UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA Instituto de Geociências e Ciências Exatas Campus de Rio Claro CAMILA SCHWEIG CARACTERIZAÇÃO TECTONOESTRATIGRÁFICA DA PORÇÃO ADJACENTE AO EPICENTRO DO SISMO SÃO VICENTE NA BACIA DE SANTOS Orientador: Prof.Dr. João Carlos Dourado Co-Orientador: Dr. Iata Anderson de Souza Rio Claro (SP) 2013 ??? ???????????? Dissertação apresentada ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas do Campus de Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista Júlio de Mesquita Filho, como requisito parcial para obtenção do título de Mestre em Geologia Regional. UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA Instituto de Geociências e Ciências Exatas Campus de Rio Claro CAMILA SCHWEIG CARACTERIZAÇÃO TECTONOESTRATIGRÁFICA DA PORÇÃO ADJACENTE AO EPICENTRO DO SISMO SÃO VICENTE NA BACIA DE SANTOS Comissão Examinadora Prof. Dr. João Carlos Dourado Prof. Dr. Marcelo Assumpção Prof. Dr. Norberto Morales Resultado: Aprovada Rio Claro, SP 30 de maio de 2013. ??? ???????????? Dissertação apresentada ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas do Campus de Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista Júlio de Mesquita Filho, como requisito parcial para obtenção do título de Mestre em Geologia Regional. AGRADECIMENTOS Agradeço a todos aqueles que de uma maneira ou outra contribuíram para que este trabalho fosse realizado. Em especial aos meus pais, Carlos e Cecília, os quais amo muito, pelo incentivo, compreensão e confiança. Aos meus irmãos, sobrinhas e amigos, pelo apoio. Ao orientador Prof. Dr. João Carlos Dourado e ao co-orientador Dr. Iata Anderson de Souza pelos ensinamentos. Aos profissionais do LISG, Dr. Sérgio A. Caceres Contreras e Dra. Maria Gabriela Castillo Vicentelli pelos conselhos e ensinamentos. Ao Prof. Dr. César Augusto Moreira por me incentivar e apoiar na realização deste mestrado. Ao meu namorado Thiago Domingues Góes Lúcio por me ajudar e me apoiar sempre. Aos amigos da Casa Rosada pela amizade e companheirismo. Ao Banco de Dados de Exploração e Produção (BDEP), pelo fornecimento dos dados geofísicos necessários para a execução deste trabalho. Ao Programa de Formação de Recursos Humanos em Geociências e Ciências Ambientais Aplicadas ao Petróleo – PRH 05/UNESP, ao PFRH/Petrobrás e ao PRH/ANP – FINEP/MCT, pelo apoio acadêmico e financeiro, indispensáveis à realização deste trabalho. A todos meu reconhecimento e gratidão. “Se as coisas são inatingíveis... ora! Não é motivo para não querê-las... Que tristes os caminhos, se não fora A presença distante das estrelas!” Mário Quintana. RESUMO A distribuição espacial de eventos sísmicos na Terra é bastante conhecida. As bordas das placas são os locais de maior ocorrência desses eventos. Porém as regiões intraplacas não estão livres de eventos sísmicos. O terremoto de São Vicente, que ocorreu na Bacia de Santos, aproximadamente há 200 km da cidade de São Vicente (SP) em 2008, com uma magnitude de 5.2 na escala Richter foi bem detectado na rede mundial, o que possibilitou uma boa determinação de seus mecanismos focais e planos nodais associados. Para determinar qual plano nodal representa a falha geradora do sismo é necessário o entendimento de dados sismológicos, geológicos e geofísicos. Os mapas de anomalia gravimétrica e mapas de contorno estrutural permitiram definir estruturas em escala regional. Foram reconhecidos os principais trends estruturais da área: NE-SW e NW-SE. É possível observar que o epicentro do sismo está localizado em um alto na porção do talude da bacia muito próximo a uma feição de cânion e também próximo à ocorrência de grábens alinhados, o Graben de Merluza e tem sua localização coincidente com a ocorrência do Lineamento Capricórnio. A interpretação de seções sísmicas, restrita às direções dos planos nodais, mostra que a direção do plano sub-horizontal evidencia a ocorrência de falhas pouco expressivas, as quais estão basicamente associadas aos processos de rifteamento e halocinese. Na direção do plano nodal subvertical ocorrem falhas bastante significativas, que interceptam horizontes cenozóicos, o que indica que as mesmas foram ativadas ou reativadas em eventos neotectônicos. O mapeamento da falha normal antitética aproximadamente N-S permitiu correlacioná-la ao Gráben Merluza com diápiros bordejando a falha a leste. A difícil visualização dos dados a partir do horizonte embasamento impossibilita uma interpretação em maior profundidade. Contudo, é possível sugerir que uma tendência horizontal do plano de falha N-S poderia a vincular ao hipocentro. Para o plano subvertical, essa falha em particular dificilmente atingiria o hipocentro com mergulho de 89º, o que não exclui a possibilidade de que outra feição não mapeada favoreça essa condição. Palavras-chave: Sismicidade. Sismo de São Vicente. Bacia de Santos. ABSTRACT The spatial distribution of seismic events on Earth is well known. The edges of the plates are the locations with most frequent occurrence of these events. However, intraplate regions aren’t free from seismic events. The earthquake of São Vicente, which occurred in the Santos Basin, nearly 200 km from the city of São Vicente (SP) in 2008 with a magnitude of 5.2 on the Richter scale was well detected in the global network allowing a good determination of its focal mechanisms and associated nodal planes. In order to define which nodal plane represents the fault that generated the seism it’s necessary the understanding of seismic, geological and geophysical data. The gravity anomaly maps structural and contour maps allowed defining structures on a regional scale. We recognized the major structural trends in the area: NE-SW and NW-SE. Is possible to observe that the epicenter of the earthquake is located on a high slope in the portion of the basin close to a feature of the canyon and also close to the occurrence of aligned grábens, the Merluza Graben and its location is coincident with the occurrence of Capricorn Lineament. The interpretation of seismic sections, restricted to the directions of the nodal planes, shows that the sub- horizontal direction reveals the occurrence of not faults expressive, which are primarily associated with the processes of rifting and halokinesis. Already toward the nodal plane subvertical occur faults quite significants, most of them intercepting cenozoic horizons, which is indicating that they were activated or reactivated in neotectonic events. The mapping of normal antithetic fault approximately N-S allowed to correlate it to aligned grabens, representing the Merluza Graben with diapirs bordering the east of the fault. The difficult visualization of data from the horizon Basement makes interpretation difficult in greater depth. However, it is possible to indicate that a horizontal trend of the NS fault plane would connect to the hypocenter. For the plan subvertical, this particular failure would reach the hypocenter with dip of 89 °, which does not exclude the possibility that another unmapped feature favors this condition. Keywords: Seismicity. Earthquake of San Vicente. Santos Basin. LISTA DE FIGURAS Figura 1.1 - Mapa das bacias sedimentares marginais brasileiras, com a localização da Bacia de Santos em destaque...............................................................................17 Figura 1.2 – Área de estudo.......................................................................................18 Figura 2.1 – Sismicidade do Brasil.............................................................................25 Figura 2.2 - Regionalização Sismotectônica do Brasil...............................................27 Figura 2.3 - Zonas Sismogênicas do Brasil. ..............................................................28 Figura 2.4 - Zonas Sismogênicas do Brasil................................................................29 Figura 2.5 - Sismicidade da Plataforma Continental do SE. A Linha branca contínua representa o contorno de profundidade de 200 e 2000 m aproximadamente, que definem o talude continental. A linha branca tracejada indica o limite da crosta continental estendida, de acordo com o projeto LEPLAC. SPP representa o Platô de São Paulo. FFZ representa a Zona de Fratura Florianópolis. Os Círculos brancos indicam os epicentros e aos círculos branco/preto o mecanismo focal............................................................................................................................31 Figura 2.6 - Representação dos epicentros determinados para o sismo São Vicente, fontes: Estrela amarela: ISC (International Seismological Centre, UK); Estrela branca: NEIC (National Earthquake Information Center, United State Geologic Survey); E duas estações localizadas no sudeste do Brasil, estrela verde: BR74 e estrela laranja: A71. Com a estimativa do epicentro real (círculo), com base na análise dos dados realizadas no trabalho de Assumpção et al. (2011).........................................................................................................................32 Figura 2.7 - Profundidade focal obtida para o sismo e Fase P e pP das estações telessísmicas distantes. (A) Estação da África mostra a chegada da primeira onda P com movimento para baixo (compressão); (B) Estação na América do Norte mostra a chegada da primeira onda P com movimento para cima (empurrão); (C) Estação da Antártica mostra o primeiro movimento para cima (compressão); Aproximadamente 8 s após a onda direta P, a reflexão PP pode ser vista, especialmente nas estações da África e Antártica; e (D) a coluna de velocidade para os sedimentos da Bacia de Santos obtida junto à Petrobrás, com a determinação da profundidade focal em 17,4 km (estrela).................................................................................................................33 Figura 2.8 - Solução do mecanismo focal obtida para o sismo de São Vicente. Os primeiros movimentos da onda P são representados por cruzes (empurrão) e círculos (puxão). P e T indicam a orientação da tensão obtida para o evento.........................................................................................................................34 Figura 2.9 - Representação esquemática de blocos para duas interpretações possíveis dos planos nodais.......................................................................................35 Figura 3.1 - Seção geosísmica na Bacia de Santos, mostrando sequências estratigráficas sinrifte e pós-rifte e diápiros de sal próximos da quebra da plataforma continental..................................................................................................................37 Figura 3.2: Carta estratigráfica da Bacia de Santos (MOREIRA et al., 2007)............38 Figura 3.3 - Elementos estruturais e feições geomorfológicas observados na Bacia de Santos...................................................................................................................46 Figura 3.4 - Blocos diagrama mostrando a evolução da separação entre Brasil e África associado a uma anomalia termal mantélica e sua influência sobre a região sudeste brasileira.......................................................................................................49 Figura 3.5 - Diagrama esquemático mostrando uma sequência de eventos durante o rompimento do Gondwana e formação das bacias sedimentares de margem passiva na margem leste brasileira.........................................................................................51 Figura 4.1 - Localização dos dados de sísmica de reflexão e poços.........................57 Figura 4.2 - Localização dos dados de gravimetria....................................................58 Figura 5.1 - Horizontes cronoestratigráficos interpretados e incorporados à carta estratigráfica da Bacia de Santos...............................................................................66 Figura 5.2 - Resultado da interpretação da seção 0248-0107 com destaque para a ocorrência de falhas normais sintéticas (mergulho para leste) e antitéticas (mergulho para oeste) constituindo hortes e grábens.................................................................68 Figura 5.3 - Resultado da interpretação da seção 0247-2004 com destaque para a ocorrência de falhas normais planares com arranjo em “dominó”.............................69 Figura 5.4 - Resultado da interpretação da seção 0231-1331 com destaque para a ocorrência de estruturas em flor negativa..................................................................70 Figura 5.5 - Resultado da interpretação da seção 0248-0043 com destaque para a ocorrência da linha de charneira ou “Charneira de Santos”.......................................70 Figura 5.6 - Resultado da interpretação da seção 0248-0108 com destaque para a ocorrência de estruturas relacionadas à halocinese. Na figura (A) ocorrência de minibacias e diápiros de sal; (B) representa falhas normais de acomodação pós-sal e (C) muralhas de sal....................................................................................................72 Figura 5.7 - Exemplo de seção sísmica 2D com a interpretação estratigráfica e estrutural. (A) Seção strike, paralela a linha de costa (0248-0105) e (B) seção dip, perpendicular a linha de costa (0248-0046)...............................................................73 Figura 5.8 - Mapa de contorno estrutural do horizonte Embasamento......................74 Figura 5.9 - Mapa de contorno estrutural do horizonte Pré-sal..................................75 Figura 5.10 - Mapa de contorno estrutural do horizonte Topo do sal........................76 Figura 5.11 - Mapa de contorno estrutural do horizonte Intra-albiano.......................76 Figura 5.12 - Mapa de contorno estrutural do horizonte Eosantoniano.....................77 Figura 5.13 - Mapa de contorno estrutural do horizonte Intracampaniano................77 Figura 5.14 - Mapa de contorno estrutural do horizonte Topo do Cretáceo..............78 Figura 5.15 - Mapa de contorno estrutural do horizonte Eoeoceno...........................79 Figura 5.16 - Mapa de contorno estrutural do horizonte Mesomioceno.....................79 Figura 5.17 - Mapa de contorno estrutural do horizonte Fundo do mar.....................80 Figura 5.18 - Mapa gravimétrico de Anomalia Bouguer.............................................81 Figura 5.19 - Mapa gravimétrico de anomalia Ar livre................................................82 Figura 6.1 – Correlação dos dados gravimétricos de anomalia ar livre com dados do epicentro e planos nodais obtidos para o sismo e feições geológicas em escala regional reconhecidas na região de estudo...............................................................83 Figura 6.2 – Correlação mapas de contorno estrutural 1...........................................85 Figura 6.3 – Correlação mapas de contorno estrutural 2...........................................86 Figura 6.4 – Correlação da interpretação sísmica 2D na direção do plano nodal sub- horizontal, aproximadamente E-W 1 (82º).................................................................88 Figura 6.5 – Correlação da interpretação sísmica 2D na direção do plano nodal sub- horizontal, aproximadamente E-W 2 (82º).................................................................89 Figura 6.6 – Correlação da interpretação sísmica 2D na direção do plano nodal sub- horizontal, aproximadamente E-W 3 (82º).................................................................90 Figura 6.7 – Correlação da interpretação sísmica 2D na direção do plano subvertical com direção NNW-SSE 1 (341º)................................................................................92 Figura 6.8 – Correlação da interpretação sísmica 2D na direção do plano subvertical com direção NNW-SSE 2 (341º)...............................................................................93 Figura 6.9 – Correlação da interpretação sísmica 2D na direção do plano subvertical com direção NNW-SSE 3 (341º)...............................................................................94 Figura 6.10 - Projeção da falha nas seções sísmicas................................................95 Figura 6.11 – Seção sísmica dip interpretada e a localização do hipocentro do sismo..........................................................................................................................96 LISTA DE TABELAS Tabela 2.1 - Sismos (mb ≥ 5.0 ou I ≥ VI MM) ocorridos até 1980 (BERROCAL et al., 1984)........................................................................................................................ 23 Tabela 2.2 – Sismos (mb ≥ 5.0) ocorridos entre os anos de 1981-2012 (Boletim Sísmico Brasileiro – Catálogo IAG-USP)................................................................. 24 Tabela 4.1 – Dados de Sísmica de Reflexão 2D...................................................... 55 Tabela 4.2 – Dados de Poços.................................................................................. 56 SUMÁRIO 1. INTRODUÇÃO ......................................................................................................................... 14 1.1 Apresentação e Justificativa ........................................................................................................ 14 1.2 Objetivo ....................................................................................................................................... 16 1.3 Área de estudo ............................................................................................................................ 16 1.4 Organização da Dissertação ........................................................................................................ 18 2. SISMICIDADE .......................................................................................................................... 20 2.1 Generalidades ............................................................................................................................. 20 2.2 Sismicidade Intraplaca................................................................................................................. 20 2.3 Características da Sismicidade Brasileira .................................................................................... 21 2.3.1 Sismicidade Histórica e Instrumental ................................................................................... 22 2.3.2 Regionalização Sísmica ......................................................................................................... 26 2.3.3 Sismicidade da Margem Passiva Brasileira e o Sismo São Vicente ...................................... 30 3. ASPECTOS GEOLÓGICOS DA BACIA DE SANTOS ........................................................................ 36 3.1 Generalidades ............................................................................................................................. 36 3.2 Arcabouço Estratigráfico ............................................................................................................. 36 3.2.1 Embasamento ...................................................................................................................... 37 3.2.2 Supersequência Rifte............................................................................................................ 39 3.2.3 Supersequência Pós-rifte ..................................................................................................... 39 3.2.4 Supersequência Drifte .......................................................................................................... 40 3.2.5 Magmatismo ........................................................................................................................ 42 3.3 Arcabouço Estrutural e Principais Feições Geomorfológicas ...................................................... 42 3.4 Evolução tectonoestratigráfica ................................................................................................... 47 4. METODOLOGIA ....................................................................................................................... 52 4.1 Generalidades ............................................................................................................................. 52 4.2 Interpretação de dados de sísmica de reflexão .......................................................................... 52 4.3 Interpretação de dados gravimétricos ........................................................................................ 54 4.4 Banco de dados ........................................................................................................................... 55 4.5 Etapas de trabalho ...................................................................................................................... 58 4.5.1 Levantamento Bibliográfico ................................................................................................. 58 4.5.2 Calibração e Interpretação dos Dados Sísmicos................................................................... 59 4.5.3 Elaboração e Interpretação dos mapas de contorno estrutural .......................................... 61 4.5.4 Elaboração e Interpretação dos dados de Gravimetria ....................................................... 61 4.5.5 Integração dos Dados e Conclusões ..................................................................................... 63 5. INTERPRETAÇÃO DOS DADOS .................................................................................................. 64 5.1 Sísmica de reflexão ...................................................................................................................... 64 5.2 Mapas de contorno estrutural .................................................................................................... 74 5.3 Gravimetria.................................................................................................................................. 80 6. INTEGRAÇÃO DOS DADOS E CONSIDERAÇÕES FINAIS ............................................................... 83 6.1 Integração dos Dados e Discussões ............................................................................................. 83 6.2 Considerações Finais ................................................................................................................... 97 BIBLIOGRAFIA ............................................................................................................................. 99 APÊNDICES...................................................................................................................................106 C a p í t u l o 1 - I n t r o d u ç ã o | 14 1. INTRODUÇÃO 1.1 Apresentação e Justificativa A ocorrência de terremotos de grande magnitude, em regiões intraplaca, torna crescente a preocupação com a estabilidade geológica dessas áreas e suas implicações para a sociedade, principalmente em regiões de intensa ocupação populacional. Os sismos que ocorrem na região costeira e de plataforma continental, respondem por um terço de toda a sismicidade intraplaca (JOHNSTON, 1989 apud ASSUMPÇÃO et al., 2011). Além da questão populacional, esses eventos representam um aumento do risco sísmico associado a áreas ricas em petróleo, que ocasionam tanto riscos de exploração como riscos ambientais. Esses eventos podem ainda definir novos padrões estruturais para a área, com falhamentos que podem formar novas trapas estruturais e ou atingir trapas pré-existentes e influenciar na migração e armazenamento de óleo. O sismo São Vicente, que ocorreu na Bacia de Santos, aproximadamente 200 km ao sul da cidade de São Vicente (SP) no dia 23/04/2008 às 00:00:48 hora UTC (Universal Time Coordinated), 22/04/2008 às 21:00:00 hora local, corresponde a essa sismicidade intraplaca ou ainda, de acordo com Assumpção (1998), classificado como sismo de margem passiva. O recente trabalho de Assumpção et al. (2011) estabelece os parâmetros sismológicos para o terremoto, tais como epicentro, hipocentro e mecanismo focal. O trabalho apresenta algumas correlações desses parâmetros com aspectos como tensão, desmoronamento e estruturas geológicas, no entanto não associa o sismo a uma estrutura específica. Quanto à hipótese de desmoronamento, os autores excluem essa interpretação, corroborada pelos dados de mecanismo focal e hipocentro, afirmação essa aceita nesse trabalho. Devido à magnitude do sismo, de 5.2 na Escala Richter, o mesmo foi bem detectado na rede mundial, o que possibilitou a boa determinação de seu mecanismo focal e dos planos nodais associados. Para determinar qual plano C a p í t u l o 1 - I n t r o d u ç ã o | 15 representa a falha geradora do sismo é necessário o conhecimento da área próxima ao epicentro. Um sismo representa a liberação repentina de tensões acumuladas, que acarretam deslocamentos súbitos localizados em falhas com profundidades variadas. Em localidades onde as fontes dos sismos são muito superficiais os planos de falha podem alcançar a superfície, no entanto, sismos com epicentros mais profundos podem não apresentar nenhuma evidência de ruptura superficial. Para compreender porque um terremoto ocorre é necessário o entendimento de uma série de dados, sismológicos, geológicos e geofísicos. As falhas representam uma descontinuidade nas propriedades físicas das rochas. Estas descontinuidades podem ser detectadas por métodos diretos de investigação, através da análise de afloramentos, ou por métodos indiretos como sensoriamento remoto e métodos geofísicos tais como: sísmicos, magnéticos, elétricos, gravimétricos, entre outros. O levantamento sísmico de reflexão é a técnica geofísica mais largamente utilizada e em franca expansão, resultado de um enorme investimento feito pela indústria de hidrocarboneto junto com o desenvolvimento da tecnologia eletrônica e da computação. A sísmica de reflexão se apresenta como o método geofísico adequado para a detecção de falhas, principalmente em trabalhos que não possibilitam a metodologia de investigação direta, e tem aplicação satisfatória em inúmeros trabalhos desse âmbito (OKAY et al. 2000; ALVES et. al. 2006; SOUZA et al. 2007; FETTER, 2009; CARVALHO et al. 2010; GREEN et al. 2010). Na região do epicentro do sismo existem vários levantamentos geofísicos de sísmica de reflexão voltados para o conhecimento da Bacia de Santos, para fins de exploração de hidrocarbonetos. No trabalho preliminar de Dourado & Assumpção (2010), a análise de seções sísmicas 2D sugere a correlação entre estruturas sub-verticais e o plano vertical do mecanismo focal. Um maior adensamento de dados sísmicos de reflexão 2D, análise de mapas estruturais e a incorporação de dados de gravimetria tem como propósito obter uma melhor resolução geológica em subsuperfície. C a p í t u l o 1 - I n t r o d u ç ã o | 16 1.2 Objetivo Este trabalho propõem a caracterização de estruturas atuantes na região de ocorrência do sismo São Vicente com a finalidade de estabelecer correlações entre o evento e seus planos nodais com estruturas reconhecidas na área adjacente ao epicentro, além de identificar intervalos estratigráficos e o arcabouço tectono estrutural da porção central da Bacia de Santos. 1.3 Área de estudo A Bacia de Santos está localizada na margem leste do continente sul americano e na porção sudeste da costa brasileira entre os paralelos 23 e 28º Sul, defronte ao litoral dos estados do Rio de Janeiro, São Paulo, Paraná e Santa Catarina (Figura 1.1). A bacia recobre a área de cerca de 350.000 km2, dos quais 200.000 km2 em lâminas d’água até 400 m e 150.000 km2 entre as cotas de 400 e 3000 m, (MOHRIAK, 2003). Geologicamente, corresponde a uma depressão limitada a norte com a Bacia de Campos pelo Alto de Cabo Frio e a sul com a Bacia de Pelotas pela Plataforma ou Alto de Florianópolis (MOHRIAK, 2003). Para oeste, o limite da bacia é dado pela Serra do Mar e a leste pelo limite externo do Platô de São Paulo (isóbata de 3000 m) (MILANI, 2000). C a p í t u l o 1 - I n t r o d u ç ã o | 17 Figura 1.1 - Mapa das bacias sedimentares marginais brasileiras, com a localização da Bacia de Santos em destaque. Modificado de Milani et al. (2007). A área de estudo abrange a porção central da Bacia de Santos, região em torno ao epicentro do sismo São Vicente (coordenadas 25º40’S e 45º25’W) (Figura 1.2). C a p í t u l o 1 - I n t r o d u ç ã o | 18 Figura 1.2 – Área de estudo. 1.4 Organização da Dissertação A dissertação é apresentada em seis capítulos. O Capítulo 2 consiste em uma exposição sobre os aspectos da sismicidade intraplaca e do Brasil, e o estado atual de conhecimento sobre o sismo São Vicente. No Capítulo 3 são apresentados os aspectos estratigráficos, estruturais, e de evolução da Bacia de Santos. O Capítulo 4 apresenta a metodologia, banco de dados e as etapas de trabalho realizadas no desenvolvimento do trabalho. C a p í t u l o 1 - I n t r o d u ç ã o | 19 No Capítulo 5 são apresentados os resultados obtidos nas interpretações dos dados de sísmica 2D quanto a estratigrafia e estrutural, resultados da interpretação dos mapas de contorno estrutural e interpretação dos dados de gravimetria. O Capítulo 6 exibe a integração entre os dados geofísicos interpretados e suas correlações com os dados sismológicos obtidos para o sismo São Vicente com a análise e discussão dos mesmos. Para finalizar, são apresentadas as considerações finais. Os apêndices contêm os resultados da interpretação estrutural e estratigráfica das seções sísmicas 2D utilizadas no trabalho. C a p í t u l o 2 - S i s m i c i d a d e | 20 2. SISMICIDADE 2.1 Generalidades Um sismo pode ser definido como uma liberação súbita de tensões acumuladas. O estado de tensões na litosfera pode ser dividido em forças de origem local ou regional. As forças locais podem ser causadas por heterogeneidades da crosta, carregamento e descarregamento crustal e, por anomalias térmicas provenientes da astenosfera. As forças regionais são atribuídas à movimentação das placas tectônicas, tais como empurrão da dorsal oceânica, forças de empuxo negativo da placa subductada e forças de cisalhamento viscoso no limite da astenosfera (ASSUMPÇÃO, 1992). Atualmente, a distribuição espacial de eventos sísmicos na Terra é bastante conhecida. As bordas das placas são os locais de maior ocorrência desses eventos, denominados de sismos tectônicos. Contudo, registros de terremotos em regiões intraplaca, levaram a reconhecer que muitas regiões consideradas estáveis apresentam graus variáveis de atividade tectônica e sismicidade, desta forma, as regiões intraplacas não estão livres de eventos sísmicos. 2.2 Sismicidade Intraplaca Através de um estudo global da sismicidade intraplaca em áreas continentais Sykes (1978) considera que os sismos intraplaca não parecem estar distribuídos de maneira aleatória no espaço, mas sim associados às zonas de maiores fraquezas pré-existentes. Como ao longo de antigas zonas de fraqueza perto das extremidades das maiores falhas oceânicas transformantes, em regiões de cinturões de magmatismo alcalino e ao longo de antigos cinturões de dobramento que hoje se encontram subparalelos a margem continental, desenvolvidos tanto no Mesozóico ou Cenozóico, nos quais as principais falhas pré existentes foram reativadas por separação continental. O autor sugere ainda que alguns terremotos também C a p í t u l o 2 - S i s m i c i d a d e | 21 parecem estar localizados junto a zonas de rifte que não culminaram em bacias oceânicas. Johnston & Kanter (1990) também definem que os sismos intraplaca não ocorrem ao acaso e sim associados a zonas de fraqueza da crosta, como antigas cadeias de montanhas e áreas que tenham sido submetidas a estiramento em algum momento passado, como riftes abortados e margens passivas. De acordo com Hasui (1979) e Assumpção (1980a) o interior das placas não pode ser definido como assísmico e sim, com um aspecto de atividade de menor frequência, geralmente com magnitudes menores e, via de regra, menos intensa. Afirmação esta corroborada com exemplos clássicos, como o sismo ocorrido no leste dos Estados Unidos, na Carolina do Sul em 1886, com intensidade 9-10 na Escala de Mercalli. Segundo Berrocal et al. (1984), três aspectos devem normalmente ser considerados na interpretação da sismicidade intraplaca, do detalhe para o geral: 1) os alívios de tensões responsáveis pelos sismos devem ser relacionados a descontinuidades e a outras feições geológicas; 2) as tensões atuantes numa crosta heterogenia devem se redistribuir, com concentração em zonas de fraqueza; e 3) as tensões primárias devem se vincular ao movimento das placas litosféricas. 2.3 Características da Sismicidade Brasileira Em sua maioria os sismos que ocorrem no território brasileiro são decorrentes da denominada sismicidade intraplaca, uma vez que o Brasil está situado no interior da Placa Sul-Americana distante de suas bordas oeste e leste, respectivamente representadas pela zona de subducção andina e pela Cadeia Meso-Atlântica. A exceção ao estado do Acre e o extremo oeste do Amazonas, em que a origem dos sismos está relacionada à subducção da Placa de Nazca em relação à Placa Sul- Americana. Esta atividade sísmica é caracterizada por focos profundos (h > 300 km) e normalmente não produz grandes efeitos na superfície terrestre (BERROCAL et al., 1984). C a p í t u l o 2 - S i s m i c i d a d e | 22 Os abalos que ocorrem no Brasil são em sua grande maioria de profundidade focal rasa (hipocentro < 33 km), geralmente localizados na crosta terrestre (BERROCAL et al.,1984). Embora a atividade sísmica no território brasileiro seja menos frequente e geralmente de magnitudes menores se comparadas aos sismos ocorridos nas bordas de placas tectônicas, não se pode descartar totalmente a ocorrência de sismos com altas magnitudes e intensidades destrutivas. 2.3.1 Sismicidade Histórica e Instrumental Os primeiros dados e registros sísmicos no Brasil pertencem ao século XVI, adquiridos principalmente por via de relatos e descrições de efeitos macrossísmicos, uma vez que o número de estações sismológicas era reduzido. No século XIX e XX as informações estavam principalmente em relatos publicados em vários jornais e revistas que escreviam sobre abalos sísmicos que ocorriam no território brasileiro (BERROCAL et al., 1984). O levantamento de dados macrossísmicos e instrumentais de sismos naturais e induzidos realizado por Berrocal et al. (1984) permitiu elaborar um catálogo de informações sismológicas para o território brasileiro até 1981. A tabela 2.1 apresenta uma síntese dos sismos com magnitude maior ou igual a 5 mb e intensidade superior ou igual a VI MM ocorridos no Brasil até o ano de 1980. Os dados posteriores a esta data, ou seja, registros ocorridos entre 1981 e 2012 estão representados na tabela 2.2, que se refere a uma compilação de dados de sismos com magnitudes superiores a 5 mb ocorridos desde o ano de 1981 até a data de entrega desta dissertação (fevereiro de 2013), os quais estão disponíveis no BOLETIM SÍSMICO BRASILEIRO - Catálogo do Instituto Astronômico e Geofísico (IAG) da Universidade de São Paulo (USP). No Brasil há registros de apenas dois sismos com magnitudes superiores a 6 mb, ambos ocorridos no ano de 1955. Na cidade de Porto dos Gaúchos (MT), em 31.01.1955, com magnitude 6.2 mb e na costa do estado do Espírito Santo, em 18.02.1955, com magnitude 6.1 mb (FRANÇA & ASSUMPÇÃO, 2008). Em 1986, em João Câmara (RN), um terremoto de magnitude 5.1 mb, destruiu algumas casas. Atualmente, a região apresenta uma atividade sísmica bastante C a p í t u l o 2 - S i s m i c i d a d e | 23 intensa. No ano de 2007 um abalo de magnitude 4.9 mb na localidade de Caraíbas, no município de Itacarambi (MG), quase arrasou a vila e fez a primeira vítima fatal por terremoto no Brasil (FRANÇA & ASSUMPÇÃO, 2008). Sismos com magnitudes iguais ou superiores a 5 mb são menos frequentes no território brasileiro, mas há ocorrências. No ano de 2008 o sismo São Vicente, com magnitude 5.2 mb, pôde ser sentido por moradores de São Vicente, cidade mais próxima ao epicentro e também em cidades vizinhas. No ano de 2010 um evento foi registrado na cidade de Estrela do Norte, no estado de Goiás, com magnitude de 5 mb (Boletim Sísmico Brasileiro – Catálogo IAG-USP). Tabela 2.1 - Sismos (mb ≥ 5.0 ou I ≥ VI MM) ocorridos até 1980 (BERROCAL et al., 1984). DATA HORÁRIO LOCALIDADE ESTADO INT. MM MAG. mb 08.08.1808 08h Açu RN VI 4.8 14.02.1903 Baturité CE VI 4.1 15.02.1903 Baturité CE VI 4.1 16.02.1903 Baturité CE VI 4.1 22.03.1911 15h Ilha de Itapárica BA VII? 06.11.1915 15:30h Ilha das Fontes BA VI 4.0 07.11.1917 20:25h Rio Fundo BA VI-VII 4.3 23.11.1919 01:20h M.Recôncavo BA VII 4.2 31.01.1920 08:10h Bom Sucesso MG VI 4.0 27.01.1922 03:50h Mogi Guaçu SP VI 5.1 14.04.1928 21:59h Aracati CE VI 4.0 28.06.1939 08:32h Tubarão SC *(VII) 5.5 17.09.1949 Oiapoque AP IV 5.0 31.12.1949 Lajes RN VI 31.01.1955 02:03h As. Tombador MT *(IX) 6.6 28.02.1955 22:46h Fte. a Vitória ES *(VIII-IX) 6.3 02.10.1963 Lajes RN VI 13.02.1964 08:21h NW de MS MS *(VII) 5.4 22.03.1967 21:12h Cunha SP VI-VII 4.1 12.01.1968 22:55h Serra Macacos RN VI 3.9 15.02.1968 10:20h Serra Macacos RN VI 4.1 23.02.1968 11:23h Serra Macacos RN VII 4.6 07.11.1969 06:28h Oceano Atlântico RS 5.0 16.07.1969 S.M.Suaçuí MG VII? 12.01.1970 01:43h Belém PA VI-VII 4.5 29.01.1970 S.C.Capibaribe PE VI 06.02.1970 08h S.P Suaçuí MG VII? ?.11.1970 Alagoinha PB VI 21.05.1971 13h Cap.Cachoeira PR VI 23.01.1972 00:03h C. do Cajuru MG VI 3.7 ?.08.1972 Tuparecê MG VI 24.10.1972 12:36h Campos RJ *(VI) 4.8 22.07.1973 18:22h Parazinho RN VI-VII 4.3 24.02.1974 00:19h Conc. Alagoas MG VI-VII 4.2 11.04.1974 Tuparecê MG VI-VII 3.7 C a p í t u l o 2 - S i s m i c i d a d e | 24 15.12.1974 02:14h S.L do Curu CE VI 3.3 18.05.1976 05:30h Ibicaraí BA VI 3.7 25.05.1976 05:30h Ibicaraí BA VI 3.7 16.06.1976 17h Prim. De Maio PR VI 25.02.1977 10:40h Riachuelo RN VI-VII 3.6 12.03.1977 04h Ibaretama CE VI 20.11.1980 00:29h Pacajus CE VII 5.2 INT. MM: Escala de Intensidade – Mercalli. MAG. mb: Escala de Magnitude – Richter. *( ): Intensidade inferida. Tabela 2.2 – Sismos (mb ≥ 5.0) ocorridos entre os anos de 1981-2012 (Boletim Sísmico Brasileiro – Catálogo IAG-USP). DATA HORÁRIO LOCALIDADE ESTADO INT. MM MAG. mb 30.11.1986 05:19h João Câmara RN VII 5.1 10.03.1989 05.05.1989 03.12.1989 04:11h 18:28h 14:16h João Câmara Feijó Cruzeiro do Sul RN AC AC VII II III 5.0 6.4 5.9 12.02.1990 23:56h Margem Continental RS 5.2 10.03.1998 23:32h Porto dos Gaúchos MT V-VI 5.2 12.04.1998 04:09h Margem Continental AP 5.3 23.03.2005 21:12h Porto dos Gaúchos MT V-VI 5.0 14.06.2006 16:30h Caiena AP II 5.2 31.10.2007 21:21h Margem Continental AP 5.2 23.04.2008 00:00h Margem Continental SP IV-V 5.2 08.10.2010 20:16h Estrela Norte GO 5.0 INT. MM: Escala de Intensidade – Mercalli. MAG. mb: Escala de Magnitude – Richter. A figura 2.1 ilustra o mapa da sismicidade brasileira, elaborada a partir da compilação de dados de terremotos registrados no território brasileiro disponíveis no BOLETIM SÍSMICO BRASILEIRO - Catálogo do Instituto Astronômico e Geofísico (IAG) da Universidade de São Paulo (USP). O catálogo completo apresenta dados de terremotos desde os primeiros registros, que datam do ano de 1720 até os registros mais atuais, do ano de 2013. C a p í t u l o 2 - S i s m i c i d a d e | 25 Figura 2.1 – Sismicidade do Brasil. Elaborada com base no BOLETIM SÍSMICO BRASILEIRO - Catálogo do Instituto Astronômico e Geofísico (IAG) da Universidade de São Paulo (USP). C a p í t u l o 2 - S i s m i c i d a d e | 26 2.3.2 Regionalização Sísmica Embora houvesse relatos da ocorrência de atividade sísmica em várias localidades do território brasileiro, o país ainda não dispunha de um trabalho empírico sobre a sismicidade, os primeiros trabalhos realizados datam do início do século XX. Entre os primeiros estudos que buscaram definir a distribuição espacial da ocorrência de sismos no Brasil estão os trabalhos realizados por Capanema (1859) e Gama (1910), seguido por Branner (1912;1920), Sternberg (1953) apud Assumpção et al (1980b), e a compilação de dados instrumentais realizadas por Gutenberg & Richter (1954) (SYKES 1978). Estes trabalhos representaram as primeiras listagens e compilações de terremotos e assim deram início a vários outros estudos a respeito da regionalização sísmica no país. A implantação do Programa Nuclear Brasileiro e a construção de grandes reservatórios hidrelétricos a partir da década de 70 propiciou um avanço nos estudos sísmicos e a instalação de várias estações sismográficas no território nacional, resultando em novas propostas de regionalização sísmica (BERROCAL et al., 1984). Estes estudos se firmaram com a elaboração de diversos trabalhos (HABERLEHNER, 1978; SADOWSKI et al., 1978; HASUI & PONÇANO, 1978; ASSUMPÇÃO et al., 1980b; BERROCAL et al., 1984; HASUI, 1990, MIOTO, 1993 e ASSUMPÇÃO 1997). No trabalho de Haberlehner (1978) o autor faz uma síntese do conhecimento sismológico adquirido e elabora o primeiro mapa sismotectônico para o território brasileiro, no qual define dez áreas distintas de concentração de sismos, denominando-as de províncias sismotectônicas, todas elas tratadas em função de grandes descontinuidades geológicas. Ainda no ano de 1978, Sadowski et al. (1978) identificam duas regiões de maior intensidade de sismos e definem assim as províncias sísmicas Nordeste e Sudeste. Hasui & Ponçano (1978) apresentam o quadro geral da evolução geológica do Brasil e definem a localização de geossuturas no território brasileiro. Os autores concluem que geossuturas representam zonas de fraqueza permanente, que podem ser a causa da sismicidade natural observada no Brasil. C a p í t u l o 2 - S i s m i c i d a d e | 27 O trabalho de Assumpção et al. (1980b), exibe o estudo dos sismos da região sudeste do Brasil, estabelecendo inclusive magnitudes para grande número de eventos que não dispunham dessa informação e elabora um mapa da sismicidade da área, baseado em magnitudes sísmicas. Em 1981 chega ao fim o amplo estudo desenvolvido pelo Instituto Astronômico e Geofísico da Universidade de São Paulo (IAG, 1981 apud MIOTO, 1993) para a Comissão Nacional de Energia Nuclear (CNEN) que propõem uma regionalização sísmica do território brasileiro, com oito áreas de maior atividade (Figura 2.2). Figura 2.2 - Regionalização Sismotectônica do Brasil. Modificada de IAG (1981) apud Mioto, (1993). Berrocal et al. (1984) expõem uma compilação de diversos dados sísmicos obtidos para diferentes regiões do Brasil, grande parte referente ao estudo C a p í t u l o 2 - S i s m i c i d a d e | 28 desenvolvido pelo IAG em 1981, e de acordo com a quantidade de eventos sísmicos e sua provável correlação com províncias tectônicas conhecidas, estabelecem uma regionalização sísmica para o país. A regionalização preliminar altera em parte a proposta apresentada em 1981, contém ao invés de oito, sete regiões sismotectônicas: Sudeste, Nordeste, Paraguai-Araguaia, Amazonas, Oceânica do Sudeste, Recôncavo Baiano e norte do Maranhão. O trabalho de Hasui (1990) apresenta uma análise das zonas de fraqueza presentes no território nacional e suas manifestações ao longo do tempo geológico, a chamada tectônica ressurgente. Além de discutir o termo neotectônica para o território brasileiro. A partir do mapa apresentado por Berrocal et al. (1984), o autor traçou áreas relacionadas às zonas sismogênicas, correlacionando-as a domínios por onde passam cinturões de cisalhamentos e suturas associadas e, com domínios de paleojunções tríplices (Figura 2.3) Figura 2.3 - Zonas Sismogênicas do Brasil. Modificado de Hasui (1990). C a p í t u l o 2 - S i s m i c i d a d e | 29 Mioto (1993) faz uma análise sismotectônica no sentido de estabelecer os limites das áreas de instabilidade do território brasileiro, através da integração de informações sismológicas, geológicas e geofísicas. O estudo identifica vinte e três zonas sismogênicas e assinala outras três prováveis (Figura 2.4). Figura 2.4 - Zonas Sismogênicas do Brasil. Modificado de Mioto (1993). C a p í t u l o 2 - S i s m i c i d a d e | 30 Duas áreas sísmicas principais são definidas para a região sudeste do Brasil: 1) Plataforma Continental e 2) Parte sul da Faixa Brasília e Cráton São Francisco (sul do estado de Minas Gerais). A área montanhosa da Serra do Mar e Mantiqueira (na Faixa Ribeira) e a Bacia do Paraná são consideradas relativamente assísmicas se comparadas às áreas um e dois (ASSUMPÇÃO et al., 1997). 2.3.3 Sismicidade da Margem Passiva Brasileira e o Sismo São Vicente Assumpção (1998) sugere duas fontes de tensão para explicar a ocorrência de sismos ao longo da margem passiva brasileira, tensões regionais e locais. A componente regional é representada por esforços compressivos orientados aproximadamente E-W para ESE-WNW, e está associada a força exercida pelas placas tectônicas, tais como empurrão da dorsal oceânica, força de colisão entre as placas de Nazca e Sul Americana e forças de arraste exercida pela astenosfera. A origem da componente local é devida ao contraste de densidade entre a crosta continental e oceânica e a flexura litosférica devida à carga de sedimentos na plataforma continental. A sismicidade e as tensões reconhecidas ao longo da margem passiva brasileira apresentam aspectos distintos entre a região nordeste e sudeste. Na margem norte e nordeste (ao norte de 10º S) os sismos tendem a ocorrer na região onshore sobre um regime transcorrente, resultante da combinação de forças de compressão E-W com tensão extensional perpendicular à costa. Na região sudeste (ao sul de 15º S) a maior incidência de eventos sísmicos é na região offshore, com predomínio de um regime de tensão compressivo, com provável orientação E-W a ESE-WNW (ASSUMPÇÃO, 1998). Os exemplos mais expressivos da sismicidade que ocorre na plataforma continental e talude das regiões sul e sudeste, são: O sismo de Tubarão, no estado de Santa Catarina, que ocorreu em 1939 com uma magnitude 5.5 mb; Espírito Santo, junto a Cadeia Vitória-Trindade, em 1955 com magnitude 6.1 mb; Bacia de Campos, no Rio de Janeiro, em 1972 com magnitude 4.8 mb; Rio Grande do Sul, na Bacia de Pelotas, em 1990 com magnitude 5.2 mb; e o sismo de São Vicente, na Bacia de Santos, em 2008 com magnitude 5.2 mb. C a p í t u l o 2 - S i s m i c i d a d e | 31 Os dados dos mecanismos focais obtidos para os sismos refletem uma concordância dos esforços principais, com o predomínio de esforços compressivos, claramente de falha inversa, com mergulhos dos planos nodais de aproximadamente 45 º, exceto o sismo São Vicente (Figura 2.5). Figura 2.5 - Sismicidade da Plataforma Continental do SE. A Linha branca contínua representa o contorno de profundidade de 200 e 2000 m aproximadamente, que definem o talude continental. A linha branca tracejada indica o limite da crosta continental estendida, de acordo com o projeto LEPLAC. SPP representa o Platô de São Paulo. FFZ representa a Zona de Fratura Florianópolis. Os Círculos brancos indicam os epicentros e aos círculos branco/preto o mecanismo focal. Modificada de Assumpção et al. (2011). O sismo São Vicente foi registrado no dia 23/04/2008 às 00:00:48 hora UTC (Universal Time Coordinated), 22/04/2008 às 21:00:00 hora local. Seu epicentro está localizado na plataforma continental, na Bacia de Santos, aproximadamente 200 km da cidade de São Vicente, no estado de São Paulo, e teve magnitude estimada de 5.2 mb. C a p í t u l o 2 - S i s m i c i d a d e | 32 O terremoto foi bem registrado por diferentes estações sismográficas do sudeste brasileiro e também em estações telesísmicas internacionais da América do Norte, África e Antártica, o que permitiu um bom estudo a cerca de seus dados. O epicentro está localizado aproximadamente nas coordenadas: 25º 40’ S, 45º 25’ W, o que indica que o evento ocorreu dentro da faixa de batimetria de 200 a 600 m (Figura 2.6). Seu hipocentro foi calculado por meio das fases pP, utilizando-se o modelo de velocidade para os sedimentos da Bacia de Santos e definida a profundidade de 17.4 km para o evento, na crosta inferior (Figura 2.7) (ASSUMPÇÃO et al., 2011). Figura 2.6 - Representação dos epicentros determinados para o sismo São Vicente, fontes: Estrela amarela: ISC (International Seismological Centre, UK); Estrela branca: NEIC (National Earthquake Information Center, United State Geologic Survey); E duas estações localizadas no sudeste do Brasil, estrela verde: BR74 e estrela laranja: A71. Com a estimativa do epicentro real (círculo), com base na análise dos dados obtidos no trabalho de Assumpção et al. (2011). Modificado de Assumpção et al. (2011). C a p í t u l o 2 - S i s m i c i d a d e | 33 Figura 2.7 - Profundidade focal obtida para o sismo e Fase P e pP das estações telessísmicas distantes. (A) Estação da África mostra a chegada da primeira onda P com movimento para baixo (compressão); (B) Estação na América do Norte mostra a chegada da primeira onda P com movimento para cima (empurrão); (C) Estação da Antártica mostra o primeiro movimento para cima (compressão); Aproximadamente 8 s após a onda direta P, a reflexão PP pode ser vista, especialmente nas estações da África e Antártica; e (D) a coluna de velocidade para os sedimentos da Bacia de Santos obtida junto à Petrobrás, com a determinação da profundidade focal em 17,4 km (estrela). Modificado de Assumpção et al. (2011). Os registros das polaridades da onda P tanto das estações regionais como das telesismicas localizadas nos diferentes quadrantes, mostram um plano nodal aproximadamente N-S, que permitiu definir a orientação da falha (strike) de 341º e um mergulho (dip) de 89º. O ângulo do vetor deslocamento (slip) definido foi de 93º. C a p í t u l o 2 - S i s m i c i d a d e | 34 Com a análise da razão das amplitudes das fases pP/P outro plano nodal foi estabelecido, aproximadamente E-W mergulhando para sul, o qual apresenta orientação da falha (strike) de 82º e mergulho (dip) de 3º. O ângulo do vetor deslocamento (slip) definido foi de 11º (ASSUMPÇÃO et al., 2011) (Figura 2.8). De acordo com Assumpção et al. (2011), o plano nodal subvertical estabelecido é bastante evidente na análise das polaridades da onda P, já o plano sub-horizontal não se apresenta tão bem definido ao longo dos dados e dessa forma pode variar 10 ou 20 graus. Figura 2.8 - Solução do mecanismo focal obtida para o sismo São Vicente. Os primeiros movimentos da onda P são representados por cruzes (empurrão) e círculos (puxão). P e T indicam a orientação da tensão obtida para o evento. Modificado de Assumpção et al. (2011). A análise dos dados obtidos permite definir duas possibilidades para a falha, um plano de falha subvertical com direção NNW-SSE, e outro plano de falha sub- horizontal com orientação aproximadamente E-W (Figura 2.9). C a p í t u l o 2 - S i s m i c i d a d e | 35 Figura 2.9 - Representação esquemática de blocos para duas interpretações possíveis dos planos nodais. Nota-se que nos dados de mecanismo focais obtidos para o sismo São Vicente os mergulhos subvertical (89º) e sub-horizontal (3º) dos planos nodais diferem dos principais eventos registrados ao longo da margem continental sul e sudeste (45º) (Figura 2.5). Segundo Assumpção et al., (2011) está característica poderia indicar que o evento ocorreu em uma região de transição entre tensões compressivas e extencionais. C a p í t u l o 3 - A s p e c t o s G e o l ó g i c o s d a B a c i a d e S a n t o s | 36 3. ASPECTOS GEOLÓGICOS DA BACIA DE SANTOS 3.1 Generalidades A Bacia de Santos é uma bacia sedimentar com orientação geral NE-SW e forma côncava, compreende uma das maiores depressões do embasamento da costa brasileira, com uma área de aproximadamente 350.000 km2 (MOHRIAK, 2003). Consiste de uma bacia do tipo margem passiva (CHANG et al., 1992). Sua origem, bem como das demais bacias da margem continental leste brasileira, está relacionada com a fragmentação do supercontinente Gondwana, há cerca de 140 Ma no Neocomiano, que culminou com a abertura do Oceano Atlântico Sul e a separação América do Sul-África (MOHRIAK, 2003). Está enquadrada no domínio do segmento distensivo da margem leste brasileira, que inclui as bacias situadas desde o extremo nordeste, na deflexão continental junto à Bacia Potiguar até o limite meridional da Bacia de Pelotas (MILANI et al., 2007). Sendo assim, o registro estratigráfico da Bacia de Santos foi depositado entre o final do Neocomiano (Cretáceo Inferior) e o recente, com espessuras sedimentares superiores a 10 km nos principais depocentros (CHANG et al., 2008). 3.2 Arcabouço Estratigráfico Em função do contexto geotectônico que originou a Bacia de Santos, a estratigrafia da bacia é típica de rifte que evoluiu para uma margem continental divergente. A cada fase tectônica deste processo corresponde um pacote sedimentar cujas características são o reflexo do respectivo contexto geológico em que esteve inserida a bacia no momento da deposição. A figura 3.1 apresenta um modelo do arcabouço estratigráfico da bacia. O registro estratigráfico da Bacia de Santos está sintetizado na carta estratigráfica (Figura 3.2), proposta por Moreira et al. (2007), que utiliza dados obtidos pelo avanço da exploração petrolífera e assim, define o arcabouço crono- C a p í t u l o 3 - A s p e c t o s G e o l ó g i c o s d a B a c i a d e S a n t o s | 37 estratigráfico da Bacia de Santos em três supersequências: Supersequência Rifte, Supersequência Pós-Rifte e Supersequência Drifte. Figura 3.1 - Seção geosísmica na Bacia de Santos, mostrando sequências estratigráficas sinrifte e pós-rifte e diápiros de sal próximos da quebra da plataforma continental. Modificada de Mohriak (2003). 3.2.1 Embasamento Segundo Moreira et al. (2007) o embasamento cristalino da Bacia de Santos é caracterizado por granitos e gnaisses de idade pré-cambriana pertencentes ao Complexo Costeiro e metassedimentos da Faixa Ribeira, sobrepostos pelo embasamento econômico da Bacia de Santos definido pelos basaltos da Formação Camboriú. Essa faixa representa um dos cinturões orogênicos diacrônicos gerados pela colisão de blocos litosféricos durante o ciclo Brasiliano, no final do Neoproterozóico e início do Fanerozóico, que resultou na formação do supercontinente Gondwana Ocidental (ALMEIDA et al., 1967). Hasui (2010) sugere a geração da Faixa Ribeira durante o evento de convergência e colisão ocorrida no Brasiliano II (670-530 Ma). C A P ÍT U L O 3 - A s p e c to s G e o ló g ic o s d a B a c ia d e S a n to s | 38 Fi gu ra 3 .2 - C ar ta e st ra tig rá fic a da B ac ia d e S an to s. M or ei ra e t a l ( 20 07 ). C a p í t u l o 3 - A s p e c t o s G e o l ó g i c o s d a B a c i a d e S a n t o s | 39 3.2.2 Supersequência Rifte O registro sedimentar da fase Rifte compreende as Formações Camboriú, Piçarras e Itapema do Grupo Guaratiba, com registro sedimentar desde o início do Hateriano (~133 Ma) ao início do Aptiano (~122 Ma) depositado em ambiente lacustre (MOREIRA et al., 2007). A Formação Camboriú de idade Hauteriviana (~133 Ma) ocorre sobreposta discordantemente às rochas do embasamento, e é composta por derrames basálticos. Seu limite superior é marcado pela discordância Topo do Basalto (130 Ma). A Formação Piçarras, do Barremiano (compreendido entre 130 Ma e 125 Ma), que se assenta sobre o topo dos basaltos é representada por leques aluviais de conglomerados e arenitos polimíticos constituídos de fragmentos de basalto, quartzo e feldspato nas porções proximais, e por arenitos, siltitos e folhelhos de composição talcoestevensítica nas porções lacustres. Limitada na parte superior por sedimentos da Formação Itapema (125 Ma). A Formação Itapema, cujos sedimentos se depositaram desde o Neobarremiano (~125 Ma) ao início do Aptiano (~122 Ma) é caracterizada por intercalações de calcirruditos e folhelhos escuros. Nas porções distais ocorrem folhelhos escuros ricos em matéria orgânica e fácies proximais dominadas por leques aluviais de conglomerados e arenitos. A formação tem como limite superior a discordância conhecida como pré-Alagoas (DPA) na Bacia de Campos (~123 Ma). 3.2.3 Supersequência Pós-rifte Conforme Moreira et al. (2007), a Supersequência Pós-rifte foi depositada em ambiente restrito lagunar no Eoaptiano (~122 Ma) até o Neoaptiano (~112 Ma) e corresponde às formações Barra Velha e Ariri, ambas do Grupo Guaratiba. A Formação Barra Velha tem como limite inferior a discordância conhecida como pré-Alagoas, de ~123 Ma, e o limite superior é dado pela base dos evaporitos de 113 Ma que marca a passagem da sequência sedimentar clástica/carbonática para um ambiente evaporítico. A Formação Barra Velha é subdividida em duas sequências. A sequência inferior é caracteriza pela deposição de calcários C a p í t u l o 3 - A s p e c t o s G e o l ó g i c o s d a B a c i a d e S a n t o s | 40 microbiais, estromatólitos e lamitos na porção proximal e folhelhos na porção distal. Na sequência superior há ocorrência de calcários estromatolíticos e lamitos microbiais localmente dolomitizados. Sobreposta à Formação Barra Velha ocorre a deposição de evaporitos da Formação Ariri, constituída de espessos pacotes de halita, associada a anidrita, calcilutito, folhelhos e margas, depositados em ambiente marinho restrito, com a formação de planícies de sabkha. Seu limite inferior é dado pelo contato com os carbonatos da Formação Barra Velha, e o limite superior corresponde ao contato com os sedimentos siliciclásticos/carbonáticos das formações Florianópolis e Guarujá. 3.2.4 Supersequência Drifte A Supersequência Drifte (MOREIRA et al. 2007) é constituída por sedimentos marinhos depositados da base do Albiano (112 Ma) ao Recente, em ambiente costeiro, plataforma, talude e profundo. A essa supersequência correspondem: O Grupo Camburi, o qual representa todos os sedimentos depositados após a Formação Ariri até o topo do Cenomaniano (93.6 Ma) e engloba as formações Florianópolis, Guarujá, Itanhaém e o Membro Tombo; o Grupo Frade que compreende os sedimentos depositados desde o topo do Cenomaniano (93.6 Ma) até o limite Cretáceo/Paleógeno (65.5 Ma) o qual engloba as formações Santos, Juréia, Itajaí-Açu e o Membro Ilhabela; e o Grupo Itamambuca ao qual correspondem os sedimentos depositados desde o limite Cretáceo/Paleógeno (65.5 Ma) até o recente e engloba as formações Ponta Aguda, Iguape, Marambaia, Sepetiba e o Membro Maresias (MOREIRA et al. 2007). A Formação Florianópolis compreende conglomerados, arenitos e folhelhos associados a sistemas de leques aluviais e deltaicos depositados sobrepostos aos evaporitos da Formação Ariri até o topo do Cenomaniano (93.6 Ma). A Formação Guarujá é caracterizada pela implantação de uma plataforma carbonática no Eoalbiano (~108 Ma) e é representada por calcilutitos e folhelhos de sistema lagunar e calcirruditos e calcarenitos oolíticos e/ou oncolíticos em ambiente de plataforma interna (banco raso em borda de plataforma) gradando lateralmente para calcilutitos e margas por vezes intercaladas a folhelhos escuros depositados C a p í t u l o 3 - A s p e c t o s G e o l ó g i c o s d a B a c i a d e S a n t o s | 41 em ambiente de plataforma externa (porções de bacia). Seu limite inferior são os evaporitos da Formação Ariri e o limite superior marcado pela entrada dos sedimentos arenosos da Formação Itanhaém. Sobreposta à Formação Guarujá ocorre à deposição de sedimentos finos (argilitos e folhelhos), sendo a porção basal constituída pelo folhelho radioativo Marco Beta e margas calcilititos sobrejacentes de origem marinha depositada desde a plataforma até a região de bacia, que constituem a Formação Itanhaém. Há ainda, a ocorrência de arenitos originários de fluxos gravitacionais densos, correspondentes ao Membro Tombo, os quais se encontram interacamadados com a Formação Itanhaém. O limite superior dessa formação é dado pelo Topo do Cenomaniano (93.6 Ma). A Formação Santos é constituída por sedimentos conglomeráticos avermelhados de origem continental associados a leques aluviais, acumulados em um ambiente de deposição continental/transicional. É limitada na parte inferior pelo Topo do Cenomaniano (93.6 Ma) e na parte superior pela discordância Paleógeno Inferior que limita o Cretáceo do Paleógeno (65.5 Ma). Sobre a Formação Santos se assenta a Formação Juréia, que é caracterizada pela deposição de sedimentos arenosos folhelhos, siltitos e argilosos desde os ambientes continentais até as porções mais distais da plataforma. Ocorrem ainda, coquinas e calcilutitos intercalados, o limite superior desta formação é dado pela discordância Cretáceo/Paleógeno (65.5 Ma). A Formação Itajaí-Açu é caracterizada por folhelhos e argilitos cinza-escuros depositados nos ambientes de plataforma distal, talude e bacia, limitada na porção inferior pelo topo do Cenomaniano (93.6 Ma) e na porção superior pela discordância Cretáceo/Paleógeno (65.5 Ma). O Membro Ilhabela compreende arenitos resultantes de fluxos turbidíticos densos que ocorrem bastante canalizados e relacionados a importantes escavações no talude e plataforma associados à Formação Itajaí-Açu. A Formação Ponta Aguda tem como limite inferior a discordância Paleógeno Inferior (65.5 Ma) e limite superior a discordância de 1.6 Ma que marca a passagem Plioceno/Pleistoceno, e é constituída por arenitos grossos a finos, que variam desde avermelhados a acinzentados e translúcidos, depositados em ambiente continental fluvial, costeiro, até plataforma rasa. C a p í t u l o 3 - A s p e c t o s G e o l ó g i c o s d a B a c i a d e S a n t o s | 42 A Formação Iguape é caracterizada por calcarenitos e calcirruditos bioclásticos intercalados com argilito cinza-esverdeado, siltitos e margas, depositados em ambiente de plataforma rasa. Essa formação tem como limite inferior a discordância Oligoceno/Eoceno de 33.9 Ma, e limite superior à discordância de 1.6 Ma, Plioceno/Pleistoceno. Litoestratificamente a Formação Marambaia é caracterizada por siltitos e folhelhos, além de diamictitos e margas, depositada nas regiões de plataforma distal, talude e bacia. Ocorrem ainda, arenitos turbidíticos do Membro Maresias interacamadados aos pelitos da Formação. Essa formação tem como limite superior a discordância Cretáceo/Paleógeno (65.5 Ma) e limite inferior o topo do Pleistoceno (0.0117 Ma). Por fim, a Formação Sepetiba, com sedimentação no Pleistoceno (compreendido entre 2.5 Ma e 0.0117 Ma), é representada por arenitos cinza- esbranquiçados de granulometria grossa a fina por vezes glauconítico e coquinas de moluscos, briozoários e foraminíferos. 3.2.5 Magmatismo Os eventos magmáticos da Bacia de Santos podem ser divididos em Pós- Aptianos e Pré-Albianos (OUREIRO, 2006 apud MOREIRA et al., 2007), com a ocorrência de estratovulcões de formato cônico de idade do Eoceno e Paleoceno, e os três eventos de magmatismo básico Pré-Albianos, datados pelo método Ar/Ar, que são: derrames basálticos provavelmente subaéreos (130? Ma); basaltos subaquosos intercalados à seção rifte (121-130 Ma) e na porção inferior do Pós-Rifte (118 Ma) (MOREIRA et al., 2007). 3.3 Arcabouço Estrutural e Principais Feições Geomorfológicas A Bacia de Santos, assim com as bacias da margem brasileira do segmento distensivo, desenvolveu-se sobre um amplo contexto onde predominou a tectônica extensional. C a p í t u l o 3 - A s p e c t o s G e o l ó g i c o s d a B a c i a d e S a n t o s | 43 O arcabouço estrutural desse segmento é definido por falhas normais orientadas preferencialmente numa direção paralela à costa, segmentadas localmente por zonas de transferência que aparecem a altos ângulos em relação àquelas (MILANI et al., 2007). A Bacia apresenta uma tendência geral de estruturação com direção NE-SW, herdada do embasamento e sugerida por dados de métodos magnéticos (CHANG et al., 1992). O arcabouço estrutural da margem continental sudeste e áreas adjacentes abrangem três tipos de feições principais, representadas por falhamentos normais, flexuras, ou linhas de charneira, e estruturas transversais (zonas de fratura oceânica) (ALVES, 2002). As falhas normais mais abundantes estão presentes na Bacia de Santos com direção geral NE-SW, em geral ocorrem ordenadas, com planos de falhas mergulhando em direção ao oceano (falhas sintéticas) e ao continente (falhas antitéticas), ocasionando intercalação de blocos altos (horstes) e baixos (grábens). A linha de charneira na Bacia de Santos se situa essencialmente paralela à linha de costa (ASMUS & GUAZELLI, 1981). É a partir dela que o depocentro da bacia sofre subsidência, dividindo uma porção de bacia rasa de uma porção de bacia profunda, separando a zona de ocorrência de sedimentos da fase rifte, pós- rifte e parte da fase drifte (Intervalo Cretáceo) da zona de deposição de sedimentos pós-cretáceos (Eoeoceno e Mesomioceno) (MOHRIAK, 1990). Esta feição tectônica é denominada Charneira de Santos ou Charneira Pré-Aptiana (ALVES, 2002). São reconhecidas na Bacia duas zonas de falhas de transferências: Zona de Fratura do Rio de Janeiro; Zona de Fratura Rio Grande. A Zona de Fratura do Rio de Janeiro ocupa uma faixa entre as latitudes de 23,5º e 24,5º S, com direção leste- oeste. No oceano define-se por dois altos do embasamento separados por uma cava profunda e larga. Tem sua direção prolongada no continente, ao longo do Alinhamento Paranapanema (ALVES, 2002). Em alguns trechos apresenta-se como uma zona de fratura tripla, com as descontinuidades quase que uniformemente espaçadas entre si cerca de 80 km, o que perfaz uma zona de influência de aproximadamente 200 a 250 km (BASSETO, 1996). A Zona de Fratura de Rio Grande – Lineamento Florianópolis, está localizada na porção sul do Platô de São Paulo, entre as latitudes 27º e 28º S. Orientada com C a p í t u l o 3 - A s p e c t o s G e o l ó g i c o s d a B a c i a d e S a n t o s | 44 direção leste-oeste, representa o limite norte da Elevação do Rio Grande. Seu prolongamento ao longo do continente é representado pelo Alinhamento do Rio Uruguai, e coincidente com o limite sul do Arco de Ponta Grossa. No oceano é marcada por três altos separados por duas cavas, entre as quais a feição topográfica mais proeminente é a Dorsal de São Paulo e o Alto de Florianópolis. Essas feições, em conjunto, serviram como uma barreira importante que originou a restrição meridional da bacia evaporítica do oceano Atlântico Sul, no Aptiano (ALVES, 2002). A Zona de Fratura de Rio Grande é marcada por um sistema quádruplo de descontinuidades em alguns trechos, espaçados em torno de 55 km, o que caracteriza uma zona de influência superior a 150 km em algumas áreas (BASSETO, 1996). Na região de Cabo Frio observa-se uma expressiva feição de direção NW que se estende desde o continente (Alto do Paranaíba), atinge a plataforma continental nas proximidades do Alto de Cabo Frio, e continua até a crosta oceânica. Feição esta denominada Zona de Deformação Cruzeiro do Sul (SOUZA et al., 1993 apud MOHRIAK, 2003). Na parte centro-norte da Bacia de Santos há a ocorrência de uma grande falha lístrica antitética. A região do rejeito da falha de Cabo Frio é caracterizada por uma faixa alongada com ausência de sedimentos albianos (Albian gap ou vazio albiano), relacionada com uma progradação maciça de sedimentos siliciclásticos no Cretáceo Superior, que resultou na expulsão dos evaporitos e deposição de sedimentos pós-albianos (MOHRIAK et al. 1995 apud BIZZI et al. 2003). Bueno et al. (2004) sugere a ocorrência de um lineamento de direção noroeste, denominado de Lineamento de Capricórnio, que propicia a segmentação da bacia em Santos-Sul e Santos-Norte. Na porção distal da bacia o Lineamento Capricórnio constitui o limite sudoeste do Platô de São Paulo, enquanto que na plataforma rasa limita a nordeste a bacia terciária de Iguape. Seu prolongamento em direção ao continente passa pela extremidade nordeste do Craton de Luiz Alves, situando-se sub-paralelo e a leste ao Alinhamento de Guapiara. Também são caracterizadas zonas de transferência, frequentemente com direção NW, a zona de transferência de Tubarão, que separa a parte sudoeste da bacia da plataforma de Florianópolis, a zona de transferência de Merluza, que separa a província Sudoeste da província central, e a zona de transferência de Cabo C a p í t u l o 3 - A s p e c t o s G e o l ó g i c o s d a B a c i a d e S a n t o s | 45 Frio, que separa a parte norte da bacia da parte sul da Bacia de Campos (DEMERCIAN & SZATMARI, 1999). Garcia et al. (2012), sugere a ocorrência de grábens alinhados na porção central da bacia, com orientação aproximada NNE e posterior inflexão para NE-SW, o denominado Graben de Merluza. Outras feições importantes na bacia são os altos topográficos de origem ígnea. Na Bacia são reconhecidos dois Altos estruturais bastante proeminentes: Alto de Cabo Frio e o Alto Estrutural de Florianópolis. O Alto de Cabo Frio, em frente ao estado do Rio de Janeiro, corresponde ao limite das bacias de Campos e Santos. Essa região é marcada por mudanças marcantes no estilo estrutural e estratigráfico entre as bacias (ALVES, 2002). O Alto Estrutural de Florianópolis, denominado também como Plataforma de Florianópolis, limita estruturalmente as bacias de Pelotas e Santos, é capeado por rochas básicas de caráter extrusivo que se estendem até o continente, intrusão alcalina de Anitápolis e de Lajes (ALMEIDA et al., 1996). É evidente a presença de um complexo de montes vulcânicos ao sul da bacia, Montes Jean Charcot, que produzem contornos circulares positivos em dados de batimetria (MOHRIAK, 2003). Há ainda a ocorrência de feições relacionadas à tectônica de sal (halocinese). São observadas estruturas como almofadas de sal, ao longo da zona de charneira e domos salinos na região mais offshore, onde a base do sal é essencialmente plana (CHANG et al., 1992). A figura 3.3 ilustra as feições estruturais e geomorfológicas observadas na Bacia de Santos. C a p í t u l o 3 - A s p e c t o s G e o l ó g i c o s d a B a c i a d e S a n t o s | 46 Figura 3.3 - Elementos estruturais e feições geomorfológicas observados na Bacia de Santos. A fisiografia da Bacia de Santos é representada por três províncias fisiográficas - plataforma continental, talude continental e sopé continental, e uma subprovíncia de relativa expressão regional - Platô de São Paulo. Secundariamente, aparecem montes submarinos e altos vulcânicos, resultantes das atividades tectono- magmáticas nesta região (ALVES, 2002). A Plataforma Continental caracterizada pelo baixo declive batimétrico e largura variável, considerada como sendo a província emersa do continente adjacente, sem feições acrescidas ou erosivas regionais. O Talude Continental constitui uma encosta que se inclina na borda da plataforma, até profundidades em torno de 2000 m. O Sopé Continental é a província mais extensa em área e é definido por uma cunha de sedimentos que se inclina desde a base do Platô de São Paulo até a região da planície abissal (ALVES, 2002). C a p í t u l o 3 - A s p e c t o s G e o l ó g i c o s d a B a c i a d e S a n t o s | 47 O Platô de São Paulo representa o platô marginal mais expressivo da margem continental brasileira. De acordo com Palma (1984), o Platô de São Paulo se estende por cerca de 1000 km desde o sul da Cadeia Vitória-Trindade até a Dorsal de São Paulo, com largura de aproximadamente 150 km do extremo norte até a altura da cidade de Cabo Frio, para cerca de 550 km na região em frente a Bacia de Santos. Inicia-se no talude continental (em torno de 1600 a 2900 m) e termina no sopé continental (em torno de 3000 a 3300 m de profundidade). Cainelli & Mohriak (1999) definem o Platô como uma larga província de diápiros de sal. Numa escala mais restrita, este platô exibe uma superfície bastante irregular, afetada pela ocorrência de domos e diápiros de sal, que estruturam fortemente os sedimentos sobrejacentes (BASSETO, 1996). 3.4 Evolução tectonoestratigráfica A Bacia de Santos tem sua origem associada à separação da América do Sul e África no Neocomiano, quando teve início a fase rifte, cujo registro sedimentar estratigráfico corresponde ao conjunto de sequências que compõem a Supersequência Rifte, constituída por um magmatismo basal recoberto por uma sequência de folhelhos, carbonatos e depósitos associados a leques aluviais depositadas em ambiente fluvio-lacustre desde o início do Hateriano até o Aptiano (138-123 Ma, Moreira et al., 2007). O início da fase pós-rifte ocorreu durante o final do Aptiano (Moreira et al., 2007), caracterizada por subsidência térmica flexural e pela relativa quiescência tectônica, o registro sedimentar corresponde à Supersequência de mesmo nome, composta por calcários microbiais, estromatólitos e lamitos e folhelhos depositados em um ambiente de transição continental a marinho raso, além de uma espessa seção de rochas evaporíticas depositadas em ambiente marinho restrito. A Fase drifte, com registro estratigráfico do Albiano ao recente (Moreira et al., 2007), correspondente ao conjunto de sequências da Supersequência Drifte e teve início no primeiro estágio de formação do Oceano Atlântico evoluindo de um ambiente marinho raso (plataforma carbonática) a marinho aberto (transgressivo e regressivo), que propiciou a deposição de sedimentos marinhos siliciclásticos. C a p í t u l o 3 - A s p e c t o s G e o l ó g i c o s d a B a c i a d e S a n t o s | 48 Conforme descrito anteriormente, a geração e evolução da Bacia de Santos, assim como as demais bacias da margem leste brasileira, estão geneticamente relacionadas ao evento de ruptura do supercontinente Gondwana, que culminou com a abertura do Oceano Atlântico e implantação das bacias marginais brasileiras no chamado Sistema de Riftes do Leste Brasileiro (CHANG et al., 1992). A geometria do rifteamento na margem leste ainda é controversa e largamente discutida por diversos autores. Ao interpretar a evolução da margem continental brasileira Asmus (1975) confirmou a presença de uma área de intumescência dômica na região sudeste associada a pontos quentes (hot spots). De acordo com Asmus & Ferrari (1978), Asmus & Porto (1980), Asmus & Guazelli (1981), Ojeda (1982) e Asmus & Baisch (1983) o mecanismo desencadeador do rifteamento inicial é atribuído a um domeamento térmico sub- crustal ou intumescência do manto na porção sudeste do Brasil, como causa do adelgaçamento crustal. Segundo Asmus & Porto (1980), essa condição térmica a que a bacia esteve sujeita, desenvolveu um rifte do tipo arco vulcânico, diferente daquele tipo fissural formado em áreas não submetidas a influência térmica. Macedo (1989) propõe um modelo para explicar a origem do rifteamento. O autor estabelece uma fase de intumescência termal da região sudeste por volta do Jurássico, aonde o calor excessivo resultante desse processo de domeamento térmico viria a causar mudanças nas propriedades reológicas da crosta. Essas modificações reológicas atuariam no sentido de que ampla área da crosta se tornasse mais dúctil, e, portanto, concomitante aos esforços distensivos do rifte, segue-se uma fase de estiramento, com consequente afinamento crustal, que culminou com a ruptura e a consequente formação das depressões correspondentes a Bacia de Santos e ao Platô de São Paulo (Figura 3.4). C a p í t u l o 3 - A s p e c t o s G e o l ó g i c o s d a B a c i a d e S a n t o s | 49 Figura 3.4 - Blocos diagrama mostrando a evolução da separação entre Brasil e África associado a uma anomalia termal mantélica e sua influência sobre a região sudeste brasileira. Modificado de Macedo (1989). Através da análise da evolução tectônica e sedimentar e a caracterização de importantes episódios magmáticos de distintas bacias sedimentares de margem passiva Cainelli & Mohriak (1999) e Heilbron et al. (2000), estabelecem um modelo geodinâmico de evolução para as bacias sedimentares de margem passiva na margem leste brasileira, com base na tectônica de placas. São cinco fases marcadas por diferentes padrões de tectônica e sedimentação as quais são descritas pelos autores da seguinte forma: (Figura 3.5). A Fase I (140-130 Ma) é marcada pelo início de extensão litosférica regional. Soerguimento termal astenosférico, com afinamento regional da crosta continental e manto superior, com falhas incipientes na crosta superior controlando depocentros locais associados a uma deposição ampla e pouco espessa. C a p í t u l o 3 - A s p e c t o s G e o l ó g i c o s d a B a c i a d e S a n t o s | 50 A Fase II (130-114 Ma) é caracterizada por um aumento no estiramento litosférico e a presença de grandes falhas que afetam o continente. Ocorrem extrusões basálticas nas bacias do sul como, por exemplo, as vulcânicas Serra Geral na Bacia do Paraná (MIZUSAKI et al., 1988 apud HEILBRON et al., 2000), e formação de semi-grábens preenchidos por sedimentos continentais lacustres. A Fase III (114-110 Ma) é marcada por intensa extensão litosférica com a geração de grandes falhas e rotação de blocos do rifte e as camadas previamente depositadas. Na Fase IV (108-100 Ma) a focalização do estiramento litosférico, previamente distribuído em uma região mais ampla leva à formação da Cordilheira Meso-oceânica. Concomitantemente a eventos de vulcanismo, caracterizados nas bacias de Santos e Campos por seaward-dipping reflectors (SDRs) (SOUZA et al., 1993, GLADCZENKO et al., 1997 apud CAINELLI & MOHRIAK, 1999), além de reativação de grandes falhas e erosão de blocos do rifte por uma discordância regional, designada como break-up unconformity (FALVEY, 1974 apud HEILBRON et al., 2000), que separa ambientes de deposição continental (lacustre e fluvial) de ambientes transicionais e marinhos. Sobre essa discordância angular e abaixo de sedimentos da sequência evaporítica, algumas bacias registram uma espessa deposição de rochas siliciclásticas e carbonáticas do Aptiano. Em síntese, esta fase, constitui uma sequência sedimentar do estágio final de rifte (sag basin) e que localmente podem dar origem a rochas geradoras de hidrocarboneto (HENRY et al., 1995 apud HEILBRON et al., 2000). A Fase V (96-88 Ma) é marcada pelo espraiamento da crosta oceânica e por um aumento na batimetria, com o desaparecimento dos carbonatos de águas pouco profundas. C a p í t u l o 3 - A s p e c t o s G e o l ó g i c o s d a B a c i a d e S a n t o s | 51 Figura 3.5 - Diagrama esquemático mostrando uma sequência de eventos durante o rompimento do Gondwana e formação das bacias sedimentares de margem passiva na margem leste brasileira. Modificado de Cainelli & Mohriak (1999). C a p í t u l o 4 - M e t o d o l o g i a | 52 4. METODOLOGIA 4.1 Generalidades A metodologia aplicada na caracterização de estruturas atuantes na região do epicentro do sismo São Vicente consistiu na interpretação de dados de sísmica 2D com a definição dos principais horizontes considerados mais importantes na evolução da bacia, que se apresentam como bons marcadores sísmicos ao longo dos dados (análise estratigráfica),identificação de estruturas geológicas (análise estrutural) e posterior interpretação de mapas de contorno estrutural em tempo. De modo a enriquecer e complementar a interpretação feita a partir dos dados sísmicos, foram utilizados dados de gravimetria na interpretação de estruturas. Em seguida as interpretações dos dados geofísicos e mapas de contorno estrutural são integrados aos parâmetros obtidos para o sismo São Vicente. 4.2 Interpretação de dados de sísmica de reflexão Em um levantamento sísmico de reflexão ondas elásticas são criadas por uma fonte artificial e se propagam em subsuperfície, onde são refletidas e refratadas nas interfaces que separam rochas de diferentes constituições petrofísicas, e retornam a superfície onde são captadas por instrumentos que medem os tempos de chegada a diferentes afastamentos em relação à fonte. Esses tempos de trânsito permitem, após seu processamento, que se conheça a distribuição de interfaces e estruturas geológicas em subsuperfície. A sísmica de reflexão apresenta um amplo espectro de aplicações, como por exemplo, no contexto da engenharia, na investigação de parâmetros para fundações, na execução de grandes obras tais como barragens, pontes, e autoestradas; ou ainda, em estudos de fraturamento de maciços rochosos aplicados a geotecnia, hidrogeologia, risco sísmico e ambiental e exploração de rochas ornamentais (CARVALHO, 2003). Além é claro de sua aplicação na indústria do petróleo, onde corresponde ao método de prospecção mais utilizado. C a p í t u l o 4 - M e t o d o l o g i a | 53 Há duas abordagens principais para a interpretação de dados sísmicos de reflexão: A análise estrutural, que é o estudo da geometria do refletor com base nos tempos de reflexão da onda sísmica e a identificação de falhas e estruturas geológicas; e a análise estratigráfica, que examina as sequências de reflexão como expressão de sequências deposicionais distintas (KEAREY, 2002). De acordo com Telford et al. (1990) algumas técnicas de interpretação auxiliam na obtenção de um bom resultado. Horizontes são normalmente identificados com base na correlação com observações de dados de poços, informações de velocidade, sismogramas sintéticos ou experiência anterior na área. Os horizontes são mapeados nas seções sísmicas e comparados nas intersecções das mesmas, de forma a identificar os mesmos horizontes. Quando os horizontes terminam abruptamente e são retomados em posição deslocada podem indicar a ocorrência de falhas (TELFORD et al. 1990). Após a interpretação dos horizontes, mapas estruturais podem ser gerados para melhor visualização dos resultados, onde as curvas de contorno representam isócronas de um determinado refletor, o qual corresponde a um determinado evento geológico (THOMAS et al. 2001). As falhas que foram identificadas nas seções transversais podem ser desenhadas sobre os mapas (TELFORD et al. 1990). A orientação e do tipo de características estruturais dependem dos campos de tensão a que a área tenha sido exposta. O estilo estrutural ou tectônico da área de estudo funciona como um guia para a interpretação. Como no caso em que uma falha é bem definida em um horizonte, mas não muito clara em outro, o conhecimento a cerca do estilo estrutural auxilia na definição do tipo de falha, orientação, mergulho e assim por diante (TELFORD et al. 1990). Dados sobre a história geológica da área também são de suma importância. Fundamental nessa correlação é determinar a idade geológica dos diferentes horizontes interpretados, muitas vezes realizada pela correlação do horizonte sísmico com horizonte geológico de poço, a calibração sísmica-poço. Essa definição auxilia na resposta a perguntas, tais como: o deslocamento de parte de uma estrutura por uma falha ocorreu em quais períodos? Ou ainda, a armadilha de petróleo foi formada antes, durante ou após a geração do óleo? Tais pistas são muitas vezes a chave para a sísmica de interpretação (TELFORD et al. 1990). C a p í t u l o 4 - M e t o d o l o g i a | 54 4.3 Interpretação de dados gravimétricos Os levantamentos gravimétricos investigam a geologia de subsuperfície com base nas variações do campo gravitacional da Terra, causadas pelas diferenças de densidade das rochas. Uma ampla variedade de situações geológicas gera áreas de densidade diferente daquelas que as circundam, que produzem significativas anomalias de gravidade, as quais podem ser medidas por equipamentos, processadas e disponibilizadas para a interpretação. Os levantamentos gravimétricos podem ser utilizados na localização de bacias sedimentares e na estimativa da espessura de sedimentos, prever a existência de altos e baixos estruturais tais como ilhas e fossas oceânicas e no estudo de antigas zonas de suturas. Em média escala o método pode revelar a ocorrência de rochas ígneas e domos de sal, em investigações hidrogeológicas pode determinar a geometria de potenciais aquíferos; pode ainda definir a geometria de corpos ígneos em subsuperfície e consequente cálculo de tonelagem de minério e auxiliar na detecção de vazios, entre outros (KEAREY, 2002). Na indústria do petróleo, com o aprimoramento dos métodos sísmicos, a gravimetria se tornou uma técnica subsequente usada sobre um alvo já definido e não mais como ferramenta primária de exploração (KEAREY, 2002). No âmbito da interpretação de estruturas ao longo de dados gravimétricos Luiz & Silva (1973) enfatizam que sobre a linha de falha os valores de gravidade apresentam forte gradiente horizontal (contornos crescentes largamente espaçados, passando a bem menos espaçados e voltando a largamente espaçados). Portanto, as falhas são caracterizadas nos mapas por uma maior densidade de contornos. No caso da ocorrência de falhas verticais ocorre um aumento progressivo da anomalia gravimétrica ao longo do lado soerguido, interpretado como sendo devido ao deslocamento para cima de material mais denso, o que representa um contraste horizontal de densidade (LOWRIE, 2007). C a p í t u l o 4 - M e t o d o l o g i a | 55 4.4 Banco de dados A seleção dos dados pertinentes à pesquisa foi realizada de acordo com a localização do epicentro do sismo São Vicente. Os dados de sísmica de reflexão e poços foram selecionados no site do Banco de Dados de Exploração e Produção (BDEP) administrados pela Agência Nacional do Petróleo (ANP) e requeridos ao BDEP dentro da política de gratuidade para universidades. A solicitação consistiu de dados de poços (com registros sônicos, pastas de poço e perfis compostos), seções sísmicas de reflexão 2D migradas, os quais correspondem a: dados de dez poços e trinta e três seções de sísmica de reflexão 2D (Tabela 4.1 e 4.2, Figura 4.1). Posteriormente, os dados de poços e sísmica disponibilizados foram carregados no software Geographix (Landmark Graphics), nos módulos SeisVision 2D e Well Base Information Manager. Tabela 4.1 – Dados de sísmica de reflexão 2D. NOME DO LEVANTAMENTO TIPO DO PROJETO SEGMENTO ANO* PROPRIETÁRIO 0228_SANTOS_3C MIG FIN 0228-0271 PETROBRAS 0247_MERLUZA_13A MIG FIN 0247-2003 1994 PETROBRAS 0247_MERLUZA_13A MIG FIN 0247-2004 1994 PETROBRAS 0247_MERLUZA_13A MIG FIN 0247-2008 1994 PETROBRAS 0140_SANTOS_1A MIG FIN 0140-0103 1985 PETROBRAS 0231_SANTOS_18A MIG FIN 0231-1331 PETROBRAS 0231_SANTOS_18A MIG FIN 0231-1327 PETROBRAS 0231_SANTOS_18A MIG FIN 0231-1292 PETROBRAS 0231_SANTOS_18A MIG FIN 0231-1328 PETROBRAS 0134_SANTOS_1A MIG FIN 0134-0529 1984 PETROBRAS 0134_SANTOS_1A MIG FIN 0134-0572 1984 PETROBRAS 0134_SANTOS_1A MIG FIN 0134-0554 1984 PETROBRAS 0134_SANTOS_1A MIG FIN 0134-0553 1984 PETROBRAS 0134_SANTOS_1A MIG FIN 0134-0535 1984 PETROBRAS C a p í t u l o 4 - M e t o d o l o g i a | 56 0134_SANTOS_1A MIG FIN 0134-0555 1984 PETROBRAS 0248_SANTOS_1A MIG FIN 0248-0043 1992 PETROBRAS 0248_SANTOS_1A MIG FIN 0248-0097 1992 PETROBRAS 0248_SANTOS_1A MIG FIN 0248-0054 1992 PETROBRAS 0248_SANTOS_1A MIG FIN 0248-0057 1992 PETROBRAS 0248_SANTOS_1A MIG FIN 0248-0041 1992 PETROBRAS 0248_SANTOS_1A MIG FIN 0248-0114 1992 PETROBRAS 0248_SANTOS_1A MIG FIN 0248-0037 1992 PETROBRAS 0248_SANTOS_1A MIG FIN 0248-0059 1992 PETROBRAS 0248_SANTOS_1A MIG FIN 0248-0107 1992 PETROBRAS 0248_SANTOS_1A MIG FIN 0248-0047 1992 PETROBRAS 0248_SANTOS_1A MIG FIN 0248-0103 1992 PETROBRAS 0248_SANTOS_1A MIG FIN 0248-0049 1992 PETROBRAS 0248_SANTOS_1A MIG FIN 0248-0046 1992 PETROBRAS 0248_SANTOS_1A MIG FIN 0248-0108 1992 PETROBRAS 0248_SANTOS_1A MIG FIN 0248-0052 1992 PETROBRAS 0248_SANTOS_1A MIG FIN 0248-0105 1992 PETROBRAS 0248_SANTOS_1A MIG FIN 0248-0048 1992 PETROBRAS 0248_SANTOS_1A MIG FIN 0248-0045 1992 PETROBRAS Tabela 4.2 – Dados de Poços. NOME DO POÇO LATITUDE LONGITUDE PROFUNDIDADE (metros) PROPRIETÁRIO 1BSS 0080 BS -25.511500 -44.627170 4367 PETROBRAS 1SCS 0005 SC -26.221850 -46.324880 4181 PETROBRAS 1SPS 0002 SP -24.148390 -44.475730 3798 PETROBRAS 1SPS 0004A SP -24.341330 -45.145430 3000 PETROBRAS 1SPS 0008 SP -25.664700 -45.383490 4368 PETROBRAS 1SPS 0009 SP -25.510735 -45.363880 3408 PETROBRAS 1SPS 0014 SP -25.024250 -45.639760 4448 PETROBRAS 1SPS 0020 SP -25.240870 -45.265390 4865 PETROBRAS 1SPS 0022 SP -24.943570 -45.713170 3438 PETROBRAS 1SPS 0031 SP -25.659130 -45.653830 4914 PETROBRAS C a p í t u l o 4 - M e t o d o l o g i a | 57 Figura 4.1 - Localização dos dados de sísmica de reflexão e poços. Os dados de gravimetria utilizados no trabalho correspondem ao levantamento marítimo denominado Santos reconhecimento p0141, do ano de 1993, o qual abrange 198.006 km2 de área. Os dados foram adquiridos com uma direção das linhas de medição NW-SE com espaçamento entre as linhas variando de 3 a 50 km (Figura 4.2). Assim como os dados de sísmica e poços, os dados de gravimetria foram disponibilizados pelo Banco de Dados de Exploração e Produção (BDEP) e requeridos dentro da política de gratuidade para universidades. Os dados foram disponibilizados em arquivos “.XYZ” e “.GDB”. C a p í t u l o 4 - M e t o d o l o g i a | 58 Figura 4.2 - Localização dos dados de gravimetria. 4.5 Etapas de trabalho As etapas executadas durante o desenvolvimento desse trabalho foram compostas por: 4.5.1 Levantamento Bibliográfico Envolveu a pesquisa e compilação de dados bibliográficos da Bacia de Santos em termos de geologia regional, estratigrafia, tectônica, estrutural, dados de poços, geofísica, dados da sismicidade brasileira, sismicidade da região sudeste e C a p í t u l o 4 - M e t o d o l o g i a | 59 margem passiva e dados específicos do sismo São Vicente, em termos de localização, magnitude, mecanismos focais e planos nodais associados. Além de conceitos metodológicos. 4.5.2 Calibração e Interpretação dos Dados Sísmicos A interpretação dos dados sísmicos foi realizada no Laboratório de Interpretação de Dados Sísmicos e Geológicos (LISG / PRH-05-ANP), utilizando o programa Geographix (Landmark Graphics). O procedimento realizado para a execução da etapa de interpretação dos dados de sísmica de reflexão baseia-se em Vail (1987) adequado para análise estratigráfica e Brown (2004) apropriado para a análise estrutural. Em síntese as fases consistem de: 1) Análise das seções sísmicas 2) Análise dos dados de poços 3) Calibração dos dados 4) Interpretação sísmica (estratigráfica e estrutural) 5) Geração de mapas de contorno estrutural Inicialmente, as 33 seções sísmicas foram carregados no módulo SeisVision do programa Geographix (Landmark Graphics) realizados os ajustes em escala horizontal (em metros) e vertical (em tempo), na escala de amplitude dos refletores e no gráfico de cores e realizado o nivelamento das linhas sísmicas. Na primeira fase as seções sísmicas foram impressas em papel para que fosse realizada uma análise preliminar, o que permite uma visualização mais abrangente e um melhor controle da interpretação. Os horizontes foram mapeados segundo descrições da bibliografia de trabalhos realizados próximos a área de estudo, como Souza (2008) e Izeli (2008), e com base na correlação entre as seções sísmicas, que consiste em marcar os horizontes de uma seção sísmica na interceptação com outra seção já interpretada. Na fase seguinte os resultados prévios obtidos na análise das seções impressas foram repassados para o módulo SeisVision do programa Geographix C a p í t u l o 4 - M e t o d o l o g i a | 60 (Landmark Graphics) que permitiu calibrar os dados dos dez horizontes estratigráficos (etapa descrita a seguir), melhor definir a interpretação das estruturas e assim refinar a interpretação estratigráfica e estrutural. Para obter o controle cronoestratigráfico das interpretações, os dados de poços devem ser integrados com os dados de sísmica. Para tanto, foi criada a base de dados dos poços usando o módulo Well Base Information Manager do Programa Geographix (Landmark Graphics). Como nem todos os poços continham informações de checkshot (que são pontos do poço com profundidade e tempo conhecidos) a calibração sísmica-poço foi realizada através da utilização de dados do perfil sônico, além de informações disponíveis nas pastas de poço e perfis compostos. Com os dados referentes ao perfil sônico foi possível obter diretamente os valores de velocidade da onda P (Vp), com a conversão de unidades (de μs/ft para km/s) através da equação 1: (1) O perfil sônico mede a diferença do tempo de trânsito ou delay time (DT) da onda P registrada em dois receptores distintos presentes na sonda, posicionados a uma distância de 1 pé (ft) entre si. Sendo esse tempo inversamente proporcional a velocidade sônica da rocha. Com os valores de profundidade do poço ( ) e velocidade ( ) conhecidos, foi possível obter o tempo duplo de transito ou two way time (TWT) correspondente a cada ponto em profundidade do poço, através da equação 2: , (2) o que permitiu a correlação poço (em profundidade) com a sísmica (em tempo). Com isso, foi realizado o ajuste dos marcadores geológicos obtidos nos dados das pastas de poço e/ou perfis compostos, com a seção sísmica, atribuindo assim um horizonte cronoestratigráfico a um determinado refletor. C a p í t u l o 4 - M e t o d o l o g i a | 61 4.5.3 Elaboração e Interpretação dos mapas de contorno estrutural Para melhor compreender o arcabouço estrutural da área foram construídos mapas de contorno estrutural em tempo para cada um dos horizontes interpretados nas seções sísmicas. Inicialmente, foi criado um polígono sobre os dados no módulo SeisVision do programa Geographix (Landmark Graphics) para definir as dimensões e espaçamento da malha (gride) e realizada a interpolação pelo método da mínima curvatura. O que permitiu a reorganização dos dados em uma malha, como etapa inicial antes da aplicação do algoritmo de interpolação. Dados de coordenadas UTM (X,Y) e tempo (Z) para cada horizonte foram importados para o programa Surfer (Golden Software) realizada a “gridagem” dos dados através do método de interpolação da mínima curvatura e então gerados os mapas de contorno estrutural em tempo e realizada a interpretação dos mesmos. 4.5.4 Elaboração e Interpretação dos dados de Gravimetria Antes que os resultados de um levantamento gravimétrico possam ser interpretados, é necessário que os mesmos sejam corrigidos para todas as variações do campo gravitacional da Terra que não resultem de diferenças de densidade nas rochas em subsuperfície, processo denominado redução gravimétrica (KEAREY, 2002). Após essas correções a anomalia de ar livre (free-air anomaly - FAA) e a anomalia Bouguer (Bouguer anomaly - BA) podem ser definidas através das equações 3 e 4 (KEAREY, 2002): (3) , (4) C a p í t u l o 4 - M e t o d o l o g i a | 62 onde corresponde aos valores da gravidade observada (medida), é o valor da gravidade teórica, a correção de ar livre, correção de Eötvös, a correção Bouguer e corresponde a correção de terreno. Este procedimento tem como objetivo corrigir as influências gravitacionais devido ao aumento da distância entre o ponto e o centro da Terra (anomalia ar-livre) e da presença de massa acima do datum (geoide) (anomalia Bouguer), obtendo-se a variação da gravidade devida a diferença de massa abaixo do geoide. Os dados fornecidos pelo BDEP utilizados nesse trabalho já apresentam essas correções e os cálculos de anomalia Bouguer e ar livre, estando dessa forma plausíveis de interpretação. O tratamento dos dados gravimétricos foi realizado no programa Oasis Montaj (Geosoft). Inicialmente, os dados foram importados para o programa e gerados os mapas de anomalia Bouguer e ar livre pelo método de interpolação da mínima curvatura,