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DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

PLATÔ DO CEARÁ: UMA PLATAFORMA CARBONÁTICA ISOLADA E

AFOGADA DA MARGEM EQUATORIAL BRASILEIRA

Autora: Isabelle Rosselyne Ferreira de Araújo

Orientadora: Profª. Drª. Helenice Vital

Co-orientador: Prof. Dr. Moab Praxedes Gomes

Dissertação nº 214/PPGG

Natal/RN

2018

Universidade Federal do Rio Grande do Norte

Centro de Ciências Exatas e da Terra

Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica





Natal/RN

2018




Dissertação de Mestrado apresentada no dia 31 de Agosto de 2018, ao Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG) da Universidade Federal do Rio Grande do Norte, para obtenção do Título de Mestre em Geodinâmica e Geofísica, área de concentração Geodinâmica. Orientadora: Profª. Drª. Helenice Vital Co-orientador: Prof. Dr. Moab Praxedes Gomes





Comissão Examinadora

Prof.ª Dr.ª Helenice Vital – Orientadora (PPGG/DG/UFRN)

Prof.ª Dr.ª Valéria Centurión Córdoba – Membro Interno (PPGG/DG/UFRN)

Dr. Pedro Xavier Neto – Membro Externo (PETROBRAS)

Natal/RN

2018




Araújo, Isabelle Rosselyne Ferreira de. Platô do Ceará: uma plataforma carbonática isolada e afogadada Margem Equatorial brasileira / Isabelle Rosselyne Ferreira deAraújo. - 2018. 116f.: il.

Dissertação (mestrado) - Universidade Federal do Rio Grandedo Norte, Centro de Ciências Exatas e da Terra, Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica. Natal, 2018. Orientadora: Helenice Vital. Coorientador: Moab Praxedes Gomes.

1. Platôs submarinos - Dissertação. 2. Monte submarino -Dissertação. 3. Plataforma carbonática isolada - Dissertação. 4.Plataforma afogada - Dissertação. 5. Margem equatorialbrasileira - Dissertação. I. Vital, Helenice. II. Gomes, MoabPraxedes. III. Título.

RN/UF/CCET CDU 551.462.6

Universidade Federal do Rio Grande do Norte - UFRNSistema de Bibliotecas - SISBI

Catalogação de Publicação na Fonte. UFRN - Biblioteca Setorial Prof. Ronaldo Xavier de Arruda - CCET

Elaborado por Joseneide Ferreira Dantas - CRB-15/324

O tempo e a maré não esperam por ninguém.

(“O aprendiz de assassino”, Robin Hobb)

Esta dissertação de mestrado foi desenvolvida na Universidade Federal do Rio

Grande do Norte (UFRN), tendo sido subsidiada pelos seguintes agentes

financiadores:

• Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior - Brasil

(CAPES) - através dos projetos de pesquisa “Geohazards e Tectônica – A

influência de zonas de fratura na reativação de margens passivas: Margem

Equatorial Brasileira” (Edital nº 38/2014 - IODP/CAPES - Brasil) e ”Paleoceanografia da

Margem Equatorial Brasileira”( Edital nº 43/2013 Ciências do Mar 2);

• Conselho Nacional de Desenvolvimento Cientifico e Tecnológico (CNPq)

através do Auxilio PQ .Margem Equatorial Brasileira: Da Fonte a Deposição

(Processo nº311413/2016-1);

• INCT AmbTropic – Instituto Nacional de Ciência e Tecnologia “Ambientes

Marinhos Tropicais” (CNPq-FAPESB-CAPES)




AGRADECIMENTOS

Deixo os meus agradecimentos à Universidade Federal do Rio Grande do

Norte e ao Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica pela

disponibilização da infraestrutura necessária.

Ao Conselho Nacional de Desenvolvimento Cientifico e Tecnológico

(CNPq) pela concessão da bolsa de mestrado e suporte financeiro através do Auxilio

PQ .Margem Equatorial Brasileira (Processo nº311413/2016-1).

A Agência Nacional do Petróleo, Gás Natural e Biocombustíveis- ANP pela

cessão dos dados sismoestratigráficos e de poços, através do Banco de Dados de

Exploração e Desenvolvimento –BDEP (Protocolos: 094013/2015 e 092950 de

03/10/2016).

A Marinha do Brasil (MB) e Diretoria de Hidrografia e Navegação (DHN)

pela cessão de dados sismoestratigráficos do Levantamento da Plataforma

Continental (LEPLAC);

A dGB Earth Sciences pela cessão da licença educacional do software

Opendtect.

A Schlumberger pela cessão da licença educacional do software PETREL.

Agradeço à Professora Helenice Vital, por todo o conhecimento

compartilhado. Muito obrigada pela oportunidade e pela confiança.

Agradeço imensamente ao Professor André Droxler, por plantar a semente

que gerou esse trabalho e por toda ajuda ao longo do caminho.

Aos professores Hilário, David e Moab pelo auxílio e ideias nas correções

do artigo.

Ao Laboratório de Geologia e Geofísica Marinha e Monitoramento

Ambiental (GGEMMA).

À Professora Valéria Córdoba e ao Dr. Pedro Xavier Neto, por aceitar o

convite para a banca examinadora.

À Francisco Neto, que esteve ao meu lado e me apoiou em todos os

momentos. Agradeço aos puxões de orelha quando queria desfazer tudo para

começar de novo e os incentivos quando batia o desespero. Obrigada por interpretar,

corrigir e escrever comigo. Não conseguiria sem você.

Aos meus pais pelo apoio incondicional de sempre. Obrigada por entender

todas as minhas ausências, pela paciência e suporte.

RESUMO

Estudos sobre a Margem Equatorial Brasileira (MEB) sempre estiveram concentrados

na plataforma continental, apoiados pela indústria de óleo e gás. A região de águas

profundas é vasta, desconhecida e economicamente inexplorada. Montes submarinos

são feições típicas da MEB que se elevam desde o fundo oceânico. O Platô do Ceará

(PtC) é um desses montes, localizado a 100 km da costa de Fortaleza (Brasil) e a

leste da Alto de Fortaleza. Sua origem é tida como vulcânica, baseada em seus

flancos íngremes e amostras coletadas em montes submarinos adjacentes. O topo

tem uma profundidade média de 280 m e a cobertura é calcário enriquecido com

fosforita (até 18%). O objetivo deste trabalho é discutir a evolução do PtC como uma

plataforma carbonática isolada e, posteriormente, seu declínio. Foram utilizados

dados de reflexão sísmica multicanal 2D associados à litologia e bioestratigrafia de

poços exploratórios. Nas linhas sísmicas foram interpretados a forma e o padrão de

terminação dos refletores, assim como a geometria externa e interna das fácies. Sete

padrões sísmicos e quatro sequências sísmicas foram reconhecidos no PtC. Os

resultados indicam que durante a transição Rupeliano/Chattiano, o substrato vulcânico

estava próximo a zona fótica, levando ao desenvolvimento de recifes em franja. O

desenvolvimento tornou-se progradacional (Chattiano-Burdigaliano) e depois

agradacional (Burdigaliano/Tortoniano). A produção carbonática cessou durante o

Tortoniano, provavelmente quando começou o degelo da calota da Antártica. A

tectônica, subsidência e mudanças eustáticas em escala global e regional atuaram

como fatores de controle no crescimento da plataforma. Essa plataforma pode ser

usada como modelo para o desenvolvimento estratigráfico dos montes submarinos

adjacentes da MEB.

Palavras-chave: Monte submarino; Plataforma carbonática isolada; Plataforma

afogada; Margem equatorial brasileira

ABSTRACT

Studies about the Brazilian Equatorial Margin (BEM) have always been concentrated

in the continental shelf, supported by oil and gas industry. Deep-waters are vast,

unknown and economically unexplored. In this way, there is a great data lack of the

BEM's deep portion. Ceará Plateau (CeP) is a seamount and a significant feature of

BEM, located 100 km offshore Fortaleza (Brazil) and east of Fortaleza High. Its origin

supposed to be volcanic based in its steep flanks and collected samples (olivine basalt)

in others surrounding seamounts. Its top is average 280 m depth and the coverage is

limestone enriched with phosphorite (up to 18%). The aim of this work is to define CeP

evolution as an isolated carbonatic platform and then its demise. We used 2D

multichannel seismic reflection data associated with lithology and biostratigraphy of

exploratory wells. In the seismic profiles, the shape and pattern of reflectors

termination was interpreted, as well as their external and internal sequences geometry.

In the seismic profiles, seven seismic patterns and four seismic sequences were

recognized on the volcanic CeP top. Our results indicate that during the

Rupelian/Chattian transition, the substrate was in the photic zone and partially

emerged, leading to the development of carbonate wedges on the flanks. The

development has become progradational (Chattian-Burdigalian) and then

aggradational (Burdigalian/ Tortonian). Carbonate production ceased during the

Tortonian, probably when the Antarctic ice sheet began to melt. Tectonics, subsidence

and eustatic changes on a global and regional scale acted as control factors in the

platform growth. This platform can be used as a model for the stratigraphic

development of adjacent BEM seamounts.

Keywords: Seamount; Isolated carbonate platform; Drowned platform; Brazilian

Equatorial Margin

SUMÁRIO

1 INTRODUÇÃO ..................................................................................................... 1

1.1 Objetivos e Justificativa .................................................................................. 2

1.2 Localização da Área de Estudos .................................................................... 3

2 CONTEXTO GEOLÓGICO .................................................................................. 5

2.1 Introdução ...................................................................................................... 5

2.2 Margem Equatorial Brasileira ......................................................................... 6

2.3 Bacia Potiguar .............................................................................................. 10

2.4 Platô do Ceará ............................................................................................. 14

2.5 Vulcanismo ................................................................................................... 17

3 PLATAFORMAS CARBONÁTICAS ................................................................... 20

3.1 Definições e Classificações .......................................................................... 20

3.2 Fatores Controladores .................................................................................. 25

3.3 Plataformas Carbonáticas Isoladas .............................................................. 27

3.4 Afogamento de uma Plataforma Carbonática .............................................. 39

4 MATERIAIS E MÉTODOS ................................................................................. 41

4.1 Batimetria ..................................................................................................... 41

4.2 Poços Exploratórios ..................................................................................... 43

4.3 Linhas Sísmicas ........................................................................................... 44

4.4 Sismoestratigrafia......................................................................................... 47

4.5 Fluxo de Trabalho ........................................................................................ 52

5 RESULTADOS ................................................................................................... 54

5.1 Artigo Submetido: Marine Geology .............................................................. 54

6 CONSIDERAÇÕES FINAIS ............................................................................. 100

REFERÊNCIAS ....................................................................................................... 101

1 INTRODUÇÃO

Platô do Ceará: uma plataforma carbonática isolada e afogada da Margem Equatorial Brasileira

1 INTRODUÇÃO

Os oceanos recobrem mais de 70% da superfície da Terra, com uma

profundidade média maior do que 3 km. Acreditava-se que o mar profundo era

composto por vastas planícies, rompidas apenas por vales ou ilhas vulcânicas

dispersas. Com o avanço do sensoriamento remoto, foi possível descobrir que o fundo

oceânico era muito mais complexo e diversificado (Erickson, 2003). Neles são

encontrados grandes dorsais oceânicas, ainda maiores do que as cadeias de

montanhas encontradas no continente; trincheiras mais profundas que qualquer vale.

A abertura progressiva do Atlântico já vinha sendo proposta por Wegener

desde 1912. Mas foi somente no início dos anos 1960 que as placas tectônicas foram

comprovadas, bem como o movimento dos continentes (Nicolas, 1995). Desde então,

foram descobertos vários outros fatores que evidenciavam essa separação, como o

padrão magnético alternado, paralelos a cadeias mesoceânicas e formando padrão

simétrico, por exemplo.

A Margem Equatorial Brasileira e a Margem Oeste Africana são exemplos

únicos de margens transformantes, apresentando 2.200 km ao longo do Atlântico Sul

(Matos, 2000), formando bacias mesozoicas e cenozoicas continentais e marinhas.

Isso torna o Brasil um dos países com maior extensão de margem continental do

mundo, com bacias sedimentares de diferentes contextos geológicos e potencial

exploratório (Mohriak, 2003).

Uma base de dados foi construída ao longo dos anos voltada para pesquisa

de hidrocarbonetos, envolvendo dados geológicos, geofísicos e levantamentos

regionais (e.g., LEPLAC, REMAC, etc.), adquiridos por companhias petrolíferas e

instituições de pesquisas governamentais. Atualmente, esses dados passaram a ser

disponibilizados pela Agência Nacional do Petróleo (ANP).

Os resultados aqui apresentados fazem parte da Dissertação de Mestrado

para obtenção do título de Mestre em Geodinâmica e Geofísica pela Universidade

Federal do Rio Grande do Norte (UFRN). A proposta encontra-se inserida nos

objetivos gerais do projeto Geohazards e Tectônica – A influência de zonas de fratura

na reativação de margens passivas: Margem Equatorial Brasileira (CAPES-IODP).

2 INTRODUÇÃO


1.1 Objetivos e Justificativa

Águas profundas, também conhecidas como mar profundo, são aquelas

localizadas além da plataforma continental, cobrindo cerca de 67% da superfície

terrestre. Apenas 1/7 da região de águas profundas próximas as margens continentais

recebem suprimento sedimentar terrígeno vindo do continente (Piper, 2005). Isso

explica porquê a maioria dos depósitos sedimentares de mar profundo ocorrem nos

taludes e sopés continentais. Além de leques submarinos, ocorre sedimentação

pelágica, material biogênico e argilas transportadas por correntes desde o continente

até essa região (Piper, 2005). A esses acúmulos de sedimentos é dado o nome

depósitos sedimentares de mar profundo.

Ao longo dos anos, a exploração da indústria petrolífera concentrou seus

estudos sobre a plataforma continental (Milani et al., 2000). Assim, uma grande

carência de informações existe quando se fala sobre a região de mar profundo na

Margem Equatorial Brasileira (MEB) como, por exemplo, a existência de poucos poços

exploratórios. As bacias sedimentares dessa região tornaram-se importantes como

fonte potencial de hidrocarbonetos, já descoberto em alguns poços exploratórios

(Petrobras, 2015) e na margem conjugada do lado africano. Além disso, elas também

possuem grande potencial para registro de mudanças paleoceanográficas, podendo

ser a chave para entender as mudanças climáticas atuais (Piper, 2005; Jovane et al.,

2016) e descoberta de fontes de minerais de interesse econômico (i.e. fosforita).

Uma das importantes características da MEB é a presença de diversos

montes submarinos, relacionados às zonas de fraturas oceânicas e/ou trilhas de

pontos quentes (Matos, 2000). Uma das feições proeminentes da MEB é o Platô do

Ceará (PtC) (Fig. 1.1), localizado a noroeste da cidade de Fortaleza (CE),

aproximadamente 100 km costa afora, e inserido no contexto da porção submersa da

Bacia Potiguar.

Este trabalho teve como objetivo a caracterização sismoestratigráfica do

PtC e sua evolução, sendo assim a primeira plataforma carbonática isolada e afogada

descrita na MEB. Como objetivos específicos, este estudo pretende:

a) Reconhecer padrões e as fácies sísmicas no Platô do Ceará;

b) Descrever a evolução da plataforma carbonática sobre edifício vulcânico;

3 INTRODUÇÃO


c) Correlacionar o desenvolvimento dessa plataforma carbonática com a

Plataforma Continental;

d) Reconhecer as variações do nível do mar do Oligoceno ao Mioceno Superior

na região Equatorial Brasileira;

Espera-se que os resultados sejam úteis para compreender a evolução

desta parte da MEB e possam fornecer subsídios para futuras perfurações e estudos

em ambientes de águas profundas. Acreditamos ainda que o modelo da plataforma

carbonática poderá ser utilizado em outras plataformas do mesmo tipo que venham a

ser encontradas na região.

1.2 Localização da Área de Estudos

O PtC vêm sendo caracterizado como um monte submarino vulcânico

(Guazelli e Costa, 1978; Costa e Kowsmann, 1979; Jovane et al., 2016), com seu topo

em profundidade média de 280 m. Apresenta feição geomorfológica elíptica, mais ou

menos cônica, topo plano, com extensão areal de, aproximadamente, 894 km²

(isóbata de 300 m).

Entre o PtC e o talude strictu sensu ocorre uma depressão formando uma

bacia semi-confinada na qual sedimentos aparentemente provenientes do continente

são depositados em águas profundas (Fainstein e Milliman, 1979). Essa bacia ainda

não foi discutida na literatura e não havendo nenhuma nomenclatura anteriormente

registrada para ela, foi proposto o nome de Depressão do Ceará (Ceará Gap, Fig.

1.1), sendo este submetido e aceito à Organização Hidrográfica Internacional –

Comissão Oceanográfica Intergovernamental (IOH-IOC). Sua extensão areal é

superior a 2.000 km² e atinge a profundidade máxima de 1.900 metros.

4 INTRODUÇÃO


Figura 1.1 – Mapa de localização da área de estudo mostrando o Platô do Ceará e a Depressão do Ceará.

5 CONTEXTO GEOLÓGICO



Este capítulo irá discorrer sobre a abertura e evolução da Margem Atlântica

Sul, tendo foco o seguimento Equatorial desta margem, mais precisamente a Bacia

Potiguar. Além disso, serão discutidos também os trabalhos pretéritos sobre objeto de

estudo principal deste trabalho, o Platô do Ceará.

2.1 Introdução

O conceito de margem continental foi definido como sendo a extensão

submarina dos continentes, correspondendo a praticamente 28% da superfície

submersa pelos oceanos até a profundidade de 2000 metros, ou até onde a crosta

continental termina (Suguio, 1992; Cook e Carleton, 2000; Allaby, 2013). Há dois tipos

de margens continentais: ativa e passiva.

Margem continental ativa, também denominada de margem tipo Pacífico,

refere-se à borda submersa de um continente que se sobrepõe a uma litosfera

oceânica em um limite convergente de placas. O termo "ativo" enfatiza a importância

da atividade tectônica (sismicidade, vulcanismo, construção de montanhas) associada

à convergência de placas ao longo desse limite (Lallemand, 2014). Esse tipo de

margem continental é formado por plataforma continental, talude continental e fossas

oceânicas (Suguio, 2003). O talude continental e a plataforma são estreitos, com

gradientes que podem chegar a até 1:20 nas fossas oceânicas.

Margens continentais passivas, ou margem tipo Atlântico, são encontradas

em zonas sem atividade tectônica crustal pronunciada (Mann, 2015), não coincidindo

com a borda da placa tectônica. Elas são compostas, essencialmente, por plataforma

continental ampla, talude continental e sopé continental (Fig. 2.1), separando o

continente do mar profundo ou planície abissal (Suguio, 2003; IHO-IOC, 2017). A

Margem Equatorial Brasileira (MEB) é classificada como sendo do tipo passiva.



Figura 2.1 – Perfil fisiográfico esquemático de uma margem tipo "Atlântica” mostrando as compartimentações geomorfológicas desde a transição continente-margem continental até alcançar a cadeia mesoceânica (Coutinho, 1996). O perfil não tem relação de escala.

2.2 Margem Equatorial Brasileira

O desenvolvimento do Oceano Atlântico, desde a quebra do Gondwana,

deixou uma grande margem divergente entre os continentes americano e africano.

Este tema ainda é bastante debatido, particularmente no que dizer respeito a

localização da deformação intraplaca. Muitos modelos recentes apresentam

numerosas falhas inexplicáveis (lacunas, sobreposições, desalinhamentos). Embora

eles considerem a deformação intraplaca, nenhum deles apresenta um ajuste

baseado em dados geológicos e geofísicos (Moulin et al., 2010).

Segundo Moulin et al. (2010), o Atlântico Sul pode ser dividido em quatro

longos segmentos (~2.000 km), de norte para sul, sendo eles: Equatorial, Central,

Austral e Malvinas (Falklands). Para estes autores, o Atlântico Sul se separaria do

Atlântico Central pela Zona de Fratura Marathon, a norte dos Platôs Demerara e

Guineense (Fig. 2.2). O limite sul do segmento Equatorial é dado pelas zonas de

fratura Romanche e Chain (Fig. 2.3), a norte da bacia Potiguar, correspondendo ao

sistema transformante de Costa do Marfim e Gana (Mohriak, 2003). Mesmo com a

lacuna de alinhamentos magnéticos, devido à proximidade com o Equador, o início do



espalhamento oceânico nesse segmento é datado do Albiano Superior (Mascle e

Blarez, 1987; Mascle et al., 1988).

A quebra do Supercontinente Gondwana ocorreu de sul para norte no ramo

sul; e de oeste para leste no ramo equatorial (Matos, 1992). Essa abertura gradual

resultou em uma considerável deformação diacrônica, sendo mais longa na margem

leste do Brasil e na porção central da margem africana; e mais curta na margem

equatorial (Matos, 2000). As bacias sedimentares meso-cenozoicas formadas

onshore e offshore estendem-se desde o limite com as Guianas até o limite com as

águas territoriais do Uruguai (Mohriak, 2003).

Figura 2.2 – Mapa tecto-estrutural geral do Atlântico Sul no Chron 34 (84 Ma), sumarizando todas as estruturas geológicas compiladas e estudadas por Moulin et al. (2010).



Figura 2.3 – Mapa geológico esquemático da porção norte brasileira, mostrando as bacias sedimentares da Margem Equatorial Brasileira e suas respectivas zonas de fraturas (Milani e Thomaz-Filho, 2000).

Figura 2.4 – Modelo simplificado de separação continental através de falhas transformantes (modificado de Mascle e Blarez (1987) mostrando a abertura do Oceano Atlântico na região da margem equatorial.



2.2.1 Evolução da Margem Equatorial Brasileira

As bacias da MEB evoluíram com contexto tectônico bem distinto entre si.

Com mais de 2.200 km ao longo do Atlântico Sul, a Margem Equatorial Brasileira,

assim como sua correspondente africana, é um exemplo único de margem

transformante (Matos, 2000). A figura 2.4 mostra um esquema simplificado de

separação através de margens transformantes, que permitiu os diferentes estágios

evolutivos nas bacias sedimentares.

Três principais estágios de evolução tectonossedimentar podem ser

caracterizados na MEB: pré-transformante, sin-transformante e pós-transformante

(Mascle e Blarez, 1987; Matos, 2000). Matos (2000) resumiu os estágios na Tabela

2.1.

TABELA 2.1 – Evolução geodinâmica da Margem Equatorial Atlântica



2.3 Bacia Potiguar

A Bacia Potiguar (Fig. 2.5) localiza-se na porção setentrional da Margem

Equatorial do Brasil, em sua maior parte no Estado do Rio Grande do Norte. Limita-se

a sul com a Faixa Seridó, um dos domínios da Província Borborema (Almeida et al.,

2000); a norte com o Oceano Atlântico, na isóbata de 2000 metros; a oeste, com a

Bacia do Ceará, através do Alto de Fortaleza; e a leste pelo Alto de Touros (Pessoa

Neto, 2003; Pessoa Neto et al., 2007).

Figura 2.5 – Representação da porção onshore da Bacia Potiguar (laranja) e suas delimitações pelo Alto de Touros (leste), Alto de Fortaleza (oeste) e com o embasamento (sul, em cinza). No mar, a bacia limita-se pela isóbata de 2000 metros, não representada nesta figura. Modificado de Pessoa Neto (2003).

2.3.1 Evolução Tectono-sedimentar da Bacia Potiguar

O preenchimento sedimentar da Bacia Potiguar está diretamente

relacionado com as diferentes fases de evolução tectônica, sendo duas fases rifte (I e



II), uma pós-rifte e a fase termal. Pessoa Neto et al. (2007) dividiu o registro

estratigráfico em três Supersequências: Rifte; Pós-rifte e Drifte.

A Supersequência Rifte, depositada a partir do Cretáceo Inferior, é

representada por depósitos flúvio-deltaicos e lacustres, constituindo os estágios

tectônicos de rifteamento. A Supersequência Pós-rifte registra as primeiras ingressões

marinhas que ocorreram durante o Andar Alagoas em regime tectônico pós-rifte. Por

fim, a Supersequência Drifte desenvolveu-se na fase tectônica termal, caracterizada

por uma sequência flúvio-marinha transgressiva recoberta por uma sequência clástica

e carbonática regressiva (Pessoa Neto et al., 2007).

2.3.1.1 Supersequência Rifte

Pessoa Neto et al. (2007) ainda dividiu a Supersequência Rifte em duas

fases, Rifte I (Neoberriasiano/Eobarremiano) e Rifte II (Neobarremiano/Eo-Aptiano),

sendo ambas caracterizadas pelo regime tectônico de estiramento crustal.

A primeira fase é marcada pela formação de meio-grábens assimétricos e

altos internos com direção NE-SW, além da formação de grandes calhas que foram

preenchidas por depósitos flúvio-deltaicos, lacustrinos e leques deltaicos que

constituem a Formação Pendências, tanto na margem falhada quanto na flexural

(Soares et al., 2003).

Já a segunda fase é caracterizada pela implantação do regime

transcorrente/transformante ao longo da futura MEB, com a migração do eixo de

rifteamento da porção emersa para a submersa. Ao mesmo tempo, a porção emersa

foi soerguida e erodida, comportando-se como ombreira para um novo rifte. Em

resposta ao início da deriva continental, a direção de transporte tectônico muda de

NNW para E-W, em movimentos predominantemente transtensionais dextrais. Nesse

momento é depositada a Fm. Pescada, restrita a porção submersa da bacia, que é

constituída por uma cunha clástica sintectônica (Soares et al., 2003; Pessoa Neto et

al., 2007).

2.3.1.2 Supersequência Pós-Rifte

A partir do Neo-aptiano inicia-se a deposição da megassequência

protooceânica sobre uma importante discordância angular em resposta ao início de

uma subsidência termal lenta e generalizada. Essa sequência é constituída pelas



rochas sedimentares da Formação Alagamar, cujos sedimentos foram depositados

em sistemas flúvio-deltaicos (Membro Upanema) e transicionais (Membro Galinhos)

separados por um intervalo de rochas de um sistema lagunar constituído de folhelhos

pretos e calcilutitos ostracoidais, denominados informalmente de Camadas Ponta do

Tubarão(Araripe e Feijó, 1994; Pessoa Neto et al., 2007). Isso marca uma passagem

gradativa de sistemas deposicionais continentais para marinhos (Soares et al., 2003),

dando início ao sistema plataforma-talude-bacia (Pessoa Neto et al., 2007).

2.3.1.3 Supersequência Drifte

Compreendendo toda a sedimentação marinha do Albiano Inferior ao

recente, a Supersequência Drifte divide-se na Sequências Marinhas Transgressivas,

de idade Eoalbiano-Eocampaniano, e nas Sequências Marinhas Regressivas, de

idade Neocampaniana-Holoceno (Pessoa Neto et al., 2007).

A. Sequências Marinhas Transgressivas

Representada pelas rochas siliciclásticas das Formações Açu (proximal) e

Quebradas (distal), além das rochas carbonáticas da plataforma restrita da Formação

Ponta do Mel. O ápice desta transgressão deu-se durante a passagem do

Cenomaniano para o Turoniano, resultando no empilhamento vertical dos sistemas

fluviais da Formação Açu. Instalou-se então uma ampla plataforma/rampa carbonática

dominada por maré (Formação Jandaíra), com as rochas mais recentes apresentando

idade eocampaniana (Pessoa Neto et al., 2007; Soares et al., 2003).

A paleolinha de costa foi deslocada em direção à bacia, expondo a rampa

interna, devido ao evento magmático da Formação Serra do Cuó. Afloramentos de

soleiras de diabásio desta formação, na porção sul da bacia, têm tendência alcalina e

idade radiométrica da ordem de 85 a 90 Ma (Oliveira, 2000).

B. Sequências Marinhas Regressivas

Depois de um grande evento erosivo do Neocampaniano, um ciclo de

sequências regressivas instalou-se até o Holoceno. A base deste megaciclo é

representada por uma seção condensada de um evento transgressivo denominada

informalmente de Marco Radioativo (Pessoa Neto et al., 2007).



O registro estratigráfico entre o Neocampaniano e os dias atuais

representam 7 sequências deposicionais, ligadas a eventos regionais erosivos

(Pessoa Neto, 2003). Caracterizam-se por sistemas mistos compostos por leques

costeiros, sistemas de plataformas rasas com borda carbonática e sistemas de

talude/bacia. Os correspondentes litoestratigráficos dessas sequências são as rochas

contidas nas Formações Barreiras, Tibau, Guamaré e Ubarana. Nas sequências do

Neocampaniano-Eomioceno ocorrem resquícios de plataforma carbonática e fácies

talude e bacia, ocorrendo turbiditos intercalados com folhelhos de talude da Formação

Ubarana (Pessoa Neto et al., 2007).

A partir do Oligoceno/Mioceno, esforços tensionais globais E-W, causaram

o soerguimento da Província Borborema, depositando as formações siliciclásticas

continentais Tibau e Serra do Martins, além mudar também o clima da região (Saadi,

1993). Isso fez com que, durante o Eomioceno (ca. 17 Ma), os eventos erosivos

fossem intensificados, aumentando o aporte de sedimentos em direção à bacia, cuja

borda abrupta indica provável reativação tardia de falhas antigas do embasamento

(Morais Neto et al., 2003; Pessoa Neto et al., 2007).

Segundo Pessoa Neto (2003), um importante evento erosivo, a partir do

qual a última sequência regressiva instalou-se, causou grande deslocamento de fácies

em direção a bacia. Esse evento deu origem à Discordância do Mioceno Inferior (DMI)

e colocou em discordância carbonatos de plataformas rasas (30-40 m) sobre fácies

de talude pretéritas. Tal rebaixamento é observado na curva de Haq et al., (1987), em

torno dos 18 Ma. De acordo com o mesmo autor, esta megassequência é reconhecida

em quase todas as bacias da margem continental brasileira, cujos principais eventos

erosivos são correlacionáveis em escala regional. Durante o DMI, o rebaixamento

eustático causou a exposição subaérea da plataforma, ou pelo menos até o nível de

base de ondas normais. Com isso, os depósitos do Oligoceno Inferior foram

retrabalhados durante o Eomioceno.

A partir de então, Pessoa Neto (2003) reconhece pelo menos 3 sequências

na Bacia Potiguar: Sequência Mioceno Inferior/Médio; Sequência do Mioceno Médio;

Sequência do Mioceno Superior/Pleistoceno. Entre a segunda e terceira sequência,

ocorre uma discordância, chamada pelo autor de DMP-1, que marca um expressivo

rebaixamento relativo do nível do mar na área de estudo e inaugura uma fase de alto



influxo de siliciclásticos na bacia, sendo sugerido sua correlação com um evento

global com idade equivalente ao Tortoniano (~10,5 Ma).

2.4 Platô do Ceará

Nos primeiros trabalhos, a origem do PtC era relacionada ao alinhamento

vulcânico Atol das Rocas-Fernando de Noronha-Mecejana (Gorini e Bryan, 1976),

sendo o último monte submarino que definia a Zona de Fratura de Fernando de

Noronha (Fainstein e Milliman, 1979). Embora não haja nenhuma amostra de seu

embasamento, ele é descrito como sendo supostamente de origem vulcânica e

instalado sobre crosta oceânica, com idade superior a 100 milhões de anos (Costa e

Kowsmann, 1979; Guazelli e Costa, 1978). Amostras de montes submarinos

adjacentes recuperaram seixos de olivina-basalto cimentado por óxido de ferro e

manganês, além de calcário sem fosfato (Guazelli et al., 1977). Com base nos dados

sísmicos existentes até aquele momento, afirmou-se que o edifício vulcânico que

compõe o PtC foi formado entre o fim do Oligoceno e o início do Pleistoceno.

As primeiras seções sísmicas da região mostravam que o PtC tinha topo

plano, alta inclinação e o caráter vulcânico nos flancos. No topo, a resolução sísmica

era baixa e não era possível caracterizar seu comportamento acústico (Costa e

Kowsmann, 1979), resultado das reflexões múltiplas e reverberações. No entanto, as

anomalias magnéticas de grande amplitude de comprimento de onda indicam um

embasamento magnético muito superficial (Fainstein e Milliman, 1979).

Apesar da baixa resolução sísmica, já era observada a existência uma

delgada camada, provavelmente sedimentar, paralela à superfície do PtC, truncando

os flancos (Guazelli e Costa, 1978). Os flancos laterais possuem declividades médias

levemente maiores do que o talude continental e são profundamente cortados por

pequenas voçorocas (gullies) e vales, assim como também são evidentes os

deslizamentos no flanco leste e falhamentos em diversas áreas (Fainstein e Milliman,

1979).

Dragagens realizadas durante o Cruzeiro CHAIN-115, como parte do

Projeto REMAC, recuperaram tanto amostras de sedimentos inconsolidados como

rochas sedimentares. Duas dragagens (Fig. 2.6A), uma no topo e outra no flanco

nordeste, foram feitas entre as profundidades de 305-270 metros e 1371-391 metros,



respectivamente. A primeira delas apresentou até 18,4% de fosforita (P2O5), enquanto

que a segunda obteve o máximo de 3,28%. As amostras de material consolidado

confirmaram a predominância de calcários no PtC, principalmente calcarenitos e

calcilutitos (blocos friáveis na escarpa inferior), crostas calcário fosfatizado de aspecto

ferruginoso (escarpa superior) e fragmentos coralíneos e algais calcários com

associação faunística variada morta (topo) (Guazelli et al., 1977; Guazelli e Costa,

1978). Em outros montes submarinos do Ceará, Guazelli et al. (1977) descreveu

olivinas-basalto cobertos por crosta de ferro e manganês (flanco inferior, provalemente

blocos rolados), calcários extremamente compacto, cimentado e não-fosfatizado

(flanco superior, ~400 m) e assembleia viva (algas calcárias, Halimeda, corais, tubos

de vermes, bivalves) idêntica àquela encontrada na plataforma continental externa do

Nordeste brasileiro, dentro da zona fótica (~50 m). Segundo os autores, esses

calcários bem compactados fazem parte de uma assembleia sub-recente semelhante

à atual, e são idênticos à assembleia morta encontrada no PtC.

Uma terceira dragagem (Fig. 2.6B) foi feita no PtC através do Cruzeiro de

Platôs Marginais do Nordeste Brasileiro, também pelo Projeto REMAC, entre 583 e

800 m no flanco NW. Foi recuperada uma laje de calcário, fosfatizada, com teor de

fosforita entre 12,5% e 14,2% (Costa e Kowsmann, 1979). Não existem indícios de

influências vulcânicas e terrígenas no calcário. Comunicações internas da

PETROBRAS sobre esta mesma dragagem discutem qual a sua idade. A presença

do macroforaminífero Lepidocyclina sp. data os intraclastos do calcário entre o Eoceno

Superior e o Mioceno Médio (Dimas Dias-Brito, comunicação escrita

PETROBRAS/DEPEX 10.004/79 apud Costa e Kowsmann, 1979). Já os nanofósseis,

provavelmente associados à matriz micrítica, pertencem a zona NN-5 de MARTINI

(1971), restringindo a idade ao Mioceno Médio Inferior (José Gomide, comunicação

escrita PETROBRAS/DEPEX 10.004/79 apud Costa e Kowsmann, 1979).

Em estudos mais recentes, Jovane et al. (2016) continuou atribuindo as

reflexões caóticas à origem vulcânica, mas interpretou os refletores sísmicos

horizontais como sedimentos pelágicos/hemipelágicos. Com base na resposta

sísmica, esses autores inferiram que o material no topo da elevação seria

predominantemente formado por sedimentos hemipelágicos, principalmente

compostos por carbonatos produzidos na parte superior da coluna de água e por

materiais finos provenientes do continente. Foram identificados 6 horizontes sísmicos,



aos quais foram atribuídas idades a partir de poços, sendo dois dos horizontes

relacionados pelos autores a eventos vulcânicos. Cunhas progradantes em direção a

margem continental foram relacionadas a erupções vulcânicas ou crescimento de

corais.

(A) (B)

Figura 2.6 – Amostras do Platô do Ceará descritas dentro do Projeto REMAC. A: Duas dragagens de material consolidado e inconsolidado, tendo uma delas (Dragagem-16) apresentado até 18,4% de fosforita (Guazelli e Costa, 1978); B: Bloco calcário fosfatizado consolidado dragado com 12.5%-14.2% de fosforita entre 583 e 800 m no flanco NW (Costa e Kowsmann, 1979).

2.4.1 Registro na Plataforma Continental

Cunha (2018) trabalhou com a porção da plataforma continental com base

em linhas sísmicas e poços exploratórios, incluindo o CES-154 utilizado nesta

dissertação. Segundo o autor, o intervalo drifte regressivo da Bacia Potiguar pôde ser

individualizado em cinco sequência deposicionais separadas por 6 limites de

sequência. Os limites de sequências definidos por eles correspondem às

discordâncias do Campaniano Superior (LS1), Paleoceno Superior ou Oligoceno

Superior (LS2), Mioceno Inferior (LS3), Mioceno Superior (LS4), Pleistoceno Superior

(LS5) e o Holoceno (LS6).

Ainda segundo Cunha (2018), as duas sequências mais antigas

(Sequências 1 e 2, limitadas na base, respectivamente por LS1 e LS2) apresentam-

se semelhantes em relação à sua geometria e composição, sendo caracterizadas,

predominantemente, por depósitos de talude com um empilhamento fortemente

progradacional. A Sequência 3, sobrepõe-se a superfície LS3 e é designada por uma



grande expansão carbonática em direção às regiões mais proximais, marcando uma

grande mudança faciológica abaixo e acima desta sequência. Acima do LS4, deposita-

se a Sequência 4 relacionada a um grande influxo siliciclástico, que restringe a

sedimentação carbonática à borda da plataforma. Finalmente, a Sequência 5 é

retratada por uma importante expansão das sucessões mais distais em direção ao

continente, provavelmente indicando um estágio transgressivo. O fim do significativo

influxo siliciclástico é atribuído por Pessoa Neto (2003) ao Pleistoceno Médio, assim

infere-se que a deposição desta sequência tenha ocorrido entre o Pleistoceno

Superior e o Holoceno, sendo essas idades associadas ao seu limite basal (LS5) e

superior (LS6), respectivamente. Os limites de sequências LS3-LS6 identificados por

Cunha (2018) corroboram com os já citados por Pessoa Neto (2003) e Pessoa Neto

et al. 2007.

2.5 Vulcanismo

A cadeia E-W identificada pelas cartas batimétricas da Marinha do Brasil

desde 1955 engloba vários montes submarinos, que tiveram seus topos arrasados por

erosão subaérea e abrasão marinha, tornando-se os conhecidos guyots e atóis

recobertos de calcário biogênico (Almeida, 2006). O mais novo deles teve seu

vulcanismo extinto há 1,8 Ma. Eles fazem parte do conjunto denominado de Cadeia

de Fernando de Noronha (CFN) por Gorini e Bryan (1974), podendo ser a contraparte

tanto da Zona de Fratura Jean Charcot quanto corresponder à Zona de Fratura Chain

(Gorini e Bryan, 1976).

Para Almeida (2006), a CFN é resultado de feições tectônicas e vulcanismo

alcalino, totalizando cerca de 750 km de extensão (Fig. 2.7), sendo equivalente à Zona

de Fratura Fernando de Noronha (ZFFN) que permitiu sua instalação. O Alto de

Fortaleza, que separa as bacias Potiguar e Ceará, é também atribuído a ela por esse

autor.

Na porção emersa, relacionado ao Domo Fonolítico de Caruru, foi

encontrada a ocorrência do distrito alcalino, denominado de Vulcanismo Mecejana,

cuja semelhança com o Arquipélago já havia sido noticiada por Almeida (1955). Esse

fonólito foi datado de 29,9 ± 0,9 Ma (Cordani, 1970). Em outras manifestações

alcalinas da região, foram encontrados valores entre 36±2 Ma a 29,9±0,9 Ma através



dos métodos K/Ar, Rb/Sr em rocha total e isócrona de referência Rb/Sr (e.g., Braga et

al., 1981; Cordani, 1970; Guimarães et al., 1982), fazendo com que o distrito alcalino

seja colocado entre idades do Eoceno Superior a Oligoceno Inferior. Idades mais

antigas, 43 ± 12 Ma e 44 ±03 Ma foram encontradas em feldspatos de brecha toleítica

da plataforma continental a noroeste de Fortaleza (Mizusaki e Saracchini, 1991 apud

Almeida, 2006).

Figura 2.7 – Porção leste da Margem Equatorial Brasileira com destaque para as zonas de fratura e as Cadeia de Fernando de Noronha. 1- Limites de zonas de fratura. 2 – Rochas magmáticas. Retirado de Almeida (2006).

Estudos de mineralogia, petrografia e geoquímica das rochas desse distrito

magmático correlacionam o desenvolvimento do PtC com a plataforma continental e

identificam suas semelhanças com o Arquipélago, formando diversas teorias sobre a

pluma de Fernando de Noronha (Almeida, 2006). A primeira hipótese era a de uma

pluma mantélica profunda (Morgan, 1971), que mais tarde ganhou apoio pela

comparação de composição isotópica e elementos de basaltos alcalinos (Fodor et al.,

1998). Mais tarde, Ernesto (2005) questionou esses dados baseando-se na posição

aparente dos polos magnéticos a partir do Cretáceo Inferior (±120 Ma), assim como



as anomalias magnéticas da crosta oceânica. Concluiu-se então que, mesmo se o raio

de atuação dessa pluma fosse de 1.000 km, não havia possibilidade de

relacionamento entre os magmatismos. Anderson (2000) sugeriu a hipótese de

hotspots formados no manto superior, citando diversos fatores geofísicos que

permitiam a fusão nessas condições. Courtillot et al.(2003) chegou à conclusão que

hotspots do manto superior podem estar ligados à astenosfera, como réplicas

passivas das formas de rompimento litosférico.

Para Almeida (2006), esse seria o mecanismo que desenvolveu a CFN. O

hotspot teria surgido na região de Fortaleza durante o Eoceno Médio, ao longo da

borda afinada e fraturada da crosta continental em contato com a oceânica, originado

por anomalia térmica na astenosfera induzida pela cinemática litosférica. Esse

vulcanismo, sem indícios pretéritos reconhecidos, migrou com a movimentação da

placa, alcançando porções continentais a partir da ZFFN que, segundo as

reconstruções de Ernesto (2005), foram possivelmente reativadas, tendo seu sentido

de rotação alterados de horário para anti-horário, deslocando-se para norte em

direção à sua latitude atual. Essa mudança de polo durante o Eoceno Médio já havia

sido defendida por Sadowski (1987), que sugeriu um pulso importante na ativação

tectono-magmática na América do Sul e na África, correlacionando-se com uma

reorganização global das placas (Cande et al., 1988). Foi nesse mesmo momento que

se iniciou o vulcanismo na província alcalina de Fortaleza (vulcanismo Mecejana) e

na Bacia Potiguar (vulcanismo Macau) há cerca de 40 Ma. O encerramento desse

hotspot aconteceu no final do Plioceno ou no Arquipélago de Fernando de Noronha,

ou em um monte submarino situado a 60 km a ESE na mesma zona de fratura. A

causa pode ter sido (i) desvio do hotspot ou da zona de fratura, (ii) perda de atividade.

Rochas intrusivas alcalinas no Rio Grande do Norte também poderiam ser

atribuídas à fusão do manto superior no evento meso-eocênico, tendo a rocha alcalina

mais antiga encontrada 47±01 Ma (Mizusaki et al., 2002). O efeito do hotspot e

formação de uma cadeia oceânica na região potiguar não teria se repetido pela

ausência de uma zona de fratura que permitisse a canalização do magma (Almeida,

2006). Com exceção das rochas do Arquipélago de Fernando de Noronha, as rochas

vulcânicas da CFN não mais afloram, pois são estão recobertas, em diferentes

estágios de desenvolvimento por calcários biogênicos, como já discutido

anteriormente.

20 PLATAFORMAS CARBONÁTICAS



Este capítulo irá discorrer sobre plataformas carbonáticas, como elas são

classificadas e quais os fatores controladores para sua existência. Também será dada

ênfase aos aspectos de plataformas carbonáticas isoladas, como modelos,

estratigrafia de sequências e seu afogamento ao longo do tempo.

3.1 Definições e Classificações

Plataforma carbonática é um termo geral utilizado para descrever

sequências de depósitos carbonáticos antigos e recentes (D. Bosence e Wilson,

2003). Elas podem estar inseridas em diversos contextos geotectônicos, embora

sejam mais encontradas ao longo de margens continentais passivas, em bacias

intracratônicas com falhamentos do tipo rifte e bacias de retroarco a antepaís (Tucker

e Wright, 1990).

As plataformas carbonáticas funcionam como “fábricas” de carbonatos, ou

seja, são não apenas os espaços onde o sedimento carbonático é desenvolvido, mas

também os processos de produção envolvidos (Tucker e Wright, 1990; Wright e

Burchette, 1996). Esse espaço de acomodação existente é preenchido até o nível do

mar (D. Bosence e Wilson, 2003) ou até que ocorra uma variação que impeça a

continuação de sua produção, seja por uma rápida subida no nível relativo do mar ou

por aumento de influxo siliciclástico, por exemplo.

3.1.1 Tipos de Plataformas Carbonáticas

O modelo desenvolvido por uma plataforma carbonática irá depender

principalmente da paleotopografia e da variação do nível do mar. Tucker e Wright

(1990; fig. 3.1) dividiu as plataformas carbonáticas em: i) plataforma com borda; ii)

plataforma em rampa; iii) plataforma epeirica; iv) plataforma isolada; v) plataforma

afogada. Essa divisão proporcionou uma terminologia comum em estrutura

morfológica em que a maioria dos tipos de plataformas poderia ser classificada (Read,

1985, 1982).



Embora trabalhos posteriores tenham tentado refinar essa classificação

(Wright e Burchette, 1996; Lukasik e Simo, 2008;), a diferenciação de plataformas

carbonáticas baseadas principalmente em critérios morfológicos permanece como a

forma mais comum de descrever a disposição deposicional do sistema carbonático,

independentemente da configuração, escala ou idade. Entretanto, a classificação de

plataformas pode tornar-se equivocada devido à falta de processos genéticos ligados

à sua definição, desenvolvimento e caráter ao longo do tempo.

Figura 3.1 – Principais modelos de plataformas carbonáticas. A-C: plataformas ligadas ao continente; D: plataformas isoladas do continente. Modificado de Tucker e Wright (1990).

Plataformas com borda (fig. 3.1A) desenvolvem-se como plataformas de

águas rasas com uma quebra pronunciada em direção às águas profundas. Já as

plataformas em rampa (fig. 3.1B), mergulham suavemente (<1°) desde fácies

proximais (arenosas) até fácies mais distais (lamosas). Abrangendo grandes



extensões, as plataformas epeíricas (100-10.000 km de extensão; fig. 3.1C),

aproximadamente planas, podem ser formada pela cobertura de áreas cratônicas por

um mar raso.

Diferentemente das plataformas anteriores, as plataformas isoladas (fig.

3.1D) desenvolvem-se em águas rasas, mas que são cercadas por águas profundas

(Tucker e Wright, 1990) a ultra-profundas, tendo seus flancos íngremes. Uma

característica desse tipo de plataforma é o fato de que a distribuição de fácies é muito

afetada pelas direções predominantes do vento e de tempestades. Exemplos

clássicos modernos são Bahamas Bank (96.000 km²) e, em menor escala, as

plataformas desenvolvidas em Belize na porção offshore. Um atol é uma pequena

plataforma isolada geralmente formada sobre um vulcão subsidente (D. Bosence e

Wilson, 2003) ou alto estrutural.

Plataformas afogadas (fig. 3.1E) são comuns no registro geológico e podem

ser formadas por qualquer um dos modelos de plataformas carbonáticas existentes

(Schlager, 1981; Tucker e Wright, 1990). Elas são o resultado de uma rápida elevação

no nível relativo do mar, que passa a depositar fácies de águas mais profundas sobre

calcários marinhos rasos. Muitos calcários pelágicos foram depositados sobre

plataformas afogadas. Algumas plataformas afogadas formaram-se durante o

Jurássico (área do Mar Tethys) e Devoniano (Oeste Europeu). Exemplos recentes são

encontrados em Cay Sal Bank (Caribe) e Blake Plateau (Bahamas). Casos como esse

das Bahamas, foram identificados como afogamento seletivo (selective drowning) por

Schlager (1981). Esse mesmo termo é empregado para definir a transição de um atol

para guyot.

3.1.2 Tipos de Fábrica Carbonáticas

A partir de estudos dos atuais ambientes produtores de carbonatos e

antigas sucessões de calcário, sabe-se que existem três tipos principais de fábricas

carbonáticas (fig. 3.2): de águas quentes; de águas frias; e pelágicas (Bosence e

Wilson, 2005). Schlager (2005, 2003) introduziu os termos fábrica tropical (fábrica T

ou T factory), fábrica de águas frias (fábrica C ou C factory) e fábrica de mounds

lamosos (fábrica M ou M factory), equivalentes aos termos citados pelo trabalho

anterior.



• Fábrica T – Desenvolvem-se no topo da coluna de água de ambientes marinhos

rasos, quentes, que suportam organismos calcários fotossintetizantes e

precipitações biologicamente controladas (D. Bosence e Wilson, 2003;

Schlager, 2005). É comum a construção de estruturas orgânicas resistentes a

ondas e cimentação marinha rápida (fig. 3.2A), principalmente na quebra da

plataforma-talude. Nos oceanos modernos, as fábricas T são encontradas entre

as latitudes de 30°N e 30°S, que possuem águas ricas em oxigênio e

temperatura mínima de 20°C (Schlager, 2005). Ainda segundo Bosence e

Wilson (2003), a razão para os calcários dessa fábrica dominarem o registro

geológico das rochas carbonáticas está na sua maior taxa de produção, que

permite maior acúmulo de sedimentos carbonáticos em relação às demais

fábricas.

• Fábrica C – Estão localizadas em profundidades rasas a moderadas de áreas

temperadas, árticas e, às vezes, tropicais, fora da zona fótica e, portanto, com

taxas de produção carbonática mais baixas em comparação com a fábrica T

(D. Bosence e Wilson, 2003). Suportam comunidades calcificadas de

invertebrados bentônicos marinhos, como moluscos, briozoários, foraminíferos

e cracas em associação com algas vermelhas calcificadas. Os produtos são

exclusivamente precipitados biocontrolados, com dominação de organismos

heterotróficos (Schlager, 2005). Não são encontrados recifes, nem oólitos, não

formando bordas (fig. 3.2B); lama carbonática e cimentos abióticos marinhos

são escassos. As fábricas C estendem-se desde os polos até o limite da fábrica

T, onde transiciona gradualmente. A fábrica C também pode ocorrer em baixas

latitudes na termoclina abaixo das águas superficiais quentes e em áreas de

ressurgência.

• Fábrica M – Ocorre em áreas oceânicas, onde as condições são adequadas

para organismos planctônicos, como cocólitos e foraminíferos. O plâncton

calcificado cresce na zona fótica rasa dos oceanos e após a morte, seus

detritos se acumulam em áreas de águas profundas, sendo então chamados

carbonatos pelágicos ou de águas profundas. No entanto, se as águas forem

muito profundas e frias, é provável que sejam subsaturadas em carbonato de

cálcio, fazendo com que o carbonato pelágico se dissolva e, portanto, nunca

atinja o fundo do mar (D. Bosence e Wilson, 2003). O componente



característico desta fábrica é o grão fino de carbonato que se precipitou in situ

denominado de automicrita (fig. 3.2C) e que funcionam como cimento para

formação de montes convexos. Uma série de estudos de caso detalhados

sugere que a precipitação desse tipo de grão é causada por uma interação

complexa rede de reações bióticas e abióticas com micróbios e decomposição

orgânica desempenhando um papel fundamental.

Figura 3.2 – Representação das geometrias dos três tipos de fábricas carbonáticas, mostrando o nível do mar, a morfologia de fundo e o incremento típico do crescimento. A linha de costa é marcada pela seta. (A) Em verde, a fábrica T é representada por plataformas com borda de recife ou areias carbonáticas, que exportam sedimentos de tamanhos variados para o talude, que por sua vez é íngreme e rico em detritos. (B) A fábrica C (azul), com geometria em rampa, não constroem bordas rasas, apenas montiformas esqueletais em águas mais profundas. (C) A fábrica M (vermelho) gera montiformas convexas abaixo da zona de ação das ondas em taludes suaves, com estabilização por cimentos automicríticos (micritas depositadas in situ), que permitem ângulos mais íngremes (até 42°). Modificado de Schlager (2005). NM: Nível do mar.



3.2 Fatores Controladores

O início, desenvolvimento e a extinção de plataformas carbonática e recifes

é a resposta à diversos mecanismos controladores. Dentre os mais importantes, estão

aqueles de origem tectônica, oceanográfica, climática, ecológica e eustática (Lukasik

e Simo, 2008) (fig. 3.3), que afetam direta ou indiretamente todos os estágios da

formação. Esses fatores criam os sinais físicos, químicos e biológicos responsáveis

pela resposta deposicional carbonática que, juntos, formam os sistemas deposicionais

presentes em ambientes modernos e antigos. Para esses autores, a resposta às

interações entre subsidência, hidrodinâmica (correntes, energia das ondas) e clima

(aridez, oferta de sedimentos, salinidade) está ligada ao desenvolvimento de

diferentes tipos de plataforma.

Por ser um sistema dinâmico, esses processos podem estar

interconectados e/ou superpostos, deixando mais difícil a separação no registro

geológico (Eberli, 1991). De modo geral, organismos que secretam carbonato

crescem em quase todas as condições, dos trópicos aos polos, em sistemas ricos ou

pobres em siliciclásticos, em áreas de alta ou baixa energia. Entretanto, eles formam

plataformas e recifes somente quando a soma dos resultados entre certos processos

deposicionais e seus controles permite a iniciação e crescimento de núcleos

carbonáticos (Lukasik e Simo, 2008). Em condições favoráveis, são produzidos

sedimentos carbonáticos suficientes para acreção vertical da plataforma em relação

ao nível do mar e sua progradação lateral sobre os flancos (Schlager, 1981). Do ponto

de vista temporal, a tectônica, a eustasia e o clima são principais controles em escalas

de longo prazo que refletem sua geração a partir de mecanismos globais, enquanto

as mudanças ambientais são significativas em escalas de curto prazo causadas por

perturbações regionais a locais no sistema oceânico (Lukasik e Simo, 2008).

A tectônica impulsiona muitos dos fatores predominantes para o

crescimento de plataformas e recifes, incluindo mudanças na acomodação, variações

do nível do mar, padrões de circulação, clima e mudanças na química da água (Wood,

2011). Isso resultará em impacto direto em fatores oceanográficos, climáticos e

hidrodinâmicos que, por sua vez, influenciará taxa e tipo de acumulação e na

distribuição das fácies sedimentares geradas pela plataforma ou recife (Lukasik e

Simo, 2008).



Figura 3.3 – Fatores controladores do desenvolvimento de plataformas carbonáticas e recifes (Lukasik e Simo, 2008).

Mudanças eustáticas podem ser identificadas em qualquer escala, graças

às respostas estratigráficas criadas por diferentes ordens de mudança de nível

(Lukasik e Simo, 2008). As mudanças eustáticas em escala global podem caracterizar

condições de greenhouse e icehouse, movimentos de placas tectônicas, entre outros.

Já o clima exerce um grande controle sobre a evolução dos recifes a curto

e longo prazos, uma vez que as espécies produtoras de carbonato são diretamente

ligadas à temperatura da água, salinidade e energia de ondas do ambiente (Wood,

2011; Wright e Burchette, 1996). Ele produz um profundo efeito sobre a ecologia e

tipo de fábrica carbonática desenvolvida e sua expressão estratigráfica na escala de

plataforma regional (Lukasik e Simo, 2008), alterando as taxas de produção de

sedimentos carbonáticos através de mudanças nos níveis de recursos tróficos

induzidos pelo clima.

Deste modo, o crescimento do recife mostra a ciclicidade em todas as

escalas em resposta a termoscilações curtas (por exemplo, Milankovitch e ciclos

glacial-interglacial), bem como a intervalos climáticos de longo prazo, impulsionados

por processos mais lentos, como os comandados pela tectônica (Wood, 2011).



3.3 Plataformas Carbonáticas Isoladas

Assim como as plataformas carbonáticas conectadas (attached), as

plataformas isoladas precisam de águas claras e condições climáticas favoráveis para

a produção do sedimento carbonático necessário ao seu desenvolvimento (Eberli,

1991). Além disso, elas exigem ainda algum relevo topográfico para a separação

inicial entre o banco e as áreas de águas mais profundas, embora não se saiba qual

o mínimo necessário. Embora possam ser encontradas na maior parte dos contextos

tectônicos, muitas dessas plataformas iniciaram-se em altos topográficos limitados por

falhas criados durante o tectonismo extensional da crosta continental (Wilson, 1975).

Dorobek (2008) fez uma revisão sobre plataformas carbonáticas

desenvolvidas em tectônica rifte, integrando conhecimentos da cinemática de falhas

e as respostas à deformação sin-rifte, a fim de entender os padrões estratais e fácies

encontradas nestas plataformas. Nesse contexto, tanto altos estruturais (próximo a

divisão entre crosta continental e oceânica; fig. 3.4) como edifícios vulcânicos

adormecidos (dentro da crosta oceânica) podem fornecer substratos adequados para

a sedimentação de plataformas carbonáticas isoladas ou não. Embora possa ser difícil

determinar quando o vulcanismo submarino ocorreu em relação à história tectônica

geral da bacia, sucessivas erupções submarinas de fontes locais podem construir

topografia de fundo marinho suficiente para alcançar a zona fótica, onde plataformas

carbonáticas de águas rasas e recifes podem ser iniciadas.

Figura 3.4 – Desenvolvimento de uma plataforma carbonática isolada sobre um alto marginal em crosta transicional. No atual contexto de nível do mar (NM), ela estaria afogada. Modificada de Dorobek (2008).



Contudo, a repetição da segmentação tectônica indica que a destruição é

importante no desenvolvimento de grandes plataformas "estáveis". Um banco

carbonático produtivo, no entanto, tem o "poder curativo" para cobrir as falhas e

soterrar o relevo tectônico através preenchimento das intra-plataformas e pela

progradação das suas margens (Eberli, 1991). Um exemplo clássico disso é a

plataforma isolada mais estudada, Great Bahama Bank, cuja extensa progradação

está atualmente a 27 km da falha inicial (Eberli e Ginsburg, 1989).

3.3.1 Geometria e desenvolvimento

As plataformas carbonáticas isoladas variam em tamanho de poucos até

centenas de quilômetros (mais raros) de diâmetro, com flancos mais íngremes que

15°, sendo que as maiores podem desenvolver pilhas de sedimentos com centenas

de metros (Wright e Burchette, 1996). Devido ao fato de serem cercadas por águas

profundas de todos os lados, as margens são fortemente influenciadas pela direção

dominante dos ventos, ondas e correntes de maré, fazendo com que a distinção entre

barlavento e sotavento seja bastante clara.

A geometria dos depósitos carbonáticos resulta dos padrões espaciais de

produção e dos efeitos superpostos da redistribuição de sedimentos por ondas e

correntes (Schlager, 2005). Os recifes desenvolvem-se preferencialmente ao longo da

margem de barlavento, formando uma discreta borda no limite plataforma/talude de

plataformas tropicais, onde a atividade de ondas e correntes é maior e soterramento

por mobilização de sedimentos tem menos influência (Wright e Burchette, 1996;

Schlager, 2005).

Os termos usados para descrever a geometria de recifes e acumulações

de carbonato são bastante numerosos e nem sempre autoexplicativos (Wilson, 1975;

Wright e Burchette, 1996; Schlager, 2005). Schlager (2005) compilou alguns dos

principais termos que capturam bem as principais tendências geométricas e estes são

mostrados a seguir.

a) Acumulações carbonáticas (carbonate build-up) – usado para descrever

feições carbonáticas que cresceram acima do fundo marinho adjacente, sem

que sua origem seja especificada. Pode ter a partir de alguns metros de altura



e diâmetro até dezenas de quilômetros. É possível usar para acumulações de

topo plano, como plataformas carbonáticas, assim como também recifes ou

montiformas convexas.

b) Recifes (reefs) – refere-se a um acúmulo de resistência à onda formado pela

interação de construção de estruturas orgânicas, erosão, sedimentação e

cimentação (Wright e Burchette, 1996). Os controles básicos da geometria do

recife são o crescimento ascendente da estrutura orgânica, o reforço da

corrente por esta estrutura e a exportação de sedimentos pela fábrica de

recifes, que compensa parcialmente o efeito de erosão das ondas e correntes.

Recifes funcionam como uma barreira protetiva: de um lado, atingido pelo

oceano, do outro, uma laguna calma. O resultado é a formação de “línguas”

progradantes de sedimento na direção da laguna, geradas pelo transporte de

detritos do recife.

c) Montiformas (mounds) – Na classificação de James e Bourque (1992), recifes

e montiformas foram diferenciados. Nela, montiformas constituem uma

estrutura submarina arredondada, em forma de colina, composta por material

esquelético ou auto-micrítico de origem predominantemente microbiana, que

podem ser interpretadas como estruturas hidrodinâmicas tal como qualquer

outra acumulação detrítica, siliciclástica ou carbonática. O topo convexo dos

montiformas provavelmente reflete sua formação em águas mais profundas

abaixo da zona de ação das ondas. Onde elas acumulam-se na zona de ação

intensiva das ondas, seu topo é achatado e suas fácies mudam. Por outro lado,

a geometria dos recifes que se afogam lentamente pode mudar gradualmente

de plataforma plana para montiforma à medida que subsidem abaixo da ação

das ondas (Neuhaus et al., 2004).

d) Borda da plataforma (platform rim) – Semelhante àquelas das plataformas com

borda (rimmed platforms) e plataformas siliciclásticas. É mais produtiva que a

laguna e o talude superior, para onde o excesso de sedimentos é extravasado

causando progradação bidirecional: progradação do leque de pós-recife

(backreef apron) dentro da laguna e simultaneamente progradação em direção

ao mar e talude. A borda não necessariamente é um recife, pode também ser

formada por bancos de areia carbonática formados em zona de supramaré e

litificados precocemente.



e) Talude e bacia (slope and basin) – Essas áreas atuam como escoadores de

grande parte do excesso de sedimentos produzido pelo topo da plataforma, e

determinam também em grande parte a extensão e a forma do topo. Na

estratigrafia de sequências, elas desempenham um papel crucial, pois

registram grande parte da informação sobre os níveis de mar baixo. O

sedimento entra pela parte superior do talude e é distribuído no sentido

descendente pelo transporte gravitacional de sedimentos. Em ângulos de

declive moderados, a competência e capacidade dos agentes de transporte

diminuem constantemente a fonte de sedimentos na margem da plataforma.

Consequentemente, as taxas de sedimentação diminuem e as linhas temporais

convergem em direção à bacia. À medida que a declividade aumenta, a força

do fluxo gravitacional também aumenta e volumes significativos de sedimentos

começam a fazer bypass no talude e a depositar no piso adjacente da bacia.

Em direção a bacia, depois um talude ravinado, é formado um leque de

sedimentos como uma série de leques turbidíticos que se aglomeram

lateralmente, sendo comparáveis às elevações continentais dos oceanos

profundos.

3.3.2 Estratigrafia de Sequências

Os conceitos de estratigrafia de sequências aplicam-se a sistemas

carbonáticos quase da mesma maneira que a sistemas siliciclásticos ou outros

sistemas terrígenos terrestres (Cathro et al., 2003; Handford e Loucks, 1993; Hunt e

Tucker, 1993; Sarg, 1988; Schlager, 2005). Modelos-padrão de fácies carbonáticas

são bastante utilizados para a interpretar os paleoambientes e entender como os

carbonatos respondem à essas mudanças. Além disso, permitem a diferenciação dos

tipos de plataforma e construção de modelos para sequências deposicionais e tratos

de sistema (Handford e Loucks, 1993).

3.3.2.1 Sistemas siliciclásticos versus carbonáticos

Fundamentalmente, mudanças no nível de base têm um efeito recíproco

na disponibilidade de sedimentos em bacias carbonáticas e em bacias clásticas

(Catuneanu, 2006). Uma comparação das diferenças entre sistemas siliciclásticos e



carbonáticos foi feita por (James e Kendall, 1992; fig. 3.5). Eles observaram que

frequentemente os sistemas carbonáticos operam de maneira oposta em relação aos

siliciclásticos com relação ao nível do mar quando se trata de suprimento de

sedimentos. Nos sistemas siliciclásticos, o maior fornecimento ocorre durante

períodos de queda de nível de mar, quando ocorre incisão fluvial e a produção

carbonática cessa. Já os sistemas carbonáticos tem maiores taxas de crescimento

durante subidas no nível relativo do mar, que diminuem o influxo siliciclástico e

aumentam o espaço de acomodação (Bosence e Wilson, 2003). No caso das

plataformas isoladas, ainda é necessário levar em consideração outros fatores

críticos, como a área disponível para deposição e o fato do substrato ser plano ou não

(Wright e Burchette, 1996).

Para Catuneanu (2006), esta resposta oposta de sistemas carbonáticos e

siliciclásticos, em relação as mudanças de nível de base, é uma consequência da

origem intra- e extra-bacinal, respectivamente. Segundo ele, enquanto nos sistemas

siliciclásticos as taxas de agradação são uma função do suprimento de sedimentos

juntamente com o fluxo de energia local, independentemente da profundidade da

água; os sistemas carbonáticos são muito mais sensíveis à profundidade da água e

às condições ambientais em geral.

3.3.2.2 Superfícies limitantes

Seções estratigráficas carbonáticas são compostas por superfícies

estratigráficas que incluem discordâncias subaéreas, conformidades correlativas,

superfícies de inundação máxima, superfícies de inundação, superfícies regressivas

máximas, superfícies regressivas de erosão marinha e superfícies transgressivas de

ravinamento (Catuneanu et al., 2009). A diferença entre essas superfícies está no seu

caráter físico e nos sedimentos que elas subdividem. Segundo esse mesmo autor, a

interpretação de superfícies-chave em um contexto de sequência estratigráfica

carbonática pode ser particularmente problemática, pois os depósitos podem ser

apagados e eventos críticos podem não ser registrados. As superfícies limitantes

reconhecidas são os limites de sequências, superfícies transgressivas, superfícies de

máxima inundação e pseudo-discordâncias (Schlager, 2005), definidos a seguir.



Figura 3.5 – Comparação generalizada das respostas sedimentares com relação à variação do nível do mar entre sistemas siliciclásticos e carbonáticos. Em ambos casos, quando ocorre uma queda do nível do mar, ela ocorre abaixo da quebra da plataforma. (James e Kendall, 1992 adaptado por Bosence e Wilson, 2003).



a) Limite de Sequências (LS) – A definição de Vail et al. (1977) é ampla e coloca

o limite de sequências como uma discordância que separa as sucessões

conformes dos estratos e deixa espaço para maiores especificações.

Posteriormente, Vail e Todd (1981) apresentaram 6 variações na produção de

discordâncias por erosão subaérea e marinha, embora somente 2 tenham sido

aceitas.

b) Superfície transgressiva (ST) – É altamente variável, dependendo da extensão

do TSMB. Onde o TSMB é estreito e dominado pelo crescimento de recife em

vez de acumulação de sedimento solto, a superfície transgressiva pode ter

muitos metros de relevo deposicional à medida que sobe e desce sobre corpos

recifais isolados (Schlager, 2005).

c) Superfície de inundação máxima (SIM) – Em plataformas tropicais e recifes, a

SIM é definida pelo momento em que ocorre mudança de fácies profundas para

mais rasas. Como os sedimentos carbonáticos são bastante sensíveis à

profundidade, essa relação pode ser tida com alguma certeza. A identificação

geométrica da SIM como um nível de downlap de clinoformas de TSMA é difícil

ou impossível porque os topos das plataformas são virtualmente horizontais,

com estratificação quase paralela e com lapouts escassos. Como

consequência, os níveis máximos de inundação são geralmente indicados

como intervalos e não como superfícies.

d) Pseudo-discordâncias – Também conhecidas como pseudo-lapout, são

identificadas pelas discrepâncias entre as discordâncias sísmicas e de poço ou

afloramento (Schlager, 2005). Isso pode ocorrer pela rápida mudança lateral e

com o tempo durante o processo de acumulação. As pseudo-discordâncias

incluem pseudo-toplap, pseudo-onlap e pseudo-downlap.

Dificuldades podem existir durante o rastreamento ou delimitação dos

limites das sequências na sísmica dentro de construções isoladas, principalmente

quando as margens não se interdigitam com sedimentos bacinais. A resolução

estratigráfica é baixa nas plataformas internas e recifes, de modo que a determinação

da idade absoluta é comumente impossível (Wright e Burchette, 1996). Isso torna mais

difícil a correlação dos limites estratigráficos internos com as interpretações

estratigráficas de sequência regional.



Raramente, as plataformas isoladas costumam ser tão progradacionais

quanto as plataformas conectadas, devido seu desenvolvimento inicial em situações

de limitado disponibilidade de substrato (blocos falhados ou outras elevações) e que

ainda estão expostos a subsidência moderada a elevada (Wright e Burchette, 1996).

No entanto, plataformas isoladas de tamanho pequeno a médio podem exibir

características globais de agradação ou retrogradação.

3.3.2.3 Tratos de Sistemas

Tratos de sistemas são formados por sistemas deposicionais

contemporâneos, formando a subdivisão de uma sequência (Brown e Fisher, 1977).

Eles são interpretados com base em padrões de empilhamento estratigráfico, relações

estratigráficas e tipos de superfícies limitantes (Catuneanu, 2017, 2006; Sarg, 1988),

em diferentes escalas, dependendo da resolução dos dados disponíveis.

Uma sequência é interpretada como sendo depositada durante um ciclo de

mudança eustática do nível do mar, começando e terminando próximo dos pontos de

inflexão da curva do nível do mar (Sarg, 1988), enquanto os tratos de sistemas são

intervalos específicos dessa curva Catuneanu (2006) definiu três tratos de sistemas

para sistemas carbonáticos: trato de sistema de mar alto (TSMA), trato de sistema de

mar baixo (TSMB1) e trato de sistema transgressivo (TST). Alguns autores (Bosence

e Wilson, 2003b; Wright e Burchette, 1996) consideram ainda um quarto estágio, que

representa o estágio de queda (TSMB2). A figura 3.6, modificada de Wright e Burchette

(1996) por Bosence e Wilson (2003) representa os quatro estágios na curva de

variação do nível do mar, bem como a resposta do sedimento carbonático.

Para Bosence e Wilson (2003b), a progradação devido ao “derrame” de

nível alto (highstand shedding) é dominante durante o TSMA (fig.3.6a, d). Em seguida.

uma pequena cunha de sedimentos é formada sobre o topo do TSMA anterior (fig.

3.6bi) durante a regressão forçada devido à baixa produtividade carbonática durante

o estágio de queda do nível relativo do mar (TSMB1). Pode ocorrer também a

progradação com downstepping ou downlapping (fig. 3.6bii) quando (1) a produção

carbonática seja maior, ou (2) ocorrer uma significativa erosão física do talude

carbonático; ou (3) a inclinação é de menor ângulo, ou (4) a taxa de variação relativa

do nível do mar é lenta. Em todos os casos, os sedimentos mais antigos sofrerão

exposição subaérea e uma discordância que representa o limite da sequência



começará a ser formada. Uma geometria similar àquela da figura 3.6bii continuará no

trato de sistema de mar baixo (TSMB2), embora a quantidade de sedimentos

depositados possa ser menor ou ausente, especialmente quando a margem é

íngreme. É nesta fase que ocorre a erosão química, caso a plataforma esteja em clima

úmido, de modo que o material é removido da sucessão, deixando apenas um

pequeno traço no registro estratigráfico.

Figura 3.6 – Representação do desenvolvimento dos tratos de sistema carbonáticos em um ciclo idealizado de mudança do nível do mar. TSMB1: Trato de sistema de mar baixo – estágio de queda; TSMB2: Trato de sistema de mar baixo; TST: Trato de sistema transgressivo; TSMA: Trato de sistema de mar alto. (Wright e Burchette, 1996)

Ainda segundo os autores citados anteriormente, o espaço de acomodação

começa a aumentar durante o TST, podendo ser progradacional (taxa de produção >

espaço de acomodação; fig. 3.6ci) ou agradacional (taxa de produção = espaço de

acomodação; fig. 3.6cii). Se a produção de carbonática não conseguir acompanhar o

aumento do espaço de acomodação, uma série de pequenas acumulações

carbonáticas, como montiformas, se formará em sucessão e mostrará um padrão

retrogradacional de pequenas plataformas afogadas sobre o declive anterior (fig.

3.6ciii). Caso a taxa de aumento no espaço de acomodação seja muito elevada, as

fábricas carbonáticas podem não ser reestabelecidas, ocorrendo o afogamento da

plataforma (fig. 3.6civ). A plataforma pode então ser coberta por uma fina camada de

sedimentos pelágicos (fig. 3.7).



Plataformas carbonáticas que não estão ligadas à terra mostram mudanças

significativas na geometria e enfrentam condições oceanográficas que variam em

torno das margens. Pesquisas sobre as plataformas isoladas do Caribe (incluindo as

Bahamas) mostraram que há um forte efeito de barlavento/sotavento sobre a dinâmica

dos sedimentos da plataforma e das fácies preservadas.

3.3.3 Plataformas isoladas e atóis

Segundo Bosence e Wilson (2003b), as margens de barlavento têm menor

suprimento sedimentar, uma vez que o sedimento é transportado em direção da

plataforma e para fora da margem, como mostrado na sequência acima do LS (i) da

figura 3.7 (lado direito). As condições de alta energia resultam na erosão da margem

de barlavento, formando escarpas íngremes com queda de rochas (olistolitos) e

depósitos de fluxo de grãos em sua base. Já as margens de sotavento são

caracterizadas por sequências progradacionais espessas, lateralmente extensas,

compostas pelo material retirado do topo da plataforma e das margens (lado esquerdo

da figura 3.7). No caso de atóis, os flancos são muito íngremes e cercados por

profundas bacias oceânicas, deixando pouca oportunidade de progradação.

Figura 3.7 – Desenvolvimento estratigráfico de uma plataforma isolada. A sequência acima do LS (i) desenvolveu-se durante uma baixa taxa de subida relativa do nível do mar: ventos e correntes dominantes vieram da direita, formando uma margem faminta na direita, e progradação a esquerda devido ao mar alto (highstand shedding). A sequência acima do LS (ii) desenvolveu-se durante um período de subida do nível do mar que superou a produção carbonática, resultando em retrogradação e eventual afogamento. O TSMB1 e TSMB2 foram representados juntos e ambos são mostrados em rosa. Os limites de sequência estão representados como linhas vermelha e as superfícies de máxima inundação em linhas verdes (Wright e Burchette, 1996).



3.3.3.1 Controles na estratigrafia de sequência de plataformas carbonáticas isoladas

Para Dorobek (2008), as direções de paleovento e o fornecimento de

sedimentos siliciclásticos para os depocentros adjacentes influenciam as distribuições

de fácies, assim como também a morfologia da plataforma e o desenvolvimento

estratigráfico geral.

• A direção do vento influencia na localização das fácies e dos padrões

estratigráficos de crescimento nos altos. As fácies de margem de plataforma

no barlavento apresentam taxas de acumulação mais alta do que na plataforma

interna, de modo que a mudança de geometria de agradacional para

retrogradacional pode dominar o lado que enfrenta a dominação dos ventos. O

lado barlavento será mais faminto de sedimentos, enquanto o de sotavento terá

grande suprimento sedimentar para o talude.

• A largura da plataforma também é importante para reconhecer padrões

estratais. No caso de plataformas estreitas (<30 km) poucos padrões estratais

internos são desenvolvidos. Já para aquelas com mais de 30 km, a elevação

cumulativa faz com que as fácies de margem de plataforma inclinem-se em

direção ao seu interior. No caso de plataformas sobre horsts, essa inclinação

deve diminuir progressivamente nos estratos mais jovens, uma vez que o

deslocamento nas falhas limitantes diminui com o tempo.

• Eventos sísmicos podem provocar falhas gravitacionais e eventos de perda de

massa ao longo das margens e encostas da plataforma. Esses depósitos irão

acumular-se na base da elevação, sendo conhecidos como olistolitos

carbonáticos.

• Em relação à estratigrafia de sequências (fig. 3.8), padrões estratiformes

semelhantes devem caracterizar as plataformas em horst, embora os estratos

do TSMB possam não ser bem desenvolvidos no interior da plataforma e sejam

preferencialmente desenvolvidos em encostas a sotavento. As escarpas de

falha são tipicamente muito íngremes para o acúmulo maior de qualquer

sedimento carbonático, exceto por finas lâminas de sedimentos ligadas às

escarpas de falha por organismos incrustantes. A encosta a barlavento é

dominada por estratos do TSMA e TST superpostos por superfícies de

exposição.



Na figura 3.8 de Dorobek (2008), os padrões estratais de crescimento

internos da plataforma são controlados pela topografia e pela distância das principais

falhas delimitantes do horst. Segundo ele, as margens aparentemente “elevadas” e o

amplo sagging dentro do interior da plataforma não são reconhecidas dentro das

plataformas sin-rifte isoladas, a menos que o espaçamento entre as falhas limitantes

seja de pelo menos 30 km. As falhas secundárias antitéticas ou sintéticas interiores

também podem afetar os padrões estratais de crescimento. Esse mesmo poderia ser

adaptado para plataformas nucleadas sobre altos vulcânicos, embora o controle

tectônico causado pelas falhas limitantes não esteja presente, espera-se que as fácies

e tratos sejam distribuídos de maneira semelhante.

Figura 3.8 – Modelo tectono-estratigráfico de uma plataforma isolada sin-rifte sobre um horst (alto estrutural). Note a diferença entre as fácies de barlavento e sotavento ao longo do topo da plataforma e nos flancos. Embora não seja mostrado em detalhes neste diagrama, o TSMB podem ser melhor expresso ao longo das margens de sotavento. Modificado de Dorobek (2008).



3.4 Afogamento de uma Plataforma Carbonática

Plataformas carbonáticas de águas rasas e recifes são afogados quando a

taxa de subsidência tectônica ou do aumento do nível do mar ultrapassa a taxa

acumulação de carbonatos, e a produção de carbonato cessa (Schlager, 1981) (fig.

3.9). Pulsos rápidos de aumento relativo do nível do mar ou redução do crescimento

bentônico por deterioração do ambiente continuam sendo as únicas explicações

plausíveis do afogamento.

Segundo Schlager (2005), plataformas afogadas exibem tipicamente uma

sequência de depósitos neríticos, passando rapidamente para sedimentos marinhos

profundos. Para este autor, os substratos endurecidos (hardgrounds) com crostas de

óxido de ferro-manganês, fosfato ou glauconita comumente separam depósitos

neríticos e de águas profundas e indicam um período de não-deposição dentro do

ambiente marinho. Alguns depósitos de plataforma mostram os efeitos da diagênese

meteórica, sugerindo a exposição da plataforma antes do afogamento.

Figura 3.9 – Diagrama esquemático de Schlager (1981) mostrando o início, crescimento e afogamento de plataformais e recifes carbonáticos. Neste modelo, o crescimento carbonático aconteceu apenas enquanto as plataformas estavam na zona fótica. Quando a acumulação de carbonatos era maior igual ao aumento do nível do mar, os recifes estavam próximo ao nível do mar. O afogamento ocorreu quando a taxa de subida foi maior que o acúmulo de sedimentos.



Segundo Catuneanu et al., (2009), a descontinuidade da produção

carbonática e a mudança para um sistema siliciclástico podem ser atribuídos a vários

controles, incluindo:

(1) exposição subaérea desencadeada pela queda do nível de base;

(2) aumento rápido do nível de base e consequente afogamento do

sistema de carbonato;

(3) progradação de sistemas siliciclásticos em condições regressivas

normais; e

(4) mudança de clima e condições ecológicas.

No caso do afogamento, o contato entre os carbonatos e a fácies

sobrejacente de granulação hemipelágica foi denominado “discordância de

afogamento” (Schlager, 1989), sendo então um tipo especial de limite de sequência

em sucessões mistas de carbonato-siliciclástico (Schlager, 1999).

Há inúmeros exemplos de antigas plataformas carbonáticas afogadas no

registro geológico (Wright e Burchette, 1996). No sul da Europa muitas plataformas

Jurássicas foram rifteadas e subsidiram durante a instalação da margem passiva

Tethiana, de modo que seu afogamento foi ligado à subsidência (Bosellini, 1989;

Schlager, 1981). Globalmente, um evento ocorrido do início até a metade do Cretáceo

(Valanginiano a Turoniano) também afogou diversas plataformas carbonáticas,

correspondendo a períodos oceanos anóxicos e inversões periódicas da coluna de

água, de modo que as águas mais profundas ficavam ricas em nutrientes, bloqueando

a continuidade na formação de carbonatos (Schlager, 1991). Já, os afogamentos

ocorridos durante o Plio-Pleistoceno são ligados a instalação de extensos mantos de

gelo, causando variações glacio-eustáticas no nível do mar (Wright e Burchette, 1996).

41 MATERIAIS E MÉTODOS



O fluxo de trabalho (fig. 4.1) seguido nesta dissertação consistiu de

diversas etapas, entre elas a pesquisa de material bibliográfico, compilação de dados

de batimetria da região e interpretação de dados sísmicos pós-empilhamento e perfis

de poço de exploração disponibilizados. Aos dados sísmicos foram aplicados

atributos, que evidenciaram refletores/falhas, melhorando a qualidade da

interpretação. Todos os dados foram analisados de forma que fosse possível integrá-

los para caracterização sismoestratigráfica do Platô do Ceará e das áreas adjacentes.

Figura 4.1 – Fluxograma de trabalho seguido para este trabalho.

Os poços e seções sísmicas foram disponibilizados pela Agência Nacional

do Petróleo, Gás Natural e Biocombustíveis (ANP) e pela Marinha do Brasil, em

parceria com o projeto Geohazards e Tectônica – A influência de zonas de fratura na

reativação de margens passivas: Margem Equatorial Brasileira (CAPES-IODP).

4.1 Batimetria

Mesmo com os recursos existentes atualmente, a maior parte dos oceanos

não possui cobertura batimétrica de boa resolução e grande parte dos dados baseia-



se em intepretações e compilações de tracklines randômicas de diferentes fontes e

interpolações de dados de gravimetria.

Os dados batimétricos utilizados (fig. 4.2) foram obtidos no banco de dados

disponibilizado pela GEBCO (GEBCO_2014 Grid) no formato *.ASCII (x, y, z) com grid

disponível em intervalos de 30 arcos-segundo e referenciados ao nível médio do mar

(GEBCO, [s.d.]) e com resolução de 925 m. Esses dados são de variadas fontes e

qualidades de cobertura e não incluem batimetria detalhada de plataformas de águas

rasas, mas satisfazem para trabalhos de escala mais regional e delimitação de

grandes feições.

Figura 4.2 – Grid batimétrico gerado através de imagens SRTM_30 Plus em intervalos de 30 arcos-segundo disponibilizado pela GEBCO.

Os dados de batimetria obtidos da área de interesse foram inseridos no ArcGis

10.3. Neste software foram gerados arquivos, na sequência, shapefiles pontuais

(GRID regular), modelos TIN (Triangular Irregular Network), arquivos raster e curvas

batimétricas. As curvas foram espaçadas em 50 m para delimitação das feições de

plataforma e talude, além dos contornos do Platô do Ceará. Foram ainda destacadas



as isóbatas de 100 m, 500 m, 1.000 m, 2.000 m e 3.000 m, que melhor definem as

feições regionais citadas acima.

Além dos dados batimétricos fornecidos pela GEBCO, foi utilizado o mapa-

base do oceano fornecido pela ESRI no banco de dados do ArcGIS, atualizado em

2013 (ESRI, 2016). A base de dados inclui batimetria, nomenclaturas de feições

oceânicas e valores derivados de profundidade em metros. As informações foram

compiladas de diversas fontes e servidores, incluindo a Carta Batimétrica Geral dos

Oceanos GEBCO_08 Grid (originalmente feita a partir de dados SRTM30_plus);

Dicionário Geográfico de Nomenclatura das Feições Submersas versão 2010 (IHO-

IOC GEBCO – Gazetteer of Undersea Feature Names); Administração Oceânica e

Atmosférica Nacional (NOAA, em inglês); entre outros.

4.2 Poços Exploratórios

Neste trabalho, foi utilizado apenas um poço exploratório, 1-CES-154A, que

foi recebido na forma de perfil composto escaneado em *.PDF. Deste poço, foram

utilizadas as marcações dos topos de formação e as informações de datação

bioestratigráficas como principais marcadores cronoestratigráficos deste trabalho.

Esse poço totalizou 3942 m de perfilagem na região da Depressão do Ceará, cruzando

rochas sedimentares desde o Mioceno Superior (N-640) até Turoniano (N-260.4), não

atingindo o embasamento.

As informações do poço foram inseridas no software OpendTect 6.0 da

dGB Earth Science, disponibilizado pelo Programa de Pós-Graduação em

Geodinâmica e Geofísica (PPGG/UFRN), em tempo duplo. A velocidade foi ajustada

com o perfil sísmico vertical (vertical seismic profile, VSP) existente no arquivo do perfil

composto. Os topos de formações e as idades foram inseridas como marcadores

sobre o poço.

Em seguida, foi feita a amarração sísmica-poço na seção 0448 utilizando o

topo das biozonas definidas no poço exploratório, que correspondiam à algumas das

idades indicadas pelo poço (fig.4.3). A correlação das discordâncias interpretadas

neste trabalho para as regiões de plataforma e borda de plataforma foi comparada

com os resultados obtidos por Cunha (2018), que estudou a sucessão Drifte

regressiva da Bacia Potiguar nesta porção.



Figura 4.3 – Correlação poço-sísmica no software OpendTect. Linha vermelha indica o limite inferido do embasamento. Linhas pretas indicam falhas estruturais.

4.3 Linhas Sísmicas

O conjunto de dados utilizado para a interpretação sismoestratigráfica

consistiu de 13 linhas sísmicas 2D pós-empilhadas (pos-stacking) (fig. 4.4), sendo elas

8 dip (SW-NE) e 5 strike (NW-SE), abrangendo tanto a região do talude, como o Platô

do Ceará, Depressão do Ceará e uma pequena porção da planície abissal. Os perfis

foram inicialmente carregados no software OpendTect 6.0.

Inicialmente, foi marcado o refletor correspondente ao fundo oceânico e em

seguida, foram calculadas as superfícies referentes à primeira e segunda múltiplas

deste (M1 e M2, respectivamente) para eventuais dúvidas. Posteriormente, foram

aplicados atributos e filtros aos dados sísmicos para melhoria do dado e que serão

comentados a seguir.



Figura 4.4 – Mapa de localização dos poços exploratórios (ponto verde) e perfis sísmicos 2D disponibilizados para este trabalho. O destaque em vermelho nos perfis corresponde as figuras que serão mostradas nos resultados deste trabalho.

4.3.1 Filtro de mergulho médio (dip-steered median filter)

Esse filtro ajuda na remoção do ruído randômico no dado sísmico (dGB

Earth Sciences, 2016), fazendo com que os refletores fiquem mais contínuos (Fig. 4.5)

e tornando-os mais fáceis de serem interpretados.

(A)

(B)

Figura 4.5 – Filtro de mergulho médio. A) Dado bruto B) Dado com filtro.



4.3.2 Filtro de Aprimoramento de Falhas (fault enhancement filter)

O filtro de aprimoramento de falhas acentua arestas (falhas) por meio de

filtragem mediana ou de difusão, ao longo do mergulho estrutural (dGB Earth

Sciences, 2016). Com a aplicação desse filtro, as falhas ficaram mais evidentes,

embora também podem ser criadas algumas outras que não existam, dependendo da

qualidade do dado.

4.3.3 Pseudo-relevo (pseudo relief)

Pseudo-relevo é um atributo aplicado na sísmica, a fim de criar uma

imagem mais consistente para uma interpretação mais fácil de falhas e horizontes

(dGB Earth Sciences, 2016) (fig. 4.6). É bastante útil quando aplicado em dados 2D,

pois gera mapas de amplitude e seções sísmicas que refletem, o mais fielmente

possível, a geologia de subsuperfície (Bulhões e Amorim, 2005).

O cálculo para o pseudo-relevo consiste em dois passos: (1) cálculo de

energia com uma janela de [-4; +4] ms; e (2) aplicação da transformada de Hilbert na

RMS de amplitude. Nesse trabalho foi usado o padrão do software, que tornou

possível identificar o embasamento acústico, além de feições diversas.

(A)

(B)

Figura 4.6 – Atributo de pseudo-relevo. A) Dado bruto B) Dado com atributo empregado.



4.4 Sismoestratigrafia

A sismoestratigrafia baseia-se na analogia entre as reflexões sísmicas de

um perfil e uma sucessão de estratos (Vail e Mitchum, 1977). Desse modo, os

refletores são associados às superfícies chaves da Estratigrafia de Sequências ,

assim como também pelo reconhecimento dos padrões de terminação dos refletores

sísmicos e análise das fácies sísmicas, além da geometria externa e de

preenchimento (Bally, 1978; Catuneanu, 2006; Catuneanu et al., 2011; Ribeiro, 2001;

Vail, 1987).

Pressupõe-se na sismoestratigrafia que as reflexões sísmicas são,

primariamente, resultado do contraste de impedância acústica sobre superfícies

físicas de caráter temporal e com conotação cronoestratigráfica e não

necessariamente coincidem com contatos litológicos (Ribeiro, 2001).

4.4.1 Terminações estratais

Na análise sismoestratigráfica, é levada em consideração a relação

geométrica entre os estratos e a superfície estratigráfica sobre a qual eles terminam

como, por exemplo, onlap, downlap, toplap, etc. (fig. 4.7 e 4.8), sendo os dois

primeiros os mais facilmente identificáveis. Os padrões de terminação desses podem

indicar direção da linha de costa durante a deposição (Catuneanu, 2006). É possível

também, a partir dos padrões estratais, interpretar processos de deposição e erosão,

limites, geometria e arquitetura relacionados a variações (Posamentier et al., 1988).

Algumas terminações são típicas de determinados sistemas deposicionais como, por

exemplo, o padrão toplap que evidencia um hiato não-deposicional em nível de base

muito baixo, impedindo deposição acima do estrato, gerando uma superfície de by-

pass e depósitos progradantes lateralmente (Ribeiro, 2001).



Figura 4.7 – Padrões de terminação em uma sequência de modelo padrão idealizado. Modificado de Vail, 1987.

Figura 4.8 – Esquema de padrões de terminação de reflexões/estratos nos limites superior e inferior de uma sequência sísmica/deposicional. Modificado de Mitchum et al., (1977).

Como já foi mostrado no capítulo 3, a estratigrafia de sequência carbonática

assemelha-se bastante com a estratigrafia de siliciclásticos e suas fácies

correspondem diretamente a mudanças no nível relativo do mar (Cathro et al., 2003;

Handford e Loucks, 1993; Hunt e Tucker, 1993; Sarg, 1988; Schlager, 2005).

Entretanto, alguns padrões de terminações sísmicos são característicos de sistemas

carbonáticos (fig. 4.9).



Figura 4.9 – Padrões de terminação em sequências carbonáticas são mais variados do que

em siliciclásticas, especialmente porque existem muitos centros localizados de alta produção,

como recifes, e áreas localizadas de erosão, como canais inter-recifais. Uma característica

particular é a margem elevada da plataforma que pode progradar simultaneamente em

direção a terra e em direção ao mar. Os números referem-se a situações características em

sistemas carbonáticos. Modificada por Schlager (2005).

4.4.2 Fácies sísmicas

Fácies sísmicas são definidas como uma unidade tridimensional,

demarcada por área e constituída por reflexões sísmicas cujos parâmetros diferem

daqueles das fácies adjacentes (Ribeiro, 2001), consistindo então no registro dos

fatores geológico que as geraram (litologia, estratificação, feições deposicionais, etc.).

Mitchum et al. (1977) (Tabela 4.1) definiu os parâmetros de reflexão usados para

interpretação das fácies sísmicas e sua correlação geológica, sendo eles:

configuração (fig. 4.10); geometria externa (fig. 4.11); continuidade, amplitude,

frequência dos refletores (fig. 4.12).

Segundo Ribeiro (2001), as configurações internas (fig. 4.9) podem indicar:

taxas de deposição uniforme sobre uma superfície estável ou uniformemente

subsidente (configuração paralela/subparalela); taxas de deposição variáveis e/ou

inclinação progressiva do substrato (configuração divergente); superposição lateral de



estratos, formando clinoformas (configuração progradante); reflexões discordantes ou

descontínuas, com arranjo desordenado (configuração caótica); padrão ondulado

segmentado com terminações não-sistemáticas (configuração hummocky); ou ainda

intervalos com ausência de reflexão (configuração transparente).

Tabela 4.1 – Parâmetros de reflexão sísmica usados na interpretação

sismoestratigráfica e seus significados (modificado de Mitchum et al., 1977).

Parâmetros de Fácies Sísmicas Interpretação Geológica

Configuração das reflexões

• Padrão de estratificação

• Processo deposicional

• Erosão e paleotopografia

• Contato de fluidos

Continuidade das reflexões • Continuidade dos estratos

• Processo deposicional

Amplitude das reflexões

• Contraste velocidade/densidade

• Espaçamento dos estratos

• Conteúdo do fluido

Frequência das reflexões • Espessura dos estratos


Velocidade intervalar

• Estimativa de litologia

• Estimativa de porosidade


Forma externa e associação areal das fácies sísmicas

• Ambiente deposicional

• Fonte sedimentar

• Sítio geológico



Figura 4.10 – Padrão de configuração de fácies sísmicas. Modificado de Mitchum et al., 1977.

Figura 4.11 – Geometrias externas típicas de algumas unidades de fácies sísmicas. Modificado de Mitchum et al., 1977.



Foram ainda consideradas a continuidade, amplitude e a frequência dos

refletores (fig. 4.12). Segundo Ribeiro (2001) alta continuidade e amplitude são

indicadoras de alternância litológica, sugerindo processos alternantes de alta e baixa

energia em ambientes relativamente extenso e uniforme. Já as fácies sísmicas de

baixa continuidade e baixa amplitude associam-se a delgadas camadas próximas dos

limites de resolução sísmica, ou devido à predominância de determinada litologia.

Figura 4.12 – Relações de amplitude e continuidade em fácies sísmicas. Modificado de Mitchum et al., 1977.

4.5 Fluxo de Trabalho

Neste trabalho, para interpretação sismoestratigráfica das linhas sísmicas,

foram levados em consideração, não necessariamente nesta sequência, a

configuração (terminação), continuidade, amplitude e frequência dos refletores. Além

disso, foi feito o reconhecimento de falhas ao longo da seção para determinação da

configuração tectônica da área estudada.



A partir das interpretações anteriores, foram definidas as expressões

sísmicas existentes, bem como as superfícies de limites de sequências, de acordo

com os critérios apresentados na seção 3.3.2. Essas superfícies foram marcadas no

software OpendTect, exportadas como horizonte no formato *.ASCII. Posteriormente,

os horizontes foram carregados no software Petrel EeP da Schlumberger para

geração dos modelos 2D que serão apresentados a seguir. As idades apresentadas

para os limites são baseadas no poço CES-154.

54 RESULTADOS


5 RESULTADOS

5.1 Artigo Submetido: Marine Geology

Formation and drowning of a carbonate platform in the Equatorial margin of Brazil – implications for Oligocene-Miocene eustatic changes

Isabelle R. F. Araújo1*; Helenice Vital1, 2; Francisco C. Nascimento Neto1; Francisco H. R. Bezerra1, 2; André W. Droxler3; David L. Castro1, 2; Yoe A. R. Pérez1; Moab P. Gomes1, 2

¹Post-Graduate Program in Geodynamics and Geophysics, Federal University of Rio Grande do Norte. ²Post-Graduate in Geodynamics and Geophysics, Department of Geology, Federal University of Rio Grande do Norte, Brazil; CNPq researcher. 3Rice University, Department of Earth Science, Houston, United States.

*Corresponding author: [email protected]; Present address: Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Campus Universitário, Departamento de Geologia, Rua das Engenharias s/n, P.O. Box 1596. CEP 59072-970. Natal, Rio Grande do Norte, Brazil.

E-mail adresses: [email protected] (I. R. F. Araújo), [email protected] (H. Vital), [email protected] (F.C. Nascimento Neto), [email protected] (F.H.R. Bezerra); [email protected] (A. W. Droxler); [email protected] (D. L. Castro), [email protected] (Y.A. R. Pérez), [email protected] (M.P. Gomes)

HIGHLIGHTS

• We study an isolated carbonate platform in the Brazilian Equatorial Margin

• The carbonate platform was formed between Oligocene and Miocene

• Evolution the continental shelf is consistent with that of the carbonate platform

• The Tortonian sea-level rise that drowned the platform also flooded the margin

• Eustatic record of the carbonate platform matches that of regional events

55 RESULTADOS


Abstract

The Ceará Plateau (CeP) is a volcanic seamount related with the Fernando de

Noronha Fracture Zone and located 100 km offshore the Brazilian Equatorial Margin

(BEM). The aim of this work is to investigate the evolution of an isolated carbonate

platform on the top of the CeP and its implications for Oligocene-Miocene eustatic

changes. We used seismic reflection data associated with analyses of lithology and

biostratigraphy from exploratory wells. The top of the CeP is ~280 m depth and it is

capped by a limestone without terrigenous sediments and enriched with up to 18% of

phosphorite. Our results indicate the occurrence of seven seismic patterns and four

seismic sequences in the top layers. The volcanic substrate was in the photic zone or

partially emerged during the Rupelian/Chattian transition, leading to the development

of carbonate wedges on the seamount flanks. The deposition of a progradational

carbonate unit occurred during the Chattian-Burdigalian and an aggradational unit

during the Burdigalian/Tortonian at the seamount side facing the continent. A stage

of subaerial exposure occurred in the Serravalian, causing phosphatization in the

carbonate platform. This phosphatization coincides with the laterization of Miocene

transgressive marine sediments along the present-day Brazilian littoral zone. The

CeP carbonate deposition ceased during the Tortonian, probably during the onset of

the Antarctic ice sheet melting. This platform can be used as a model for the

stratigraphic development of adjacent seamounts in the Brazilian Equatorial margin.

Keywords: Seamount; Isolated Carbonate Platform; Drowned Platform; Brazilian

Equatorial Margin

56 RESULTADOS


1 Introduction

The Oligocene-Miocene was marked by significant sea-level changes.

However, the magnitude of these changes has been proposed as varying ~ 180 m

(Haq et al., 1987) to a few dozen meters (Miller et al., 2005). Oligocene-Miocene

eustatic changes were described in several continental areas, but these changes

differ when different sites are compared.

In South America, a few studies have compared these eustatic changes

with global patterns (e.g. Cuitiño et al., 2012; Hernández et al., 2005; Marengo, 2006;

Scasso et al., 2001; Scasso and del Río, 1987; Scasso and Castro, 1999). Along the

Brazilian margin, Rossetti (2004) e Rossetti et al. (2013) described one transgressive

episode in the Oligo-Miocene and another in the early/middle Miocene, which

resulted in the deposition of the Barreiras Formation along most of the Brazilian

littoral zone. A drop in the sea level finished the Barreiras deposition, creating a

subaerial exposure unconformity and generating horizons of lateritic paleosol at its

top. No confirmation of these events using offshore data have been reported so far.

One of the key areas to unravel sea-level changes in the Oligocene-

Miocene is the Brazilian Equatorial Margin (BEM; Fig. 1), which is practically

unknown from this point of view. In the past decades, oil exploratory efforts have

focused on the continental shelf (Milani et al., 2000). Additional studies have

investigated the paleoceanographic changes (Piper, 2005; Jovane et al., 2016) and

the great biological diversity in seamounts (Jones et al., 2002; Victorero et al., 2018).

One of these key points is the Ceará Plateau (CeP) (Fig. 2), which is located ~100

km offshore Fortaleza. The Cep is separated from the continental slope by the Ceará

Gap (CeG), a semi-confined basin that reaches 2000 m depth; and the CeP reaches

57 RESULTADOS


the abyssal plain in the north limit (Fig. 3). Fainstein and Milliman (1979) already

cited CeP as a carbonatic platform, although the analyzed data did not allow more

detailed analysis.

This study investigates the seismic stratigraphy of the CeP, as the first

isolated and drowned carbonate platform described in the BEM (Figs. 1, 2). We

recognized several carbonate platforms seismic facies in the seismic profiles and

defined a few seismic units. We explain the evolution of CeP and its correlation with

the continental shelf, with eustatic variations between Oligocene and Late Miocene.

We then describe the Equatorial margin evolution and analyze the correlation

between eustatic regional and global events.

2 The Geology of the Brazilian Equatorial Margin

Numerous seamounts and guyots (flat top) in the BEM, as the CeP, are

related to the ocean fracture zones and/or hotspot trails (Matos, 2000). The BEM is

limited in the north by the Marathon Fracture Zone; and in the south by the

Romanche and Chain Fracture Zones (e.g. Mohriak, 2003; Moulin et al., 2010). The

beginning of oceanic scattering in this equatorial margin dates from the Late Albian

(Davison et al., 2015; Mascle et al., 1988; Mascle and Blarez, 1987).

Three main tectonic-sedimentary evolution stages are distinguished in the

BEM: pre-transformant, sin-transformant and post-transformant (Mascle and Blarez,

1987; Matos, 2000). They correspond, respectively, to the pre-extension/extension,

wrench, and drift phases (Matos, 2000).

58 RESULTADOS


2.1 Stratigraphy and eustatic variations in the Potiguar Basin

The Potiguar Basin is located in the eastern part of BEM (Fig. 1). The

sedimentary filling of this basin is directly connected to the different tectonic evolution

stages, composed by two rift phases, one post-rift and one thermal phase (Matos,

2000). Thus, the stratigraphic record is divided into three Supersequences: Rift; Post-

rift and Drift (Pessoa Neto et al., 2007). The Drift sequence of the Potiguar Basin

(Albian to Recent) is characterized by a transgressive marine-fluid sequence covered

by a regressive clastic-carbonatic sequence in the thermal tectonic stage (Pessoa

Neto et al., 2007). In the Oligocene/Miocene period, the sediment load increased the

basin, whose rough edge indicates late reactivation of old basement faults (Pessoa

Neto et al., 2007).

The regressive sequence was settled after a massive erosional event that

generated great facies displacement towards the basin. This regressive sequence

named Early Miocene Unconformity was recognized in almost all BEM basins, whose

main erosive events are correlated in a regional scale (Pessoa Neto, 2003). This

regressive event put in discordance shallow platform carbonates (30-40 m depth)

over earlier slope facies. A global sea-level decrease is also observed in the eustatic

curve ~18 Ma (Haq et al., 1987). Thus, the Oligocene sediments were reworked

during the Early Miocene.

After the Early Miocene Unconformity, at least three sequences are

recognized in the Potiguar Basin: Early/Middle Miocene Sequence, Middle Miocene

Sequence, and Late Miocene/Pleistocene Sequence (Pessoa Neto, 2003). An

unconformity occurs between the second and third sequences indicating a significant

regional relative sea-level decrease. At that moment, a phase of high siliciclastic

59 RESULTADOS


sediments influx was initiated in the shelf, suggesting a correlation with the Tortonian

global event (10.5 Ma).

Cunha (2018) analysed a regressive drift interval with five depositional

sequences and six sequence limits (Late Campanian, Late Paleocene or Late

Oligocene, Early Miocene, Late Miocene, Late Pleistocene, and Holocene) in a

seismic profile in the shelf close to the CeP (Fig. 4A). The last four sequence limits

he described are consistent with findings of previous studies (e.g. Pessoa Neto,

2003; Pessoa Neto et al., 2007; Gomes et al., 2014).

2.2 The Ceará Plateau (CeP)

The CeP has been associated with the Atol das Rocas-Fernando de

Noronha-Mecejana volcanic alignment (Gorini and Bryan, 1976), being the last

seamount that defines the Fernando de Noronha Fracture Zone (FNFZ, Fig. 1) (

Fainstein and Milliman, 1979; Almeida, 2006). A volcanic origin on the 100-million-

years-old oceanic crust has been proposed (Guazelli and Costa, 1978; Costa and

Kowsmann, 1979). Dredging samples from adjacent seamounts recovered olivine-

basalt pebbles cemented with iron and manganese oxide (Guazelli et al., 1977).The

magnetic anomalies in CeP have large wavelength showing a very shallow magnetic

basement (Fainstein and Milliman, 1979).

The first analyses of the CeP seismic profiles indicated that it has a flat

top, steep slopes, volcanic features on the flanks, and was originated between the

end of the Oligocene and the beginning of the Pleistocene (Fainstein and Milliman,

1979). Low resolution, multiple reflections, and reverberations limited the acoustic

behaviour analysis on the shallowest sequences of the CeP top (Costa and

Kowsmann, 1979). The lateral flanks have mean slopes slightly larger than the

60 RESULTADOS


continental slope and are deeply cut by small gullies and valleys. A thin layer of

sediment parallel to the Plateau and reflectors truncation in the flanks were described

(Guazelli and Costa, 1978; Menor et al., 1979). Sliding deposits on the eastern flank

and faults in several areas were also observed (Fainstein and Milliman, 1979).

Except for the Fernando de Noronha Archipelago, the oceanic volcanic seamounts

such as the CeP, are covered at different development stages by biogenic

limestones (Almeida, 2006).

Mineralogy, petrography and geochemistry studies of the Mecejana

Volcanism indicate that the development of the volcanic rocks in the continent and

the CeP are related to the Fernando de Noronha Chain, where similarities between

alkaline continental and oceanic magmatism have been described (Gorini and Bryan,

1976; Almeida, 2006). It is speculated that a hotspot, formed in the upper mantle and

connected to the asthenosphere (Anderson, 2000; Courtillot et al., 2003) would have

appeared near Fortaleza in the Middle Eocene along the thinned and fractured

margin edge in continental-oceanic boundary (COB, Fig. 1) (Almeida, 2006). This

hotspot would have migrated to the continent through the fracture zones (e.g.

Fortaleza High) and then to the north during tectonic-magmatic reactivation and

global plates reorganization (Cande et al., 1988; Ernesto, 2005). At the same time,

around 40 Ma, the alkaline volcanism started in the continent at the western part of

the Potiguar Basin (Mecejana volcanism) and at the central and offshore parts of the

Potiguar Basin (Macau volcanism). For example, one continental phonolitic record

(Caruru Dome) dated 29.9 ± 0.9 Ma (Cordani, 1970). In other alkaline volcanic units

in the region, values ranging from 36 ± 2 to 29.9 ± 0.9 Ma using the K/Ar, Rb/Sr total

rock, and Rb/Sr reference isochronous were found ( Cordani, 1970; Braga et al.,

61 RESULTADOS


1981; Guimarães et al., 1982), dating the alkaline volcanic units between the Late

Eocene and Early Oligocene.

Dredging on different cruises carried out as part of the REMAC Project,

recovered both unconsolidated sediment and sedimentary rocks. In the CHAIN-115

Cruise, two dredges (DA; Fig. 2) between the depths of 305-270 m and 1371-391 m,

respectively (DB; Fig. 2), confirmed the occurrence of limestones in CeP.

Phosphatized ferruginous limestones (up to 18% P2O5), coral fragments, and

calcareous algae with a diverse dead faunal association were described (Guazelli et

al., 1978, 1977; Menor et al., 1979). Another dredging (DC; Fig. 2) was performed on

the NW flank (DC; Fig. 2) between 583 and 800 m. A slab of phosphatized limestone

(12.5% -14.2% P2O5) was recovered in the last dredging point, with no evidence of

volcanic or terrigenous influences (Costa and Kowsmann, 1979; Menor et al., 1979).

This limestone is composed of a calcilutite with foraminifera, angular intraclasts of

bioclastic limestone, and micritic matrix. The paleontological analysis shows an

association of benthic and planktonic foraminifera (Globigerinoides sp., Amphistegina

sp., Rotaliina, Bulimina sp., Brizalina sp., Lenticulina sp.), Pelecypoda, echinodea,

bryozoans e red/green algae. Intraclasts are composed of Lepidocyclina sp.,

Amphistegina sp., corals fragments, benthic foraminifers (rare), Globigerinoides and

red/green algae. The Lepidocyclina large foraminifers identified in the intraclast

fragments are Late Eocene/Middle Miocene, whereas the micritic matrix nannofossils

belong to the NN5 zone (Martini, 1971), limiting the limestone age to the Middle

Miocene (Costa and Kowsmann, 1979; Backman et al., 2012).

In a recent work, chaotic reflections were attributed to a volcanic origin

(Jovane et al., 2016). However, horizontal seismic reflectors were linked to

pelagic/hemipelagic sediments, which were composed of carbonates produced at the

62 RESULTADOS


water column top and thin materials from the continent. These authors identified six

seismic horizons with age related to well data. Two of these horizons were related to

volcanic events. Prograding wedges toward the continental margin were related to

volcanic eruptions or coral growth (Jovane et al., 2016).

3 Materials and Methods

The dataset used in this work consisted of fourteen post-stacking 2D-

seismic profiles and one exploratory well (Figs. 2, 4B), with more than 1,200 km of

seismic data covering the region between the continental shelf and the CeP. The

data set was provided by the National Petroleum, Natural Gas and Biofuels Agency

(ANP) and the Brazilian Navy.

We used the software OpendTect 6.0.6 for seismic interpretation and

applied some seismic attributes and filters (e.g. dip-steered median filter, fault-

enhancement filter, and pseudo-relief) following the workflow of the software User

Guide (dGB Earth Sciences, 2016). The reflector corresponding to the ocean floor

was identified and then calculated to the first and second multiple. Faults were also

identified and mapped along the profiles to determine the structural and tectonic

configuration of the study area (Fig. 3). We used the stratigraphic unit boundaries

and the biostratigraphy data (Fig. 4 B, C) as the main chronostratigraphic markers

(Araripe and Feijó, 1994). This well reached 3942 m depth in the CeG, recovering

sediments from the from the Messinian to the Turonian, but it did not reach the

basement. The vertical seismic profile (VSP) was used to adjust the depth-time

relation between well and seismic data.

63 RESULTADOS


A seismic-stratigraphic analysis was based on seismic reflectors, as well

as the interpretation of seismic reflectors termination patterns and analysis of seismic

facies (continuity, amplitude and frequency), external and internal geometry (Mitchum

et al., 1977; Bally, 1978; Ribeiro, 2001; Catuneanu, 2007, 2006; Catuneanu et al.,

2011;). The carbonate sequence stratigraphy is closely similar to the siliciclastics

stratigraphy, and their facies correspond directly to changes in the relative sea level

(Bosscher and Schlager, 1993; Handford and Loucks, 1993; Hunt and Tucker, 1993;

Sarg, 1988; Schlager, 2005). Figure 5 shows the seismic patterns recognized in the

profiles used to describe the CeP region.

Using the horizons interpreted (Fig. 6) in the OpendTect and the ages

obtained through the biostratigraphy, we created 2D models in Petrel EeP software.

We also tried to identify the stratigraphic signature of Neogene constructed based

oxygen isotopes variations (Tcherepanov et al., 2008). Finally, the results obtained

with the seismic stratigraphic analysis were correlated with the regional (Pessoa

Neto, 2003) and global (Haq et al., 1987; Miller et al., 2005) eustatic variation curves,

as well as related.

4 Results

4.1 Seismic Facies

Based on the seismic profiles, we described and interpreted seven

patterns using the seismic facies character described below. Figure 5 summarizes

the reflectors termination patterns (Figs. 5A-5C) and internal and external geometries

(Figs. 5D-5G), as well as environment/geological feature represented by them.

The first three patterns described (onlap, downlap and toplap) were also

identified in the lower part of the CeP. They occur as interbedded sediments

64 RESULTADOS


produced by the carbonate platform and continental sediments. From these patterns,

it is possible to identify the provenance of the sediments. Onlapping reflectors are

currently related to sediments originating from the continent, whereas downlapping

reflectors are linked to sediments produced in the CeP (Fig. 12).

4.2 Seismic Sequences

Five seismic sequences were identified in the isolated carbonate platform

developed over CeP (Fig. 6 to Fig. 13). To achieve this result, we considered the

seismic reflections interpretation, reflectors patterns termination and stacking

patterns, besides the main stratigraphic surfaces. Each unit will be described next, as

well as the structural maps (double time) produced from the sequence boundaries

identified in the profiles (Fig. 14).

The top of the acoustic basement is irregular and represents an angular

unconformity clearly defined by the pseudo-relief filter. The basement’s chaotic

internal facies occur below this interface. Furthermore, there are occurrences of

onlap terminations on both basement sides. We identified the volcanic top at profiles

0444 and 0045 (Figs. 6, 7) throughout the CeP. In the first profile, the flanks of the

basement are steep; whereas in the second profile they are smoother. The basement

exhibits two highs with a maximum 200 ms difference (Fig. 14A). The western high

reaches the minimum depth ~1250 ms, and the eastern high reaches the minimum

depth only at 1450 ms.

A different oriented and organized pattern occurs below the mean surface

as the basement/sediment interface (dashed purple line on Figs. 10, 13,). Apparently,

faults disrupt the parallel/sub-parallel orientation of the reflectors. These reflectors

65 RESULTADOS


are in the range of 2500-3500 ms and are continues in both directions of the seismic

profiles.

The seismic sequence 1 (SS1, pink on Fig. 6 to Fig. 13) was the first to be

formed on the CeP volcanic seamount. Its reflectors terminate in onlap on both sides

of the seamount and the basement on the west side was not entirely covered by

SS1. Low amplitude and continuity reflections dominate the interior of this seismic

sequence. The top is limited by the sequence boundary 1 (SB1). In map view (Fig.

14B), the SS1 reaches 1100 ms in the CeP eastern portion, in spite of its central

region and major extension are marked by the 1250 ms isochrone.

On the side facing the continent, we identified wedges that aggrade and

prograde over the basement (Fig. 8), where there is accommodation space and it

may also prograde towards the basin (Figs. 9 and 12). In the first case, local

progradation was followed by downstepping, probably indicating an additional relative

sea-level fall and possible subaerial exposure. On the northern side flank, the

reflectors have mainly onlap terminations (Fig. 8A), developing platform aggradation,

although some progradation were also identified (Fig. 8C), where the substrate is not

so steep. There is no progradation towards the abyssal plain on this side.

The seismic sequence 2 (SS2, orange on Fig. 6 to Fig. 13) was the first

seismic unit to cover entirely the CeP (Figs. 9, 10, 11). Reflections of low to

moderate amplitudes predominate in this sequence, but high amplitude and

continues reflectors are also observed near the top. The SS2 exhibits strong

progradation towards the CeG and sometimes it interfingers with sediments from the

continent (Fig. 12). In the portion of the CeP top, an aggradational stacking pattern

66 RESULTADOS


occurs, where montiforms on CeP occurs. This unit reaches the minimum depth of

750 ms in the eastern portion of the CeP and less than 1050 ms in the western

portion the CeP. SS2 is limited at the base by SB1 and at the top by SB2.

The seismic sequence 3 (SS3, yellow on Fig. 6 to Fig. 13), which is

analogous to the SS2, also exhibits an aggradation pattern at the CeP top and a

progradation pattern towards the CeG. The progradation (tongue-like) pattern

decreases eastwards (Figs. 10, 11). An erosional channel was formed at the CeP

slope-toe in this sequence in the eastern portion, forming a moat that increases in

depth to SE (Fig. 12).

Internally, the SS3 exhibits reflectors ranging from low to medium

amplitude. The montiform frequency, with convex reflections upward and two-

directional downlaps, increases when compared with those from the SS2. They can

be found even at the platform edges, where they reach ~2 km in length and 300 ms

in thickness (double time; Figs. 5D, 11), extending from the SB2 limit to SB3. Onlap

lateral reflectors often continue on these montiforms.

The top of seismic sequence 4 (SS4, blue on Fig. 6 to Fig. 13) was

identified in all seismic profiles as a high amplitude and continue surface, although it

sometimes exhibits irregular relief (Fig. 6). The reflectors internally vary from low to

high amplitude, as well as its continuity. This horizon was defined as the drowning

unconformity (DU), which marks the end of the carbonate platform growth.

Sometimes the reflectors appear transparent, which was caused by signal

weakening. In the NW-SE-oriented profile 0421 (Fig. 13), this seismic sequence

appears only in the form of sparse structures on the lower seismic boundary (SB3). In

67 RESULTADOS


contrast to the units described above, a change occurs in deposition relation of this

unit. The SS4 does not exhibit clear progradation towards the CeG basin,

concentrating mainly on the CeP top.

4.3 Geomorphologic Elements

A fairly sharp retreat of the SS4 occurs in profile 0440 (Fig. 10), creating a

relatively flat surface (~ 1 km extension) over the lower sequence (SS3) that we

related to terraces. This same SS4 retreat is observed in other profiles (Fig. 7),

notwithstanding the flat surface has not been shaped. A very similar record, even in a

minor expression, is also noted in SS3.

Along the toe of CeP slope, a deep moat was cut (Fig. 12) and limited to

the south margin. At this point, progradational wedges from the carbonate platform

were partially eroded by incision. They represent erosional furrows ~3.5 km wide and

200-260 m deep. Seismic reflectors from the continental shelf converge in the

direction of the moat. At this point, erosion and low sedimentation rates prevail. The

current that shaped this feature became active after the SS4 deposition, which is

marked by the erosion of this sequence in Fig. 12B. The moat was partial infilled by

sediments with continental provenance. There is no evidence of paleo-moats

showing earlier currents to this record in the region.

Gullies and channels intersect the CeP flank facing the continent. The

shapes and dimensions of these features are diverse (Figs. 5E, 15) and most reach

only the uppermost layers. In seismic section, it is possible to note that they caused

some disorganization of the reflectors of the lateral sediments.

68 RESULTADOS


Despite the flat top, the steep flanks of the CeP allowed the occurrence of

breaks due to faults or mass movements. The collapsed margins produced "blocks"

of varying sizes (Figs. 3, 7), which can reach up to 10 km. They were deposit in the

basal portions of the seamount slopes, showing deep basin sediments deposited on

them in an onlap manner. We also observed that an entire part of the SS4 slid on the

flank facing the continent, but its internal patterns were preserved (profile 1140, Fig.

9).

5 Discussion

5.1 The evolution of the Ceará Plateau Platform

The interpretations based on seismic and well data indicate that the

development of the carbonate platform on the CeP top occurred between the Early

Oligocene and the Middle/Late Miocene. Four stages of evolution were identified in

seismic profiles (Figs. 16, 17), based on the patterns of reflectors, geometries,

depositional and architectural style of the seismic sequences. These stages are (1)

initial stage of formation, (2) stage of progradational growth, (3) aggradation growth,

and (4) decline stage.

Onset of the carbonate system in the Early-Late Oligocene

The volcanic substrate, which forms the basement of the carbonate

platform, was emplaced probably under subaerial exposure when it was colonized by

carbonate-producing organisms. An evidence of this is the developed wedges (SS1)

on both sides of the CeP during the first carbonate sequence (Figs. 8, 17). Other

69 RESULTADOS


examples of carbonate accretion at the top of volcanic seamounts, in which isolated

carbonate platforms were formed around the world, are pointed out by many studies

(e.g.Courgeon et al., 2017; Paumard et al., 2017; Counts et al., 2018), being the

Maldives an example of giant isolated platform (e.g. Belopolsky and Droxler, 2004;

Lüdmann et al., 2013).

The carbonate deposition on the CeP was possibly initiated at the Early-

Late Oligocene transition (Figs 7-12; 14). This period had a relatively high global sea

level (Haq et al., 1987), but a significant drop occurred in the Rupelian-Chattian (Fig.

16). Biostratigraphic data from wells (Fig. 3), correlated with seismic profiles of the

CeP, show that the SS1 upper boundary (SB1) of the basal carbonate sequence is

either at or shortly above the Early-Late Oligocene limit.

As part of the basement was in subaerial exposure (Figs. 8, 17B), the

carbonate wedges initially developed aggradationally in the flanks, but also with a

slight progradational component. At the top of the sequence, we noticed that the sea

level rose again, flooding the carbonate platform, and depositing sediments during

transgression until it partially (Figs. 6 and 8A) or completely (Figs. 7, 8) capped the

basement.

Late Oligocene – Early Miocene progradation stage

From the Late Oligocene (Chattian) to the Early Miocene (Burdigalian), the

progradation facies became dominant in the SS2 and SS3 (Fig. 17C, D), even if

there were still an aggradation component. The progradation during this stage

reached the CeG in all the analyzed seismic profiles, with extensions up to 20 km.

They did occur on the CeP northern flank. Progradations of these sequences also

appear in the strike profile (E-W), (Fig. 13). The occurrence of substantial

70 RESULTADOS


development is due to the highstand shedding and it indicates high sea level stage

(Bosence and Wilson, 2003).

With the CeP upper portion submerged, the formation of montiforms inside

the sequences (Figs. 6, 7) and at the edges platform (Figs. 10, 11) were favored. In

the first case, it is possible that they were linked to bioconstructions or reefs within

lagoons or inner seas. In the second case, they formed rigid protective structures at

the edges of the platform, which were resistant to wave and wind act.

Instead, we noticed clear progradation of the SS3 base in less steep

flanks and unprotected edges. The wedges prograded more intensely in the western

side (Figs. 6, 9) than in the eastern side (Figs. 10, 11). This might be related to the

existence of edge protection or a change in current or wind patterns. Moreover, the

inclination angle of the underlying substrates towards the CeG is different in both

cases.

Early Miocene – Late Miocene aggradation stage

Aggradation occurred at the end of SS3 in response to the relative sea-

level rise (see eustatic curves in Fig. 16). This geometry indicates that all

accommodation space created was being occupied in the same proportion (Bosence

and Wilson, 2003). The SS4 supposedly occurred only over previous flatter

sediments, without progradation to the edge as the earlier sequences (SS1, SS2,

and SS3). This backstepping observed at the platform margin could be related to

insufficient carbonate production to fill the platform and very accelerated sea-level

change. The montiforms observed in SS4 of the strike profile (Fig. 13) are probably

catch-up features. Perhaps, they could not be maintained when sea level started to

increase.

71 RESULTADOS


Late Miocene demise stage

At the Serravalian-Tortonian transition, the relative sea level was low, as

observed in both global and local eustatic curves (e.g. Haq et al., 1987, Pessoa Neto,

2003). The platform demise probably occurred after a subaerial exposure, causing

sediment phosphatization and hardground formation (e.g. Schlager, 1989, 1981;

Camoin et al., 1998; Godet, 2013). The dredged phosphatized rocks are the

evidence that subaerial exposure also occurred in the CeP.

The sea level rise during the Tortonian re-established the growth of the

platform (Fig. 17F). However, the platform could not follow the rise. The carbonate

production was not enough to occupy the space created and to remain in the photic

zone. Some authors (e.g. Shevenell et al., 2004; Holbourn et al., 2005) associated

the sea level decline at 14.5 Ma (Langhian/Serravalian) to the extensive ice sheet

volume increase in Antarctica and global cooling. Still, re-flooding and aggradation of

carbonatic platforms (i.e. Gulf of Papua, Maldives and Bahamas) between 10.8 Ma

and 9.5 Ma (Tortonian) are the results of reduction ice sheet continental volume in

Antarctica (Tcherepanov et al., 2008).

In the CeP, the break of carbonate production could be attributed to the

rapid sea-level rise and, consequently drowning the carbonate system. The final

production horizon was considered as a drowning discordance (DU, sensu Schlager,

2005, 1989, 1981), observed in all interpreted profiles as a high amplitude and

continue hardground surface.

5.2 Controls on the Carbonate Growth

Tropical carbonate platforms are developed in places where space

accommodation (created by eustasy, tectonics or thermal subsidence) and where

72 RESULTADOS


light is available (photic zone), allowing the development of carbonate-producer

organisms (Kendall and Schlager, 1981; Tucker and Wright, 1990; Handford and

Loucks, 1993; Schlager, 2005). The space filling generates geometries

(aggradational, progradational or backstepping) depending on the carbonate

responses to sediment distribution. Carbonate systems have a higher growth rate

during periods of high sea level, in which accommodation space is amplified

(Bosence and Wilson, 2003).

We argue that the development of the CeP carbonate platform could be

associated with three development factors in different proportions. Admitting that the

CeP is nearby COB (Fig. 1), we consider the area as unstable and vulnerable to

thermal subsidence and tectonics. Reactivations of ancient faults may have

influenced the development likewise in the continental shelf (Pessoa Neto, 2003;

Pessoa Neto et al., 2007). Eustatic variation can be observed when compared to the

Neogene stratigraphic signature compiled by Tcherepanov et al. (2008) and

discussed above.

The occurrence of well-developed progradations on just one side of the

CeP suggests that the platform development was asymmetric. This is a natural

response to wind action, as predicted in architectural models of isolated carbonate

platforms (e.g., Wright and Burchette, 1996; Dorobek, 2011). The windward margins

would have lower sedimentary supply without the presence of progradations, unlike

the leeward margin, where these features could be observed (Bosence and Wilson,

2003). In the CeP, this distribution corresponds to the northern and southern flanks,

respectively.

The dipping or tilting observed in the structural maps (Fig. 14) may also be

a response to the regional wind pattern. In the model for isolated platforms settled in

73 RESULTADOS


structural highs, a gentle gradient is noticed from windward to leeward, the first

“taller" than another (Dorobek, 2011).

Due to the high energy conditions, the side facing the deep ocean

presents steep escarpments with falling rocks and grain flow deposits at its base,

illustrating the collapsed margin. The CeP north face shape ("bean-shaped") is a

distinct embayment. It could be attributed to the margin collapses causing large-scale

erosional features, possibly triggered by seismic events. Similar structures are

described in carbonate platforms in the Gulf of Mexico and Caribbean (Mullins and

Hine, 1989).

We can correlate the eustatic Neogene changes and the regional

stratigraphic events (Fig. 16) described in this study and previous studies from the

continental shelf (Pessoa Neto, 2003). Even though the relation is not fully accurate,

some events are similar, with global eustatic fluctuations being attributed. The

Neogene curve is based on volume ice sheet variations described in five steps by

Tcherepanov et al. (2008). First, Tcherepavnov’s signature step 1 (aggradation,

backstepping and partial drowning) should be imprinted to the SS1 and SS2

sequences. The expected aggradation can be observed in the SS1 sequence of the

CeP. However, as we move to SS2, the aggradation component, although existing, is

no longer dominant. The step 2 (aggradational) appears in the CeP as predominantly

progradational, and less dominance of the aggradational pattern. The step 3

(downward shift) occurred earlier in the Potiguar Basin due to a Borborema Province

regional uplift event, which generated the Early Miocene Unconformity. This event is

very pronounced due to the superposition of the regional tectonic event itself and the

global eustatic event (Pessoa Neto, 2003). The typical progression of step 4 did not

occur or was masked in the CeP. The step 5 (reflooding and aggradation) could be

74 RESULTADOS


linked with the end of SS4, until the platform decline. The discrepancies in relation to

the Neogene signature may be connected to the regional tectonic events. Tectonic

events in the BEM probably are a stronger factor than the location for which the

curve was based, Gulf of Papua, Bahamas and West Maldives (Belopolsky and

Droxler, 2004; Tcherepanov et al., 2008).

5.3 Comparison Between Ceará Plateau and Continental Shelf Evolutions

During the Oligocene, the continental shelf presented evidence that it was

a carbonate platform, with prograding oblique clinoforms (Pessoa Neto, 2003;

Pessoa Neto et al., 2007), with slope and basin facies recognized. During the

transition to the Miocene, a progradational carbonate wedge with slope and basin

facies was described. Considering that the prograding sequences of the CeP (SS2

and SS3) almost reach a maximum of 20 km and the distance to the well is 35 km,

our data indicate that the carbonate represented in well CES_154A (between 3000

and 3500 m depth) is from the continent (10 km away from the actual edge).

With the uplift of the Borborema Province, the continental shelf was in

subaerial exposure or at the waves base level marked by the Early Miocene

Unconformity. As a result, the shelf facies moved towards the basin, starting a

shallow-water deposit (30-40 m) composed of reef facies intercalated with pelitic

facies (wackstones and packstones), depending on the relative sea level (Pessoa

Neto, 2003). In this way, the carbonates could not prograde and no longer reach the

well CES_154A location. At that time, the CeP carbonate progradation was also

interrupted.

The first siliciclastic pulses of the Potiguar Basin occurred in the Middle

Miocene (Langhian/Serravalian), causing migration of reef facies towards the shelf

75 RESULTADOS


and their replacement by red algae, mainly rhodolites (Pessoa Neto, 2003). This

expansion of red algae during the Middle/Late Miocene is globally recognized and

related to paleoclimatic changes (Godet, 2013). The replacement of phototrophic to

mesotrophic producer organisms peaked at 17 Ma, but occurred until the Messinian.

This change indicates not only that there was an increase in terrigenous but also a

profound change in carbonate-producer organisms (Halfar and Mutti, 2005).

During the Serravalian/Tortonian, the carbonates of the continental shelf

were aggradational and occurrred only at the shelf edge and canyons (Pessoa Neto,

2003), probably banished by the great increase of the siliciclastic influx of that period.

Our data suggest that this change of reefs to red algae may also have occurred in

the CeP seamount, even though there is no siliciclastic influx arriving at the

seamount. We suggest that the change based in similar biota to those described in

the CeP dredging (Guazelli et al., 1977; Menor et al., 1979) was found in other

seamounts on the Trinidad, Western Irian Jaya and other latitudes similar to CeP

(e.g. rhodoliths; benthic foraminifera; large benthic foraminifera; corals; echinoderms,

bryozoa, green algae) (Halfar and Mutti, 2005).

6 Conclusion

The investigation on the Ceará carbonate platform (CeP) indicate the following

points:

1 The Ceará carbonate platform in the Brazilian Equatorial margin formed from

the Oligocene to the Upper Miocene.

2 Seismic and well data allowed the description of four seismic sequences,

based on stratigraphic and geometry relations: aggrading wedges (SS1) over the

acoustic basement initiated in Rupelian/ Chattian transition; progradation to the

76 RESULTADOS


Ceará Gap (SS2; SS3) (Chattian-Burdigalian) reaching up 20 km; and aggradation

(SS3, SS4) (Burdigalian-Tortonian).

3 Progradations in large-scale to the Ceará Gap indicate a high sea level. In the

continental shelf, sedimentary packages have thin record during Early/Middle

Miocene, probably linked to increased depth. The Barreiras Formation along the

littoral zone of Brazil was deposited in this period.

4 A sea-level fall during the Tortonian caused a great subaerial exposure of the

CeP top sequences. This event is marked by phosphatized limestone recovered in

dredges between 500 and 800 m. Laterization of marine sediments along the

Brazilian littoral zone occurred in same period.

5 Our data indicate a new sea-level increase in the Tortonian that drowned the

carbonate platform, which is consistent with the deposition of marine sediments

along more than 5,000 km of the Brazilian littoral zone.

Acknowledgment

Thanks are due to Brazilian National Agency of Petroleum, Natural Gas and Biofuels

– ANP for providing the seismic and well data. The first author thanks to Brazilian

National Council for Scientific and Technological Development (CNPq) for the

master’s scholarship provided and to Federal University of Rio Grande do Norte for

the infrastructure required for the data processing and interpretation. CNPq is also

acknowledged for research grant to F.H. Bezerra, D.L. Castro and H. Vital. We thank

Schlumberger for providing the Petrel software and dGB Earth Sciences for

OpendTect software. This is a contribution to Project Geohazards and Tectônica

(CAPES-IODP grant number 88887.123925/2015-00).

77 RESULTADOS


References

Almeida, F.F.M. De, 2006. Ilhas oceânicas brasileiras e suas relações com a tectônica atlântica. Terrae Didat. 2, 3–18.

Anderson, D.L., 2000. The thermal state of the upper mantle; no role for mantle plumes temperature variations in the upper mantle influence’ 27, 3623–3626.

Araripe, P.T. de, Feijó, F.J., 1994. Bacia Potiguar. Bol. geociencias da petrobrás. Backman, J., Raffi, I., Rio, D., Fornaciari, E., Pälike, H., 2012. Biozonation and

biochronology of Miocene through Pleistocene calcareous nannofossils from low and middle latitudes 45, 221–244. https://doi.org/10.1127/0078-0421/2012/0022

Bally, A.W., 1978. Atlas of seismic stratigraphic - Memoir 27. AAPG Studies in Geology.

Belopolsky, A. V, Droxler, A.W., 2004. Seismic expressions of prograding carbonate bank margins: Middle Miocene, Maldives, Indian Ocean, in: Eberli, G.P., Masaferro, J.L., Sarg, J.F. “Rick” (Eds.), Seismic Imaging of Carbonate Reservoirs and Systems: AAPG Memoir 81. AAPG/Shell International Exploration e Production B.V., pp. 267– 290.

Bosence, D., Wilson, R.C.L., 2003. Carbonate depositional systems, in: Coe, A. (Ed.), The Sedimentary Record of Sea-Level Change. Cambridge University Press, Cambridge, pp. 209–233.

Bosence, D.W.J., Wilson, R.C.L., 2003. Sequence stratigraphy of carbonate depositional systems, in: Coe, A.L. (Ed.), The Sedimentary Record of Sea-Level Change. The Open University, Cambridge, pp. 234–256.

Bosscher, H., Schlager, W., 1993. Accumulation rates of carbonate platforms. J. Geol. 101, 345–355.

Braga, A. de P.G., Passos, C.A.B., Souza, E.M. de, França, J. B. de Medeiros, M. de F., Andrade, V.A. de, 1981. Geologia da regiao Nordeste do Estado do Ceara: Projeto Fortaleza. Brasília, DF.

Camoin, G.F., Vanneau, A.A.-, Bergersen, D.D., Enos, P., Ehren, P., 1998. Development and demise of mid-oceanic carbonate platforms, Wodejebato Guyot (NW Pacific), in: Camoin, G.F., Davies, P.J. (Eds.), Reefs and Carbonate Platforms in the Pacific and Indian Oceans. International Association of Sedimentologists, pp. 39–68.

Cande, S.C., Labrecque, J.L., Haxby, W.F., 1988. Plate kinematics of the South Atlantic: chron C34 to present. J. Geophys. Res. 93, 13479–13492.

Catuneanu, O., 2007. Principles of sequence stratigraphy. Elsevier B.V., Amsterdam. https://doi.org/10.5860/CHOICE.44-4462

Catuneanu, O., 2006. Principles of Sequence Stratigraphy, 1st ed. Elsevier Science, Oxford.

Catuneanu, O., Galloway, W.E., Kendall, C.G.S.C., Miall, A.D., Posamentier, H.W., Strasser, A., Tucker, M.E., 2011. Sequence Stratigraphy: Methodology and Nomenclature. Newsletters Stratigr. 44, 173–245. https://doi.org/10.1127/0078-0421/2011/0011

Cordani, U.G., 1970. Idade do vulcanismo no Oceano Atlântico Sul. Bol. Geociências e Astron. da USP 1, 9–75.

78 RESULTADOS


Costa, M.P.A., Kowsmann, R.O., 1979. Tectonismo vertical no Pós-Paleogeno do Platô do Ceará e suas possíveis causas e implicações. Intern report 5081-008.

Counts, J.W., Jorry, S.J., Leroux, E., Miramontes, E., Jouet, G., 2018. Sedimentation adjacent to atolls and volcano-cored carbonate platforms in the Mozambique Channel (SW Indian Ocean). Mar. Geol. 404, 41–59. https://doi.org/10.1016/j.margeo.2018.07.003

Courgeon, S., Jorry, S.J., Jouet, G., Camoin, G., BouDagher-Fadel, M.K., Bachèlery, P., Caline, B., Boichard, R., Révillon, S., Thomas, Y., Thereau, E., Guérin, C., 2017. Impact of tectonic and volcanism on the Neogene evolution of isolated carbonate platforms (SW Indian Ocean). Sediment. Geol. 355, 114–131. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2017.04.008

Courtillot, V., Davaille, A., Besse, J., Stock, J., 2003. Three distinct types of hotspots in the Earth ’ s mantle. Earth Planet. Sci. Lett. 205, 295–308.

Cuitiño, J.I., Pimentel, M.M., Ventura Santos, R., Scasso, R.A., 2012. High resolution isotopic ages for the early Miocene “Patagoniense” transgression in Southwest Patagonia: Stratigraphic implications. J. South Am. Earth Sci. 38, 110–122. https://doi.org/10.1016/J.JSAMES.2012.06.008

Cunha, J.A.O., 2018. Evolução estratigráfica da sucessão drifte regressiva da Bacia Potiguar (NE do Brasil). Federal University of Rio Grande do Norte. Master's thesis. 120p.

Davison, I., Faull, T., Greenhalgh, J., O Beirne, E., Steel, I., 2015. Transpressional structures and hydrocarbon potential along the Romanche Fracture Zone: a review. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 431, 235–248. https://doi.org/10.1144/SP431.2

dGB Earth Sciences, 2016. OpendTect Pro e dGB Plugins Documentation - 6.0 [WWW Document]. URL http://doc.opendtect.org/6.0.0/doc/dgb_userdoc/Default.htm#cover/opendtect_6.htm%3FTocPath%3D_____1

Dorobek, S., 2011. Tectonic and Depositional Controls on Syn-Rift Carbonate Platform Sedimentation, in: Controls on Carbonate Platform and Reef Development. pp. 57–81. https://doi.org/10.2110/pec.08.89.0057

Ernesto, M., 2005. Paleomagnetism of the post- Paleozoic alkaline magmatism in the Brazilian Platform: questioning the mantle-plume model, in: P Comin-Chiaramonti, Gomes, C.. (Eds.), Mesozoic to Cenozoic Alkaline Magmatism in the Brazilian Platform. FAPESP/EDUSP, São Paulo, pp. 689–705.

Fainstein, R., Milliman, J.D., 1979. Structure and Origin of Three Continental-Margin Plateaus, Northeastern Brazil. Am. Assoc. Pet. Geol. Bull. 2, 218–238.

Godet, A., 2013. Drowning unconformities: Palaeoenvironmental significance and involvement of global processes. Sediment. Geol. 293, 45–66. https://doi.org/10.1016/j.sedgeo.2013.05.002

Gomes, M.P., Vital, H., Bezerra, F.H.R., de Castro, D.L., Macedo, J.W. de P., 2014. The interplay between structural inheritance and morphology in the Equatorial Continental Shelf of Brazil. Mar. Geol. 355, 150–161. https://doi.org/10.1016/j.margeo.2014.06.002

Gorini, M.A., Bryan, G.M., 1976. The tectonic fabric of the equatorial Atlantic and adjoining continental margins; Gulf of Guinea to northeastern Brazil. An. Acad. Bras. Cienc. 48, 11–117.

79 RESULTADOS


Guazelli, W., Costa, M.P. de A., Kowsmann, R.O., 1977. Cruzeiro Platôs Marginais do Nordeste Brasileiro: Resultados Geológicos Preliminares, in: Atas Do VIII Simpósio de Geologia Do Nordeste. Campina Grande, pp. 101–110.

Guazelli, W., Costa, M.P.A., 1978. Ocorrência de fosfato no Platô do Ceará (No. 3), Projeto REMAC (séries). Rio de Janeiro.

Guazelli, W., Costa, M.P.A., Kowsmann, R.O., 1978. Cruzeiro Platôs Marginais do Nordeste Brasileiro: relatório de operações e resultados preliminares.

Guimarães, I.P., Sial, A.N., Filho, A.F.S., 1982. Petrologia e geoquímica da província alcalina terciária Fortaleza, Ceará, in: XXXII Anais Do Congresso Brasileiro de Geologia. Salvador, Brazil, pp. 577–588.

Halfar, J., Mutti, M., 2005. Global dominance of coralline red-algal facies: A response to Miocene oceanographic events. Geology 33, 481–484. https://doi.org/10.1130/G21462.1

Handford, C.R., Loucks, R.G., 1993. Carbonate Depositional sequences and systems tract - Responses of Carbonate Platforms to relative sea-level changes, in: Carbonate Sequence Stratigraphy - Recent Developments and Applications. American Association of Petroleum Geologists, pp. 3–41. https://doi.org/https://doi.org/10.1306/M57579

Haq, B.U., Hardenbol, J.A.N., Vail, P.R., 1987. Chronology of Fluctuating Sea Levels Since the Triassic. Science (80-. ). 235, 1156–1167.

Hernández, R.M., Jordan, T.E., Dalenz Farjat, A., Echavarría, L., Idleman, B.D., Reynolds, J.H., 2005. Age, distribution, tectonics, and eustatic controls of the Paranense and Caribbean marine transgressions in southern Bolivia and Argentina. J. South Am. Earth Sci. 19, 495–512. https://doi.org/10.1016/J.JSAMES.2005.06.007

Holbourn, A., Kuhnt, W., Schulz, M., Erlenkeuser, H., 2005. Impacts of orbital forcing and atmospheric carbon dioxide on Miocene ice-sheet expansion. Nature 438, 483–487. https://doi.org/10.1038/nature04123

Hunt, D., Tucker, M.E., 1993. Sequence stratigraphy of carbonate shelves with an example from the mid-Cretaceous (Urgonian) of southeast France. Spec. Publs Int. Ass. Sediment. 18, 307–341.

Jones, E.J.W., Boudagher-Fadel, M.K., Thirlwall, M.F., 2002. An investigation of seamount phosphorites in the eastern Equatorial Atlantic. Mar. Geol. 183, 143–162. https://doi.org/10.1016/S0025-3227(01)00254-7

Jovane, L., Figueiredo, J.J.P., Alves, D.P. V., Iacopini, D., Giorgini, M., Vannuchi, P., Moura, D.S. De, Bezerra, F.H.R., Vital, H., Rios, I.L.A., Molina, E.C., 2016. Seismostratigraphy of the Ceará Plateau: Clues to Decipher the Cenozoic Evolution of Brazilian Equatorial Margin. Front. Earth Sci. 4, 14. https://doi.org/10.3389

Kendall, C.G.S.C., Schlager, W., 1981. Carbonates and relative changes in sea level. Mar. Geol. 44, 181–212. https://doi.org/10.1016/0025-3227(81)90118-3

Lüdmann, T., Kalvelage, C., Betzler, C., Fürstenau, J., Hübscher, C., 2013. The Maldives, a giant isolated carbonate platform dominated by bottom currents. Mar. Pet. Geol. 43, 326–340. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2013.01.004

Marengo, H., 2006. Micropaleontologia, y estratigrafia del Mioceno marino de La Argentina: las transgresiones de Laguna Paiva y del “Entrerriense—Paranenseequot; Universidad de Buenos Aires.

80 RESULTADOS


Martini, E., 1971. Standard Tertiary and Quaternary Calcareous Nannoplankton Zonation, in: Proceedings of the 2nd Planktonic Conference. Rome, pp. 739–785.

Mascle, J., Blarez, E., 1987. Evidence for transform margin evolution from Ivory Coast-Ghana continental margim. Nature 326, 378–381.

Mascle, J., Blarez, E., Marinho, M., 1988. The shallow structures of the Guinea and Ivory Coast-Ghana transform margins: Their bearing on the Equatorial Atlantic Mesozoic evolution. Tectonophysics 155, 193–209. https://doi.org/10.1016/0040-1951(88)90266-1

Matos, R.M.D., 2000. Tectonic Evolution of the Equatorial South Atlantic, in: Mohriak, W., Taiwani, M. (Eds.), Atltantic Rifts and Continental Margins. American Geophysical Union, Washington, DC, pp. 331–354. https://doi.org/10.1029/GM115p0331

Menor, E.A., Costa, M.P. A., Guazelli, W., 1979. Depósitos de fosfato. Rio de Janeiro.

Milani, E.J., Brandão, J.A.S.L., Zalán, P. V., Gamboa, L.A.P., 2000. Petróleo na margem continental Brasileira: Geologia, exploração, resultados e perspectivas. Rev. Bras. Geofis. 18, 351–396. https://doi.org/10.1590/S0102-261X2000000300012

Miller, K.G., Kominz, M.A., Browning, J. V, Wright, J.D., Mountain, G.S., Katz, M.E., Sugarman, P.J., Cramer, B.S., Christie-Blick, N., Pekar, S.F., 2005. The Phanerozoic record of global sea-level change. Science (80-. ). 310, 1293–1298. https://doi.org/10.1126/science.1116412

Mitchum, R.M., Vail, P.R., Thompson, S., 1977. Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level , Part 2 : The Depositional Sequence as a Basic Unit for Stratigraphic Analysis, in: Payton, C.E. (Ed.), Seismic Stratigraphy - Application to Hydrocarbon Exploration. American Association of Petroleum Geologists. https://doi.org/https://doi.org/10.1306/M26490

Mohriak, W.U., 2003. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira, in: Bizzi, L.A., Schobbenhaus, C., Vidotti, R.M., Gonçalves, J.H. (Eds.), Geologia, Tectônica e Recursos Minerais Do Brasil. CPRM, Brasília, pp. 87–165.

Morais Neto, J.M., Pessoa Neto, O. C., Lana, C.C., Zalán, P.V., 2003. Bacias Sedimentares Brasileiras: Bacia do Ceará. Phoenix 5.

Moulin, M., Aslanian, D., Unternehr, P., 2010. A new starting point for the South and Equatorial Atlantic Ocean. Earth-Science Rev. 98, 1–37. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2009.08.001

Mullins, H.T., Hine, A.C., 1989. Scalloped bank margins: Beginning of the end for carbonate platforms ? Geology 17, 30–33.

Paumard, V., Zuckmeyer, E., Boichard, R., Jorry, S.J., Bourget, J., Borgomano, J., Maurin, T., Ferry, J.N., 2017. Evolution of Late Oligocene - Early Miocene attached and isolated carbonate platforms in a volcanic ridge context (Maldives type), Yadana field, offshore Myanmar. Mar. Pet. Geol. 81, 361–387. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2016.12.012

Pessoa Neto, O.D.C., 2003. Estratigrafia de sequências da plataforma mista neogênica na Bacia Potiguar, Margem Equatorial Brasileira. Rev. Bras. Geociências 33, 263–278.

81 RESULTADOS


Pessoa Neto, O.D.C., Soares, U.M., Silva, J.G.F., Roesner, E.H., Florencio, C.P., Souza, C.A.V. de, 2007. Bacia Potiguar. Bol. Geociências da Petrobras 15, 357–369.

Piper, D.J.W., 2005. Deep Water Processes and Deposits. Encycl. Geol. https://doi.org/10.1016/B0-12-369396-9/00496-2

Ribeiro, H.J.P.S., 2001. Estratigrafia de Sequências - Fundamentos e Aplicações, 6th ed. Editora da Universidade do Vale do Rio dos Sinos, Sãp Leopoldo, RS.

Rossetti, D.F., 2004. Paleosurfaces from northeastern Amazonia as a key for reconstructing paleolandscapes and understanding weathering products. Sediment. Geol. 169, 151–174. https://doi.org/10.1016/J.SEDGEO.2004.05.003

Rossetti, D.F., Bezerra, F.H.R., Dominguez, J.M.L., 2013. Late Oligocene–Miocene transgressions along the equatorial and eastern margins of Brazil. Earth-Science Rev. 123, 87–112. https://doi.org/10.1016/J.EARSCIREV.2013.04.005

Sarg, J.F., 1988. Carbonate sequence stratigraphy, in: Wilgus, C.K., Hastings, B.S., Ross, C.A., Posamentier, H., Wagoner, J. Van, Kendal, C.G.S.C. (Eds.), Sea-Level Changes : An Integrated Approach. Society for Sedimentary Geology, pp. 155–181.

Scasso, R.., McArthur, J.., del Rıo, C.., Martınez, S., Thirlwall, M.., 2001. 87Sr/86Sr Late Miocene age of fossil molluscs in the ‘Entrerriense’ of the Valdés Peninsula (Chubut, Argentina). J. South Am. Earth Sci. 14, 319–329. https://doi.org/10.1016/S0895-9811(01)00032-3

Scasso, R., del Río, C.J., 1987. Ambientes de sedimentación y proveniencia de la secuencia marina del Terciario Superior de la región de Península Valdés. Rev. la Asoc. Geol. Argentina 42, 291–321.

Scasso, R.A., Castro, L.N., 1999. Cenozoic phosphatic deposits in North Patagonia, Argentina: Phosphogenesis, sequence-stratigraphy and paleoceanography. J. South Am. Earth Sci. 12, 471–487. https://doi.org/10.1016/S0895-9811(99)00035-8

Schlager, W., 2005. Carbonate Sedimentology and Sequence Stratigraphy. Society for Sedimentary Geology, Tulsa, Oklahoma. https://doi.org/10.2110/csp.05.08

Schlager, W., 1989. Drowning Unconformities on Carbonate Platforms, in: Crevello, P.D., Wilson, J.L., Sarg, J.F., Read, J.F. (Eds.), Controls on Carbonate Platforms and Basin Development. SEPM Society for Sedimentary Geology. https://doi.org/https://doi.org/10.2110/pec.89.44

Schlager, W., 1981. The paradox of drowned reefs and carbonate platforms. Geol. Soc. Am. Bull. 92, 197–211. https://doi.org/10.1130/0016-7606(1981)92<197:TPODRA>2.0.CO;2

Shevenell, A.E., Kennett, J.P., Lea, D.W., 2004. Middle Miocene Southern Ocean cooling and antarctic cryosphere expansion. Science (80). 305, 1766–1770. https://doi.org/10.1126/science.1100061

Tcherepanov, E.N., Droxler, A.W., Lapointe, P., Dickens, G.R., Bentley, S.J., Beaufort, L., Peterson, L.C., Daniell, J., Opdyke, B.N., 2008. Neogene evolution of the mixed carbonate-siliciclastic system in the Gulf of Papua, Papua New Guinea. J. Geophys. Res. 113. https://doi.org/10.1029/2006JF000684

82 RESULTADOS


Tcherepanov, E.N., Droxler, A.W., Lapointe, P., Mohn, K., 2008. Carbonate seismic stratigraphy of the Gulf of Papua mixed depositional system: Neogene stratigraphic signature and eustatic control. Basin Res. 20, 185–209.

Tucker, M.E., Wright, V.P., 1990. Geological background to carbonate sedimentation, in: Carbonate Sedimentology. Blackwell Science Ltd, Oxford, pp. 28–69.

Victorero, L., Robert, K., Robinson, L.F., Taylor, M.L., Huvenne, V.A.I., 2018. Species replacement dominates megabenthos beta diversity in a remote seamount setting. Sci. Rep. 8. https://doi.org/10.1038/s41598-018-22296-8

Wright, V.P., Burchette, T.P., 1996. Shallow-water carbonate environments, in: Reading, H.G. (Ed.), Sedimentary Environments: Processes, Facies and Stratigraphy. Blackwell Publishing Ltd, Oxford, pp. 325–394.

83 RESULTADOS


FIGURES

Figure 1 - Tectonic and structural map of the eastern Brazilian Equatorial Margin with the GEBCO gridded bathymetry. Studied area (black rectangle) and numbered seamounts are highlighted. The bold red lines indicate the position of the fracture zones. The dashed line labeled with “COB” marks the continent-ocean boundary. Fracture zones and COB were retrieved from the South America tectonic map (citar a fonte). RFZ – Romanche Fracture Zone; CFZ – Chain Fracture Zone; FNFZ – Fernando de Noronha Fracture Zone

84 RESULTADOS


Figure 2 - Zoom in Ceará Plateau and Ceará Gap. (A) Gridded bathymetric map, showing the location of seismic profiles (black lines), previous dredges (red triangles), exploratory well (green circle). (B) Indication of the profiles interpreted in figures below. Contours are derived from the bathymetric grid.

85 RESULTADOS


Figure 3 - Regional cross-section (profile 0044), showing the geomorphological elements comprised in the studied area. Note that, even if there is a gap, the CeP depth does not differ much from that observed on the continental shelf. For location, see Figure 2.

86 RESULTADOS


Figure 4 - (A) CES_154A well tied to SW–NE oriented seismic profile (0448). Blue lines represent the sequence boundaries (left square) described by Cunha (2018) for the continental shelf. The other lines (yellow, orange and pink) represent the biostratigraphic tops taken by well (B) for the CeG, also being correlated with the chronostratigraphic chart (C) (Araripe and Feijó, 1994). In this way, N-530 (pink) was noticed as Late/Early Oligocene; N-570 as Early Miocene; and N-640 as Late Miocene.

87 RESULTADOS


Figure 5 - Summary of the seismic patterns recognized and interpreted in 2D seismic profiles in double time (ms). MFS: Maximum flood surface. SB: Sequence boundary.

88 RESULTADOS


Figure 6 - Seismic profile 0044 cut, crossing the carbonate platform in a SW–NE direction. (A) Un-interpreted view. (B) Distribution of seismic units at the top of the CeP and the progradation of its units towards the CeG interbedded with sediments coming from the continent. 1: drowning surface. 2: sequence boundary or correlative concordance surface (dashed). 3: faults. 4: acoustic basement. SS1-SS4: seismic sequences 1 to 4. For location, see Fig. 2.

89 RESULTADOS


Figure 7 - Seismic profile 0045 cut un-interpreted (A) and interpreted units (B). For location, see Fig. 2; and legend, Fig. 6.

90 RESULTADOS


Figure 8 - Progradational reflector of profiles 0044 (A, B) and 0045 (C, D), respectively, on the acoustic basement (red). Progradational reflector: black lines; retrogradational reflectors: green lines; montiforms: blue convex-upward form; downlapping reflectors: pink lines. Location in Fig. 6 and 7, respectively.

91 RESULTADOS


Figure 9 - Seismic profile 1140 (a) and its interpretation (b). For location, see Fig. 2; and legend, Fig. 6.

92 RESULTADOS


Figure 10 Profile 0440 (A) clean and (B) interpreted. For location, see Fig. 2; and legend, Figure 6.

93 RESULTADOS


Figure 11 - Profile 0441(A) clean and (B) interpreted. For location, see Fig. 2; legends in Fig. 6.

94 RESULTADOS


Figure 12 - Progradations and moat on seismic profiles 1140 (A), 0440 (B) and 0441 (C). The reflectors terminations in onlap (green), downlap (pink) and toplap (blue) helped the definition of the sediment’s provenance. The onlap terminations indicate that the sediments are derived from the continent (gray). Locations in Figs. 9, 10 and 11, respectively; for legends, see Fig. 6.

95 RESULTADOS


Figure 13 - Profile 0421 oriented along the NW-SE trend: (A) clean and (B) interpreted. SS1, SS2 and SS3 prograded to the lateral basin located on eastern CeP. SS4 was represented only by mounds on top. Seismic profile location in Fig. 2; legends are in Fig. 6.

96 RESULTADOS


Figure 14 - Structural maps (double time) of the boundary surfaces defined in the CeP. Contour lines are every 50 ms (thin black lines). The blue line is the 400 m isobath derived from GEBCO bathymetry.

97 RESULTADOS


Figure 15 - W-E-oriented profile 1167. Channels and gullies occur on the side of CeP facing the continent. Seafloor (solid blue lines) and their multiples (dashed blue lines) are marked, as well as faults (black lines). Location in Fig. 2; legends are in Fig. 6.

98 RESULTADOS


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99 RESULTADOS


Figure 17 - Schematic model of the isolated carbonate platform on the CeP.

100 CONSIDERAÇÕES FINAIS


6 CONSIDERAÇÕES FINAIS

A integração da interpretação dos perfis sísmicos 2D (fácies sísmicas e

sequências sísmicas) e dados de poços (bioestratigrafia e litologia), bem como a

compilação de dados pretéritos de amostras de dragagem, permitiu descrever a

plataforma carbonática isolada desenvolvida sobre o edifício vulcânico do Platô do

Ceará. As interpretações desses dados indicam que essa plataforma teria se

desenvolvido entre o Oligoceno e o Mioceno Superior, favorecida pelas condições

ambientais (e.g. ventos, clima, baixa turbidez), tectônicas e eustáticas.

Quatro sequências sísmicas foram definidas, baseadas em relações

estratigráficas, geométricas e padrões sísmicos. Inicialmente, cunhas agradacionais

(SS1, Chattiano/Rupeliano) se desenvolveram sobre o embasamento vulcânico. Em

seguida, originaram-se as sequências progradantes em direção a Depressão do

Ceará (SS2 e SS3, Chattiano-Aquitaniano e Aquitaniano-Burdigaliano,

respectivamente), indicando níveis de mar alto e desenvolvimento assimétrico da

plataforma. Uma grande mudança ocorreu tanto na plataforma continental quanto no

estilo deposicional da Platô do Ceará com a queda do nível do mar e a sobreposição

causada pela mudança no nível da base regional (Discordância do Mioceno Inferior).

Esse padrão de agradação permaneceu até o Tortoniano, sendo seguida por uma.

uma grande exposição subaérea. Em seguida, houve um novo aumento no nível do

mar, com agradação e backstepping (SS4). O desenvolvimento carbonático não

conseguiu acompanhar a taxa de subida do nível do mar, então a plataforma afogou.

A deposição dos pacotes sedimentares progradacionais da plataforma

carbonática (Platô do Ceará) e dos sedimentos marinhos da Formação Barreiras

(Mioceno Inferior/Médio) no mesmo período confirmam um nível do mar alto. Já a

fosfatização ocorrida na plataforma carbonática poderia ser contemporânea a

sedimentação dos sedimentos da Fm. Barreiras.

Concluímos que a plataforma carbonática desenvolvida, que gerou o Platô

do Ceará, registra as mudanças do nível do mar entre o Oligoceno e o Mioceno

Superior (Tortoniano). Ela é o registro mais offshore das mudanças de nível do mar

na Margem Equatorial Brasileira. O modelo de desenvolvimento do Platô do Ceará

pode ser empregado para outras plataformas carbonáticas isoladas na região

equatorial.

101 REFERÊNCIAS


REFERÊNCIAS

Allaby, M., 2013. Dictionary of Geology & Earth Science, 4o ed. Oxford University Press, Oxford.

Almeida, F.F.M., 2006. Ilhas oceânicas brasileiras e suas relações com a tectônica atlântica. Terrae Didat. 2, 3–18.

Almeida, F.F.M., 1955. Geologia e petrologia do arquipélago de Fernando de Noronha. Universidade de São Paulo.

Almeida, F.F.M., Brito Neves, B.B., Carneiro, C.D.R., 2000. The origin and evolution of the South American Platform. Earth-Science Rev. 50, 77–111. https://doi.org/10.1016/S0012-8252(99)00072-0

Anderson, D.L., 2000. The thermal state of the upper mantle; no role for mantle plumes temperature variations in the upper mantle influence 27, 3623–3626.

Araripe, P.T., Feijó, F.J., 1994. Bacia Potiguar. Bol. Geociencias da Petrobras 8, 127–141.

Bally, A.W., 1978. Atlas of seismic stratigraphic - Memoir 27. AAPG Studies in Geology.

Bosellini, A., 1989. Dynamics of Tethyan Carbonate Platforms, in: Crevello, P.D., Wilson, J.L., Sarg, J.F., Read, J.F. (Orgs.), Controls on Carbonate Platforms and Basin Development. SEPM (Society for Sedimentary Geology), p. 3–13. https://doi.org/10.2110/pec.89.44.0003

Bosence, D., Wilson, R.C.L., 2003. Carbonate depositional systems, in: Coe, A. (Org.), The sedimentary record of sea-level change. Cambridge University Press, Cambridge, p. 209–233.

Bosence, D.W.J., Wilson, R.C.L., 2003. Sequence stratigraphy of carbonate depositional systems, in: Coe, A.L. (Org.), The sedimentary record of sea-level change. The Open University, Cambridge, p. 234–256.

Braga, A.P.G., Passos, C.A.B., Souza, E.M., França, J.B., Medeiros, M.F., Andrade, V.A., 1981. Geologia da regiao Nordeste do Estado do Ceará: Projeto Fortaleza. Brasília, DF.

Brown, L.F., Fisher, W.L., 1977. Seismic stratigraphy applications to hydrocarbon exploration, in: Charles E. Payton (Org.), Seismic Stratigraphy — Applications to Hydrocarbon Exploration. American Association of Petroleum Geologists. https://doi.org/https://doi.org/10.1306/M26490C14

Bulhões, É.M., Amorim, W.N., 2005. Princípio da SismoCamada Elementar e sua aplicação à Técnica Volume de Amplitudes (TecVA), in: 9th International Congress of the Brazilian Geophysical Society (SBGF). Sociedade Brasileira de Geofísica, Salvador, Brazil, p. pub. eletrônica.

Cande, S.C., Labrecque, J.L., Haxby, W.F., 1988. Plate kinematics of the South Atlantic: chron C34 to present. J. Geophys. Res. 93, 13479–13492.

102 REFERÊNCIAS


Cathro, D.L., Austin, J.A., Moss, G.D., 2003. Progradation along a deeply submerged Oligocene–Miocene heterozoan carbonate shelf: How sensitive are clinoforms to sea level variations? Am. Assoc. Pet. Geol. Bull. 87, 1547–1574. https://doi.org/10.1306/05210300177

Catuneanu, O., 2017. Sequence Stratigraphy: Guidelines for a Standard Methodology, in: Stratigraphy & Timescales. p. 1–57. https://doi.org/10.1016/bs.sats.2017.07.003

Catuneanu, O., 2006. Principles of Sequence Stratigraphy, 1o ed. Elsevier Science, Oxford.

Catuneanu, O., Abreu, V., Bhattacharya, J.P., Blum, M.D., Dalrymple, R.W., Eriksson, P.G., Fielding, C.R., Fisher, W.L., Galloway, W.E., Gibling, M.R., Giles, K.A., Holbrook, J.M., Jordan, R., Kendall, C.G.S.C., Macurda, B., Martinsen, O.J., Miall, A.D., Neal, J.E., Nummedal, D., Pomar, L., Posamentier, H.W., Pratt, B.R., Sarg, J.F., Shanley, K.W., Steel, R.J., Strasser, A., Tucker, M.E., Winker, C., 2009. Towards the standardization of sequence stratigraphy. Earth-Science Rev. 92, 1–33. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2008.10.003

Catuneanu, O., Galloway, W.E., Kendall, C.G.S.C., Miall, A.D., Posamentier, H.W., Strasser, A., Tucker, M.E., 2011. Sequence Stratigraphy: Methodology and Nomenclature. Newsletters Stratigr. 44, 173–245. https://doi.org/10.1127/0078-0421/2011/0011

Cook, P.J., Carleton, C.M. (Orgs.), 2000. Continental Shelf Limits: The Scientific and Legal Interface, 1o ed. Oxford University Press.

Cordani, U.G., 1970. Idade do vulcanismo no Oceano Atlântico Sul. Bol. Geociências e Astron. da USP 1, 9–75.

Costa, M.P.A., Kowsmann, R.O., 1979. Tectonismo vertical no Pós-Paleogeno do Platô do Ceará e suas possíveis causas e implicações.

Courtillot, V., Davaille, A., Besse, J., Stock, J., 2003. Three distinct types of hotspots in the Earth ’ s mantle. Earth Planet. Sci. Lett. 205, 295–308.

Coutinho, P.D.N., 1996. Levantamento do estado da arte da pesquisa dos recursos vivos marinhos do Brasil, Programa REVIZEE.

Cunha, J.A.O., 2018. Evolução estratigráfica da sucessão drifte regressiva da Bacia Potiguar (NE do Brasil). Federal University of Rio Grande do Norte.

dGB Earth Sciences, 2016. OpendTect Pro & dGB Plugins Documentation - 6.0 [WWW Document]. URL http://doc.opendtect.org/6.0.0/doc/dgb_userdoc/Default.htm#cover/opendtect_6.htm%3FTocPath%3D_____1

Dorobek, S., 2008. Tectonic and Depositional Controls on Syn-Rift Carbonate Platform Sedimentation, in: Controls on Carbonate Platform and Reef Development. p. 57–81. https://doi.org/10.2110/pec.08.89.0057

Eberli, G.P., 1991. Growth and demise of isolated carbonate platforms: Bahamian Controversies, in: Muller, D.W., McKenzie, J.A., Weissert, H. (Orgs.), Controversies in Modern Geology: Evolution of Geological Theories in

103 REFERÊNCIAS


Sedimentology, Earth History and Tectonics. Academic Press, London, p. 231–248.

Eberli, G.P., Ginsburg, R.N., 1989. Cenozoic Progradation of Northwestern Great Bahama Bank, a Record of Lateral Platform Growth and Sea-Level Fluctuations, in: Crevello, P.D., Wilson, J.L., Sarg, J.F., Read, J.F. (Orgs.), Controls on Carbonate Platforms and Basin Development Memoir 44. SEPM (Society for Sedimentary Geology), p. 339–351. https://doi.org/10.2110/pec.89.44.0339

Erickson, J., 2003. Marine Geology, 3o ed, Marine Geology. Facts On File Inc., New York.

Ernesto, M., 2005. Paleomagnetism of the post- Paleozoic alkaline magmatism in the Brazilian Platform: questioning the mantle-plume model, in: P Comin-Chiaramonti, Gomes, C.. (Orgs.), Mesozoic to Cenozoic Alkaline Magmatism in the Brazilian Platform. FAPESP/EDUSP, São Paulo, p. 689–705.

ESRI, 2016. Ocean Basemap [WWW Document]. URL http://www.arcgis.com/home/item.html?id=6348e67824504fc9a62976434bf0d8d5

Fainstein, R., Milliman, J.D., 1979. Structure and Origin of Three Continental-Margin Plateaus , Northeastern Brazil. Am. Assoc. Pet. Geol. Bull. 2, 218–238.

Fodor, R. V, Mukasa, S.B., Sial, A.N., 1998. Isotopic and trace-element indications of lithospheric and asthenospheric components in Tertiary alkalic basalts, northeastern Brazil. Lithos 43, 197–217.

GEBCO, [s.d.]. Gridded bathymetry data [WWW Document]. URL https://www.gebco.net/data_and_products/gridded_bathymetry_data/

Gorini, M.., Bryan, G.M., 1974. A semi-isolated basin off the northeast brazilian margin. Amer. Geoph. Union Trans. 55, 278.

Gorini, M.A., Bryan, G.M., 1976. The tectonic fabric of the equatorial Atlantic and adjoining continental margins; Gulf of Guinea to northeastern Brazil. An. Acad. Bras. Cienc. 48, 11–117.

Guazelli, W., Costa, M.P.A., 1978. Ocorrência de fosfato no Platô do Ceará (No. 3), Projeto REMAC. Rio de Janeiro.

Guazelli, W., Costa, M.P.A., Kowsmann, R.O., 1977. Cruzeiro Platôs Marginais do Nordeste Brasileiro: Resultados Geológicos Preliminares, in: Atas do VIII Simpósio de Geologia do Nordeste. Campina Grande, p. 101–110.

Guimarães, I.P., Sial, A.N., Filho, A.F.S., 1982. Petrologia e geoquímica da província alcalina terciária Fortaleza, Ceará, in: XXXII Anais do Congresso Brasileiro de Geologia. Salvador, Brazil, p. 577–588.

Handford, C.R., Loucks, R.G., 1993. Carbonate Depositional sequences and systems tract - Responses of Carbonate Platforms to relative sea-level changes, in: Carbonate sequence stratigraphy - Recent developments and applications. American Association of Petroleum Geologists, p. 3–41. https://doi.org/https://doi.org/10.1306/M57579

104 REFERÊNCIAS


Haq, B.U., Hardenbol, J.A.N., Vail, P.R., 1987. Chronology of Fluctuating Sea Levels Since the Triassic. Science (80-. ). 235, 1156–1167.

Hunt, D., Tucker, M.E., 1993. Sequence stratigraphy of carbonate shelves with an example from the mid-Cretaceous (Urgonian) of southeast France. Spec. Publs Int. Ass. Sediment. 18, 307–341.

IHO-IOC, 2017. Standardization of Undersea Feature Names: Guidelines Proposal form Terminology. Monaco.

James, N.P., Kendall, A.C., 1992. Introduction to carbonate and evaporite facies models, in: Walker, R.G., James, N.P. (Orgs.), Facies models: response to sea change level. Geological Association of Canada, p. 265–276.

Jovane, L., Figueiredo, J.J.P., Alves, D.P. V., Iacopini, D., Giorgini, M., Vannuchi, P., Moura, D.S. De, Bezerra, F.H.R., Vital, H., Rios, I.L.A., Molina, E.C., 2016. Seismostratigraphy of the Ceará Plateau: Clues to Decipher the Cenozoic Evolution of Brazilian Equatorial Margin. Front. Earth Sci. 4, 14. https://doi.org/10.3389

Lallemand, S., 2014. Active Continental Margin, in: Encyclopedia of Marine Geosciences. Springer Netherlands, Dordrecht. https://doi.org/10.1007/978-94-007-6644-0_102-2

Lukasik, J., Simo, J.A.T., 2008. Controls on development of phanerozoic carbonate platforms and reefs - Introduction and synthesis, in: Controls on carbonate platform and reef development. Society for Sedimentary Geology, p. 5–12. https://doi.org/10.1590/S1516-18462008000300012

Mann, P., 2015. Passive Plate Margin, in: Encyclopedia of Marine Geosciences. Springer Netherlands, Dordrecht. https://doi.org/10.1007/978-94-007-6644-0_100-2

Martini, E., 1971. Standard Tertiary and Quaternary Calcareous Nannoplankton Zonation, in: Proceedings of the 2nd Planktonic Conference. Rome, p. 739–785.

Mascle, J., Blarez, E., 1987. Evidence for transform margin evolution from the C6te d’Ivoire-Ghana continental margin. Nature 326, 378–381.

Mascle, J., Blarez, E., Marinho, M., 1988. The shallow structures of the Guinea and Ivory Coast-Ghana transform margins: Their bearing on the Equatorial Atlantic Mesozoic evolution. Tectonophysics 155, 193–209. https://doi.org/10.1016/0040-1951(88)90266-1

Matos, R.M.D., 2000. Tectonic Evolution of the Equatorial South Atlantic, in: Atlantic Rift and Continental Margins. American Geophysical Union, p. 331–354. https://doi.org/10.1029/GM115p0331

Matos, R.M.D., 1992. The northeast Brazilian Rift System. Tectonics 11, 766–791.

Milani, E.J., Brandão, J.A.S.L., Zalán, P. V., Gamboa, L.A.P., 2000. Petróleo na margem continental Brasileira: Geologia, exploração, resultados e perspectivas. Rev. Bras. Geofis. 18, 351–396. https://doi.org/10.1590/S0102-261X2000000300012

105 REFERÊNCIAS


Milani, E.J., Thomaz-Filho, A., 2000. Sedimentary basins of South America, in: Cordani, U.G., Milani, E.J., Thomaz-Filho, A., Campos, D.A. (Orgs.), Tectonic evolution of South America. Academia Brasileira de Ciências e Departamento Nacional da Produção Mineral (DNPM), Rio de Janeiro, p. 389–449.

Mitchum, R.M., Vail, P.R., Thompson, S., 1977. Seismic Stratigraphy and Global Changes of Sea Level , Part 2 : The Depositional Sequence as a Basic Unit for Stratigraphic Analysis, in: Payton, C.E. (Org.), Seismic stratigraphy - application to hydrocarbon exploration. American Association of Petroleum Geologists. https://doi.org/https://doi.org/10.1306/M26490

Mizusaki, A.M.P., Saracchini, F.E., 1991. Catálogo geral dos dados geocronológicos da Petrobras.

Mizusaki, A.M.P., Thomaz-Filho, A., Milani, E.J., Césero, P., 2002. Mesozoic and Cenozoic igneous activity and its tectonic control in northeastern Brazil. J. South Am. Earth Sci. 15, 183–198. https://doi.org/10.1016/S0895-9811(02)00014-7

Mohriak, W.U., 2003. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira, in: Bizzi, L.A., Schobbenhaus, C., Vidotti, R.M., Gonçalves, J.H. (Orgs.), Geologia, Tectônica e Recursos Minerais do Brasil. CPRM, Brasília, p. 87–165.

Morais Neto, J.M., Pessoa Neto, O.C., Lana, C.C., Zalán, P.V., 2003. Bacias sedimentares brasileiras: Bacia do Ceará. Fundação Paleontológica Phoenix 57.

Morgan, J.W., 1971. Convection plumes in the lower mantle. Nature 230, 42–43.

Moulin, M., Aslanian, D., Unternehr, P., 2010. A new starting point for the South and Equatorial Atlantic Ocean. Earth-Science Rev. 98, 1–37. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2009.08.001

Neuhaus, D., Borgomano, J., Jauffred, J.-C., Mercadier, C., Olotu, S., Grütsch, J., 2004. Quantitative Seismic Reservoir Characterization of an Oligocene Miocene Carbonate Buildup: Malampaya Field, Philippines, in: Eberli, G.P., Masaferro, J.L., Sarg, J.F. (Orgs.), Seismic imaging of carbonate reservoirs and systems: AAPG Memoir 81. AAPG, p. 169–183.

Nicolas, A., 1995. The Mid-Oceanic Ridges, Mod. Geol. Springer Berlin Heidelberg, Berlin, Heidelberg. https://doi.org/10.1007/978-3-662-03136-0

Oliveira, D.C., 2000. New data on the relative-age and petrochemistry of the magmatic Cuó event (Potiguar basin; Northeast Brazil), in: 31o International Geological Congress (Org.), . Rio de Janeiro.

Pessoa Neto, O.C., 2003. Estratigrafia de sequências da plataforma mista neogênica na Bacia Potiguar, Margem Equatorial Brasileira. Rev. Bras. Geociências 33, 263–278.

Pessoa Neto, O.C., Soares, U.M., Silva, J.G.F., Roesner, E.H., Florencio, C.P., Souza, C.A.V., 2007. Bacia Potiguar. Bol. Geociências da Petrobras 15, 357–369.

Petrobras, 2015. Novo poço confirma descoberta de petróleo na área de Pitu, em águas profundas da Bacia Potiguar [WWW Document]. URL http://www.petrobras.com.br/fatos-e-dados/novo-poco-confirma-descoberta-de-

106 REFERÊNCIAS


petroleo-na-area-de-pitu-em-aguas-profundas-da-bacia-potiguar.htm (acessado 2.18.18).

Piper, D.J.W., 2005. Deep Water Processes and Deposits. Encycl. Geol. https://doi.org/10.1016/B0-12-369396-9/00496-2

Posamentier, H.W., Jervey, M.T., Vail, P.R., 1988. Eustatic Controls on Clastic Deposition I—Conceptual Framework, in: Wilgus, C.K., Hastings, B.S., Posamentier, H., Van Wagoner, J., Ross, C.A., Kendall, C.G.S.C. (Orgs.), Sea-Level Changes. SEPM (Society for Sedimentary Geology), p. 109–124. https://doi.org/10.2110/pec.88.01.0109

Read, J.F., 1985. Carbonate Platform Facies Models. Am. Assoc. Pet. Geol. Bull. 69. https://doi.org/10.1306/AD461B79-16F7-11D7-8645000102C1865D

Read, J.F., 1982. Carbonate platforms of passive (extensional) continental margins: Types, characteristics and evolution. Tectonophysics 81, 195–212. https://doi.org/10.1016/0040-1951(82)90129-9

Ribeiro, H.J.P.S., 2001. Estratigrafia de Sequências - Fundamentos e Aplicações, 6o ed. Editora da Universidade do Vale do Rio dos Sinos, Sãp Leopoldo, RS.

Roberts, J.M., Wheeler, A.J., Freiwald, A., Cairns, S.D., 2009. Reefs and mounds, in: R G Walker, N P James (Orgs.), Facies Models: response to sea level change. Geological Association of Canada, p. 141. https://doi.org/10.1017/CBO9780511581588.005

Saadi, A., 1993. Neotectônica da plataforma brasileira: Esboço e interpretação preliminares. Geonomos.

Sadowski, G.R., 1987. A possible relation between pulses of platform activation and plate kinematics. Tectonophysics 143, 43–57.

Sarg, J.F., 1988. Carbonate sequence stratigraphy, in: Wilgus, C.K., Hastings, B.S., Ross, C.A., Posamentier, H., Wagoner, J. Van, Kendal, C.G.S.C. (Orgs.), Sea-Level Changes : An Integrated Approach. Society for Sedimentary Geology, p. 155–181.

Schlager, W., 2005. Carbonate Sedimentology and Sequence Stratigraphy. Society for Sedimentary Geology, Tulsa, Oklahoma. https://doi.org/10.2110/csp.05.08

Schlager, W., 2003. Benthic carbonate factories of the Phanerozoic. Int. J. Earth Sci. 92, 445–464. https://doi.org/10.1007/s00531-003-0327-x

Schlager, W., 1999. Type 3 Sequence Boundaries, in: Harris, P.M., Simo, J.A. (Orgs.), Advances in carbonate sequence stratigraphy : application to reservoirs, outcrops and models. SEPM (Society for Sedimentary Geology).

Schlager, W., 1991. Depositional bias and environmental change—important factors in sequence stratigraphy. Sediment. Geol. 70, 109–130. https://doi.org/10.1016/0037-0738(91)90138-4

Schlager, W., 1989. Drowning Unconformities on Carbonate Platforms, in: Crevello, P.D., Wilson, J.L., Sarg, J.F., Read, J.F. (Orgs.), Controls on Carbonate Platforms and Basin Development. SEPM Society for Sedimentary Geology.

107 REFERÊNCIAS


https://doi.org/https://doi.org/10.2110/pec.89.44

Schlager, W., 1981. The paradox of drowned reefs and carbonate platforms. Geol. Soc. Am. Bull. 92, 197–211. https://doi.org/10.1130/0016-7606(1981)92<197:TPODRA>2.0.CO;2

Soares, U.M., Rossetti, E.L., Cassab, R.C.T., 2003. Bacias sedimentares brasileiras: Bacia Potiguar. Phoenix 5.

Suguio, K., 2003. Geologia Sedimentar. Edgard Blücher.

Suguio, K., 1992. Dicionário de Geologia Marinha. T. A. Queiroz, São Paulo.

Tucker, M.E., Wright, V.P., 1990. Geological background to carbonate sedimentation, in: Carbonate sedimentology. Blackwell Science Ltd, Oxford, p. 28–69.

Vail, P.R., 1987. Seismic Stratigraphy Interpretation Using Sequence Stratigraphy Part I : Seismic Stratigraphy Interpretation Procedure, in: Atlas of Seismic Stratigraphy - Memoir 27. AAPG Studies in Geology, p. 1–10. https://doi.org/-

Vail, P.R., Mitchum, R.M., 1977. Seismic stratigraphy and global changes of sea level: part 1. overview, in: Seismic Stratigraphy--Applications to Hydrocarbon Exploration: AAPG Memoir 26. AAPG Special Publications, p. 51–52.

Vail, P.R., Mitchum, R.M., Thompson, S., 1977. Seismic stratigraphy and global changes of sealevel, parts 3 and 4, in: AAPG Memoir 26. AAPG Special Publications, p. 63–97.

Vail, P.R., Todd, A.C., 1981. Northern North Sea Jurassic unconformities, chronostratigraphy, and sealevel changes from seismic stratigraphy, in: Illing, L.V., Hobson, G.D. (Orgs.), Petroleum Geology of the Continental Shelf of NW Europe,. Heyden, London, p. 216–235.

Wilson, J.L., 1975. Carbonate Facies in Geologic History. https://doi.org/10.1007/978-1-4612-6383-8

Wood, R., 2011. General evolution of carbonate reefs, in: Hopley, D. (Org.), Encyclopedia of Modern Coral Reefs - Structure, Form and Process. Springer, Dordrecht, The Netherlands, p. 452–469.

Wright, V.P., Burchette, T.P., 1996. Shallow-water carbonate environments, in: Reading, H.G. (Org.), Sedimentary Environments: Processes, Facies and Stratigraphy. Blackwell Publishing Ltd, Oxford, p. 325–394.

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