Evolução geológica, implicações tectônicas e estruturas associadas ao Rift Continental do Sudeste Brasileiro

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CENTRO UNIVERSITÁRIO MONTE SERRAT 
 
 
 
 
 
ALINE FERREIRA MARINHO DA SILVA 
CLEBERSON CARLOS FERREIRA DA SILVA 
LUCAS MIGUEL FORCINETTI 
MARCELO MARTINATTI 
RAYANE ELIZABETH FACINCANI 
 
 
 
 
 
Evolução geológica, implicações tectônicas e estruturas 
associadas ao Rift Continental do Sudeste Brasileiro 
 
 
 
 
 
 
 
Santos 
2015
ALINE FERREIRA MARINHO DA SILVA 
CLEBERSON CARLOS FERREIRA DA SILVA 
LUCAS MIGUEL FORCINETTI 
MARCELO MARTINATTI 
RAYANE ELIZABETH FACINCANI 
 
 
 
 
 
 
Evolução geológica, implicações tectônicas e estruturas 
associadas ao Rift Continental do Sudeste Brasileiro 
 
 
 
Trabalho apresentado ao Centro 
Universitário Monte Serrat como exigência 
para a disciplina “Projeto Integrador VI”, 
integrada ao curso de graduação em 
Geologia. 
 
Orientador: Maurício Borba 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Santos 
2015
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Facincani, Rayane Elizabeth; Forcinetti, Lucas Miguel; Martinatti, 
Marcelo; Silva, Aline Ferreira Marinho da; Silva, Cleberson Carlos 
Ferreira da. 
 Evolução geológica, implicações tectônicas e estruturas 
associadsas ao Rift Continental do Sudeste Brasileiro / Facincani, 
Rayane Elizabeth; Forcinetti, Lucas Miguel; Martinatti, Marcelo; 
Silva, Aline Ferreira Marinho da; Silva, Cleberson Carlos Ferreira da. 
– Santos : [s.n], 2015. 
 16 f.: il. color. 
 
 Orientador: Maurício Borba. 
 Trabalho de Projeto Integrador VI - Centro Universitário Monte 
Serrat, Curso de Graduação em Geologia. 
 
 
1. Rifte. 2. Estruturas Tectônicas. 3. Bacias Tafrogênicas. 4. 
Sudeste Brasileiro. 
 
 
 
 
 
 
ALINE FERREIRA MARINHO DA SILVA 
CLEBERSON CARLOS FERREIRA DA SILVA 
LUCAS MIGUEL FORCINETTI 
MARCELO MARTINATTI 
RAYANE ELIZABETH FACINCANI 
 
 
Evolução geológica, implicações tectônicas e estruturas 
associadas ao Rift Continental do Sudeste Brasileiro 
 
 
Trabalho apresentado ao Centro 
Universitário Monte Serrat como 
exigência para a disciplina “Projeto 
Integrador VI”, integrada ao curso de 
graduação em Geologia. 
 
Orientador: Maurício Borba 
 
 
EXAMINADORES: 
 
 
 
Nome do examinador: 
Titulação: 
Instituição: 
 
 
 
Nome do examinador: 
Titulação: 
Instituição: 
 
Centro Universitário Monte Serrat 
Data da aprovação: _____/_____/_____ 
 
 
RESUMO 
 
O Rift Continental do Sudeste Brasileiro de idade Cenozoica, que se 
estende desde o Paraná até o Rio de Janeiro, é uma importante feição estrutural, 
alvo de estudos desde a década de 70. Destaca-se principalmente devido às 
suas estruturas geneticamente associadas a esta feição, como extensas 
depressões tectônicas e regiões montanhosas. A compreensão dos processos 
tectônicos envolvidos no desenvolvimento dessa feição é intensamente discutida 
por inúmeros autores. Com isso, diversas denominações têm sido utilizadas 
para: Sistema de Rifts da Serra do Mar (Almeida, 1976), Sistema de bacias 
tafrogênicas do Sudeste Brasileiro (Melo et al., 1983) e Rift Continental do 
Sudeste do Brasil (Riccomini, 1989). O presente trabalho foi realizado através de 
revisão bibliográfica, e destaca os aspectos tectônicos e estruturais desse 
sistema. Bem como apresenta sua evolução geológica, as implicações 
tectônicas e estruturas associadas. 
 
Palavras Chaves: Rifte. Estruturas Tectônicas. Bacias Tafrogênicas. Sudeste 
Brasileiro. 
 
 
 
 
 
 
ABSTRACT 
 
The Continental Rift of Southeastern Brazil of Cenozoic age, extending 
from Paraná to Rio de Janeiro is an important structural feature, object of studies 
since 1970s. It has been studied mainly because of its genetically associated 
structures, such as large tectonic depressions and mountainous regions. The 
understanding of tectonic processes involved in developing this feature is 
intensely discussed by many authors. Therefore, many denominations have been 
used to name it: System Rifts of Serra do Mar (Almeida, 1976), System 
taphrogenic basins of Southeastern Brazil (Melo et al., 1983) and Continental Rift 
of Southeastern Brazil (Riccomini, 1989). The present work through literature 
review, it show the tectonic and structural features of this system and presents 
its geological evolution, the tectonic implications and associated structures. 
 
Key Words: Rift. Tectonic Structures. Taphrogenic Basins. Southeastern Brazil. 
 
 
 
LISTA DE FIGURAS 
 
Figura 1 - Localização do Rift Continental Sudeste do Brasil. ............................ 7 
Figura 2: Províncias estruturais do Escudo Atlântico ....................................... 10 
Figura 3: Subdivisões da Província Mantiqueira.. ............................................ 11 
Figura 4: Os sistemas transcorrentes do Cinturão Ribeira e da porção sul da 
Província Tocantins. ......................................................................................... 13 
Figura 5: Perfil morfológico simplificado de um rifte continental. ...................... 15 
Figura 6: Reconstituição da Serra do Mar Cretácea . ...................................... 20 
Figura 7: Esboços paleotectônicos da evolução do segmento central do RCSB 
proposto por Riccomini. .................................................................................... 21 
Figura 8: Comportamento deformacional em ambientes tectônicos colisionais na 
formação de riftes de antepaís e bacias transtencionais. ................................. 23 
Figura 9: Evolução tectônica da Bacia de Taubaté e sua relação com o campo 
de tensões Andino. ........................................................................................... 23 
Figura 10: Mapa de distribuição dos quatro riftes do SRCSB: ......................... 24 
Figura 11: Visão 3D (O para E) da Zona de Acomodação de Queluz (Rifte do 
Paraíba do Sul). ............................................................................................... 26 
Figura 12: Mapa geológico da Bacia de São Paulo e porção sudoeste da Bacia 
de Taubaté ....................................................................................................... 27 
Figura 13: Coluna litoestratigráfica da Bacia de Taubaté e eventos tectônicos 
cenozoicos. ...................................................................................................... 29 
Figura 14: Mapa geológico da Bacia de Taubaté. ............................................ 29 
Figura 15: Mapa geológico do cenozoico da região da bacia de Volta 
Redonda ........................................................................................................... 31 
Figura 16: Imagem de satélite com a interpretação estrutural detalhada do 
Graben da Guanabara.. ................................................................................... 32 
Figura 17: Mapa geológico da Bacia do Macacu:. ............................................ 33 
Figura 18: Mapa estrutural da Bacia do Itaboraí .............................................. 35 
 
 
 
 
 
 
SUMÁRIO 
 
1. INTRODUÇÃO ............................................................................................... 7 
1.1 METODOLOGIA ................................................................................... 8 
2. GEOLOGIA REGIONAL ................................................................................ 9 
2.1. PROVÍNCIA ESTRUTURAL MANTIQUEIRA ........................................ 9 
2.2. CINTURÃO OROGÊNICO RIBEIRA ................................................... 10 
3. DEFINIÇÕES ...............................................................................................14 
3.1. CONCEITOS DE RIFTE ...................................................................... 14 
3.2. AS DENOMINAÇÕES DO RCSB ........................................................ 15 
4. GÊNESE E TECTÔNICA DO RCSB ........................................................... 17 
4.1. EVOLUÇÃO GEOLÓGICA E ESTRUTURAL DO RCSB .................... 18 
5. ESTRUTURAS E BACIAS TAFROGÊNICAS ASSOCIADAS AO RCSB ... 24 
5.1. SEGMENTO OCIDENTAL .................................................................. 25 
5.2. SEGMENTO CENTRAL ...................................................................... 25 
5.2.1 Bacia de São Paulo ..................................................................... 27 
5.2.2 Bacia de Taubaté ........................................................................ 28 
5.2.3 Bacia de Resende ....................................................................... 30 
5.2.4 Bacia de Volta Redonda ............................................................. 30 
5.3. SEGMENTO ORIENTAL ..................................................................... 31 
6. CONSIDERAÇÕES FINAIS ......................................................................... 36 
7. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ............................................................ 38 
7 
 
 
1. INTRODUÇÃO 
 
O estudo de estruturas tectônicas presentes no sudeste brasileiro, 
realizado por Almeida (1976), marca o início da compreensão de um conjunto de 
feições estruturais de caráter regional. Estas feições ocorrem como depressões 
tectônicas e regiões montanhosas soerguidas por movimentação de falhas, 
geneticamente associadas, denominadas inicialmente de “Sistema de Rifts da 
Serra do Mar”. Posteriormente este sistema foi renomeado por Riccomini, em 
1989, como Rift Continental do Sudeste do Brasil ou RCSB. 
 Segundo Riccomini et al. (2004) o RCSB consiste em uma depressão 
alongada e deprimida, que possui aproximadamente 900 km de comprimento e 
largura média de 70 km. Sua gênese data do início da era Cenozoica, possui 
estruturas de grabens e horst que se estendem da Serra do Mar a Serra da 
Mantiqueira, indo desde a cidade de Tijucas do Sul no estado do Paraná até 
Niterói no Rio de Janeiro (Figura 1). 
 
Figura 1 - Localização do Rift Continental Sudeste do Brasil. 1) embasamento pré-
cambriano; 2) rochas sedimentares paleozoicas da Bacia do Paraná; 3) rochas 
vulcânicas toleíticas eocretáceas da Formação Serra Geral; 4) rochas relacionadas ao 
magmatismo alcalino mesozoico-cenozoico; 5) bacias cenozoicas do rifte (1- Bacia de 
Itaboraí, 2- Graben de Barra de São João, 3- Bacia do Macacu, 4- Bacia de Volta 
Redonda, 5- Bacia de Resende, 6- Bacia de Taubaté, 7- Bacia de São Paulo, 8- Graben 
de Sete Barras, 9- Formação Pariquera-Açu, 10- Formação Alexandra e Graben de 
Guaraqueçaba, 11- Bacia de Curitiba, 12- Graben de Cananéia); 6) zonas de 
cisalhamento pré-cambrianas, em parte reativadas durante o Mesozoico e Cenozoico. 
Fonte: Riccomini et al. (2004) 
8 
 
 
 
O trabalho apresenta a evolução geológica, as implicações tectônicas e 
estruturas associadas a esta feição geológica. Para melhor entendimento desta 
feição, no capítulo 2 apresenta-se uma breve descrição do contexto geológico 
regional ao qual o RCSB se insere. 
O Capítulo 3 traz as definições conceituais do processo de rifteamento, e 
a caracterização do RCSB, para no capítulo 4 abordar sua gênese e evolução 
geológica. O Capítulo 5 mostra as implicações tectônicas e as estruturas que se 
associam a elas. 
 
1.1 METODOLOGIA 
 
O presente trabalho será realizado através de revisão bibliográfica de 
livros, periódicos, revistas eletrônicas, artigos e teses. Alguns dos principais 
autores utilizados são Almeida (1976), Riccomini et al. (2004), Zalán e Oliveira 
(2005). 
9 
 
 
2. GEOLOGIA REGIONAL 
 
O RCSB se localiza regionalmente no setor central da Província 
Mantiqueira (ALMEIDA & HASUI, 1984), e subsequentemente no de 
Dobramentos Ribeira (HASUI et al.,1975). Neste capítulo contextualizaremos 
brevemente a geologia regional, caracterizando a província Mantiqueira e o 
Cinturão Ribeira. 
 
2.1. PROVÍNCIA ESTRUTURAL MANTIQUEIRA 
 
A Província Mantiqueira é uma entidade geotectônica localizada a leste 
dos crátons São Francisco e Rio de La Plata/Paraná (Figura 2). Com seu 
surgimento ao final do Neoproterozoico e início da Era Paleozoica, estende-se 
por cerca de 3.000 km, com orientação NNE–SSW, ao longo da costa atlântica, 
de Montevidéu no Uruguai ao sul da Bahia (HASUI et al., 2012). 
Ela preserva registros de uma enorme e complexa evolução do 
Neoproterozoico na América do Sul (900–520 Ma), além de dados 
remanescentes de unidades paleotectônicas arqueanas, paleoproterozoicas e 
mesoproterozoicas. Juntamente com a extremidade meridional da Província 
Tocantins, a Província Mantiqueira constitui o arcabouço pré-cambriano do 
sudeste brasileiro desenvolvido em resposta ao “Ciclo Brasiliano” (ALMEIDA, 
1967 apud DELGADO et al, 2003). 
A Província Mantiqueira constitui-se por uma sucessão de cinturões de 
empurrão e dobramento, controlados por distintos sistemas transpressivos de 
cavalgamento em direção às margens cratônicas (DELGADO et al., 2003). 
A maioria desses cinturões corresponde a orógenos colisionais evoluídos 
diacronicamente durante a colagem neoproterozoica/cambriana, constituindo 
um mosaico de terrenos neoproterozoicos agregados. Esse evento ocorreu há 
aproximadamente 560 Ma quando deu origem ao Supercontinente Gondwana 
Ocidental (DELGADO et al., 2003). 
Segundo Hasui et al. (2012) o Sistema Mantiqueira é formado 
principalmente por rochas pré-silurianas (>450 Ma), que se expõem em grande 
10 
 
 
totalidade de sua área e representam registros de processos ocorridos no Ciclo 
Brasiliano entre 450 e 800 Ma. 
 
 
Figura 2: Províncias estruturais do Escudo Atlântico. Fonte: Delgado et al., 2003 
(Modificado). 
 
Outras unidades são restritas a pequenos trechos, como diques de 
diabásio e corpos alcalinos do Cretáceo e Paleógeno, coberturas sedimentares 
cretáceas e neogênicas-quaternárias (HASUI et al., 2012). 
 
2.2. CINTURÃO OROGÊNICO RIBEIRA 
 
O Cinturão Orogênico Ribeira ou Setor Central consiste em uma das três 
subdivisões da Província Mantiqueira: setentrional, central e meridional, que 
correspondem respectivamente aos cinturões orogênicos: Araçuaí, Ribeira e 
11 
 
 
Tijucas, conforme . igura 3 (HASUI et al., 2012). Os setores Tijucas e Araçuaí 
não serão abordados neste trabalho. 
Em função da complexidade litoestrutural e geocronológica dos cinturões 
orogênicos, subdivide-se estes em numerosos domínios. Dentre estes os 
principais são o Varginha, Embu, Costeiro, São Roque, Apiaí, Curitiba, 
Paranaguá e Luís Alves (HASUI et al., 2012). 
 
 
Figura 3: Subdivisões da Província Mantiqueira. Os três cinturões representam os 
setores aqui considerados, com as designações indicadas. Em amarelo, coberturas 
fanerozoicas. Fonte: Hasui et al., 2012. 
 
Para Hasui et al. (2012) o Cinturão Ribeira limita-se com o Cinturão 
Araçuaí na região da divisa de Minas Gerais, Rio de Janeiro e São Paulo, 
b1cz
Texto digitado
F
12 
 
 
estendendo-se para sudoeste até o Paraná e leste de Santa Catarina. A oeste é 
encoberto pela Bacia do Paraná e a leste faz limite com a Província da Margem 
Continental Leste. No centro-sul de Minas Gerais relaciona-se com a porção sul 
do Cinturão Brasília, e sua extremidade sul, com o Cinturão Tijucas. 
Segundo Silva (2010) possui orientação NE-SW, sendo resultante da 
interação entre o Cráton São Francisco com a porção sudoeste do Cráton do 
Congo e com outras microplacase arcos de ilhas situados a sudeste. 
Silva (2010) difere-se de Hasui et al. (2012) ao descrever o Cinturão 
Ribeira constituído por quatro terrenos tectono-estratigráficos (Tabela 1), 
separados por falhas de empurrão e por zonas de cisalhamento oblíquas 
transpressivas. São denominados terreno Ocidental, Oriental, Paraíba do Sul e 
Cabo Frio. Sua colagem gerou a imbricação de escamas crustais vergentes para 
oeste, em direção ao Cráton São Francisco. 
Os três primeiros terrenos citados teriam sido amalgamados ente 605 e 
580 Ma, enquanto o terreno Cabo Frio juntou-se aos demais somente há cerca 
de 520 Ma (TUPINAMBA et al., 2007; HEILBRON et al., 2000; 2004; TROUW et 
al., 2000; MACHADO et al., 1996; HEILBRON & MACHADO, 2003; SCHIMITT 
et al., 2004 apud SILVA, 2010). 
 
Tabela 1: Compartimentação tectônica da parte central do Cinturão Ribeira. 
 
Fonte: Silva (2010). 
 
A estruturação do Cinturão Ribeira apresenta deformações tangenciais e 
transcorrentes, resultantes de processos orogênicos brasilianos gerando feições 
de ampla abrangência, visíveis em escalas micro a macroscópicas. A exemplo 
macroscópico tem-se dobras recumbentes, falhas de empurrão e empilhamento 
de nappes (HASUI et al., 2012 e SOUZA, 2008). 
Terrenos Domínios Estruturais Principal Período Colísional
Domínio Andrelândia
Domínio Juiz de Fora
Klippe Paraíba do Sul
Domínio Cambucí
Domínio Costeiro
Domínio Italva
S-SE Terreno Cabo Frio
Colisão III ca. 520 Ma 
(535-510 Ma)
N-NW
Ocidental
Terreno Oriental ou 
Microplaca Serra do 
Mar
Colisão II ca. 580 Ma 
(605-560 Ma)
13 
 
 
No setor central, tais feições foram reconhecidas em várias porções, com 
vergências para sudeste, nos domínios Curitiba e parte oriental paranaense do 
domínio Apiaí-São Roque. A sobreposição do domínio Paraíba do Sul sobre Juiz 
de Fora e deste sobre o domínio Mantiqueira, configura um sistema de 
cavalgamento, relacionado ao período Riaciano-Orosiriano (HASUI et al., 1988 
apud HASUI et al., 2012 e SOUZA, 2008). 
Estruturalmente o aspecto de maior destaque no cinturão foi à 
deformação transcorrente, que acompanhou tardiamente os cavalgamentos no 
final do Ciclo Brasiliano. Essa deformação transcorrente deixou o Cinturão 
Ribeira fortemente transfigurado pelas numerosas falhas que formam feixes e 
configuram sistemas transcorrentes (zonas de cisalhamentos), com 
deslocamentos que podem alcançar até centenas de quilômetros. Estes 
sistemas transcorrentes têm direção NE-SW no Paraná, passam para E-NE-W-
SW no leste de São Paulo e oeste do Rio de Janeiro e infletem para N-S no 
sudeste de Minas Gerais e norte do Rio de Janeiro. Essa inflexão está 
relacionada com os deslocamentos horários do Sistema Transcorrente Paraíba 
do Sul, conforme a Figura 4 (HASUI & OLIVEIRA, 1984; EBERT & HASUI, 1998; 
HEILBRON et al., 2004 apud HASUI et al., 2012; SOUZA, 2008). 
 
Figura 4: Os sistemas transcorrentes do Cinturão Ribeira e da porção sul da Província 
Tocantins. Fonte: Hasui & Oliveira (1984); Ebert & Hasui (1998) modificado por Souza 
(2008). 
14 
 
 
 
3. DEFINIÇÕES 
 
3.1. CONCEITOS DE RIFTE 
 
Os sistemas de riftes antes da aceitação da Teoria da Tectônica de 
Placas, eram considerados por muitos autores fossas tectônicas, formadas por 
abatimento de blocos falhados originados por esforços de tração epirogenéticos 
(LEINZ e AMARAL, 2003). 
Dentro dos conceitos modernos de tectônica de placas, os riftes 
continentais consistem em regiões de deformação extensional, onde a litosfera 
foi estirada e deformada sob a influência do esforço deviatórico (FOSSEN, 2012; 
KEAREY et al., 2014). 
O início de um rifte depende de uma série de fatores físicos e tectônicos. 
Para inicia-lo, deve existir um campo de esforço deviatórico tracional horizontal 
suficiente para quebrar a litosfera, preferencialmente em zonas de fraqueza 
herdadas de antigas zonas orogênicas. Esse esforço pode ser gerado por uma 
combinação de forças, como a movimentação de placas litosféricas, 
ressurgências da astenosfera, tração da base da litosfera gerada por convecção 
da astenosfera e compensação isostática causada pela variação da espessura 
crustal (FOSSEN, 2012; KEAREY et al., 2014). 
A evolução de um sistema de riftes é controlada principalmente por fatores 
físicos, que geram modelos diversos e complexos. Os principais fatores são os 
regimes termais da crosta e manto superior, a reologia da litosfera e fatores 
temporais como a duração e a taxa de rifteamento (RUPPEL, 1995). São eles 
que determinam se haverá o rompimento da litosfera e a formação de uma nova 
bacia oceânica ou a formação dos chamados riftes abortados, também 
conhecidos como aulacógenos (KEAREY et al., 2014). 
De acordo com Kearey et al., (2014), a partir dos fatores citados como 
responsáveis pelo desenvolvimento de riftes, pode haver diferentes 
comportamentos da crosta. Locais onde a litosfera é espessa, fria e resistente 
os riftes tendem a formar zonas estreitas de esforço localizado. Quando a 
15 
 
 
litosfera se encontra fina e frágil, os riftes tendem a gerar zonas largas, onde o 
esforço é distribuído em centenas de quilômetros de largura. 
 Estas definições caracterizam os tipos de riftes existentes, riftes estreitos 
e riftes amplos. O RCSB é considerado um rifte do tipo estreito, devido as 
características apresentadas, dentre elas principalmente a formação de bacias 
sedimentares, limitadas por falhas normais e morfologia assimétrica de 
hemigrabens (Figura 5) (FOSSEN, 2012; KEAREY et al., 2014). Outras 
características são a sismicidade rasa, esforço tracional regional; afinamento 
crustal local modificado por atividade magmática, manto superior adjacente de 
baixa densidade e baixa velocidade com elevado fluxo de calor (KEAREY et al., 
2014). 
 
Figura 5: Perfil morfológico simplificado de um rifte continental. Fonte: Olsen (2006). 
 
3.2. AS DENOMINAÇÕES DO RCSB 
 
A área do presente estudo, hoje denominada RCSB, foi inicialmente 
nomeada por Almeida (1976) como Sistemas de Rifts da Serra do Mar, ao 
associar geneticamente depressões tectônicas e regiões montanhosas 
(RICCOMINI et al, 2004). 
Posteriormente Melo et al. (1983) ao estudar principalmente as bacias do 
atual segmento central do rifte, nomeia-o como Sistema de bacias tafrogênicas 
do Sudeste Brasileiro. 
Outros autores como Campanha et al. (1985) e Almeida & Carneiro (1998) 
tiveram importante contribuição com seus trabalhos para a atual proposta de 
16 
 
 
Riccomini et al. (2004). 
Riccomini (1989) justifica a denominação do Rift Continental do Sudeste 
do Brasil, baseado inicialmente no termo rifte no sentido geomorfológico 
(GREGORY, 1894 apud RICCOMINI et al., 2004), no singular pois, segundo o 
autor a feição era única e contínua. O uso do adjetivo continental, por tratar-se 
do desenvolvimento do rifte em área emersa. O termo Sudeste do Brasil foi 
designado, por ser geograficamente mais abrangente do que Serra do Mar 
(RICCOMINI et al, 2004). 
Consta ainda um trabalho mais recente na região de Zalán & Oliveira 
(2005), que denomina a área como Sistema de Riftes Cenozoicos do Sudeste 
do Brasil (SRCSB). 
 Apesar das inúmeras denominações existentes para a região, o presente 
trabalho baseia-se no estudo de Riccomini (1989) e Riccomini et al. (2004) por 
tratar-se do tema do presente trabalho.
17 
 
 
 
4. GÊNESE E TECTÔNICA DO RCSB 
 
A região Sudeste do Brasil é constituída por várias entidades 
geotectônicas (HASUI, 2010) e para seu entendimento é necessário 
compreender os eventos relacionados à evolução geológica da área e seu 
entorno. 
De acordocom Zalán & Oliveira (2005) o tectonismo e os processos de 
sedimentação responsáveis pela formação do RCSB tem sido frequentemente 
estudado por diversos pesquisadores das áreas de geociências. Para esses 
autores, a presença de topos aplainados por superfícies de erosão em grabens, 
servem como marcadores da movimentação tectônica diferencial atuante sobre 
os diversos segmentos do rifte ao longo do tempo. 
A hipótese de origem tectônica do RCSB é também sustentada por 
Almeida & Carneiro (1998), Riccomini (1989) e Riccomini et al. (2004) ao 
analisarem as causas e consequências do tectonismo cenozoico na região 
Sudeste do Brasil, em especial as bacias do segmento central do rifte. 
Destacam-se aqui, na perspectiva desses autores, os movimentos verticais 
opostos entre as bacias marginais e a área continental adjacente e a deformação 
e colapso da Superfície de Aplainamento Japi, desencadeando a formação das 
bacias tafrogênicas e das serras do Mar e Mantiqueira. 
Em concordância, Suguio & Martin (1996) ressaltam o papel da 
neotectônica relacionada aos eventos geológicos responsáveis pela abertura do 
Atlântico Sul e a evolução da costa brasileira, destacando a formação das bacias 
marginais e seus efeitos na plataforma continental adjacente. Considera assim 
como exemplo mais representativo desse tectonismo em escala regional, o 
RCSB. 
Esse capítulo pretende contextualizar de forma sintetizada a evolução do 
RCSB a partir da ação tectônica relacionada aos diversos eventos geológicos ao 
longo do tempo que, em maior escala refletem a história evolutiva da própria 
Placa Sul Americana. 
 
18 
 
 
4.1. EVOLUÇÃO GEOLÓGICA E ESTRUTURAL DO RCSB 
 
Segundo Riccomini (1989) o RCSB se desenvolveu sobre terrenos 
policíclicos no domínio do Cinturão de Dobramento Ribeira (ou Faixa Ribeira), 
de idade neoproterozoica. Insere-se assim em um complexo sistema de 
falhamentos transcorrentes, em zonas de cisalhamento dúcteis, oriundos de 
processos de fragmentação e colisão. Desenvolveram-se durante todo o Ciclo 
Brasiliano, culminando com a formação dos sistemas orogênicos Mantiqueira e 
Tocantins, na consolidação do Gondwana, por volta de 460 Ma 
(RICCOMINI,1989; HASUI, 2010). 
Durante esses processos ocorreram diversas colagens e interações de 
placas que deram origem a faixas móveis acrescionárias, colisionais ou 
transpressionais, que foram constantemente retrabalhadas. A isso, sucederam 
processos tafrogênicos, de aglutinação e dispersão de massas continentais, com 
a exumação e colapso dos orógenos sob regime distensivo (ALMEIDA & 
CARNEIRO, 1998). Hasui (2010) relaciona a essa etapa as bacias de distensão 
e a consolidação na região do que viria a integrar a Plataforma Sul-Americana. 
Na transição do Jurássico Superior-Cretáceo a região esteve sujeita a 
processos distensivos relacionados à ruptura do Pangea e abertura do oceano 
Atlântico, com a separação dos atuais continentes América do Sul e África 
(HASUI, 2010, RICCOMINI et al., 2004). 
O conjunto desses processos foi reunido no denominado Evento Sul-
Atlantiano (SCHOBBENHAUS et al.,1984 apud RICCOMINI et al., 2004) e se 
associa a origem do RCSB. Está relacionado à ruptura da porção crustal 
adjacente à Bacia de Santos, por compensação isostática imposta pelos 
movimentos verticais opostos da subsidência da bacia e soerguimento da região 
costeira (ALMEIDA, 1967; RICCOMINI et al., 2004). 
Nesse contexto evolutivo, Zalán & Oliveira (2005) destacam o importante 
significado tectônico da Superfície de Aplainamento Japi (SAJ) para na análise 
dos perfis morfo-estruturais. Considera-se a geometria dos grabens e datação 
dos eventos deformacionais, por tratar-se de importante elemento de correção 
regional existente por todo embasamento pré-cambriano do Sudeste do Brasil. 
Almeida & Carneiro (1998) referem-se a SAJ como balizadora do início da 
19 
 
 
sedimentação em todas as bacias do RCSB e Riccomini et al. (2004) supõem 
que essa fase de erosão generalizada tenha aplainado e nivelado toda essa área 
até o final do Cretáceo. 
Durante essa etapa evolutiva tem-se o que foi denominado por Zalán & 
Oliveira (2005) como uma Serra do Mar Cretácea, constituindo-se em imenso 
planalto maciço, amplo e coeso que foi gradualmente aplainado pela SAJ, 
mantendo altitude estimada em torno de 2.000 metros. Para esses autores tal 
configuração se tornou gravitacionalmente instável na medida em que a 
subsidência da Bacia de Santos progredia, ensejando o fraturamento e colapso 
desse megaplanalto no final do Paleoceno e início do Eoceno (Figura 6). 
Os trabalhos de Riccomini (1989) são concordantes com esse contexto, 
no qual a evolução tectônica relacionada as bacias e as estruturas de reativação 
mencionadas, se constituem nos elementos mais importantes na gênese do 
RCSB e suas deformações posteriores. Tem início então, durante o Paleógeno 
(Eoceno-Oligoceno) a primeira etapa de formação da depressão original (o qual 
denomina hemigraben). Esta, então, configurando-se como uma feição contínua, 
resultado de esforços extensionais de direção NNW-SSE decorrentes do 
basculamento da Bacia de Santos. 
A perspectiva de uma única unidade geomorfológica inicial é defendida 
também por Almeida (1976) que propôs geneticamente a existência de uma 
ligação dessas bacias em uma única calha deposicional, que posteriormente 
viriam a ser isoladas. Zalán & Oliveira (2005), ao analisarem as estruturas, 
geometria e orientação geral dos atuais grabens que compõem o RCSB, 
sugerem tratar-se de compartimentações tectônicas menores e que em sua 
origem constituíam uma única entidade maior (rifte). Segundo esses autores, a 
alternância nos regimes tensionais relacionados ao tectonismo deformador de 
sucessivos eventos, foi responsável por segmenta-los em uma sucessão de 
horsts e grabens escalonados e assimétricos. 
20 
 
 
 
Figura 6: Reconstituição da Serra do Mar Cretácea (delimitada pela área alaranjada) e 
sua relação com a linha de costa atual (linha azul). B -Riftes (cinza) desenvolvidos 
durante o Cenozoico por colapso gravitacional da SMC, segundo uma orientação (S51E) 
oblíqua ao alongamento N54E da serra e esforços transtensionais sinistro giros 
resultantes. Fonte: Zalán & Oliveira, 2005. 
21 
 
 
A sequência evolutiva do RCSB proposta por Riccomini (1989) e 
Riccomini et al. (2004) para região central do RCSB e que pode ser estendida 
em todo segmento, menciona uma sucessão de fases deformadoras envolvendo 
novas reativações (Figura 7). As primeiras fases de deformação teriam ocorrido 
durante o Neógeno e se estendido até o Quaternário, como ocorrência 
inicialmente de transcorrência sinistral de direção E-W com extensão NW-SE e 
localmente compressão NE-SW. Resultado desse campo de esforços foi a 
geração de novas falhas transcorrentes ou de empurrão que, associadas às 
antigas estruturas e dobramentos, promoveram a primeira desconfiguração do 
rifte original. Nessa etapa ocorreram ainda novos soerguimentos locais, com 
consequente erosão dos sedimentos que haviam sido depositados durante a 
abertura do rifte e, em alguns pontos blocos de rochas do embasamento 
sobrepuseram os antigos depósitos sedimentares (RICCOMINI et al., 2004). 
 
 
Figura 7: Esboços paleotectônicos da evolução do segmento central do RCSB proposto 
por Riccomini. Legenda no quadro D: 1) falhas de componente predominante normal; 2) 
falha de componente transcorrente sinistral; 3) falha de componente transcorrente 
destral; 4) falha de componente predominante reversa; 5) falha com movimentação não 
caracterizada. Fonte: Riccomini et al., 2004. 
 
22 
 
 
Ainda durante o Pleistoceno tardio Riccomini (1989) menciona uma fasede estabilização tectônica com contínua deposição de sedimentos e 
remodelamento do relevo, sucedida de transcorrência E-W destral com 
compressão NW-SE. Neste período teriam sido configurados os altos estruturais 
que atualmente separam em bacias do rifte em compartimentos isolados. 
Na transição entre o Pleistoceno tardio e o Holoceno ocorre o terceiro 
evento deformador representando uma mudança no regime de esforços em 
caráter distensivo com extensão WNW–ESE o qual, segundo Riccomini (1989) 
e Riccomini et al. (2004) teria dado o atual contorno e distribuição das bacias e 
sedimentos. 
Esses autores sugerem ainda a existência de um último evento 
deformador já durante o Holoceno e que se estenderia até os dias atuais, onde 
os campos de tensões indicam que a região se encontra atualmente em 
condições compressivas, causando a reativação inversa de falhas. 
Na dinâmica tectônica evolutiva e deformadora do RCSB, Riccomini 
(1989) relaciona a alternância entre transcorrência sinistral (esforços trativos) e 
destral (esforços compressivos) ao balanço entre as taxas de abertura na cadeia 
Meso-Atlântica e de subducção da Placa de Nazca sob a Placa Sul Americana, 
a qual tenderia a sofrer empuxos resultantes dos estados de tensão das duas 
bordas da placa. 
Com isso, durante a migração da Placa Sul Americana para oeste em 
relação às estruturas antigas do RCSB, ocorreria transcorrência destral e 
compressão (transpressão) quando o ridge-push1 superasse o slab-pull2, e 
transcorrência sinistral e distensão (transtração) no caso oposto (RICCOMINI, 
1989).Outros fatores como o aporte de sedimentos na Bacia de Santos, a 
presença de soerguimentos regionais de menor expressão e a ascensão do nível 
do mar após a glaciação do Pleistoceno terminal também podem ter causado 
 
1 Conjunto de esforços responsáveis pela separação e pelo afastamento das placas em zonas 
de divergência (NEVES, 2011) 
2À medida em que se afasta da crista meso-oceânica, a litosfera oceânica se esfria, se adensa 
e se espessa, tendendo a se afundar no manto sotoposto, formando as zonas de subducção e 
tendendo a puxar para baixo a parte superficial da placa da sua retaguarda (NEVES, 2011) 
23 
 
 
interferência no balanço desses esforços (RICCOMINI & HIRUMA, 2002 apud 
RICCOMINI et al., 2004). 
Em um estudo recente, Gianni et al. (in press) propõem que o principal 
fator de formação desta área foi devido à subducção da Placa de Nazca (Figuras 
8 e 9), diferentemente de Riccomini (1989), que associa a abertura do Oceano 
Atlântico como fator principal. 
 
 
Figura 8: Comportamento deformacional em ambientes tectônicos colisionais na 
formação de riftes de antepaís e bacias transtencionais. Fonte: Gianni et al. (in press). 
 
 
Figura 9: Evolução tectônica da Bacia de Taubaté e sua relação com o campo de 
tensões Andino. Fonte: Gianni et al. (in press)
24 
 
 
5. ESTRUTURAS E BACIAS TAFROGÊNICAS ASSOCIADAS AO RCSB 
 
As estruturas contidas no RCSB foram estudadas por diversos autores, 
com isso, existem compartimentações diferenciadas a esta feição. Riccomini et 
al. (2000) divide o Rift Continental do Sudeste do Brasil em seguimento ocidental, 
central e oriental, enquanto Zalán & Oliveira (2005) separa o sistema em quatro 
riftes: o Rift do Paraíba do Sul, o Rift Litorâneo, o Rift Ribeira e o Rift Marítimo 
(Figura 10). 
Para Hasui & Ponçano (1978) esta feição nomeia-se Sistema de Riftes 
Cenozoicos do Sudeste do Brasil, que em um sistema bacias tafrogênicas 
preenchidas por sedimentos aluviais, fluviais e ocasionalmente lacustres 
continental. Dentre essas as principais são as de Volta Redonda, Resende, 
Taubaté, São Paulo e Curitiba. 
As estruturas e bacias tafrogênicas relacionadas a esta feição serão 
tratadas nos subcapítulos seguintes, adotando a compartimentação de Ricomini 
et al. (2004) 
 
Figura 10: Mapa de distribuição dos quatro riftes do SRCSB: (A) Paraíba do Sul, (B) 
litorâneo, (C) Ribeira, e (D) Marítimo; de suas falhas limitantes, preenchimentos 
sedimentares, intrusões e lavas alcalinas, charneira cretácea das bacias de 
Santos/Campos e o Rio Paraíba do Sul. Fonte: Zalán e Oliveira, 2005. 
25 
 
 
5.1. SEGMENTO OCIDENTAL 
 
Segundo Riccomini et al. (2004) o segmento ocidental engloba a Bacia de 
Curitiba, (Formação Alexandra), os Grabens de Guaraqueçaba, Sete Barras e 
Cananéia (Formação Pariquera Açu). A seguir descreve-se sucintamente cada 
uma dessas estruturas. 
A Bacia de Curitiba consiste em uma depressão alongada com direção 
aproximada de N40º-50ºE, limita-se com duas grandes estruturas rúpteis 
regionais, a norte falhamento com direção NE-SW e a leste falhamento com 
direção N-S. Tais falhamentos alocam a Bacia de Curitiba em contato com os 
maciços graníticos da Serra do Mar (FORTIN, 1989; SALAMUNI, 1998). 
O Graben de Guaraqueçaba possui arcabouço ainda desconhecido na 
região da Baía de Paranaguá, devido à falta de informações de subsuperfície. 
Possivelmente está relacionado tectonicamente com o Graben de Cananéia, 
prolongando-se no seguimento sudoeste do mesmo (RICCOMINI et al., 2004). 
O Graben de Sete Barras constitui uma depressão alongada, com 
aproximadamente 19 km de comprimento, 5 km de largura e direção NE. As 
camadas sedimentares possuem até 200 metros, com mergulho do substrato 
para SE. Seu desenvolvimento ocorreu junto a falha de Cubatão, que cruza o 
Lineamento Guapiara durante movimentos tectônicos do Terciário (MELO et al., 
1989; RICCOMINI et al., 2004). 
Situado na região litorânea entre Cananéia e Iguape, no estado de São 
Paulo, o Graben de Cananéia foi identificado através de levantamentos 
gravimétricos. Possui direção preferencial para NE, limita-se em seu flanco NW 
por falhamento normal, além de conter dois altos transversais que o subdividem 
em três compartimentos (SOUZA et al., 1996). 
 
5.2. SEGMENTO CENTRAL 
 
O segmento central compreende as bacias de São Paulo, Taubaté, 
Resende e Volta Redonda, além das ocorrências menores de Bonfim e do 
Cafundó (RICCOMINI et al., 2000). Zalán & Oliveira (2005) denominam este 
segmento como Rifte do Paraíba do Sul, que se configura com todas as bacias 
26 
 
 
citadas anteriormente além das zonas de acomodação Arujá, Queluz (Figura 11) 
e Floriano-Barra Mansa. 
 
 
Figura 11: Visão 3D (O para E) da Zona de Acomodação de Queluz (Rifte do Paraíba 
do Sul). Fonte: Zalán e Oliveira, 2005. 
 
 O Rifte do Paraíba do Sul encaixa completamente o curso do rio 
homônimo, e tem seu fluxo para o norte bruscamente capturado pelo Graben de 
Taubaté na altura de Guararema (SALVADOR, 1994; ZALÁN & OLIVEIRA, 
2005). 
Estruturas relacionadas a quatro sistemas principais de lineamentos de 
direção ENE a E-W, N-NW, N-NE e W-NW, cortam o conjunto de sedimentos 
cenozoicos alojados nas bacias sedimentares do Rifte do Paraíba do Sul. Estes 
sistemas são caracterizados por falhas de movimentação predominantemente 
normal ou reversa, de componente direcional destral ou sinistral e situações 
intermediárias. Também é possível observar algumas falhas de empurrão, 
dobras e juntas (LIU, 1984; FRANCHITTO, 1987; RICCOMINI 1989; 
SALVADOR, 1994). 
 
 
27 
 
 
5.2.1 Bacia de São Paulo 
 
A Bacia de São Paulo se localiza na porção leste do estado de São Paulo, 
possui embasamento de rochas ígneas e metamórficas da Faixa Ribeira, com 
gênese relacionada a tectônica distensiva. As rochas sedimentares encontram-
se distribuídas irregularmente numa faixa variando de 75 km a 25 km de largura, 
sua espessura máxima inferida é de 290 metros. A litoestratigrafia é constituída 
pelas formações Resende, Tremembé,São Paulo e Itaquaquecetuba (Figura 12) 
(TAKIYA, 1991; RICCOMINI,1989; RICCOMINI et al., 2004). 
 
 
Figura 12: Mapa geológico da Bacia de São Paulo e porção sudoeste da Bacia de 
Taubaté -1) embasamento pré-cambriano; 2) Formação Resende (sistema de leques 
aluviais proximais); 3) Formação Resende (sistema de leques aluviais medianos a 
distais associados a planície aluvial de rios entrelaçados); 4) Formação Tremembé 5) 
Formação São Paulo; 6) Formação Itaquaquecetuba; 7) sedimentos quaternários; 8 
falhas cenozoicas, em parte reativadas do embasamento pré-cambriano. Fonte: 
Riccomini et al., 2004. 
 
28 
 
 
O contexto geotectônico evidência um retalhabalhamento por falhas pós-
sedimentares, que gerou soerguimentos e abatimentos locais do seu substrato. 
O formato e distribuição das fácies sedimentares demonstra que a bacia era 
originalmente um hemigraben, controlado por falhas normais e reativadas ao 
longo das zonas de cisalhamento proterozoicas de Taxaquara e Jaguari 
(RICCOMINI et al., 2004; GURGUEIRA, 2013). 
 
5.2.2 Bacia de Taubaté 
 
A Bacia de Taubaté é a maior depressão tectônica do RCSB, com 170 km 
de comprimento e 20 km de largura máxima, e uma área de aproximadamente 
3200 km2. Dados geofísicos estimam uma espessura máxima em torno de 800 
a 900 metros de profundidade (RICCOMINI, 1989; SAAD, 1991; FREITAS, 
2007). 
A coluna litoestratigráfica da Bacia de Taubaté (Figura 13) é composta 
pela Formação Resende (leques aluviais-proximais e fluviais-distais), Formação 
Tremembé (lacustre), Formação São Paulo (fluvial meandrante). Existe outro 
pacote sedimentar de grande expressão, onde a deposição ocorreu 
posteriormente as anteriores, representada pela Formação Pindamonhangaba 
(fluvial), e pela Formação Itaquaquecetuba, atribuído a um sistema fluvial 
entrelaçado (RICCOMINI, 1989; GENARO, 2008). 
Dados geofísicos também possibilitaram a identificação de altos 
estruturais internos, que delimitam segmentos com alternância de depocentros 
ao longo do seu eixo Estes altos estruturais denominados de Caçapava e de 
Pindamonhangaba são considerados zonas de transferência, que subdividem a 
bacia em três compartimentos alongados segundo a direção NE. Os 
compartimentos foram nomeados de sudoeste para nordeste: São José dos 
Campos, Taubaté e Aparecida (Figura 14) (RICCOMINI, 1989; SAAD, 1991; 
FERNANDES & CHANG, 2001; FREITAS, 2007). 
A bacia foi intensamente retalhada por falhas pós-sedimentares que 
causaram soerguimentos e abatimentos locais de seu substrato (RICCOMINI, 
1989). 
 
29 
 
 
 
Figura 13: Coluna litoestratigráfica da Bacia de Taubaté e eventos tectônicos 
cenozoicos. Fonte: Genaro, 2008 (modificada de Riccomini, 1989). 
 
 
Figura 14: Mapa geológico da Bacia de Taubaté. 1) embasamento pré-cambriano; 2) 
Formação Resende; 3) Formação Resende; 4) Formação Tremembé; 5) Formação São 
Paulo; 6) Formação Pindamonhangaba; 7) sedimentos quaternários; 8) falhas 
cenozoicas; 9) eixos de dobras principais. Fonte: Freitas, 2007 (modificada de 
Riccomini, 1989). 
30 
 
 
5.2.3 Bacia de Resende 
 
A Bacia de Resende consiste em uma depressão alongada com cerca de 
43 km de comprimento e média de largura entre 5 e 6 km, uma área de 
aproximadamente 230 Km2, e direção preferencial de ENE (RICCOMINI et al., 
2004). 
Segundo Ramos (2003) a litoestratigrafia da Bacia de Resende é 
composta pelas formações Quatis, Resende e Floriano. Dados de sondagem 
mostram espessura sedimentar superior a 220 metros (MELO et al.,1983; 
RICCOMINI, 1989; RICCOMINI et al., 2004; FREITAS, 2007). 
Estruturalmente a Bacia de Resende possui compartimentação 
transversal, atribuída ao Alto Estrutural de Resende de direção NE. Ele atuou 
como fonte de sedimentos fanglomeráticos, preservando remanescentes de 
sedimentos paleogênicos em seu topo (MELO et al.,1983; RICCOMINI, 1989; 
RICCOMINI et al., 2004; FREITAS, 2007). 
De acordo com Riccomini et al. (2004) a Bacia de Resende pode ser 
caracterizada como um hemigraben, em razão da disposição das falhas mestras 
de direção ENE (reativadas do embasamento), ao longo de sua borda norte e 
pela inclinação do seu assoalho no rumo NNW. 
 
5.2.4 Bacia de Volta Redonda 
 
A Bacia de Volta Redonda situa-se na porção ocidental do estado do Rio 
de Janeiro. Consiste em uma depressão tectônica estreita e alongada de direção 
principal ENE (SANSON et al., 2006; NEGRÃO et al., 2015). 
Negrão et al. (2015) caracterizou na Bacia de Volta Redonda três 
depocentros principais com registro sedimentar paleogênico e dois depocentros 
com registro aflorante essencialmente quaternário, além de diversas ocorrências 
descontínuas de idade paleogênica (Figura 15). Esses setores são definidos por 
complexos vinculados ao estágio rifte, e amplamente reativadas por estruturas 
neotectônicas. 
O Graben de Casa de Pedra é o mais complexo depocentro paleogênico, 
ele além de conter registro aluvial mais complexo da bacia, inclui também em 
31 
 
 
seu preenchimento as únicas manifestações vulcânicas eocênicas reconhecidas 
no segmento central do RCSB (NEGRÃO et al., 2015). 
O Graben de Dorândia está situado ao leste do Graben de Casa de Pedra, 
este graben possui preenchimento essencialmente aluvial. Já na porção oeste 
da bacia, está localizado o Graben de Colônia Santo Antônio, considerado a 
menor feição com registro aluvial paleogênico contínuo (NEGRÃO et al., 2015). 
: 
 
Figura 15: Mapa geológico do cenozoico da região da bacia de Volta Redonda exibindo 
seus diversos domínios, além dos principais sistemas de falhas responsáveis pela 
geração e deformação deste setor do RSCB. Fonte: Negrão et al., 2015. 
 
5.3. SEGMENTO ORIENTAL 
 
No segmento oriental se insere o Graben da Guanabara, onde estão 
alojadas as Bacias do Macacu e Itaboraí, além do Graben de Barra de São João 
(RICCOMINI et al., 2004). 
Segundo Ferrari (2001) o Graben da Guanabara abrange toda a área de 
relevo deprimido que se estende da Baía de Sepetiba (W), até o distrito de São 
João (E) no estado do Rio de Janeiro. Encontra-se sobre rochas pré-cambrianas 
principalmente gnaisses, migmatitos e granitos. Possui uma evolução complexa, 
32 
 
 
possivelmente relacionada a interação de esforços de borda com esforços locais, 
e recorrência de anomalias térmicas geradoras de soerguimento. 
Zalán (2004) subdividiu o Graben da Guanabara nos sub-grabens da 
Baía, Guandu-Sepetiba e Paraty. Estes sub-grabens estão separados pela Zona 
de Transferência Tinguá-Tijuca, e pela Zona de Acomodação de Ilha Grande-
Sepetiba, conforme a Figura 16. 
 
Figura 16: Imagem de satélite com a interpretação estrutural detalhada do Graben da 
Guanabara. Fonte: Zalán e Oliveira, 2005. 
 
A Bacia do Macacu (Figura 17) situa-se junto ao limite NE da Baía de 
Guanabara, estende-se na direção ENE, com aproximadamente 30 km de 
comprimento e 20 km de largura. Ao longo da borda sul da bacia estão as 
maiores espessuras de sedimentos, configurando-a como um hemigraben com 
mergulho de assoalho para SSE. Também são reconhecidos rejeitos verticais de 
menor monta ao longo da falha, que limita a borda norte da bacia (FERRARI, 
2001). 
A tectônica deformadora visível em quase todos os afloramentos afetou 
os depósitos da Formação Macacu. Essa tectônica deformadora é caracteriza 
por falhas normais mesoscópicas, que foram identificadas a partir de parâmetros 
estratigráficos. Foram realizadas analises geométricas, cinemáticas e das 
relações estratigráficas das falhas que afetam os depósitos da Formação 
Macacu, elas permitiram a separação de três grupos distintos gerados em 
33 
 
 
diferentes eventos de extensão: Extensão NW-SE; ExtensãoNE-SW e; e
extensão E-W a WNW-ESE (FERRARI, 2001; RICCOMINI et al., 2004). 
 
 
Figura 17: Mapa geológico da Bacia do Macacu: 1) embasamento pré-cambriano; 2) 
plugas e stocks de rochas alcalinas mesozoico cenozoicas; 3) Formação Macacu, 
Membro Porto das Caixas (depósitos de leques e planícies aluviais); 4) Formação 
Macacu, Membro Rio Vargem (depósitos lacustres); 5) sedimentos quaternários; 6) 
falhas (definida – traço contínuo, inferida - tracejado). Fonte: Zalán e Oliveira, 2005. 
 
Ferrari (2001) identificou paleotensões a partir de falhas e microfalhas que 
afetam os sedimentos da Formação Macacu. A idade dos eventos de extensão 
pode ser obtida pela cronologia relativa entre os três grupos de falhas citado no 
parágrafo anterior. As falhas de direção NE-SW são seccionadas pelas falhas de 
direção NW-SE, e as falhas de direção em torno de N-S afetam o colúvio, 
indicando que a extensão NW-SE é a mais antiga, e a extensão E-W a WNW-
ESE é a mais nova. 
Já a Bacia do Itaboraí constitui um pequeno hemigraben com cerca de 
1500 metros de comprimento e 500 metros de largura, que está encravado em 
terrenos granito-gnáissicos proterozoicos. (RICCOMINI et al., 2004) 
A bacia alonga-se na direção ENE, sendo limitada ao sul pela Falha de 
São José, possui espessura máxima de sedimentos de 125 metros, sendo esses 
carbonáticos (RODRIGUES & CUNHA, 1978; FERRARI, 2001). 
Segundo Riccomini et al. (2004) a Bacia do Itaboraí registra os primeiros 
estágios de formação do RSCB no Paleoceno, tendo sua instalação controlada 
34 
 
 
pela atividade da Falha de São José, de direção ENE, sendo está reativada do 
embasamento. Ferrari (2001) diz que essa bacia possui evidências de 
estiramento mais intenso comparada a outras bacias do RCSB, isso é 
evidenciado pelo mergulho de até 35° das camadas. Também são evidenciadas 
diferentes taxas de estiramento pela variação do mergulho das camadas, sendo 
essas taxas associadas a compartimentação da bacia em dois blocos 
estruturalmente distintos, que são separados por uma falha transversal. 
Ferrari (2001) em seu trabalho propôs uma síntese dos eventos 
deformacionais da Bacia do Itaboraí (Figura 18), essa síntese ainda inclui o novo 
contorno da bacia. 
O Graben da Barra de São João é uma depressão assimétrica de direção 
NE, com cerca de 20 km de largura e 4 km de comprimento, localizado na 
plataforma de Cabo Frio. (RICCOMINI et al., 2004). 
Para Mohriak e Barros (1990) a geometria crustal do graben de Barra de 
São João é caracterizada por notável assimetria, com depocentros locais, 
controlado por falhamento normal antitético na borda sul. 
Dados obtidos de seções sísmicas transversais ao eixo da bacia, mostram 
duas falhas principais delimitando o graben. A primeira falha que fica na borda 
sul, possui maior rejeito e indicações de rotação em bloco das camadas 
sedimentares basais. A segunda falha na borda norte, delimita um graben 
interior, mais simétrico (MOHRIAK & BARROS, 1990; RICCOMINI et al., 2004). 
Segundo Mohriak e Barros (1990) dados de subsuperfície sugerem, como 
mecanismo formador do Graben da Barra de São João, uma distensão crustal 
atuante no Terciário, com depocentros locais em blocos compartimentados por 
zonas de transferência, nas quais haveria a inversão de polaridade dos 
falhamentos extensionais.
35 
 
 
 
Figura 18: Mapa estrutural da Bacia do Itaboraí, com a incorporação de dados publicados, dados novos. E também o novo contorno da bacia, 
definido a partir da interpretação dos perfis de sondagem da Companhia Nacional de Cimento Portland. Fonte: Ferrari, 2001.
36 
 
 
6. CONSIDERAÇÕES FINAIS 
 
A área que abrange o Rift Continental do Sudeste do Brasil preserva uma 
grande variedade de eventos que se sucederam desde o Neoproterozoico até 
os dias atuais. Esses eventos variaram em magnitude, ambientes tectônicos, 
sistema tensional e esse conjunto de fatores geraram as mais distintas litologias 
e estruturas. 
Do Neoproterozoico ao Siluriano, formou-se nessa região um conjunto de 
cinturões orogênicos, marcado por espessamento crustal, regime compressivo 
e sistema tensional dúctil-rúptil a dúctil. Foi nesse período que se formaram 
grande parte das rochas do embasamento cristalino do RCSB, caracterizadas 
pela alta deformação, magmatismo anorogênico e metamorfismo. Esse 
embasamento possui alta heterogeneidade litológica, estrutural e em 
propriedades físicas, constituindo-se basicamente de filitos, xistos, gnaisses de 
baixo até alto grau, migmatitos, milonitos e granitos anorogênicos não 
deformados sob o sistema dúctil. 
No Período Siluriano até o Triássico Superior, com a consolidação do 
Supercontinente Pangea, houve uma diminuição na intensidade dos esforços 
compressivos. A estabilidade tectônica sob uma área de crosta espessa e alto 
nível topográfico favoreceu a exumação das rochas de zonas mais profundas, 
devido aos processos de erosão intensa e compensação isostática por 
soerguimento. A compensação isostática gera um alívio de pressão na 
astenosfera, o que pode causar uma distensão regional no antigo orógeno. 
Durante a transição do Jurássico Superior e o Cretáceo, houve um 
aumento dos esforços distensivos devido ao processo de ruptura do Gondwana 
e posterior abertura do Oceano Atlântico. Esse processo afetou como um todo a 
área do RCSB, pois foi o fator determinante para a sua gênese. Ele causou a 
reativação de antigas estruturas do embasamento, o abatimento de blocos com 
formação de hemigrabens e o magmatismo alcalino. 
A formação da depressão principal, formada por esforços extencionais de 
direção NNW-SSE, dá-se durante o Paleógeno, evidenciado pela deposição de 
rochas constituídas de sedimentos interpretados como sendo de leques aluviais 
proximais de diferentes formações em diferentes bacias. 
37 
 
 
A partir do Paleógeno, diversos eventos deformadores em sistema rúptil 
atuaram tanto sob as rochas do embasamento cristalino, quanto as rochas 
sedimentares depositadas até recentemente. Esses eventos foram responsáveis 
pela compartimentação do rifte principal em diversos riftes e bacias menores. 
 Um importante evento deformador que merece destaque foi a 
inversão/reativação durante os estágios compressional para transpressional no 
Neógeno. Diversos autores apontam que a geometria, orientação e deformação 
interna desses riftes menores devem-se as propriedades físicas das diferentes 
rochas do embasamento Pré-Cambriano em cada setor do rifte principal. Um 
exemplo, as bacias de Taubaté, Volta Redonda e Resende, as principais do 
RCSB, foram nucleadas em torno de zonas de cisalhamento dúcteis de direção 
NE-SW de idade Pré-Cambriana da Faixa Ribeira. 
Existem basicamente dois modelos para explicar a origem das forças 
tectônicas que geraram o sistema de riftes. Um deles, atribui a responsabilidade 
à contínua evolução da margem continental e do Oceano Atlântico, sobretudo a 
subsidência isostática da Bacia de Santos. O outro modelo explica que o RCSB, 
assim como quase toda a Plataforma Sul-Americana, estariam sob um regime 
compressivo, causando a reativação inversa das falhas. Isso se deve a 
convergência dos esforços gerados pela subducção da Placa de Nazca sob a 
Placa Sul-Americana a oeste, e a geração de nova crosta oceânica na margem 
leste da Placa Sul-Americana. 
A área do RCSB, ao se considerar todas as unidades litológicas 
presentes, registram uma infinidade de estruturas de regime dúctil, como dobras, 
formação de milonitos e migmatitos, além de estruturas de sistema rúptil, como 
falhas normais e inversas, falhas de empurrão, juntas e fraturas, entre outras. 
Existem evidências da atuação de esforços compressivos de direção E-W até aatualidade, gerando estruturas sobretudo rúpteis. 
Ao se concluir esse trabalho, pode-se compreender a complexa extensão 
dos processos aos quais essa região esteve submetida ao longo do tempo 
geológico em diferentes ambientes tectônicos, sob diferentes regimes de tensão 
e em direções distintas, formando uma grande diversidade litológica e estrutural.
38 
 
 
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