III. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira 111

evaporítica é caracterizada por vários domínios tectônicos: oscompartimentos extensionais com almofadas de sal, ocompartimento com diápiros de sal e a região de muralhas desal com grandes empurrões e dobramentos, localmente inver-tendo as mini-bacias (Szatmari e Demercian, 1993; Cobboldet al. 1995; Mohriak e Nascimento, 2000; Meisling et al. 2001).

Dois tipos principais de falhamentos associados àhalocinese são reconhecidos no Atlântico Sul: falhas normaisde crescimento com cisalhamento basal sintético e antitético(Mohriak, 1995a; Mohriak et al. 1995b; Mohriak e Szatmari,2001). Na Bacia de Campos, a maior parte das falhas normaisrelacionadas à tectônica de sal apresenta rejeito sintético,com mergulho do plano de falha na direção da bacia e rotaçãodos blocos na direção do continente, com a criação de cunhasde sedimentos que espessam para oeste. Também é comum ofenômeno de descolamento de blocos da plataforma albiana,

que se movem para a bacia profunda como jangadas, àsemelhança do que ocorre na África (Duval et al. 1992). AFig. III.16 mostra a formação de cascos de tartaruga e grandesanticlinais associados à tectônica de sal na plataforma etalude, e a Fig. III.17 mostra a tectônica de sal característicada região de águas profundas de alguns segmentos da baciaevaporítica, com deformações compressionais da coberturasedimentar pós-sal.

Um excepcional exemplo de falhamento com cisalhamentobasal antitético (Mohriak et al. 1995b) pode ser identificadona região de Cabo Frio, entre a porção sul da Bacia de Campose as porções norte e central da Bacia de Santos (Fig. III.18).Nessa região caracteriza-se notável sistema de falhas normaisantitéticas, associadas à tectônica de sal, resultado do colapsode estratos sedimentares junto da quebra da plataformacontinental (Mohriak et al. 1995b; Mohriak e Szatmari, 2001).

Figura III.16 – Seção convertida em profundidade na Bacia de Campos,com interpretação geológica das principais seqüências tectonos-sedimentares, ilustrando feições halocinéticas em águas profundas

Figure III.16 – Depth-converted seismic section in the Campos Basin,with geological interpretation of the main tectono-sedimentarysequences, illustrating halokinetic features in the deep water region

Parte I – Geologia112

A Fig. III.19 (localizada na porção norte da Bacia de Santos)mostra um notável estilo de tectônica de sal associada afalhamento antitético, caracterizado por cunhas de refletoresque correspondem a uma espessa seqüência sedimentarprogradante de idade Cretáceo Superior a Terciário, comdepocentros espessando e ficando mais jovens para leste,controlados por falhas que descolam na base do sal eapresentam mergulho para o continente e que localmente setornam falhas de baixo ângulo devido à expulsão do sal e aoavanço da cunha sedimentar (Mohriak et al. 1995b; Mohriak eSzatmari, 2001). A compressão observada na região demuralhas de sal, em águas profundas, aparentemente ébalanceada pela extensão sedimentar nas zonas de falhas daplataforma continental (Cobbold et al. 1995).

A falha antitética de Cabo Frio resultou de progradaçãoclástica maciça de sedimentos siliciclásticos do Albiano Médioa Terciário Inferior, associados a soerguimento da Serra doMar e Serra da Mantiqueira (Mohriak et al. 1995b). A sobrecargasedimentar resultou em mobilização da massa de sal, cujofluxo foi controlado por grande falha de rejeito antitético(provavelmente associada a reativações de falhas de

embasamento), formando leques submarinos em águasprofundas que estão altamente rotacionados devido à expulsãodo sal subjacente. As sucessivas progradações resultaram namovimentação do sal na direção de águas profundas (Fig.III.19), criando um imenso vazio de estratos sedimentaresalbianos (Albian gap, Mohriak et al. 1995b). Modelagem físicadessa feição (Szatmari et al. 1996) sugere que grandesextensões poderiam estar associadas ao fluxo de sal(localmente excedendo 50 km), embora também hajainterpretações de que as progradações sejam devidas ao fluxode sal controlado pela sobrecarga sedimentar, sem extensãodos estratos (Ge et al. 1997). Feições semelhantes, em menorescala, também ocorrem em outras bacias sedimentares (e.g.,Bacia de Jequitinhonha, na Bahia).

Segmentos da margem continental caracterizados porreentrâncias ou concavidades na bacia evaporítica (e.g., Santose Cumuruxatiba) resultam em fluxo convergente de sal, nadireção do centro do arco, no qual são comuns estruturascompressionais, como empurrões e gotas de sal (Szatmari eDemercian, 1993; Cobbold et al. 1995). Já os segmentos damargem caracterizados por convexidades ou saliências na bacia

Figura III.17 – Seção sísmica na Bacia de Campos, ilustrando feiçõeshalocinéticas extensionais e compressionais em águas profundas

Figure III.17 – Seismic section in the Campos Basin, illustrating exten-sional and compressional halokinetic features in the deep water region

III. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira 113

Figura III.18 – Mapa geológico esquemático da região sudestebrasileira, mostrando as bacias tafrogênicas do continente, a regiãode vulcanismo terciário ao longo do Alto de Cabo Frio e a região dovazio albiano associado à zona de falha antitética de Cabo Frio

Figure III.18 – Schematic geological map of the southeastern Brazilianregion, showing the onshore taphrogenic sedimentary basins, the Tertiaryvolcanic region along the Cabo Frio High and the Albian gap associatedwith the antithetic Cabo Frio fault zone

Figura III.19 – Seção sísmica na Bacia de Santos, ilustrando feiçõeshalocinéticas relacionadas à progradação clástica maciça no Cretáceo,formando diápiros de sal em águas profundas

Figure III.19 – Seismic section in the Santos Basin, illustratinghalokinetic features associated with Cretaceous massive clasticprogradation, forming salt diapirs in the deep water region

Parte I – Geologia114

evaporítica (e.g., Bacia de Campos) apresentam fluxodivergente de sal, onde são mais comuns as falhasextensionais, seja na direção da bacia seja na direção paralelaà linha de costa.

Nas bacias da margem leste, particularmente emCumuruxatiba e Jequitinhonha, destacam-se notáveis feiçõescompressionais, com grandes falhas de empurrão comvergência para o mar (Mohriak e Nascimento, 2000).

Na Bacia Sergipe–Alagoas, feições diapíricas em águasprofundas têm interpretações opcionais de intrusões ígneas ediápiros de sal (Mohriak, 1995b).

Registra-se também a ocorrência de sedimentos damegasseqüência transicional, localmente incluindo evaporitos,nas bacias da margem equatorial, em particular, na Bacia doCeará. Ocorrências esparsas de evaporitos aptianos sãotambém registradas nos riftes intracontinentais do norte–nordeste, em particular nas bacias de São Luís, Bragança–Viseu e Araripe, além das bacias intracratônicas (e.g.,Parnaíba).

Megasseqüência Pós-rifte

A passagem da Megasseqüência Transicional (evaporítica) paraa Megasseqüência pós-rifte ou marinha (carbonática asiliciclástica) é gradacional, pontuada por várias pequenasdiscordâncias (Cainelli e Mohriak, 1998). O decaimento temporalda anomalia térmica gerada durante a fase de estiramentolitosférico (McKenzie, 1978) e o progressivo movimento daplacas sul-americana e africana, afastando-se do centro deespalhamento ativo na cordilheira meso-oceânica, resultouno resfriamento e contração da litosfera e, como conseqüência,isostática, no aumento da subsidência termal na direção dabacia profunda. A subsidência contínua resultou na dissipaçãodas barreiras de restrição no proto-oceano, com o ambientetornando-se marinho aberto.

Essas mudanças permitem dividir a megasseqüência pós-rifte ou marinha em duas super-seqüências, uma transgressivae outra regressiva (Cainelli e Mohriak, 1998). A super-seqüênciamarinha transgressiva compreende uma espessa seçãosedimentar mais restrita, carbonática (ambiente marinho rasona plataforma e marinho profundo na bacia). A super-seqüênciamarinha regressiva inclui espessa seção sedimentarsiliciclástica, em ambiente marinho aberto, com paleoba-timetrias que atingem níveis batiais a abissais, na plataformae na região das muralhas de sal (Koutsoukos, 1984).

A Super-seqüência Marinha Transgressiva é marcada porsedimentação francamente oceânica, sendo caracterizada poruma relativa estabilidade ambiental, por paleobatimetriasatingindo valores entre 1.000 e 2.000 m e por grandediversidade biológica (Koutsoukos, 1984; Koutsoukos, 1987).Parte da megasseqüência marinha, englobando idades deAlbiano Inferior a Cenomaniano Superior, é marcada por

condições de maior restrição à circulação oceânica, comambiente deposicional caracterizado por hipersalinidade eanoxia (Dias-Brito, 1987), definindo-se uma seqüência marinharestrita. Nesta seqüência podem ser reconhecidas as seguintesfácies, em função das características de ambiente deposicionale de litologia: nerítica, hemipelágica e de águas profundas. Afácies nerítica, que abrange idades do Albiano Inferior a Médio,pode atingir mais de 1.000 m de espessura e é marcada poruma sedimentação carbonática (calcarenitos e dolomitos) emágua rasa, intercalados com folhelhos, com os estratossedimentares depositados em domínios de rampa a plataformade alta energia, com águas hiper-salinas e fundo oxigenado(Dias-Brito, 1982; Dias-Brito e Azevedo 1986; Koutsoukos eDias-Brito, 1987; Azevedo et al. 1987). A coincidência geralentre almofadas de sal e bancos carbonáticos de alta energiaalongados segundo a direção NE–SE sugere um possívelcontrole dessas fácies por feições positivas (almofadas desal), enquanto os carbonatos de granulometria mais finaocupavam as depressões entre os bancos (Guardado e Spadini,1987).

As fácies hemipelágicas e de águas profundas representamo afogamento da plataforma albiana. As litologiaspredominantes são margas e calcilutitos de idadeCenomaniano–Turoniano, registrando-se também folhelhospretos, ricos em matéria orgânica, relacionados ao eventoanóxico mundial do Turoniano (Jenkyns, 1980). Em respostaao afastamento das placas oceânicas, o Atlântico Sul tornou-se conectado ao Atlântico Norte e ao Oceano Índico apenasno Turoniano Superior (Emery e Uchupi, 1984).

Arenitos turbidíticos estão distribuídos nessas fácies eindicam quedas do nível do mar de terceira e quarta ordensdurante a subida do nível do mar que prevalecia como variaçãorelativa de segunda ordem (Guardado e Spadini, 1987; Cainellie Mohriak, 1998, Guardado et al. 2000). No caso da Bacia deCampos, os turbiditos albo-cenomanianos da super-seqüênciamarinha transgressiva formam extensos lençóis arenosos,enquanto os turbiditos do Cenomaniano–Turoniano estãoconfinados em calhas mais estreitas, controladas por falhasdurante uma fase de intensa halocinese (Bacoccoli et al. 1980;Guardado et al. 1989).

Condições de mar cada vez mais franco começaram apredominar apenas no Turoniano Superior (Cainelli e Mohriak,1998), sendo marcante a ocorrência de uma discordânciaregional (e.g., discordância da base da Formação Calumbi naBacia Sergipe–Alagoas), separando os estratos pré-turonianosdessa seqüência inferior, de características mais anóxicas,dos estratos superiores, depositados em ambientes maisoxidados. Caracteriza-se uma típica transgressão até oSantoniano–Campaniano, quando começa a ocorrer umaumento do aporte sedimentar, formando uma típica regressãomarinha. A Super-seqüência Marinha Regressiva instala-se noCretáceo Superior na Bacia de Santos (Pereira e Feijó, 1994)

III. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira 115

e no Terciário Inferior em grande parte das bacias da margemdivergente, registrando-se notável discordância separando asduas super-seqüências (e.g., discordância da base do Terciário,na Bacia de Campos, Cainelli e Mohriak, 1998).

O preenchimento das bacias sedimentares da margemdivergente é bastante semelhante entre si e caracteriza-sepor um estilo retrogradacional no Cretáceo Superior, comambiente de deposição marinho profundo, seguido por umaprogradação geral no Terciário, com feições offlap nasseqüências sismo-estratigráficas e vários cortes de cânions(Ricci e Becker, 1991).

Na Bacia de Santos, ao contrário, grandes quantidadesde sedimentos associados ao soerguimento e à erosão daSerra do Mar e da Serra da Mantiqueira excederam o espaçode acomodação criado pela subida do mar e desenvolveramcunhas clásticas progradantes, depositadas principalmenteentre o Campaniano e Maastrichtiano (Pereira et al. 1986;Pereira e Feijó, 1994). A seção progradante avançou dezenasde quilômetros além da quebra da plataforma (Fig. III.19),formando uma sobrecarga sedimentar que expulsou o salsubjacente (Mohriak et al. 1995b). Mais ao norte, na Bacia deCampos, uma menor influência do soerguimento da Serra doMar permitiu a deposição de folhelhos transgressivos queavançaram dezenas de quilômetros além da quebra deplataforma, na direção do continente (Guardado et al. 1989).

Na parte oeste da margem equatorial, mais especifica-mente na região da Foz do Amazonas, ocorreu um intensoaporte sedimentar no Mioceno, interrompendo a deposiçãoda plataforma carbonática que se estendia ao longo da margemnorte da América do Sul. Essa plataforma carbonática atingegrandes espessuras nas bacias do Pará–Maranhão eBarreirinhas (Caldeira et al. 1991).

Vulcanismo pós-rifteDurante o Cretáceo Superior e Terciário Inferior, a região entrea Bacia de Santos e a Bacia do Espírito Santo foi intrudidapor vários focos magmáticos alcalinos, tanto na região decrosta oceânica como na região de crosta continental, atingindoprincipalmente a região de Cabo Frio (Fig. III.20) e Abrolhos(Cainelli e Mohriak, 1998), notadamente ao longo de zonasde fraturas e lineamentos oceânicos e continentais, como,por exemplo, o lineamento Cruzeiro do Sul, que se estendenuma direção NW desde o Alto do Rio Grande até a bordaoeste da Bacia de Campos, no alto de Cabo Frio (Souza et al.1993).

Os montes submarinos Jean Charcot (Fig. III.21) ocorremalém do limite distal do sal, na transição de crosta continentalpara crosta oceânica, e ilustram a geometria dessas feiçõesque ocorrem em vários segmentos da margem. Intrusões ígneassão também caracterizadas em zonas de fraturas, como, porexemplo, ao longo da Zona de Fratura do Rio Grande, que seestende com uma direção leste–oeste da crosta oceânica atéa plataforma de Florianópolis, no limite entre as bacias deSantos e Pelotas (Severino e Gomes, 1991).

Turbiditos da Seqüência pós-rifte (marinha regressiva)Durante o Terciário, maior aporte sedimentar numa área comcada vez menor espaço de acomodação resultou numa cunhaprogradante bem definida entre a plataforma e o talude,alcançando espessuras de mais de 4.000 m na margem lestebrasileira (Cainelli e Mohriak, 1998). Estabeleceu-se na margemuma plataforma mista clástica-carbonática, com arenitoscosteiros e plataformais gradando para carbonatos na direçãodo talude. Depósitos turbidíticos ocorrem extensivamente noTerciário Inferior a Médio, particularmente acima de uma

Figura III.20 – Seção sísmica na Bacia de Campos (Alto de CaboFrio), mostrando cones vulcânicos do Terciário (em detalhe)

Figure III.20 – Seismic section in the Campos Basin (Cabo Frio High),showing Tertiary volcanic plugs (inset with zoom)

Parte I – Geologia116

discordância regional do Eoceno Médio que é bem caracteri-zada, particularmente na bacia de Campos (Rangel et al. 1994).

Um amplo complexo turbidítico estabeleceu-se entre oEoceno Médio e o Oligoceno nas bacias de Campos, Santos,Espírito Santo e Sergipe–Alagoas. Como a Bacia de Campos émarcada pela ocorrência dos únicos campos gigantes depetróleo do Brasil, a análise dos parâmetros que controlarama formação dos reservatórios em águas profundas é de grandeimportância econômica e para a geologia do petróleo.

A formação dos depósitos turbidíticos da Bacia de Campospode ser atribuída ao fato de que no intervalo CretáceoSuperior–Terciário Médio grandes áreas da parte externa daplataforma e do talude tornaram-se instáveis, e o colapsogravitacional dos depósitos arenosos, movimentados portectônica de sal e eventos magmáticos, resultou numa maciçatransferência de sedimentos como fluxos de massa na direçãoda bacia profunda, formando lençóis de turbiditos e de fluxosde detritos (Peres, 1993; Cainelli e Mohriak, 1998). A porçãoerosional de cada limite de seqüência é expressa sismicamentepor vales incisos, cânions, cicatrizes e colapso de talude(Carminatti e Scarton, 1991).

Na direção do talude, os mais espessos depósitosturbidíticos acumularam-se onde a remobilização de sal,associada à sobrecarga sedimentar diferencial, ocorreucontemporaneamente com a deposição dos siliciclásticos nosbaixos contemporâneos (Figueiredo e Mohriak, 1984). Esseprocesso resultou numa larga e relativamente rasa depressãono fundo do mar, para onde foram canalizados os cânionssubmarinos, que focalizaram a deposição de sucessivosdepósitos turbidíticos que se amalgamaram verticalmente e

coalesceram lateralmente, formando uma relativamenteespessa e extensa acumulação de areias sob forma de lençóise cunhas clásticas, limitadas por superfícies de erosão, asquais estão provavelmente associadas a mudanças climáticase ao padrão de circulação oceânica (Souza Cruz, 1998).

A tectônica salífera, particularmente na região de diápirose muralhas de sal, resultou em depressões acentuadas,formando calhas de subsidência, grábens de evacuação e mini-bacias, nas quais empilharam-se sucessivamente diversossistemas turbidíticos que se amalgamaram verticalmente ecoalesceram lateralmente, formando cunhas espessas quealgumas vezes apresentam inversão de depocentros (chamadoefeito gangorra, causado por movimentação halocinética entrediápiros adjacentes).

Registram-se espessas seqüências de turbiditos noMaastrichtiano, no Eoceno Médio e no Oligoceno, várias delascom acumulações gigantes de hidrocarbonetos (Rosa, 1987;Guardado et al. 1989; Mohriak et al. 1990a; Candido e Costa,1990; Rangel et al. 1998). Subseqüentemente, mais de 1.000 mde sedimentos pelíticos do Mioceno cobriram o complexoturbidítico do Oligoceno, resultando em nova sobrecargasedimentar sobre a camada de sal e desenvolvimento degrandes falhas lístricas que estruturaram os turbiditos doOligoceno e criaram caminhos de migração para a acumulaçãode óleo nos reservatórios superiores (Guardado et al. 1989;Pessoa et al. 1999).

Dados de litofácies para o sistema turbidítico do Oligocenona região dos campos gigantes de Marlim e Albacora (Guardadoet al. 1989; Dias et al. 1990; Candido e Costa, 1990; Carminattie Scarton, 1991; Peres, 1993; Cainelli e Mohriak, 1998) revelam

Figura III.21 – Seção sísmica (com interpretação geológica) na regiãode águas profundas da Bacia de Santos, mostrando altos vulcânicosdos Montes Jean Charcot

Figure III.21 – Seismic section (with geological interpretation) in thedeep water region of the Santos Basin, showing volcanic highs of theJean Charcot seamounts

III. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira 117

três fácies arenosos, geneticamente relacionados a limitesde seqüências: (1) a fácies proximal, caracterizada porconglomerados maciços, com matriz argilosa, e por arenitosconglomeráticos, formando depósitos residuais nos canais epreenchendo superfícies erosionais irregulares; (2) a fáciesarenosa, consistindo de arenitos de granulação fina, semestruturas evidentes, com corpos variando em espessura entre30 e 150 m; e (3) a fácies arena-argilosa, caracterizada porintercalações de arenitos laminados bem selecionados, produtode retrabalhamento de depósitos anteriores por correntes defundo, com folhelhos hemipelágicos. Estas duas últimas fáciescompreendem mais de 95% dos reservatórios do Oligocenodos campos gigantes de Marlim e Albacora (Carminatti eScarton, 1991). Sismicamente, o corpo arenoso aparece comouma feição tabular, mas em escala de reservatório. As análisesde testemunhos e de dados sísmicos 3-D indicam que osturbiditos são formados por (i) complexos de canais; (ii) lobosamalgamados, relativamente espessos; e (iii) delgados lobosamalgamados, com granulometria mais fina, e bastantedissecados por canais (Bruhn et al. 1998; Bruhn, 1999).

Na Bacia de Santos, grandes depósitos turbidíticos podemser identificados na plataforma continental, estendendo-sena direção do talude e da região de águas profundas (Pereiraet al. 1986; Peres, 1993). Notadamente na parte centro-norteda bacia, progradações do Eoceno são bastante característicasnos dados sísmicos (Cainelli e Mohriak, 1998).

Na Bacia do Espírito Santo, depósitos arenosos com grandeespessura concentram-se numa calha alongada segundo adireção NW, aparentemente controlados por grandesdescontinuidades no embasamento, notadamente o lineamentode Colatina, que atravessa a região continental na região doAlto de Vitória e estende-se para o sul na direção da Bacia deCampos (Cordani et al. 1984).

Na Bacia Sergipe–Alagoas, os turbiditos arenosos doCretáceo Superior a Terciário Inferior são eventos relativamentecomuns mas descontínuos e com pequena espessura, sendoocasionalmente encontrados na perfuração de objetivos maisprofundos. Normalmente as camadas arenosas atingemespessuras de poucos metros, e os sedimentos de granulometriamais grosseira são interpretados como depósitos residuais defundo de canal, formando corpos isolados ou amalgamados,com canais e levees migrando ao longo do talude (Cainelli eMohriak, 1998).

Características Estratigráficase Estruturais

A margem continental brasileira pode ser dividida em diversosdomínios tectônicos, englobando o segmento transformanteda margem equatorial, o segmento transversal (passagem da

margem equatorial para a margem nordeste) e os segmentosdivergentes das margens nordeste, leste, sudeste e sul, cadaqual com características estratigráficas e estruturais distintas(Cainelli e Mohriak, 1998).

Além das bacias oceânicas, ocorrem também alguns riftesabortados que são parte integrante da evolução tectono-sedimentar da margem continental, estando relacionados àruptura do Gondwana, tendo sua gênese associada asemelhantes processos formadores de bacias. Entre esses riftesdestacam-se os seguintes: Tacutu; Bragança–Viseu; São Luís–Ilha Nova; Jacaúnas; Potiguar (terrestre); Recôncavo–Tucano–Jatobá; São Paulo–Taubaté–Resende–Volta Redonda–Itaboraí–Barra de São João.

A Fig. III.22 mostra a localização das principais baciasoceânicas e continentais a serem discutidas a seguir. Da Fig.III.23 até a Fig. III.26 apresenta-se uma sucessão de colunastectono-estratigráficas dos principais riftes abortados e dasbacias sedimentares ao longo da margem continental.

Riftes abortados da margem continental

Vários riftes abortados (com reduzido desenvolvimento desubsidência da fase termal e sedimentação marinha) sãoencontrados ao longo da margem continental e também nointerior do continente. São bacias relativamente pequenas,mas que podem alcançar grandes espessuras, como é o casoda Bacia do Tucano. Alguns desses riftes (e.g., Tacutu e Marajó)estão associados à fase inicial de ruptura do Gondwana, comevolução tectono-sedimentar estendendo-se até o Triássico–Jurássico, enquanto outros estão diretamente ligados àformação dos riftes das bacias da margem continental, noCretáceo Inferior (e.g., Recôncavo–Tucano–Jatobá). Outrosocorrem na plataforma continental rasa e são cobertos porsedimentos da fase de subsidência termal das bacias marginais(e.g., Cassiporé). Outros estão associados a reativaçõestectônicas tardias, durante a fase de deriva continental,notadamente na região sudeste, onde ocorrem pequenas baciascom preenchimento sedimentar com idade terciária aquaternária (e.g., bacia de Taubaté e outras bacias da regiãoentre São Paulo e Rio de Janeiro).

Os principais riftes abortados a serem discutidos são osseguintes: Tacutu; Cassiporé; Bragança–Viseu; São Luís–IlhaNova; Jacaúnas; Potiguar (terrestre); Recôncavo–Tucano–Jatobá; São Paulo–Taubaté–Resende–Volta Redonda–Itaboraí–Barra de São João.

A Fig. III.23 apresenta uma sucessão de colunasestratigráficas simplificadas dos principais riftes abortadosda margem continental.

A Bacia de Tacutu (Fig. III.22), situada na região defronteira entre o Estado de Roraima e o distrito guianense deRupunini, estende-se por cerca de 300 km na direção NE e

Parte I – Geologia118

Figura III.23 – Colunas estratigráficas das bacias sedimentaresbrasileiras associadas a riftes abortados

Figure III.23 – Stratigraphic columns of the Brazilian sedimentarybasins associated with aborted rifts

Figura III.22 – Mapa simplificado com alocalização das bacias sedimentares brasileiras

Figure III.22 – Simplified map with location ofBrazilian sedimentary basins