eo/Meso/Albiano (Formação Porto Belo); 2) seqüência do Cretáceo Superior, composta por sedimentos pelíticos, responsável pela deposição de areias na área do baixo de Mostardas e de margas e folhelhos na plataforma continental (Formação Atlântida); 3) seqüência do Cretáceo Superior Terciário Inferior, constituída por folhelhos e delgadas camadas de arenitos; 4) seqüência do Eoceno/ Oligoceno Inferior, composta por clásticos na área do baixo de Mostardas e por folhelhos na plataforma (Formação Imbé); e 5) seqüência do Oligoceno Superior ao Recente, de caráter progradante e composição pelítica. Na porção sul da Bacia de Pelotas, em frente à Laguna dos Patos, destaca-se grande espessamento da seqüência sedimentar na região do cone do Rio Grande, associada a altas taxas de sedimentação no Terciário. O rápido soterramento propiciou a preservação de matéria orgânica e a formação de gás biogênico, registrando-se notável ocorrência de hidratos de gás em profundidades que estão entre 100 e m na coluna sedimentar, em batimetrias de a m (Fontana, 1989; Fontana e Mussumeci, 1994; Sad et al. 1997; Sad et al. 1998). Também nessa região caracteriza-se uma faixa de dobramentos dos sedimentos terciários, mobilizados por empurrões com vergência para o mar (Fontana, 1989; Cainelli e Mohriak, 1998). A ocorrência de grábens controlados por falhas antitéticas na região proximal da bacia e na plataforma sugere modelos diversos para a formação e evolução geodinâmica do rifte na Bacia de Pelotas. Três hipóteses podem ser aventadas (Mohriak et al. 1995b; Cainelli e Mohriak, 1998): (1) ocorrência de basculamento regional associado à implantação de crosta oceânica e posterior ruptura por falhamentos mais novos (Gonçalves et al. 1979); (2), ocorrência de grandes falhas antitéticas que aumentam de rejeito na direção de águas profundas (Dias et al. 1994b); e (3) ocorrência de feições caracterizadas como seaward-dipping reflectors, relacionadas à implantação de crosta proto-oceânica (Chang et al. 1992; Fontana, 1990; Fontana, 1996; Mohriak et al. 1995b; Cainelli e Mohriak, 1998, Talwani e Abreu, 2000). A Fig. III.66 apresenta uma seção sísmica regional através da porção centro-norte da Bacia de Pelotas, com caracterização de cones vulcânicos e feições interpretadas como seawarddipping reflectors (Mohriak et al. 1995b; Fontana, 1996; Talwani e Abreu, 2000). Figura III.66 Seção sísmica na Bacia de Pelotas (parte norte), mostrando feições interpretadas como cunhas de refletores mergulhantes para o mar (SDR) relacionadas à formação de crosta proto-oceânica Figure III.66 Seismic section in the Pelotas Basin, showing features interpreted as seaward-dipping wedges (SDR) related to the inception of proto-oceanic crust

5 III. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira 155 Discussão A evolução tectono-estratigráfica das bacias sedimentares da margem leste sudeste (segmento divergente) e da margem equatorial (segmento transformante) é conseqüência da ruptura do Gondwana e da abertura e do desenvolvimento do Oceano Atlântico Sul, iniciadas no Mesozóico. O sistema de riftes associado à separação entre as placas sul-americana e africana iniciou-se nos extremos norte e sul da América do Sul e notadamente na margem sul é acompanhado pela extrusão de lavas basálticas na Bacia do Paraná e na região adjacente da margem continental, entre as bacias de Pelotas e Espírito Santo. A fase sinrifte é caracterizada por falhas sintéticas e antitéticas formando diversos semi-grábens cuja direção é aproximadamente paralela à linha de costa atual. Esses grábens são preenchidos por siliciclásticos continentais flúviodeltaicos, localmente com o desenvolvimento de fácies carbonáticos e de acumulações de conchas de pelecípodes (coquinas). O rifteamento da margem é diácrono, com idades variando entre Jurássico e Neocomiano nas extremidades meridional e setentrional da América do Sul e atingindo idades bem mais novas (Aptiano Albiano) na extremidade leste da margem equatorial (entre Pernambuco Paraíba e Sergipe Alagoas). Após a formação dos riftes continentais, com sedimentos lacustrinos e fluviais, ocorreu a ingressão marinha, que resultou na deposição de espessa seqüência de evaporitos (folhelhos, carbonatos, anidrita, halita). A tectônica de sal é caracterizada por domínios tectônicos distintos ao longo da margem, com feições extensionais na plataforma e compressionais em águas profundas. Os riftes abortados da margem equatorial e também na margem nordeste não apresentam grandes espessuras de sedimentos evaporíticos e com exceção de Tacutu são caracterizados por ausência de assoalho vulcânico na base da seqüência rifte. Entretanto, a extensão na direção de águas profundas de alguns dos riftes anteriormente interpretados como não-vulcânicos (e.g., Jacuípe e Sergipe Alagoas) é também caracterizada por cunhas de refletores mergulhantes para o mar (seaward-dipping reflectors), interpretada como feições vulcânicas geneticamente relacionadas à incepção de crosta proto-oceânica. Feições vulcânicas pós-rifte no extremo sul da Bacia de Santos podem corresponder a intrusões ígneas em crosta continental (Demerican e Szatmari, 1999), ou a manifestações de centros de espalhamento oceânico abortados (Kumar e Gamboa, 1979; Meisling et al. 2001) ou a propagadores oceânicos (Mohriak 2001). A Megasseqüência Transicional é caracterizada por uma relativa quiescência tectônica após a rotação e basculamento de blocos de rifte, que são dissecados por uma discordância regional que nivela a topografia preexistente (break-up unconformity). Acima da discordância, algumas bacias são caracterizadas por espessa seqüência de sedimentos aptianos pouco controlados por falhas (sag basins). A deposição de evaporitos no Aptiano Superior inicia-se com camadas de carbonatos e anidrita, que com o aumento da aridez gradam para camadas de halita e atingem condições de deposição de sais de potássio na região nordeste brasileira (Sergipe Alagoas). A Megasseqüência Marinha é caracterizada por uma fase inicial de deposição de carbonatos em condições ambientais rasas e oxigenadas, que subseqüentemente é afogada pela subida do nível do mar. O Terciário, particularmente nas bacias da margem leste brasileira, é caracterizado por cunhas sedimentares com progradações siliciclásticas, que resultaram na deposição de arenitos turbidíticos em águas profundas. Falhamentos relacionados à tectônica de sal constituem-se em eficiente caminho de migração para hidrocarbonetos gerados na seqüência pré-sal, que se acumularam em reservatórios carbonáticos do Albiano e siliciclásticos do Albo- Cenomaniano até Mioceno. Vários episódios tectono-magmáticos (com clímax no Cretáceo Superior e Terciário Inferior) são registrados em alguns segmentos da margem, particularmente na região de Abrolhos e na região de Cabo Frio. Na região continental adjacente, formaram-se bacias tafrogênicas (e.g., Bacia de Taubaté), e esse período também é caracterizado por várias intrusões alcalinas na borda das bacias sedimentares de Campos e Santos. Conclusões Os riftes que formam a margem continental brasileira estão relacionados à abertura do Atlântico Sul e são subdivididos em riftes abortados, abrangendo uma série de bacias que ocorrem particularmente na margem equatorial e na margem nordeste; e em riftes que evoluiriam para formar as bacias de margem passiva, subdivididos em bacias de margem transformante e margem divergente. O rifteamento da margem leste sudeste sul brasileira iniciou-se no extremo sul da placa sul-americana (Argentina), com uma série de riftes de direção NW SE, com preenchimento vulcano-sedimentar datado de Jurássico a Cretáceo Inferior. A partir do Cretáceo Inferior, o campo de estresse mudou de direção, e o rifteamento se propagou com direção NNE pelas bacias de Pelotas, Santos, Campos e Espírito Santo, com atividade de rifteamento afetando a região do nordeste brasileiro até o Aptiano Albiano. O rifteamento da margem equatorial brasileira iniciou-se numa fase precursora no Jurássico, concomitante à

6 156 Parte I Geologia abertura do Atlântico Norte. Nessa fase, registram-se sedimentos controlados por falhas de rifte na região de Tacutu e Cassiporé. A evolução tectono-estratigráfica das bacias da margem continental é caracterizada por uma megasseqüência prérifte com remanescentes da sedimentação intracratônica do Paleozóico e do Mesozóico; uma megasseqüência sinrifte associada a processos extensionais, com depósitos continentais fluviais e lacustres; uma megasseqüência transicional, associada a um golfo marinho, com depósitos evaporíticos; e uma megasseqüência pós-rifte, predominantemente marinha. A megasseqüência pós-rifte pode ser dividida em seqüências marinha transgressiva e marinha regressiva. A seqüência marinha transgressiva é inicialmente marcada por sedimentação de carbonatos em plataforma, seguindo-se uma sedimentação francamente oceânica e relativa estabilidade ambiental, com paleobatimetrias atingindo valores entre e 2.000m, e por grande diversidade biológica. Na margem divergente, condições de mar cada vez mais franco começaram a predominar apenas no Turoniano Superior, sendo marcante a ocorrência de uma discordância regional (e.g., discordância da base da Formação Calumbi na Bacia Sergipe Alagoas), separando os estratos pré-turonianos da seqüência inferior, de características mais anóxicas, dos estratos santonianos a campanianos, depositados em ambiente mais aberto. A seqüência marinha regressiva é caracterizada por grande afluxo de sedimentos siliciclásticos na região sudeste brasileira, associados a grandes progradações sigmoidais, e por turbiditos intercalados em folhelhos batiais. A margem transformante apresenta segmentos de direção E W e segmentos de direção NW SE, conforme evidenciado nos mapas de métodos potenciais, formando um padrão en-echelon característico de bacias associadas a movimentações transcorrentes ou margens transformantes. As bacias sedimentares da margem equatorial podem ser caracterizadas pelas seguintes fases evolutivas: prétransformante/pré-transtensão (Jurássico a Barremiano), pré-transformante/sintranstensão (Aptiano), sintransformante/margem transformante; passiva (Albiano Cenomaniano), pós-transformante/margem transformante passiva (Cenomaniano Recente). Linhas sísmicas regionais na margem equatorial indicam que algumas zonas de fraturas associadas às falhas transformantes estão tectonicamente ativas até o presente, mostrando perturbações no fundo do mar (causadas por movimentos compressionais e extensionais). A região nordeste brasileira é caracterizada pelo sistema de riftes Recôncavo Tucano Jatobá que não evoluíram a uma fase de subsidência termal, enquanto o sistema de riftes alongados entre Jacuípe e Sergipe Alagoas evoluíram para bacias de margem passiva divergente com a formação de crosta oceânica. A plataforma continental na região nordeste é muito mais estreita que na região sudeste e com uma abrupta transição entre talude e bacia profunda marcada por um limite crustal relativamente próximo da quebra de plataforma. A plataforma continental alarga-se na região do segmento transversal da margem entre a Bacia Pernambuco Paraíba e a Bacia Potiguar. Lavas basálticas precursoras do rifteamento são registradas na Bacia do Paraná e em várias bacias da margem continental. Derrames de lavas basálticas, também associados à ruptura do Atlântico Sul, são registrados na Bacia do Parnaíba, estendendo-se para os grábens de São Luís e para a margem equatorial. Também registramse intrusões ígneas e lavas basálticas precursoras da sedimentação continental lacustrina na Bacia do Tacutu e na Bacia Potiguar. A formação de crosta oceânica é precedida pelo extravasamento de lavas basálticas em ambiente subaéreo, que constituem cunhas que mergulham para o mar, formando os pacotes designados como seaward-dipping reflectors, que marcam a transição de crosta continental para crosta oceânica. Os mapas de anomalia Bouguer indicam uma faixa de anomalias positivas próximas do limite pré-aptiano (limite oeste da megasseqüência sinrifte) nas bacias de Santos, Campos e Espírito Santo. Essas anomalias provavelmente estão associadas ao inicio de um afinamento crustal e a um pronunciado soerguimento do Moho sob os depocentros sedimentares. Grandes falhas da fase rifte aparentemente penetram a crosta continental e solam no topo de massas ígneas aprisionadas na base da crosta (underplating) ou são absorvidas numa região onde se observam fortes refletores na crosta média a inferior. Esses refletores, na região de águas profundas, amalgamam-se com a descontinuidade do Moho. Na direção da porção central dos riftes, uma segunda faixa de anomalias positivas em algumas bacias indica um alto externo (Bacia de Campos, por exemplo), que corresponde a um alto vulcânico onde a seqüência rifte é praticamente ausente. Esses altos vulcânicos podem estar cobertos por uma reduzida cobertura sedimentar de idade aptiana ou por evaporitos. A porção norte da Bacia de Pelotas e a porção sul da Bacia de Santos são caracterizadas por diversas intrusões ígneas interpretadas como altos vulcânicos em crosta continental ou como propagadores associados à implantação de crosta oceânica. O trend de anomalias gravimétricas negativas de direção NNE, coincidente com os depocentros das bacias de Santos,

7 III. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira 157 Campos e Espírito Santo, aparentemente é deslocado por lineamentos de direção NW SE que correspondem a zonas de transferência dos riftes. Essa direção é sub-paralela à direção dos enxames de diques da Bacia do Paraná (Arco de Ponta Grossa) e também coincide com a direção de alinhamentos regionais como a Zona de Cisalhamento de Cruzeiro do Sul. A polaridade dos semi-grábens é invertida ao se atravessarem algumas zonas de transferências, compartimentalizando riftes abortados (e.g., Tucano), ou bacias da margem continental em várias sub-bacias sinrifte com mudança na direção do plano de mergulho da falha principal (e.g., entre Santos e Pelotas). Essas zonas de transferência controlam a espessura sedimentar nas calhas dos riftes e provavelmente também as fácies sedimentares. As direções NW SE das zonas de transferência alinham-se com as direções E W das falhas transformantes em crosta oceânica, junto ao limite crustal. Na transição crosta continental crosta oceânica, vários corpos ígneos intrudem a crosta ao longo dos segmentos de falhas transformantes (leaking fracture zones). Os blocos mais externos do rifte, junto ao limite crustal, aparentemente são erodidos por uma grande discordância que é coberta pelas cunhas de rochas vulcânicas (seawarddipping reflectors), indicativas de uma anomalia térmica precedendo a incepção de crosta oceânica. A bacia evaporítica aptiana estende-se desde a Bacia de Santos até Sergipe Alagoas, exibindo diferentes compartimentos tectônicos, que podem ser subdivididos em domínios extensionais e domínios compressionais. Segmentos da margem caracterizados por reentrâncias na bacia evaporítica (e.g., Santos e Cumuruxatiba) apresentam fluxo convergente de sal, e segmentos caracterizados por saliências na bacia evaporítica (e.g., bacia de Campos) apresentam fluxo divergente de sal. A reativação de falhas do embasamento durante o Cretáceo Superior e Terciário Inferior a Médio constitui importante evento tectono-magmático na margem sudeste, com as intrusões ígneas e extrusões vulcânicas proporcionando um elemento de instabilidade tectônica que, associadas à tectônica de sal, resultou na desestabilização dos depósitos de areias da plataforma continental. Esses detritos arenosos são carreados por correntes de turbidez para a região de águas profundas, formando reservatórios sob forma de lençóis turbidíticos e também como corpos arenosos amalgamados em canais. Agradecimentos Agradece-se ao apoio gerencial da PETROBRAS pela oportunidade de realização do trabalho, particularmente ao Dr. J.C. Barbosa, C.A.P. Oliveira, P.M.M. Mendonça, L.N. Reis, F. Nepomuceno, E.J. Milani, E. Porsche, e também à gerência da CPRM pelo convite oficial efetuado pela diretoria, representada pelo Dr. L.A. Bizzi, e também pelo apoio constante do Dr. C. Schobbenhaus. Agradece-se também a R.M. Vidotti pelas orientações operacionais durante a execução do trabalho e pelo auxílio na formatação de figuras e texto. Embora a integração final e a síntese de conceitos geológicos seja de responsabilidade do autor, este trabalho beneficiou-se de grande número de trabalhos anteriormente publicados, como artigos de periódicos, resumos e trabalhos em anais de congressos, capítulos de livros, e publicações internas da PETROBRAS. Também foram de grande importância a integração de resultados de relatórios de análise de bacias, resumos de seminários, discussões em reuniões técnicas informais, e debates e seminários apresentados em diversos cursos ministrados pelo autor na PETROBRAS e em várias universidades ao longo dos anos. Agradece-se em especial os geólogos P.R. Palagi e L.O.A. Oliveira pela revisão crítica do texto e pelas muitas observações técnicas e de estilo que em muito melhoraram a versão final do trabalho. Somos gratos a M.A.N.F. Aragão pela revisão das referências bibliográficas e a E. Santos pela preparação de dados digitais de métodos potenciais e elaboração de mapas regionais. Agradecimentos são também devidos ao setor de desenho da PETROBRAS pelo inestimável auxílio na preparação das figuras, e somos gratos ao técnico A.T. Dias pela constante colaboração. Incontáveis exploracionistas e pesquisadores contribuíram com idéias que nem sempre é possível referenciar com autoria ou coautoria em publicações, trabalhos ou relatórios técnicos desenvolvidos ao longo dos anos. Agradecimentos e reconhecimento pela contribuição são devidos a todos os técnicos que participaram do avanço do conhecimento geológico das bacias da margem continental. Especiais agradecimentos são devidos aos vários geocientistas abaixo relacionados, em função da efetiva participação em projetos anteriores, e particularmente, nas específicas colaborações para preparação de dados, elaboração de figuras e inúmeras discussões técnicas envolvendo a interpretação geológica de diversos segmentos da margem continental, que foram de grande valia para a preparação deste trabalho de revisão. D. Abrahão M.A. Almeida C. Appi N. Azambuja G. Bacoccoli A.Z.N. Barros M.C. Barros M. Bassetto A.S. Biassusi J.A.S.L. Brandão C. Cainelli C.W.M. Campos M. Carminatti R.S. Carvalho R.T. Castellani A.H.A. Castro P. de Cesero D. Coelho J.C.J. Conceição G.A. Correia

8 158 Parte I Geologia J.A. Cupertino L.S. Demercian J.L. Dias F.U.H. Falkenhein A.M.F. Figueiredo R.L. Fontana C.A. Fontes S. Francis M.R. Franke A. Fugita L.A.P. Gamboa B.S. Gomes P.O. Gomes L.R. Guardado M. Guerra P.T. Guimarães M.A.L. Latgé C.C. Lima C.F. Lucchesi J.M. Macedo L.P. Magnavita R.M.D. Matos M.R. Mello E.J. Milani A.M.P. Mizusaki R. Mosmann M.M. Nascimento F. Nepomuceno Filho H.A.O. Ojeda C.A.F. Oliveira J.B.Oliveira L.O.A. Oliveira P.R. Palagi J.L. Pantoja O.B. de Paula M. Pequeno M.J. Pereira C.S. Pontes J.H.L. Rabelo H.D. Rangel M.A.L. Ricci J.B. Rodarte S.M. Rodrigues A.L. R. Rosa A.R.E. Sad M.S. Scutta S.R.P. Silva D.P. Silveira J.F.F. Sobreira P. Szatmari L.B. Teixeira A. Thomaz Filho I.S. Vieira P.H.V. Ven P.V. Zalán Referências Bibliográficas Abrahão, D., Warme, J.E Lacustrine and associated deposits in a rifted continental margin Lower Cretaceous Lagoa Feia Fm., Campos Basin, Offshore Brazil. In: Katz, B.J. 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