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ESTRATIGRAFIA DAS BACIAS SEDIMENTARES BRASILEIRAS

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ESTRATIGRAFIA DAS BACIAS SEDIMENTARES BRASILEIRAS
– INTRODUÇÃO
Esta apostila é um apanhado dos últimos trabalhos a cerca da estratigrafia das bacias sedimentares brasileiras que saíram nos últimos vinte anos. É sempre difícil encontrar num só livro a formalização das unidades estratigráficas segundo o conceito de sequências, por exemplo. Então lançamos mão de trabalhos diversos, principalmente àqueles feitos por pesquisadores que estudam as bacias sedimentares e que vocês encontrarão no final.
– BACIAS INTRACRATÔNICAS
2.1 - Considerações Gerais
	As bacias paleozóicas brasileiras não se formaram restritas ao território brasileiro, mas, extendiam-se além de nossas fronteiras sendo correlacionáveis com outras bacias, tanto na América do sul como na África e, possivelmente até mesmo com a Antártica, uma vez que somente agora os conhecimentos a respeito desse continente toma corpo.(Figura 1).
2.2 - Origem
	Vários são os mecanismos de origem postulados para as bacias cratônicas, onde ainda é causa de consideráveis debates. Os principais modelos são :
	1) mudança de fase ( Haxby et al,1976).
	2) Rifteamento associado a intrusão de uma pluma térmica (Burke & Dewey,1973).
	3) Metamorfismo termal da base da crosta (Midleton, 1980).
	4) Subsidência mecânica causada por massas intrusivas descompensadas, isostaticamente (De Rito et al.,1983).
	5) Transformação da fase basáltica da base da crosta para eclogito (Artyushkov et al, 1980).
	6) Intrusão de granitos anarogênicos durante a ruptura do Super continente Pré- Cambriano (Klein & Hsui,1987).
2.3 - Características Determinantes das Bacias Cratônicas
	1) Contornos circulares ou elipticos
	2) Perfil simétrico
	3) Baixa taxa de Subsidência
	4) Sedimentação homogenea, relativamente fina.
	5) Baixo gradiente geotérmico.
2.3 - Estágio de Sedimentação
	A rigor, a história das grandes sinéclises intracratônicas brasileiras só iniciou a partir do Siluriano, com a subsidência moderada das bacias do Amazonas, Paraná e Parnaíba (Schobbenhaus & Campos, 1984). 
	A estratigrafia dessas bacias é tratada aqui, em termos de estratigrafia de seqüências, com base principalmente, no trabalho de Soares et. al. (1978), modificado à luz de trabalhos mais recentes. Os citados autores reconheceram seis sequências tectonossedimentares, batizadas como Alfa, Beta, Gama, Delta, Épsilon e Zeta, respectivamente. Conceitualmente, essas seqüências são consideradas como o registro sedimentar de sucessivos ciclos tectônicos epirogênicos, atuantes durante a evolução das bacias interiores brasileiras. Segundo Soares et al., (1978), o desenvolvimento de cada um desses ciclos epirogênicos obedeceria, de um modo esquemático, à uma sucessão de fases assim caracterizadas: (1) – início da subsidência bacinal, deposição de sedimentos arenosos; (2) – aceleração da subsidência bacinal, superando a razão de deposição sedimentar e favorecendo a transgressão marinha; (3) reorganização do arcabouço estrutural da bacia, com a subsidência de sub-bacias e o soerguimento das áreas marginais e arcos internos, podendo resultar, localmente, discordâncias erosionais e progradações sedimentares; (4) – retomada da subsidência bacinal, propiciando a máxima transgressão marinha e a deposição de clásticos finos, carbonatos e evaporitos; (5) – fim da subsidência bacinal, devido à amplo soerguimento cratônico que favorecia o aumento das taxas de suprimento sedimentar e o assoreamento da bacia. O ciclo culminaria com erosão generalizada gerando superfícies de discordâncias regionais.
	As comparações da sequências tectono-estratigráficas de Soares et al., (op. cit.), com as sequências de outros autores (Gomes, 1968; Almeida, 1969; Ghignone e Northefllet (1971); Ghignone, 1972; Fúlfaro & Landim,1976) e com as modificações introduzidas neste trabalho, são ilustradas no quadro 5.
2.3.1 - Seqüência Alfa (Cambriano a eo-Ordoviciano)
Soares et al., (1978), consideram a Seqüência Alfa (de idade Cambro-Ordoviciana), como o primeiro ciclo deposicional fanerozóico registrado em território brasileiro, com ocorrência restrita à sinéclise do Amazonas, onde estaria representada pela Formação Acari ou Prosperança, constituída por arenitos basais e siltitos seguidos por rochas carbonáticas. Santos & Loguércio (1984), registram a ocorrência da Formação Properança também na Bacia do Alto Tapajós. Trata-se, provavelmente, da mesma unidade Litoestratigráfica denominada, por Santiago et al., (1980), de Formação Palmares. Na Bacia dos Parecis, Siqueira (1989) nomeou a Formação Cacoal, atribuída ao Cambro-Ordoviciano.
A Seqüência Alfa repousa discordantemente sobre o escudo Cristalino, Pré-cambriano e é limitada, no topo, pela discordância Pré-Ordociano superior ou Pré-Siluriano.
Estratos parcialmente contemporâneos da Seqüência Alfa, tais como: os grupos Castro e Jacadigo, no Paraná e Mato Grosso, O Grupo Jaibaras, no Ceará, os grupos Lavras e Bebedouro, na Bahia, que são incluídos nas sequências I de Almeida (1969) e de Ghignone (1972), são excluídos da Sequência Alfa, por Soares et al. (op.cit.), sob a alegação de constituírem depósitos de um estágio transicional Pré-Cratônico. Realmente, os depósitos molássicos, de idade Neo-Proterozóica a Eo-Fanerzoica, associados com magmatismo tardio e pós tectônico do ciclo Brasiliano, (550 a 450 Ma), não atendem à definição de sequência postulada por Sloss (1963).
Em termos tectono-estratigráficos a Sequência Alfa representa o primeiro ciclo deposicional, ocorrido no período de transição do ciclo Orogênico Brasiliano para as condições paraplataformais, que precederam à consolidação e estabilização da plataforma Sul-Americana, segundo definido por Almeida (1967 e 1969).
2.3.2 - Seqüência Beta (neo-ordoviciano a Siluriano)
A seqüência Beta, de idade neo-ordoviciana a siluriana, constitui o registro do segundo ciclo deposicional nas bacias incratônicas brasileiras e o primeiro sob condições ortoplataformais, quando a plataforma brasileira já se encontrava consolidada e estabilizada. O limite inferior da Seqüência Beta é a discordância pré-Ordoviciano Supeiror ou pré-Siluriano e o limite Supeiror é a discordância pré-devoniana.
Tectonicamente o ciclo é caracterizado por depósitos continentais, na parte basal, passando a Lagunares e culminando, no topo, por depósitos de planície de maré, relacionados com a transgressão siluriana, que progredia de oeste para leste, nas bacias do Paraná e Amazonas e provavelmente de norte para sul, na Bacia do Parnaíba (Harrington, 1962).
Segundo Soares et alii (op.cit) a Seqüência Beta é documentada na Sinéclise do Paraná, pela Formação Caacupé, que aflora apenas na borda sudoeste da bacia, próximo ao Arco da Assunção. Em trabalhos mais recentes, Milani (1993), Milani et alii (no prelo) e Assine et alii (no prelo), reconhecem, na Bacia do Paraná, uma seqüência, de idade ordoviciano-siluriano, que denominam de Grupo Ivaí, formada por um pacote arenoso basal (Formação Alto Garças), seguido, em alguns setores da bacia, por diamictitos glaciais, (Formação Iapó), e coroada por um horizonte de lutinos fossilíferos (formações Vila Maria e Vargas Penã) de idade eo-siluriana (Llandoveriano Inferior). A seqüência é limitada, no topo, pela discordância pré-Furnas.
Na Sinéclise do Amazonas, a Seqüência Beta é representada pela Formação Trombetas, que pode se correlacionar com as formações Iapó e Santa Maria, da Bacia do Paraná, pela ocorrência de diamictitos sotopostos à folhelhos marinhos de idade Llandoveriana (carozzi et alii, 1973).
Soares et alii (1978) não reconheceram registros da Seqüência Beta na Sinéclise do Parnaíba, entretanto, Aguiar (1973) e Mabessone (1977), já atribuíam idade siluro-devoniana à Formação Serra Grande constituída, predominantemente, por arenitos grosseiros de origem fluvial, com proveniência de leste e sudeste. Posteriormente, Caputo & Lima (1984), elevaram essa unidade litoestratigráfica à categoria de grupo, atribuindo-lheidade ordoviciano-siluriana, com base em dados palinológicos. O grupo Serra Grabde inclui três formações: Ipú, Tianguá e Jaicós. Segundo os seus autores os diamictitos glaciais da Formação Ipú (basal) capeados por folhelhos e siltitos da Formação Tianguá, são correlatos das formações Iapó e Santa Maria, da Bacia do Paraná. (quadro 6).
Remanescentes sedimentares da Seqüência Beta encontram-se em ocorrências isoladas, nas bacias interiores do Nordeste. A formação Tacaratú (parcialmente correlacionável com o Grupo Serra Grande ), é encontrada nas bacias do Tucano (Bahia), Jatobá, Mirandiba, São José do Belmonte, Tupanací, Afogados da Ingazeira e Betânia (Pernambuco) e Araripe (Ceará/Pernambuco/Piauí), onde recebe também as denominações de formação Maurití e formação Carirí.
Na Bacia dos Parecís a Seqüência Beta estaria representada pelos sedimentos terrígenos, com intercalações de calcários dolomíticos, descritos por Siqueira (1989), como Formação Cacoal e atribuída ao Siluriano.
Com o atual nível dos conhecimentos estratigráficos, ainda é difícil caracterizar a ocorrência da Seqüência Beta na Bacia do Alto Tapajós. Admite-se que as formações Borrachudo, Capoeiras e São Benedito, definidas por Santiago et alii, 1980 possam ser atribuídas à essa seqüência.
2.3.3 - Seqüência Gama (Devoniano a Eocarbonífero)
A Seqüência Gama, representa o terceiro ciclo tectono-sedimentar paleozóico, nas sinéclises intracratônicas brasileiras, incluindo os estratos sedimentares depositados durante o ciclo transgressivo/regressivo (T-R) iniciado no Devoriano e terminado no Eocarbonífero (Mississipiano). Assim, seu limite inferior é a discordância pré-devoniana e o limites superior a discordância pré-pensilvaniana. Trata-se de uma seqüência muito bem documentada nas três principais sinéclises intracratônicas brasileiras: Amazonas, Paraná e Parnaíba. Tectonicamente, esse ciclo tectono-sedimentar caracterizou-se por um aumentos da razão de subsidência dessas sinéclises, em relação aos ciclos precedentes.
Na Bacia do Paraná a transgressão marinha avançou de leste e nordeste, para oeste e sudoeste, deixando como registro litoestratigráfico as formações Furnas e Ponta Grossa (Soares et alii, 1978). A Formação Furnas é constituída por fácies proximais: arenitos grosseiros e conglomerados, depositadas em ambientes continentais, principalmente fluvial. Recentemente foram descobertos, no topo da Formação Furnas, megafósseis vegetais,( estudados por Mussa et alii, no prelo) e palinomorfos (estudados por Dino & Rodrigues, no prelo), indicativos de idade eodevoniana (Rodrigues, 1993). A Formação Ponta Grossa é composta, predominantemente, por folhelhos e argilitos de ambiente marinho nerítico. Segundo Fúlfaro & Perinoto (1993), a fauna fóssil dos folhelhos Ponta Grossa é indicativa de idade compreendida entre o Ensiano (eodevoniano) e o Frasniano (neodevoniano). Não se conhecem, na Bacia do Paraná, registros litológicos da fase regressiva desse ciclo deposicional (soares et alii,1978). A área de ocorrência das formações Furnas e Ponta Grossa tem sido estendida até a Bacia dos Parecís (Siqueira, 1989).
Na Bacia do Amazonas, ao contrário, não se conhecem registros da fácies proximais da fase transgressivas da Seqüência Gama. Na parte inferior da seqüência encontra-se a Formação Maecurú, de idade eo a mesodevoniana, formada por depósitos de ambientes epineríticos a litorâneos: arenitos finos a médios intercalados com siltitos e folhelhos. A formação Ererê, de mesma idade, constituída por siltitos e arenitos finos, de coloração cinza, capeados por folhelhos negros, representa fácies epicontinentais. A Formação Curuá, de idade do neodevoniana a eocarbonífera, inclui, na parte inferior, fácies neríticas e abissais, com turbiditos e, na parte superior, fácies arenosas de ambientes litorâneos, que registram a fase regressiva do ciclo deposicional (Soares et alii, 1978). O ciclo deposicional se encerra com os folhelhos e arenitos da Formação Faro, de idade neocarbonífera.
Soares et alii, (op.cit.) reconhecem, na Sinéclise do Parnaíba, o registro completo de todo o ciclo transgressivo/regressivo (T-R) da seqüência Gama, tendo como unidade basal a Formação Serra Grande. Pelos motivos já citados, esta unidade é hoje atribuída à Seqüência Beta. Deste modo, a Seqüência Gama, na Bacia do Parnaíba, inclui o Grupo Canindé, englobando as formações Itaim, Pimenteiras, Cabeças e Longa, tendo no topo a Formação Poti (quadro 6). A Formação Itaim, base, é constituída, principalmente por arenitos; segue-se a Formação Pimenteiras, constituída por clásticos finos a médios, de ambientes litorâneo e marinho. A Formação Cabeças, sobreposta, é formada por fácies arenosa de ambientes infranerítico e deltáico. As formações Pimenteiras e Cabeças são consideradas, por Mabesoone (1977), como de idade eo a mesodevoniana, com base em seus diversificados conteúdos paleontológicos. As fácies marinhas, mais distais, registradas por folhelhos e argilitos, de coloração cinza-escuro, compõem a Formação Longá, de idade neodevoniana. A fase regressiva do ciclo deposicional, de idade eocarbonífero (Mississipiana) (Mabesoone, op.cit.) é documentada por fácies Litorâneas, deltáicas e paludais, compostas de arenitos quartzosos intercalados com folhelhos e siltitos, de cores variegadas e delgados leitos de calcários, incluídos na Formação Poti.
Remanescentes sedimentares da Seqüência gama encontram-se na Bacia do Jatobá (Pernambuco), onde é representada pelas formações Inajá, Ibimirim (Devoniano) e Moxotó (Eocarbonífero).
Na Bacia do Alto Tapajós, Santiago et alii (1980) definiram a Formação Ipixuna e as unidades informais F e G, que talvez possam ser atribuídas à Seqüência Gama. Santos & Loguércio (1984) registram, na mesma bacia, a ocorrência da Formação Jaurú , considerada de idade neodevoniana a eocarbonífera, por seu conteúdo palinológico. Entretanto, essa correlação cronoestratigráfica, por si só, não basta para incluí-la, com segurança, na Seqüência Gama, uma vez que a unidade parece ter ocorrência restrita a um “gráben” entalhado no embasamento e nesse caso, não satisfaria à definição de seqüência, postulada por sloss (1963).
2.3.4 - Seqüência Delta (Neocarbonífero a Permiano)
A Seqüência Delta registra o quarto ciclo tectono-sedimentar nas sinéclises intracratônicas brasileiras e o último de idade paleozóica. Soares et alii (1978) distinguiram, na parte superior dessa seqüência, a sub-seqüência Delta-A, de idade Triássico-Jurássico, culminando com sedimentos associados ao intenso vulcânismo, que marca o início da Revolução Vealdeniana (Almeida, 1967 e 1969). Na concepção aqui adotada, a Seqüência Delta inclui apenas os registros do ciclo tectono-sedimentar paleozóico, iniciado no Neocarbonífero e encerrado no Permiano. A Sub-seqüência Delta-A, de Soares et Alii (op.cit.) é aqui redefinida e elevada à categoria de seqüência.
A ocorrência da Seqüência Delta é bem desenvolvida nas bacias do Paraná, Parnaíba e Amazonas. Esse ciclo tectono-sedimentar caracteriza-se por apresentar, nas principais sinéclises intracratônicas brasileiras, diferentes condições tectônicas, climáticas e fisiográficas.
Na Bacia do Paraná, registraram-se altas taxas de subsidência e deposição sedimentar, sob clima glacial, no começo de ciclo, passando para úmido e finalmente para semi-árido e árido, no seu final. A Seqüência Delta, na Bacia do Paraná, atinge espessura máxima de 2550 metros, incluindo as seguintes unidades litoestratigráficas: Grupo Itararé (formações Lagoa Azul, campo Mourão, Taciba e Aquidauna), Grupo Guatá (formações Rio Bonito e Palermo), grupo Passa Dois (formações Iratí, Estrada Nova e rio do Rasto) e Formação Corumbataí.
O Grupo Itararé, de idade mesocarbonífera (westfaliano) a eopermiana (Kinguriano) (Petri & Souza, 1993), subdividi-se em quatro formações: Formação Lagoa Azul mesocarbonífero: Westfaliano a Stephaniano), Formação Campo Mourão (Neocarbonífero: Stephaniano a eopermiano: Sakmariano), Formação Taciba (eopermiano:Artinskiano)e Formação Aquidauana (eopermiana: Artinskiano a Kinguriano). O grupo Itararé engloba os registros litológicos de uma transgressão marinha que progrediu, na Bacia do Paraná, de sudoeste para nordeste. (França, 1993). Litologicamente, o Grupo Itararé é constituído de arenitos, siltitos, folhelhos e diamictitos, depositados sob clima glacial. França (1993) observa que grande parte dessas litologias resulta de ressedimentação. Acredita o citado autor que “massas de gelo bordejavam as margens oeste e leste da bacia, suprindo-a com sedimentação na forma de deltas flúvio-glaciais. Leques, geleiras e icebergs flutuantes. Esses sedimentos eram, então, ressedimentados como turbiditos e fluxos de detritos”. Petri & Souza (1993) acreditam que a glaciação Itararé ter-se-ia encerrado ao final do Artinskiano; deste modo, os sedimentos de idade Kinguriana seriam de origem pós-glacial.
O Grupo Guatá, de idade neopermiana (sakmariano/kinguriano a kazaniano), é constituída por intercalações de sedimentos clásticos, onde predominam siltitos e arenitos de origem marinha e, secundariamente clásticos de origem continental, depositados sob clima frio, mas não glacial (Rosler, 1993). Na parte inferior do Grupo Guatá, a Formação Rio Bonito é parcialmente contemporânea dos estratos superiores do grupo Itararé (Petri & Souza, 1993 e castro & Schneider, 1993) Ela encerra registros sedimentares indicativos e ambientes flúvio-deltáico e litorâneo, passando a marinho raso. Na parte superior do grupo, os sedimentos da Formação Palermo, também indicam sedimentação em plataforma marinha rasa, de mar epicontinental, sujeita a rápidas transgressões e regressões cíclicas, provavelmente associadas a oscilações de origem glácio-eustáticas (Medeiros, 1993; Medeiros & Thomaz filho, 1993; Castro et alii, 1993).
O Grupo Passa Dois, de idade neopermiana (Artinskiano a Tatariano) (araújo-Barberena, 1993), registra o máximo avanço transgressivo (Formação Iratí) e a fase regressiva (formações Estrada nova, Rio do Rasto e Corumbataí) do ciclo deposicional. As litologias dominantes na Formação Iratí (folhelhos negros, folhelhos betuminosos, com siltitos e calcários subordinados), indicam deposição em ambiente marinho raso, normalmente calmo, parcialmente euxínico, de baixa salinidade, sob clima árido, com variações sazonais. (Araújo-Barberena), 1993). Na Formação Estrada Nova, predominam sedimentos terrígenos de ambientes marinho raso e litorâneos. Também a Formação Rio do rasto é constituída por depósitos terrígenos, de origem marinha rasa e litorânea, associados à sedimentos de ambientes flúvio-deltáicos, depositados sob clima árido (Menezes Filho, 1993).
A Formação Corumbataí, de ocorrência na parte noroeste da bacia, representa as fácies continentais proximais, das formações Estrada Nova e Rio do Rasto. Rohn & Lavina (1993) sintetizam: “A Formação Serra Alta [Fm. Estrada Nova inf.] representa a deposição de pelitos em condições plataformais de um mar epicontinental, ou lago de grande dimensões. As formações Teresina [Fm. Estrada Nova Sup.], Corumbataí e a parte inferior da Formação Rio do Rasto, devem corresponder à condições de águas gradativamente mais rasas ou à ambientes costeiros influenciados por tempestades. A parte superior da Formação Rio do Rasto é caracterizada por “red beds”depositados em ambientes lacustres rasos, lacustres marginais e eólicos”.
Na Bacia do Amazonas prevaleceram, durante o ciclo tectono-sedimentar neocarbonífero a permiano, altas razões de subsidência bacinal e clima árido, propício à deposição de evaporitos em ambiente marinho-restrito, resultante de uma transgressão marinha vinda de oeste. A Seqüência Delta nesta bacia, tem espessura máxima de 2500 metros. Litologicamente, tem caráter predominantemente pelítico e evaporítico, com delgados estratos carbonáticos, subordinados. Inclui as seguintes unidades litoestratigráficas, com hierarquia de formações: Monte Alegre, Itaituba, Nova Olinda e Andirá. A Formação Monte Alegre, de idade neocarbonífera (pensilvaniana), é formada por arenitos de granulação média, com intercalações de folhelhos de coloração cinza e castanha, depositados, predominantemente, em ambientes litorâneos, que registram o início de uma transgressão marinha (Santos, 1984). A Formação Itaituba, também de idade pensilvaniana, é constituída por estratos marinhos compostos por uma alternância de calcários cinza, muito fossilíferos; arenitos finos, folhelhos e siltitos, da mesma cor, com leitos de anidrita, no topo da seção. A Formação Nova Olinda, de idade permiana, é constituída por uma heterogênea intercalação de sedimentos terrígenos (arenitos, siltitos e folhelhos), carbonatos e evaporitos (anidrita, gipsita, halita e silvinita), depositados em ambiente marinho, predominantemente restrito, sob clima árido. O ciclo deposicional se encerra com a deposição de terrígenos continentais, associados com calcários e anidritas, que constituem a Formação Andirá, de Idade permiana.
Na Bacia do Parnaíba, o ciclo deposicional neocarbonífero a permiano é caracterizado por baixas taxas de subsidência tectônica e sedimentação em ambientes predominantemente continentais sob clima árido a semi-árido. A Seqüência Delta, nessa bacia, inclui as formações Piauí (neocarbonífera), Pedra de Fogo (permiano) e Motuca (neopermiana). A Formação Piauí, de idade pensilvaniana, é predominantemente arenosa, com níveis de siltitos e folhelhos, com intercalações de estratos calcários. Origina-se de deposição em ambientes continentais e marinhos rasos. Mabesoone (1977), com base em análises paleontológicas, atribui ambiente lacustre ao Membro Beneditinos (na base da formação), gradando para ambiente dominantemente fluvial e eólico, sob clima semi-árido, no Membro Saraiva (topo da formação). A Formação pedra de Fogo, de idade permiana, é caracterizada pela extensa ocorrência de sílex, associado a uma heterogênea intercalação de litologias: folhelhos, siltitos, arenitos e calcários. Sua origem é dominantemente continental. Inicia-se por depósitos fluviais, gradando para sedimentos lagunares e lacustres, parcialmente evaporíticos, em virtude do clima semi-árido (Mabesoone, 1977). Registram-se também efêmeras incursões marinhas (E.J. Santos et alii, 1984). A Formação Motuca, de idade permo-triássica, é constituída por clásticos de coloração vermelho-tijolo, com intercalações, subordinadas, de leitos de calcário e anidrita, depositados em ambiente continental: fluvial, eólico e lacustre raso.
Na Bacia de Parecís, Siqueira (1989) descreve a Formação Pimenta Bueno, de idade carbonífera, e a Formação Fazenda da Casa Branca, de idade permocarbonífera, que poderiam ser incluídas na Seqüência Delta.
Na Bacia do Alto Tapajós esta seqüência seria representada pela Formação Navalha, descrita por Santiago et alii (1980) como de idade permocarbonífera.
Em algumas bacias do Nordeste encontram-se testemunhos sedimentares de idade neocarbonífera a permiana, correlacionáveis com unidades litoestratigráficas da Seqüência Delta, da Bacia do Parnaíba. Os remanescentes de idade neocarbonífera recebem as denominações de Formação Batinga (Bacia de Sergipe-Alagoas) e de Formação Curitiba (Bacia do Tucano). Os testemunhos sedimentares permianos são nomeados como Formação Aracaré (Bacia de Sergipe-Alagoas), Formação Santa Brígida (Bacia do Tucano) e Membro Pedrão, da Formação Afligidos (bacias do Recôncavo e Tucano). Todas essas unidades apresentam notável semelhança litológica e de conteúdo paleontológico com a Formação Pedra de Fogo, da Bacia do Parnaíba, sugerindo uma continuidade pretérita entre essas bacias. Nas bacias do Recôncavo e Tucano, o Membro Cazumba, na parte superior da formação da formação Afligidos, tem sido correlacionado com a Formação Motuca, da Bacia do Parnaíba, pela semelhança litológica (clásticos de coloração vermelho-tijolo, com evaporitos subordinados) e posição cronoestratigráfica inferida (Aguiar & mato, 1990).
Registros da glaciação permo-carbonífera, da Seqüência Delta foram identificados, recentemente,em sedimentos do Grupo Santa Fé, na porção meridional da Bacia Sanfranciscana (Campos & Dardenne, 1993).
2.3.4.1 – Registros de Glaciação
	As bacias paleozóicas brasileiras não se formaram restritas ao território brasileiro, mas, extendiam-se além de nossas fronteiras sendo correlacionáveis com outras bacias, tanto na América do sul como na África e, possivelmente até mesmo com a Antártica, uma vez que somente agora os conhecimentos a respeito desse continente toma corpo.(Figura 1).
	Este ensaio vai abranger somente as bacias paleozóicas, visto que, são nessas bacias que estão os registros da glaciação que ocorreu no nosso continente, e de preferência os sistemas permo-carbonífero onde se localiza as principais ocorrências de ambientes glaciais na plataforma sul-americana.
2.3.4.2 - Características Dos Ambientes Glaciais
	Os ambientes glaciais distinguem-se dos demais ambientes pelo predomínio da atividade geológica do gelo.
	Os detritos transportados pelas geleiras consistem em material que o gelo desprende no seu trajeto ou incorpora por abrasão, devido ao poder de competência de transporte superior à da agua.
	Os sedimentos glaciais podem ser subdivididos em: sedimentos flúvio-glaciais, sedimentos glácio-lacustres e sedimentos glácio-marinhos.
	Os sedimentos flúvio-glaciais englobam depósitos diretamente depositados pelo gelo, acumulando-se em plena fase de atividades das geleiras, ou, in situ, por degelo. A esses depósitos dá-se o nome de tilitos. Estes são caracterizados por desprover de seleção e de estratificação, compostos por uma mistura de argila, silte, areia, seixos, calhaus e matacões de diversos tipos de rochas. Quando ocorre o degelo as correntes de agua produzidas formam depositos estratificados com uma seleção melhor a partir dos depósitos de tilitos.
	Os sedimentos glácio-lacustres correspondem aos depósitos acumulados em lagos pró-glaciais. A esses depósitos dá-se o nome de varvitos, que são ciclos de arenitos finos/siltitos e argilitos formando ritmos que correspondem a intervalos de gelo e degelo.
	Os sedimentos glácio-marinhos correspondem aos sedimentos glacígenos levados ao mar por rios de degelo, ou pelas geleiras que é mais comum.
	Para o reconhecimento de um paleoambiente glacial é necessário encontrar os sedimentos acima descritos e feições características do ambiente glacial, como por exemplo, as estrias glaciais. Essas estrias são marcas produzidas no embasamento pelo retrabalhamento do material por abrasão no fundo das geleiras )Morenas basais).
	Alguns cuidados devem-se tomar para não confudir os depósitos glaciais, dos depósitos deltaícos turbiditicos. É necessário encontrar critérios que não coloquem em xeque sobre esses ambientes, pois dependendo do tipo de transporte são bastantes semelhantes.
2.3.4.3 - Registros Glaciais Nas Bacias Sedimentares Brasileiras
	a - BACIA DO AMAZONAS
	Carrozi et al (1973) identificaram na Bacia do Amazonas registros de sedimentação glacial na Formação Trombetas (Membro Nhamundá, Eo-Siluriano) e da Formação Curuá ( Membro Cururi,Neo-Devoniano).
	Os ambientes deposicionais dessas duas formações variam de glacial a praial, passando por deltas, planície de maré até offshore.
	b - BACIA DO PARNAÍBA
	Carrozzi et al (1974) identificaram um efeito de glaciação atuando sobre o sistema deltaíco e o avanço da capa de gelo cobrindo parcialmente parte marginais dos deltas adjacentes. As formações identificadas como feições glaciais são as Formações Cabeças e Longá.
	Entretanto, Caputo & Crowell (1985) registraram na mesma bacia ocorrências glaciais na Formação Poti (carbonífero Inferior), onde ocorre diamictitos, principalmente no seu limite inferior e “seixos pingados” em sedimentos deltaícos intercalados a tempestitos e na Formação Piauí (Carbonífero Superior).
	Mais recentemente, Lima Filho & Santos, (no prelo) identificaram registros glaciais no Grupo Serra Grande, nas formações Ipú e Jaicós.
	É bem provável que as evidências glaciais nesta bacia estejam no Carbonífero, como também atesta Sampaio & Northfleet (1973), visto que nesta época também se depositavam em ambiência glacial a Formação Batinga ( Bacia Se/Al) e o Grupo Itararé ( Bacia do Paraná).
	c - BACIA SE\AL
	Na Bacia SE\AL apesar de toda a sequência se localizar nos estágios de bacias marginais, há o registro de sedimentação glacial no Paleozóico. As feições glaciais estão presentes na Formação Batinga, que por sua vez é composta por tres membros.
	Membro Atalaia - Arenitos grossos, imaturos e ortoconglomerados de seixos de quartzo em matriz arenosa, depositados em sistemas fluviais. Novos estudos sugerem que a ocorrência de arenitos interpretados como componentes deste membro poderia pertencer a Formação Serraria.
	Membro Mulungu - Paraconglomerado (tilitos) de seixos, calhaus e matacões de igneas e metamórficas, depositados em ambiente glacial.
	Membro Boacica - Siltitos laminados (ritmitos).
	d - BACIA DO PARANÁ
	É nesta bacia que estão as mais representativas feições glaciais. Analizando os vários trabalhos sobre a sedimentologia e estratigrafia da Bacia do Paraná, tem-se que o Grupo Itararé basicamente é composto por diamictitos, ritmitos, lamitos e arenitos.
	Estas litologias agrupam-se em membros e formações que parece variar de estado para estado, porém, em todos os trabalhos que versam sobre a litologia contida no Grupo Itararé, todas são compostas por uma associação de pelo menos 4 fácies.
	Soares et al (1977) distiguiram uma associação de 4 fácies no Grupo Itararé. A associação I é composta por arenitos muito finos a grosseiro, localmente conglomerático, esta associação foi designada a depósitos continentais fluviais.
	A associação II é interpretada como o resultado do retrabalhamento local de tills, em planície aluvial periglacial. É composta por arenitos finos a médios com microlaminação cruzada, lamitos levemente laminados e diamictitos que apresentam gradações de lamito onglomerático para lamito arenoso conglomerático.
	A associação III compõe-se dominantemente de siltitos e arenitos de granulação fina e muito fina. Os arenitos e siltitos mostram abundantes marcas de onda simétrica e assimétricas e flute marks. Esses sedimentos parecem representativos de tres ambientes: Planície de maré, praia e plataforma.
	A associação IV é composta por intercalações de arenitos imaturos, siltitos e ritmitos, tipicos de lobos deltaícos. A figura 8 mostra uma seção típica da associação IV com a associação I, nota-se que em alguns ciclos repetem-se o ciclo de Bouma. A figura 9 mostra o modelo deposicional destas 4 associações.
	Fernandes et al(1992) na região de Campinas-SP, identificaram 3 unidades principais para o Grupo Itararé: diamictitos e lamitos, ritmitos e arenitos.
	Nos ritmitos os autores distiguiram 2 fácies correspondentes a turbiditos mais proximais e outros mais distais. Os mais proximais são do tipo TABCDE, quase sempre incompletos. Os turbiditos mais distais são do tipo TDE.
	Estas asociações faciológicas, segundo Stevaux et al (1987) apud Fernandes et al (1992), corresponde à sequência de depósitos de correntes de turbidez com ocasionais corridas de lama em ambiente de plataforma ou de planície deltaíca sobrepostos por arenitos sigmoidais de frente deltaíca.
Quadro I - Relação das Sequências Tectono-Sedimentares nas Sinéclises Paleozóicas.
	 sequência
 Bacia
	 
	 
	 
	 
	 
	 
	
Amazonas
	
Prosperança
Acari
	
 Trombetas
	Faro
Curuá
Ererê
Maecuru
	 Andirá
 N. Olinda
 Itaituba
 Monte 
 Alegre 
	
 Vulcânicas
	 
 Alter do Chão
	
Parnaíba
	
Grupo Jaibaras*
	
 Gr. Serra 
 Grande
	Poti
Longá
Cabeças
Pimenteira
Itaim
	
Motuca
Pedra de Fogo
Piauí
	 Pastos Bons
 Sardinha
 Corda
 Mosquito
 SambaíbaUrucuia
 Itapecurú
 Codó
 Grajaú
	
Paraná
	
	
 Gr. Ivaí
	Ponta Grossa
Fm. Furnas
	Corumbataí
Gr. Passa Dois
Gr. Guatá
Gr. Itararé
	
 Botucatú
 Serra Geral
 Piramboia
	
 Bauru
** Esta sequência foi originalmente definida por Soares et al (1978), com a hierarquia de subsequência, abrangendo os sedimentos de idade triássica e jurassica. Na concepção atual temos a subsequência pré-vulcânica e subsequência sin-vulcânica como pertencentes a Sequência 
2.3.5 - Seqüência Delta-A (Triássico a Eocretáceo)
A sedimentação mesozóica, nas bacias sedimentares brasileiras, assume padrões sensivelmente diferentes daqueles dominados pelos ciclos epeirogênicos paleozóicos. No início do Mesozóico registrou-se, um lento e progressivo soerguimento das áreas fontes, seguido de intenso vulcanismo e rifteamento. A erosão de grande parte da cobertura sedimentar paleozóica forneceu os detritos clásticos que alimentaram a sedimentação em ambientes continentais, nas depressões periféricas que constituíam as sinéclises do Paraná, Parnaíba e Amazonas. (Ponte et alii, 1978).
A Seqüência Delta-A foi originalmente definida, por Soares et alii (1978), com a hierarquia de sub-seqüência, abrangendo os sedimentos de idade triássica e jurássica, nas sinéclises intracratônicas brasileiras.
Como aqui conceituada, a Seqüência Delta-A engloba, a sedimentação pré e sinvulcânica relacionada com a Reativação Vealdeniana, bem como, as rochas ígneas básicas, intrusivas e extrusivas, associadas ao referido tectonismo, inclusive em suas manifestações precoces. Assim definida, a Seqüência Delta-A, corresponde à Seqüência 3 de Gomes (1968) e à Seqüência III de Ghignone & Northfleet (1971), abrangendo um intervalo de idade desde o Triássico até o Eocretáceo (quadro 5). Ela pode ser subdividida em duas subseqüências distintas, correlacionáveis com as seqüências das bacias pericratônicas brasileiras: (1) uma subseqüência pré-vulcânica, de idade triássica e eojurássica, correlacionável com a Seqüência Pré-Rifte (Ponte et alii., 1978) ou Sin-Rifte I, (Chang et alii., 1988) e (2) uma subseqüência sin-vulcânica, de idade Eocretácia (Neocomiana), correlacionável com a Seqüência Rifte (Ponte et alii., op.cit.), ou Sin-Rifte II + Sin-Rifte III (Chang et alii., op.cit.).
Na Sinéclise do Paraná a Seqüência Delta-A, é representada pelas formações Piramboia (pré-vulcânica) e Botucatú (sin-vulcânica). As rochas vulcânicas constituem a Formação Serra Geral. A Formação Piramboia, de presumível idade triássica, é de origem continental, dominantemente eólica, onde os depósitos de dunas,interdunas e “sandsheets” se intercalam com depósitos fluviais, subordinados, de rios efêmeros. (Caetano-chang &WU, 1993). Segundo Soares et alii (1978), durante a deposição da Formação Piramboia prevalesceram moderadas taxas de suprimento sedimentar, combinadas com baixas taxas de subsidência tectônica. Seguem-se os sedimentos eólicos e fluviais da Formação Botucatú, sobrepostos pelos derrames de lavas basálticas toleíticas de idade neojurássica a eocretácia (119 a 147 Ma), incluídos na Formação Serra Geral ( Almeida, 1986).
A ocorrência da Formação Botucatú foi registrada na Bacia dos Parecís (Siqueira, 1989), onde também é sotoposta à vulcânicas basálticas de idade jurocretácia, incluídas na Formação Anarí (Santos & Loguércio, 1984).
Próximo a borda leste do Cráton do Guaporé os basaltos da Formação Tuparipuã, de idade radiométrica corresponde a do vulcanismo da Bacia do Paraná, formam derrames recobrindo estratos tipos como neopaleozóicos (Almeida, 1986).
Na Sinéclise do Parnaíba, as condições iniciais de sedimentação foram semelhantes àqueles da Bacia do Paraná (Soares et alii, 1978). A sub-seqüência pré-vulcânica é constituída pela Formações Sambaiba, constituída por arenosos de origem fluvial e eólica, de idade neojurássica, inferida. A sub-seqüência sin-vulcânica é representada pelas lavas basálticas e terrígenos associados, da Formação Mosquito (Triássico Superior a Jurássico Inferior), e pelos arenitos e folhelhos lacustres das formações Corda e Pastos Bons (Cretáceo Inferior), intercalados com as lavas basálticas da Formação Sardinha (Cretáceo inferior).
Na Sinéclise do Amazonas, a Seqüência Delta-A tem início por um episódio de atividade vulcânica documentada por derrames basálticos de idade neojurássica a eocretácica. Não se reconhecem registros de sedimentação sin-vulcânica associada a esse episódio (Soares et alii., 1978).
2.3.6 - Seqüência Épsilon (Meso a Neocetáceo: Aptiano a Maastrichtiano
Soares et alii., (1978) definiram a Seqüência Épsilon, como um reflexo do estágio de reativação tectônica do craton brasileiro, conhecido como Reativação Vealdeniana (Almeida 1967 e 1969). Entretanto, em conflito com essa definição, consideram o vulcanismo neojurássico a eocretácico, que marca o clímax dessa reativação, nas bacias intracratônicas, como o encerramento do ciclo Delta-A, anterior.
Após o tectonismo tafrogênico que fraturou, de sul a norte, a crosta da plataforma brasileira, seguiu-se, no final do Neocomiano, uma fase de rigorosa degradação, produzindo uma extensa superfície erosional, a discordância pré-aptiana, sobre a qual se qual se depositaram extensos lençóis de clásticos continentais, tanto nas bacias intracratônicas como em algumas bacias pericratônicas (Ponte et alii., 1978).
Considera-se aqui a Seqüência Delta-A, como o registro sedimentar do estágio de reativação tectônica e a Seqüência Épsilon como o registro estratigráfico da sedimentação mesozóica pós-vulcânica, nas bacias intracratônicas brasileiras. Assim conceituada, a Seqüência Épsilon inclui o referido pacote de sedimentos mesozóicos, limitados,na base pela discordância pré-aptiana. Englobar, portanto, os sedimentos continentais, albo-aptianos, posteriores à Reativação Vealdeniana, correlacionando-se com a Seqüência Pós-Rifte, das bacias do interior do Nordeste, com a Superseqüência Transicional do Golfo e com parte da Seqüência a Marinha das bacias da margem continental brasileira.
Na Bacia do Paraná a seqüência Épsilon inicia-se com os arenitos, dominantemente eólicos, da Formação Caiuá. No Final do ciclo tectônico verificou-se o soerguimento do Arco da Canastra, na parte norte da bacia, e da Serra do Mar, na parte leste. O principal registro sedimentar dessa fase e a Formação Baurú, constituída por extensos lençóis de arenitos fluviais e lacustres.
Na Bacia do Parnaíba a deposição da Seqüência Épsilon inclui três formações, depositados sob clima árido a semi-árido: a Formação Grajaú constituída, predominantemente, por arenitos fluviais; a Formação codó, composta por intercalações de folhelhos cinza, calcários e gipsita, depositados em ambientes transicionais e marinho raso; a Formação Itapecurú composta, em grande parte, por arenitos fluviais avermelhados e a Formação Urucuia, composta por arenitos avermelhados, formando chapadas tabulares.
Na Bacia do Amazonas o ciclo tectono-sedimentar pós vulcânico da seqüência Épsilon, é representada por uma extensa seção,com cerca de 500 metros de espessura, de depósitos continentais incluídos na Formação Alter do Chão, de idade cretácica.
Na Bacia dos Parecís, a Seqüência Épsilon é representada pelos estratos tabulares, de sedimentos terrígenos, da Formação Parecís, que formam a chapada homônima (Siqueira, 1989).
2.3.7 -Seqüência Zeta (Cenozóico)
A Seqüência Zeta, como definida por Soares et alii. (1978), é formada por delgadas coberturas terciárias, depositadas sobre superfícies peneplanizadas do ciclo erosional Sul-Americano e profundamente dissecadas pelo ciclos erosionais quaternários das Velhas e Paraguassú (King, 1956, apud Soares et alii., condicionada pela emergência do território brasileiro, em decorrência do soerguimento da Cadeia dos Andes.
As principais unidades litoestratigráficas incluídas na Seqüência Zeta são: o Grupo Barreiras de vasta ocorrência no território brasileiro, incluindo várias formações,com diversas denominações locais; as formações Cachoeirinha e Rio Claro, da Bacia do Paraná; a Formação Solimões, da Bacia do Acre e Alto Amazonas; o Grupo Pará, do Baixo Amazonas; a Formação Pirabas, da Bacia do Parnaíba; as formações Serra do Martins e Moura, do Nordeste, por exemplo.
2.4 - Evolução das Bacias Cratônicas Brasileiras
	O ciclo tectônico-orgênico Brasiliano encerrou-se entre o final do Proterozóico e inicio do Fanerozóico. Os eventos tardi-tectônicos, desse ciclo são registrados por tectonismo tafrogênico, associado a plutonismo responsável pela formação de granitóides datados de 450 a 550 milhões de anos. Essa fase tem sido considerada, por alguns autores, como a transição do ciclo tectônico Brasiliano para o estágio paraplataformal da cratonização e estabilização da Plataforma Brasileira (Almeida,1967).
	À rigor, a história das grandes sinéclises intracratônicas brasileiras só iniciou-se à partir do Siluriano. No Siluriano inferior o mar procedente dos geossínclinos pré-andinos realizou sua grande invasão na platforma brasileira. No Siluriano médio houve o recuo do mar ficando ausente no Siluriano Superior. Ver Quadro I
	No Devoniano inferior foi época das grandes invasões marinhas nas sinéclises paleozóicas. A sedimentação tem caráter dendrítico atingindo espessuras de até 3500m. Esta transgressão terminou no final do Devoniano superior formando um ciclo 
Quadro II - Relação da Variação do nível do mar no Paleozóico.
	 Idade
	 Nível do mar
 - +
	Sequência
	 Estágio
	Siluriano Inf
	
	
	 T
	Siluriano Médio
	
	 (
	 A
	Siluriano Sup.
	
	
	 L
	Devoniano Inf.
	
	
	 A
	Devoniano Med.
	
	 (
	 S
	Devoniano Sup.
	
	
	 S
	Carbonífero Inf
	
	
	
	Carbonífero Sup
	
	
	 G
	Permiano Inf.
	
	 (
	 E
	Permiano Médio
	
	
	 O
	Permiano Sup.
	
	
	 C
Transgressivo-Regressivo (T-R) completo. Na Bacia do Paraná, por exemplo, a transgressão marinha avançou de leste e nordeste, para oeste e sudoeste.
	A partir do Carbonífero inferior a plataforma brasileira sofreu uma nova transgressão marinha, menos intensa que a ocorrida no Devoniano, porém, em áreas mais restritas das grandes sinéclises, a exceção do Amazonas onde a transgressão foi generalizada. Na Bacia do Paraná a sedimentação é continental, com ingressões locais do mar. Na Bacia do Amazonas acumularam-se os calcários e pelitos, em condições marinhas com ampla ligação com as bacias andinas, seguindo condições de confinamento depositando-se evaporitos.
	No Permiano a evolução das sinéclises, esteve intimamente ligadas a formação do pangeia, uma vez que os processos orogênicos que se desenvolveram ao longo das bordas deste supercontinente e, entre o Gondwana e a Laurásia resultaram no fechamento das ligações com o mar, implicando na continentalização das bacias e, em muitos casos na formação de altos que subdividiam as bacias em compartimentos isolados ou, controlavam a deposição de seus sedimentos. Esses altos foram gerados a partir de movimentos diferenciais dos diversos continentaes, gerando esforços tectônicos`que se refletiram no interior das diversas placas, principalmente como esforços compressivos que geraram soerguimentos generalizados, tanto nas bordas quanto no interior das bacias e que ficaram registrados ou como mudança no eixo deposicional ou como perda de seção das mesmas.
	Na Bacia do Amazonas o desenvolvimento do megacisalhamento do Solimões e a criação de esforços secundários resultaram no fechamento da ligação da bacia com o mar, e na criação dos altos que subdividiram a bacia ( figura 2 ). A bacia do Paraná, apresenta seus sedimentos controlados pela tectônica, onde a relação da atividade tectônica em relação ao tempo mostra uma grande variação tanto de intensidade quanto de direção ao longo do Permiano (figura 3 ). Essa intensidade teria também se dado na Bacia do Parnaíba onde aprsenta falhas e a mudança do seu eixo deposicional.
	Após o Permiano a plataforma brasileira sofreu outra manifestação da reativação onde foi intenso o magmatismo basáltico que se apresentou nas sinéclises. A essa reativação Almeida (1967) designou de Reativação Wealdeniana ou Reativação Sul-Atlanticana de Shobenhaus et al, 1984.
2.5 - Evolução Paleogeográfica das Bacias Paleozóicas
	No final do Carbonífero, o Pangeia já estava praticamente formado apresentando extensas áreas cobertas por mares epicontinentais rasos que circundavam os continentes, como podemos observar na figura . Uma extensa cadeia de montanhas já se encontrava ao longo da união da Laurásia com o Gondwana. O Equador está posicionado quase paralelamente ao cinturão orogênico Quachita-Apalaches, e o polo sul posicionado no sul da África, observa-se ainda diversos centros de glaciação com direções variadas.
	A migração do Equador durante o Permiano médio, figura 5, provocou uma modificação distribuição da flora e fauna, o aquecimento da região godwanica permitiu que a flora Euro-Americana se instala-se ao Norte da África e Nordeste da América do Sul, a flora Solenóide migra para o Gondwana. Ocorre a expansão das floras Angariana e Catasiana, a flora Glossopteris se desenvolve formando depósitos que darão origem aos carvões gondwanicos.
	Nos depósitos marinhos, nota-se que os radiolários se deslocam mais para o norte em direção ao pólo. Nos mares próximos ao Equador, desenvolvem-se depósitos de Evaporitos, sendo que na Bacia do Amazonas ocorrem estruturas estromatóliticas
	Durante o Permiano superior , observamos na figura 6, que o deslocamento no sentido Oeste-Leste, se mostra dificultado não só pelas montanhas Uralianas e Angarianas, mas também pela transgressão dos Zechtein. Aparecem os montes Atlas e o soerguimento proto-Andino começa a se manifestar, aumenta a continentalização dos continentes.
	Na Bacia do Amazonas formaram-se extensos depósitops evaporíticos e eólicos, enquanto que na Bacia do Parnaíba começam a se instalar condições desérticas.
3. ESTRATIGRAFIA DAS BACIAS PERICRATÔNICAS BRASILEIRAS
3.1. Considerações Gerais
O conceito de “seqüência”, aqui aplicado às bacias pericratônicas da margem continental brasileira, deriva de definição original de Silberling & Roberts (1962), adotada por Asmus & Ponte (1973), o qual evoluiu, com pequenas modificações, até a sua formulação atual, através de vários estudos subseqüentes (Ponte & Asmus, 1976; Ponte et alii., 1978; Asmus, 1979 e 1984; Asmus & Porto, 1980; Asmus & Campos, 1983; Chang & Kowsmann, 1987; Chang et alii., 1988 e 1990, entre outros).
O termo “seqüência”, na conceituação de Ponte (no prelo), aqui adotada, define uma unidade estratigráfica genética de hierarquia maior do que grupo ou supergrupo, com vasta distribuição geográfica, constituída por uma sucessão de estratos, relativamente concordantes, identificável por suas características litológicas e conteúdo paleontológico, sendo resultante de um ciclo deposicional, sob condições paleogeográficas semelhantes, durante um determinado estágio da evolução tectônica da margem continental brasileira. Assim definidas, as seqüências das bacias pericratônicas, da margem continental brasileira, materializam grandes episódios de sedimentação, relacionados com vários estágios tectônicos da formação do Atlântico Sul. Deste modo, podem ser consideradas como unidades cronoestratigráficas naturais da história evolutiva dessas bacias.
A condição de unidade tectono-sedimentar, com características litológicas próprias e categoria hierárquica superior, confere às seqüências, acima definidas, características conceituais muito semelhantes às das seqüências definidas por Sloss (1963), diferindo apenas por dispensar a exigência de serem limitadas, no topo e na base, por discordâncias regionais. Guardam também estreita relação conceitual com as seqüências deposicionais de Mitchum et alii. (1977), cuja definição diz que são “unidades”estratigráficascompostas por sucessões de estratos relativamente concordantes e geneticamente realcionados”.
Em síntese: as seqüências das bacias pericratônicas brasileira são formadas por sistemas deposicionais relacionados aos sucessivos estágios evolutivos da margem continental brasileira. Esse condicionamento tectônico pode ser evidenciado nas análises sismoestratigráficas, pelos diferentes estilos estruturais, característicos de cada uma da seqüências. O relacionamento genético de cada uma dessas seqüências com os respectivos estágios da evolução tectônica da margem continental brasileira é tão marcante que vários autores (Asmus, 1979, 1980 e 1984; Ponte, 1980 e no prelo; Asmus & campos, 1983; Chang et alii., 1987 e 1988, por exemplo), têm usado,para batiza-las, termos evocativos das condições paleogeográficas dominates durante as respectivas deposições sedimentares.
Adota-se aqui, a divisão estratigráfica e a nomenclatura propostas por Ponte (no prelo), que elevou a hierarquia das seqüências originais, de Asmus & Ponte, 1973), à categoria de superseqüências, para ajustá-las à uma ordem de magnitude comparável à das superseqüências deposicionais, definidas por Mitchum et al .(1977) e adotadas por Braga & Della Fávera (1978 e 1979), para uso na PETROBRÁS, como já mencionado, as designações utilizadas, por Ponte (no prelo), para batizar suas seqüências e subseqüências, são evocativos dos vários estágios da evolução tectônica da margem continental brasileira, aos quais elas estão relacionadas. São elas: a Subseqüência Continental (incluindo a Seqüência Pré-Rifte e a Seqüência Rifte); a Superseqüência Transicional do Golfo (incluindo a Seqüência Evaporítica e a Seqüência Transicional); a Superseqüência Marinha (incluindo Seqüência Carbonática, a Seqüência Marinha-Transgressiva e a Seqüência Marinha-Regressiva) (figura 11). A Seqüência Pós-Rift foi definida posteriormente por Ponte et alii (1990) para englobar os estratos tabulares, depositados sobre a discordância pré-Aptiana, nas bacias sedimentares do interior do nordeste.
3.2 Superseqüência Continental
	A Superseqüência Continental é o registro estratigráfico dos estágios iniciais da formação do Atlântico Sul e das bacias da margem continental brasileira, denominados, respectivamente, de Pré-Rifte e Rifte (Ponte et alii., 1971) ou de Sin-Rifte I, Sin-Rifte II e Sin-Rifte III (Chang & Kowsmann 1987 e Chang et alii, 1988 e 1990). Ela compreende um pacote de sedimentos terrígenos de origem continental caracterizado, estruturalmente, por um estilo estrutural tipicamente tafrogênico, onde as feições dominantes são “horsts”, “grabens” e blocos escalonados, limitados por falhas normais. A Superseqüência Continental pode ser subdividida em duas seqüências distintas: (1) uma unidade basla, neojurássica (?), com distribuição geográfica que ultrapassa os limites das bacias costeiras, constituindo a Seqüência Pré-Rifte ou Sin-Rifte I e (2) uma espessa seção, eocretácica, de ocorrência confinada aos “grabens” e “semi-grabens” do rifte sul-Atlântico, que constitui a “Seqüência Rifte” ou Sin-Rifte II + Sin-Rifte III.
3.2.1 Seqüência Pré-Rifte (ou Sin-Rifte I): Esta seqüência forma a parte inferior da seção estratigráfica mesozóica das bacias costeiras e das pequenas bacias interiores do Nordeste do Brasil. É interpretada comoregistro de sedimentaçào em ambientes lacustres rasos, fluviais e eólicos dominantes em uma extensa bacia incratônica (Ponte & Medeiros), 1981). Essa paleobacia, alongada em sentido norte-sul, teria se formado durante o estágio Pré-Rifte, da evolução tectônica da margem continental brasileira, devido ao lento e progressivo colapso crustal, precursor do rifteamento sul-Atlântico (Ponte et alii, 1971).
	A Seqüência Pré-Rifte é caracterizada por duas associações de litolofácies distintas: (1) terrígenos de granulação fina, onde predominam folhelhos e argilitos vermelhos, com arenitos argilosos subordinados, depositados ambientes lacustres rasos, sob clima semi-árido e (2) arenitos quartzosos médios a grosseiros de origem fluvial e, secundariamente, arenitos finos de origem eólica. Estas duas associações de litofácies tem sido individualizadas como formações distintas, batizadas, respectivamente, com os seguintes termos: formações Aliança e Sergí (nas bacias do Recôncavo, Tucano, Jatobá, Bahia Sul e Mirandiba); formaçõesBananeiras e Serraria (na Bacia de Sergipe-Alagoas) e formações Brejo Santo e Missão Velha ( na Bacia do Araripe). (Quadro 6 e 7).
	As fácies lacustres da Seqüência Pré-Rifte abrigam uma associação paleo-faunística de ostracodes, incluída na biozona de Bissulcocypris pricei Pinto & Sanguinetti (RT-001), que caracteriza o Andar Dom João (Viana, 1965/1966 e Viana et alii, 1971), ou Donjoaniano (Brito & Campos, 1983). Nas litofácies fluviais registram-se apenas a presença de troncos silicificados. Embora a associação fossilífera do Andar Dom João não permita uma correlação segura com a coluna cronoestratigráfica internacional, ele tem sido tentativamente atribuído ao Jurássico Superior (Viana et alii., 1971; Moura, 1972 e Arai et Alii., 1989).
A área de ocorrência da Seqüência Pré-Rifte estende-se desde a região de Almada (Bahia), ao sul, até o lineamento da Paraíba, na região do Juazeiro do Norte (Ceará), ao norte, onde dista mais de 400 quilômetros do litoral. Em toda essa vasta área de ocorrência, exibe uma notável continuidade de suas características litológicas. Suas espessuras variam, em média, de 3000 a 500 metros.
3.2.2 Seqüência Rifte (ou Sin-Rifte II + Sin-Rifte III): ë o registro litoestratigráfico do estágio Rifte da evolução tectônica da margem continental brasileira. Litologicamente ela é constituída, predominantemente, por intercalações de arenitos, siltitos e folhelhos lacustres, exibindo grandes variações faciológicas. São notáveis as cunhas de conglomerados sintectônicos, associadas aos blocos rebaixados dos grandes falhamentos regionais. Essas litofácies recebem diferentes denominações litoestratigráficas, nas várias bacias onde ocorre, tais como: Supergrupo Bahia (incluindo os grupos ilhas, São Sebastião e Massacará e as formações Itaparica, Candeias e Salvador), nas bacias do Recôncavo e Tucano; formações Barra de Itiuba, Penedo, Morro do Chaves, Coqueiro Seco, Ponta verde e Rio Pitanga, na Bacia de Sergipe-Alagoas; Grupo Pendência,na Bacia Potiguar, entre as principais. (quadro 7).
	Gama Jr (1971), concluiu que os estratos sedimentares da Seqüência Rifte, nas bacias do Recôncavo e Tucano, foram depositados em ambientes deltáico-lacustres, durante um período de instabilidade tectônica, Ponte & Medeiros (1981), também diagnosticaram, nesta seqüência, da Bacia do Recôncavo, um sistema deposicional flúvio-deltaico-lacustre, associado à fácies proximais formadas por cunhas de conglomerados gravitacionais, sintectônicos e à leques aluviais.
	O conteúdo paleontológico de Seqüência Rift é constituído, principalmente, por uma rica associação paleofaunística de ostracodes de águas doces e salobras, imprópria para uma acurada correlação com a coluna biocronoestratigráfica internacional, exceto pelas bacias costeiras da África Ocidental. O zoneamento biestratigráfico dessa associação, na Bacia do Recôncavo, permitiu a definição de quatro andares locais: Rio da Serra, Aratú, Buracica e Jiquiá (Viana et alii, 1971), ou simplesmente Andar Bahiano (Brito & campos, 1983). Atribuiu-se à esses andares idade neocomiana (Cretáceo Inferior).
	A Seqüência Rifte se apresenta com estilo estrutural tipicamente tafrogênico podendo exibir, nos depocentros mais profundos da Bacia do Recôncavo, estruturas geostáticas produzidas por lutocinese.
As áreas de ocorrências são limitadas aos riftes eo-cretácios associados, direta ou indiretamente, à formação da margem continental brasileira. Suas seções mais completas ocorrem nas bacias do Recôncavo, Tucano e Sergipe-Alagoas. É registrada, também nas bacias de Campos, Espírito Santo, bahia-sul, Cabo, Potiguar, Araripe, Rio do Peixe e Iguatú. Nas bacias deSantos, Campos e Espírito Santo, encontram-se rochas magmáticas, datadas de 121 a 127 Ma, interpostas nos estratos sedimentares da Seqüência Rifte.
3.3. Superseqüência Transicional do Golfo e Seqüência Pós-Rifte:
	A Superseqüência Transicional do Golfo inclui todos os sedimentos depositados em ambientes transicionais durante o estágio de Golfo Proto-oceânico da evolução tectônica da margem continental brasileira. Ela comporta duas seqüências: a Seqüência Evaporítica e a Seqüência Transicional, ambas de ocorrência generalizada nas bacias costeiras e submarinas da margem continental brasileira. A sedimentação continental contemporânea, nas bacias do interior do Nordeste, foram incluídas por Ponte et alii (1970), na Seqüência Pós-Rifte.
	A Superseqüência Transicional do Golfo e a Pós-Rifte, estão incluídas no andar local Alagoas(Viana, 1971) ou Alagoano (Brito & Campos, 1983). A parte superior deste andar é atribuída ao neo-Aptiano combase em uma escassa paleofauna de amonoides (Cheloniceras, Diadochoceras e Dishyesites), encontrada na Bahia de Sergipe-Alagoas (Schaller, 1969) e na presença do esporomorfo Sergipea variverrucata, inidicativo da biozona p-270. A análise palinológica do Andar Alagoas, em escala regional, realizada por Arai et alii. (1989), aponta idade neo-Aptiana para a parte inferior do andar, enquanto a parte superior situar-se-ia na transição Aptiano/Albiano ou mesmo no neo-albiano. O Andar Alagoaspode ser identificado também por uma paleofauna de ostracodes, não marinhos, característicos das biozonas designadas como RT-010/011.
Os estratos da Superseqüência Transicional do Golfo, nas bacias pericratônicas, exibem estilo estrutural tafrogênico, embora em grau menos acentuado do que os da Seqüência Continental. Nas bacias do interior do Nordeste a Seqüência Pós-Rifte, caracteriza-se por estilo estrutural tabular e subhorizontal..
3.3.1. Seqüência Evaporítica (ou Megasseqüência Transicional Evaporítica): Esta seqüência, como seu nome indica, é composta por evaporitos (principalmente anidrita e halita), associados com carbonatos, folhelhos, siltitos e arenitos. Além dessas litologias ocorrem, na Formação Muribeca da Bacia de Sergipe-Alagoas, sais magnesianos (tachidrita, bishofita e carnalita). As elevadas concentrações da salmouras responsáveis pela deposição desses sais teriam sido propiciadas pela existência de bacias confinadas onde barreiras locais restringiram a franca comunicação das águas com o golfo proto-oceânico 9Ponte et alii, 1971; Asmus & Porto, 1972, por exemplo). A deposição sais ocorreu, provavelmente em ambientes marginais, subaquosos (lagunas) e subaéreos (“sabkhas”, salinas marginais e planícies salíferas) de um mar hipersalino (Koutsoukos et alii, 1991). Os citados autores admitem mais, que condições marinhas parálicas persistiram, na bacia, até oneo ou meso-Albiano e que eventos anóxicos intermitentes, associados com massas de água de salinidade estratificada ocorreram, durante todo esse período.
	Os sedimentos da Seqüência Evaporítica (ou Megasseqüência Transicional Evaporítica, de Chang et alii, 1990) recebeu diversas designações litoestratigráficas nas bacias pericratônicas da costa leste brasileira: Formação Muribeca, na Bacia Sergipe-Alagoas; Membro Itaunas e parte superior do Membro Mucuri, da Formação Mariricu, nas bacias do sul da Bahia, Jequitinhonha, Cumuruxatiba, Mucuri e Espírito Santo; membro superior (evaporitos) da Formação Lagoa Feia, na Bacia de Campos; e Formação Ariri na Bacia de Santos. (Quadro 7).
	Leyden et alii. (1976) registram a ocorrência da Seqüencia Evaporítica, como uma faixa contínua, com 700 quilômetros de largura, na Bacia de Santos e estreitando-se progressivamente para norte até a Bacia de Sergipe-Alagoas. A seqüência está ausente no rifte abortado do Recôncavo – Tucano – Jatobá, bem como na Bacia de Pelotas, ao sul da Dorsal do Rio Grande, e nas bacias situadas ao norte do Platô de Pernambuco.
	Além do estilo estrutural tafrogênico, a Seqüência Evaporítica caracteriza-se, pela freqüênte ocorrência de estruturas adiastróficas, direta ou indiretamente causadas por halocinese (principalmente domos e diápiros de sal e deslizamentos gravitacionais, responsáveis por falhas e dobras de crescimento). Esse tipo de estruturas dificulta a avaliação da espessura das camadas salíferas. Na parte emersa da Bacia de Sergipe-Alagoas, onde a seqüência é pouco perturbada pela halocinese, as espessuras de sal variam de 200 a 800 metros.
3.3.2. Seqüência Transicional: A Seqüência Transicional inclui os registros esratigráficos, não evaporíticos, do estágio Proto-Oceânico da evolução tectônica das bacias da margem continental brasileira. Esses sedimentos originam-se, predominantemente, de deposição em ambientes transicionais, tais como: praias, deltas, planícies de marés, lagunas, “sabkhas”, pântanos litorâneos, mangues, etc. A seqüência ocorre principalmente nas bacias da costa norte do Brasil, onde a livre circulação das águas do Golfo Proto-oceânico Equatorial, impediram a deposição de evaporitos. Cumpre ressalvar que a seqüência ainda não foi registrada nas bacias do Amapá e Foz do Amazonas, onde poderá ocorrer a grandes profundidades.
A Seqüência Transicional é representada, na Bacia Potiguar, pela Formação Alagamar e na Bacia de Barreirinhas, pelo Grupo Canárias.
2.3.3. Seqüência Pós-Rifte: O termo foi definido por Ponte et alii. (1990) para designar, nas bacias interiores do Nordeste, uma unidade tectono-estratigráfica, de idade mesocretácica, formada por estratos sedimentares, de comportamento tabular e atitude sub-horizontal, limitados na base pela discordância pré-aptiana e expondo o topo na capa de extensas chapadas. As litologias dominante são os terrígenos de granulação grosseira a média, de origem continental e coloração avermelhada; subordinadamente podem ocorrer folhelhos e calcários laminados lacustres e evaporitos (gipsita e anidrita), depositados sob clima semi-árido. O conteúdo paleontológico é constituído por ostracodes, de águas doces, e palinomorfos, característicos de biozonas indicativas do Andar Alagoas (Aptiano/Albiano Inferior ?).
	A Seqüência Pós-Rifte, assim definida, ocorre, com o nome de Formação Marizal, nas bacias do Recôncavo, Tucano, Jatobá e Mirandiba, onde ultrapassa os limites dos riftes subjacentes, recobrindo parte das áreas cratônicas circundantes. Na Bacia do Araripe e seqüência é representada pelo grupo homônimo, que documenta um ciclo deposicional, transgressivo/regressivo (T-R), completo, compreendendo três sistemas deposicionais distintos: (1) o sistema flúvio-lacustre-carbonático, neo-aptiano eo-albino (?), englobando a Formação Rio da Batateira e o Membro Crato da Formação Santana; (2) o sistema transicional evaporítico e litorâneo, meso-albiano, incluindo os membros Ipubí e Romualdo da Formação Santana e a Formação Arajara; (3) o sistema fluvial entrelaçado e meandrante, neo-albiano-cenomaniano (?), constituído pela Formação Exu. A Seqüência Pós-Rifte correlaciona-se com as formações Codó, Itapecuru e Urucuta, da Bacia do Parnaíba; Areado e Urucuia, da Bacia Sanfranciscana, de Minas Gerais, todas atribuídas à seqüência Épsilon das bacias intracratônicas.
3.4. Superseqüência Marinha
	A Superseqüência Marinha, ou Megasseqüência Marinha (Dias-Brito & Azevedo, 1986), tem distribuição contínua ao longo de toda a margem continental brasileira. Os sedimentos marinhos que compõem esta seqüência abrigam uma rica paleofauna de foraminíferos plantônicos (Noguti & Santos, 1972) e nanofósseis calcáreos (Troelsen & Quadros, 1970), além de amonóides, encontrados nas bacias nordestinas de Sergipe-Alagoas, Recife-João Pessoa e Potiguar (K. Beurlen, 1961; G. Beurlen, 1967 e 1968; Bengtson, 1977 e Reyment & Bengtson, 1986, por exemplo). Os zoneamento bioestratigráficos dessas associações de fosséis marinhos permitem uma perfeita correlação com a coluna bio-cronoestratigráfica internacional indicando, em geral, uma amplitude, de idade, entre o Albiano e o Recente.Na parte submarina da Bacia de Pelotas a sedimentação marinha iniciou-se já no Aptiano.
	Os estratos da Superseqüência Marinha exibem um estilo estrutural muito mais simples do que aqueles das seqüências anteriores. Eles formam, regionalmente, uma cunha em homoclinal mergulhando para o oceano, como resultado do basculamento e subsidência da margem continental brasileira. As estruturas locais são, em sua maioria, do tipo geostático, produzidas por deslizamentos gravitacionais, falhas de crescimento e anticlinais de compensação.
	A Superseqüência marinha compreende três seqüências distintas: (1) a Seqüência Carbonática, corresponde ao estágio tectônico de mar interior; (2) a Seqüência Marinha-Transgressiva e (3) a Seqüência Marinha-Regressiva, ambas correspondentes ao estágio de mar aberto da evolução tectônica da margem continental brasileira.
3.4.1. Seqüência Carbonática: Corresponde, em parte, à Megasseqüência Carbonática de Plataforma Rasa (Chang et alii, 1990) e às Seqüências Carbonática Nerítica Rasa e Carbonática Nerítica Profunda (Dias-Brito & Azevedo, 1986). Ela ocupa a parte inferior da Superseqüência Marinha e está presente em quase toda a extensão da margem continental brasileira. Não tendo sido registrada apenas na Bacia de Pelotas, situada ao sul da Dorsal do Rio Grande.
A Seqüência Carbonática forma uma extensa plataforma de carbonatos de alta energia, composta por calcários de águas rasas onde estão prsentes quatro componentes principais: oncolitos, “pellets”, oolitos e bioclastos. Nas partes distais as fácies dominantes são os calcilutitos e os calcisiltitos, intercalados com margas e folhelhos, indicativos de águas mais profundas (Chang et alii., 1988). Nas áreas proximais os estratoscarbonáticos interdigitam-se com terrígenos litorâneos. Calcários dlomíticos, de origem secundária, são também muito comuns nesta seqüência. Os paleo-ambientes deposicionais, indicados pelas litofácies e associações fossilíferas, eram dominantemente nerítico-rasos sob clima quente e semi-árido. (Dias-Brito, 1982; Koutsoukos & Dias Brito, 1987 e Azevedo et alii., 1987, Koutsuokos et alii., 1991, por exemplo).
Os estratos da Seqúência carbonática recebem diferentes denominações litoestratigráficas, nas várias bacias onde ocorre: Grupo caju, na Bacia de Barreirinha; formações Jandaíra e Ponta do Mel, intercaladas nas áreas proximais, com a Formação Açu, na Bacia Potiguar; formações Continguiba e Riachuelo, na Bacia de Sergipe-Alagoas; Formação Barra Nova, nas bacias do sul da Bahia e do Espírito Santo; Formação Macaé, na Bacia de Campos e Formação na Bacia de Campos e Formação Guarujá, na Bacia de Santos. (Quadro 7).
Aparentemente as amplitudes de idades da plataforma carbonática aumentam, do sul e do norte, em direção ao nordeste. Nas bacias da costa leste desde Santos até Jequitinhonha são de idade albiana. Na Bacia de Barreirinhas eles são de idade albiana a santoniana. Na Bacia de Sergipe-Alagoas, variam do Albiano ao Santoriano; na Bacia Potiguar, a amplitude vai do Albiano ao Maastrichtiano e na Bacia de Recife-João Pessoa, no extremo nordeste, atingem amplitude máxima, que vai do Albiano (no Platô de Pernambuco) até o Maastrichtiano e o Eoceno, na parte emersa da bacia.
Durante o estágio tectônico de mar interior, estreito, quando foi depositada a Seqüência Carbonática, as condições tectônicas eram relativamente estáveis e a configuração paleogegráfica da margem continental brasileira era, provavelmente, muito semelhante à do atual Mar Vermelho, entre a África e a Península Arábica.
3.4.2. Seqüência Marinha-Transgressiva: Corresponde, parcialmente, a Megasseqüência Marinha Transgressiva (Chang et alii, 1990). Esta seqüência tem ocorrência contínua ao longo de toda a margem continental brasileira. Ela é predominantemente composta por folhelhos cinza-escuros, margas e calcilutitos. São comuns também, as lentes de depósitos clásticos formadas por turbidítos. Pesquisas paleoecológicas (Dias-Brito, 1982, Dias-brito & Azevedo, 1986 e Koutsoukos & Dias-brito, 1987), indicam que os sedimentos desta seqüência, na Bacia de Campos, foram depositados em ambientes marinhos gradualmente mais profundos: de neríticos profundos a batiais. Dias-Brito & Azevedo (1986) distinguem, na Bacia de Campos, duas seqüências: a Seqüência Hemipelágica, com turbiditos, onde identificam eventos episódios anóxicos e a Seqüência Siliciclástica de Aprofundamento, depositada em meio oceânico progressivamente mais profundo. Chang et alii. (1988) acreditam que um importante episódio de anoxia registrado nessa bacia, ocorreu quando o mar atingiu profundidades de 200 a 300 metros.
	Os sedimentos da Seqüência Marinha-Transgressiva, recebem diversos nomes litoestratigráficos; tais como: Grupo Humberto de Campos, na Bacia de Barreirinhas; Formação Ubarana, na Bacia Potiguar; Membro Calumbi da Formação Piaçabuçu, na Bacia de Sergipe-Alagoas; Formação Urucutuca nas bacias do sul da Bahia e do Espírito Santo; Formação Campos, na bacia homônima; formações Santos e Itajaí, na Bacia de Santos. (Quadro 7).
 A Seqüência Marinha-Transgressiva abriga uma abundante fauna de microfósseis marinhos indicativos de idades meso a neocretácicas (desde o Albiano-Superior) ao Campaniano-Maastrichtiano). Na Bacia de Pelotas ela pode apresentar uma maior amplitude de idade, com início no Aptiano.
Reyment et alii. !1975), mencionam três episódios principais de transgressões marinhas, identificáveis nas bacias costeiras do Brasil e da África Ocidental: (1) o episódio neocenomaniano a turoniano (94-92 Ma); (2) o episódio Campaniano-Maastrichtiano (71-69 Ma); e (3) o episódio paleocênico (56 Ma). Os citados autores explicam essas transgressões segundo modelo proposto por Hallam (1971), segundo o qual as transgressões marinhas, de caráter global, ocorrem durante períodos de maior atividades tectônica, acentuando o soerguimento das cadeias meso-oceânicas diminuindo, em conseqüência, a capacidade das bacias oceânicas.
A Seqüência Marinha-Transgressiva corresponde à Megasseqüência Deposicional 1 de Braga & Della Fávera (1978, 1979), (figura 11) facilmente caracterizada, em sismoestratigrafia, pela configuração, paralela a subparalela dos refletores que exibem também, caráter uniformes de deposição sedimentar em uma plataforma em lenta e contínua subsidência. Em algumas bacias, como Santos e Espírito Santo, essa configuração simoestratigráfica é deformada pela halocinese dos depósitos evaporíticos subjacentes. A natureza transgressiva desta seqüência pode ser evidenciada pelo padrão, em ‘onlap” das suas reflexões sísmicas.
3.4.3. Seqüência Marinha-Regressiva: Corresponde, parcialmente, à Megasseqüência Marinha regressiva, (Chang et alii, 1990) e à Seqüência Siliciclástica de Arrasamento (Dias-Brito & Azevedo, 1986). Esta seqüência, que ocorre em todas as bacias costeiras brasileiras, pode ser apontada como uma típica suite progradacional, de margem continental. Em um corte transversal, do continente em direção ao oceano, ela exibe um padrão de variações litofaciológicas que vão desde as associações de terrígenos litorâneos, passando para plataforma marinha rasa, plataforma externa e, finalmente, talude continental. As associações litorâneas são constituídas, em sua maior parte, por arenitos, de granulação média a grosseira de ambientes transicionais e, subordinadamente, flúviais. Nas associações plataformais predominam as intercalações de clásticos finos: folhelhos, siltitos e arenitos finos, localmente apresentando bancos de calcários, nas bordas externas. As fácies de talude são dominadas por folhelhos escuros, de águas profundas. Nas bacias de Santos, Campos, Espírito Santo, Potiguar e Ceará, encontram-se rochas ígneas magmáticas, de idades entre 80 a 50 Ma, interpostas nos estratos sedimentares desta seqüência.
Os sedimentos da Seqüência-Marinha Regressiva recebem diferentes designações litoestratigráficas, tais como: formações Tibau e Gumaré, na Bacia Potiguar; Membro Marituba da Piaçabuçu, na Bacia de Sergipe-Alagoas;formações Rio Doce e Caravelas, nas bacias do sul da Bahia e do Espírito Santo; Formação Emboré, na Bacia de Campos; formações Marambaia e Iguape, na Bacia de Santos. (Quadro 7).
A seqüência Marinha-Regressiva, abrange uma amplitude cronoestratigráfica entre o Campaniano-Maastrichtiano (Cretáceo Superior) ao Recente. Assim, ela se superpõe à Seqüência Marinha-Transgressiva, sendo o contato entre elas facilmente mapeável pela sismoestratigrafia. De fato, uma das feições sismoestratigráficas mais típicas e conspícuas das bacias sedimentares pericratônicas, da margem continental brasileira, é a brusca mudança do padrão das reflexões subparalelas, características da megasseqüência deposicional 1 (Braga & Della Fávera, 1978 e 1979), corresponde à Seqüência-Transgessiva, para o padrão progradacional, típico da Seqüência Marinha-Regressiva, onde Braga & Della Fávera (1978 e 1979) identificaram três megasseqüências deposicionais, nomeadas com 2, 3 e 4, respectivamente (Figura 11).
4. EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR
4.1. Evolução das Sinéclises Paleozóicas Brasileiras
	
Entre o final do Proterozóico e o início do Fanerozóico (por volta de 600 a 500 Ma atrás) o cráton do paleo-continente do Gonduana sofreu um pulso tardio do ciclo tectônico Brasiliano – Pan-africano, que caracterizou-se por vulcanismo, reativação de antigas feições estruturais, por movimentos compressionais e tafrogênicos. Em conseqüência, a sedimentação de idade Cambro-Ordoviciana, no Brasil, tem caráter predominantemente sintectônico. São, em geral, sedimentos imaturos: arcósios, grauvacas e conglomerados polimíticos, com intercalações freqüentes de piroclásticas ácidas, riolitos e ocasionalmente basaltos, que são encontradas preenchendo fossas estruturais, tardi-tectônicas. Segundo Almeida (1969), esta sedimentação caracteriza, no cráton brasileiro, a transição do estágio paraplataformal para o ortoplataformal. Como possível exceção, encontram-se,nas Sinéclises do Amazonas e do Amazonas e do Alto tapajós, os estratos da Seqüência Alfa que teriam sido depositados sob condições plataformais estáveis. De modo geral, a evolução das grandes sinéclises brasileiras teve início, entre o final do Ordoviciano e começo do Siluriano, após a consolidação e estabilização do cráton brasileiro, que assumiu a condição de ortoplataforma. Assim, a colmatação destas suaves depressões, se deu pela deposição de extensas coberturas sedimentares, sob condições tectônicas estáveis. Suaves movimentos epirogênicos, determinaram ciclos tectônicos, cujo registro são seqüências tectono-sedimentares, separadas por discordâncias interregionais. A partir do estudo de Soares et alii (1978), reconheceram-se, nas sinéclises intracratônicas brasileiras, sete seqüências fanerozóicas, sendo quatro paleozóicas: (1) Seqüência Alfa (cambriana a eo-ordoviciana, (2) Seqüência Beta (neo-ordoviana a siluriana), (3) Seqüência Gama (devoniana a eocarbonífera) e (4) Seqüência Delta (neocarbonífera a permiana); duas seqüências mesozóicas: (1) Seqüência Delta-A (triássica a eocretácia), e Seqüência Épsilon (meso a neocretácica); e uma seqüência cenozóica: Seqüência Zeta.
Nas bacias interiores, o último ciclo sedimentar paleozoíco, representrado pela Seqüência Delta é interrompido, no Triássico, por um episódio magmátaico, precursor da Revolução Vealdeniana. Esse vulcanismo tem sido registrado, no brasil, locais diferentes: (1) no “graben” de Cassiporé, no Pará (com idade radiométrica de 206 Ma, segundo Asmus, 1984); na Sinéclise do Parnaíba, onde é denominado de vulcanismo Mosquisto, com idade neotriássica a eojurássica e (3) na região de Búzios, Rio de janeiro, com idade de 225 Ma (Asmus, op.cit.).
	4.2. A Revolução Wealdeniana e a Ruptura do Gonduana
	No início do Mesozóico extensas coberturas sedimentares ainda recbriam grande parte da plataforma cratônica Afro-Brasileira. Porém um continuado levantamento epirogênico, durante o Triássico, favorecera a erosão dessa cobertura sedimentar, desnudando o embasamento na vasta e suave antéclise que se estendia do Craton do São Francisco, no Brasil, ao Maciço de Chaillu, na África. Os esforços tensionais, atuantes na região, promoveram o estiramento crustal e a subsidência do eixo dessa antíclise, dando origem à uma depressão rasa, alongada em direção norte-sul, (a Depressão Afro-Brasileira, de Ponte et alii, 1971), localizada na área onde viria a se implantar o rifte precursor do Atlântico Sul. Inicialmente o afundamento desta calha foi bastante lento, em resposta ao adelgaçamento crustal e a falhamentos incipientes, característicos do estágio preliminar do processo de rifteamento, ou estágio sin-rifte I, do modelo de Le-Fournier, (1985). Nessa calha foram depositados os sedimentos terrígenos da Seqüência Pré-Rifte, que registram o Andar Dom João (Neo-jurássico ?),na parte basal da Superseqüência Continental.
A razão de subsidência, da Depressão Afro-Brasileira, acentuou, progressivamente até o início do Cretáceo, quando a crosta siálica, atingindo o seu limite de deformação plástica, sofreu severo fendilhamento tafrogênico. Teve início, assim, a Reativação Vealdeniana, atuando preferencialmente, ao longo de antigos alinhamentos estruturais precambianos. Esta fase de rifteamento, propriamente dito, inclui os estágios sin-rifte II e sin-rifte III, de Le Fournier (1985). Ao longo das atuais áreas costeiras, do leste do Brasil e oeste da África, o fendilhamento progrediu de sul para norte, formando um sistema de riftes semelhante ao atual sistema de riftes do leste africano. O ramo oeste/noroeste do rifteamento, precusor da costa equatorial brasileira e do Golfo da Guiné, na África, resultou de esforços predominantemente transtensionais, em contraposição aos esforços dominantemente tensionais, atuantes na costa leste. O ramo leste/nordeste, do sistema de riftes Sul-Atlântico abortaria, deixando, como registro, a fossa do Benué, em território africano.
A evolução do rifteamento Sul-Atlântico, como parte do processo de migração continental, entre as placas africana e sul-americana, continuou durante todo o Neocomiano (Cretáceo Inferior), obedecendo a um movimento rotação polar. Esse tipo de movimento impunha velocidade angulares diferentes, ao longo do eixo do rifteamento gerando, em conseqüência, binários de esforços, responsáveis por falhamentos tensionais, como componente principal, e por cizalhamentos de transferência, ou acomodação, como componente secundária.
O polo de Rotação do movimento divergente das placas Africana e Sul-Americana mudava bruscamente de posição quando eram vencidas zonas de resistência crustal crustal e as tensões eram relaxadas (Le Pixon & Hayes, 1971). Uma das principais zonas de resistência, que atuou como forte obstáculo retardando a progressão do rifteamento Sul-Atlântico, foi a zona Transversal de dobramentos do Nordeste, na Província Borborema. Nesse episódio, o Lineamento de Pernambuco – Ngaoundere, no limite sul da Zona Transversal, atuou como uma mega-zona de transferência, contribuindo para a equilibrar as tensões entre o bloco ao sul e a Província Boroborema, ao norte(Matos 1987 e 1992). A resistência oposta pela Zona Transversal foi vencida durante o Andar Rio da Serra. A partir daí, até pelo menos o final do Andar Aratu, a Província Borborema também foi estruturalmente reativada, embora em menor escala, por efeitos de esforços de estiramento crustal de direção WnW-ESSE, que produziram falhas normais de direção NE_SW e falhas de transferência de direção NW-SE e, secundariamente, E-W; todas subordinadas à trama reológica brasiliana (Matos, 1987 e 1992). Nas depressões estruturais, assim formadas, implantaram-se as pequenas bacias sedimentares mesozóicas do interior do Nordeste.
A sedimentação sintectônica que assoreou as bacias do sistema de riftes Sul-Atlântico, foi denominada de Seqüência Rifte, englobando os registros litoestratigráficos dos andares locais Rio da Serra, Aratú, Buracica e Jiquiá, tentativamente atribuídos ao Neocomiano/Barremiano.
Nas bacias

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