ANLISE_DE_BACIAS_Unidades_1_e_2

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UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE
CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
PROGRAMA DE DISCIPLINA
Disciplina GEO-365 - ANÁLISE DE BACIAS
Período: 2018.2
Professor: Paulo Roberto Cordeiro de Farias, M.Sc. (Email:
prcordeiro@ufrnet.br). Material cedido pelo Dr. Renato M. Darros de Matos e
complementado pelo professor.
Ementa:
Modelos de origem e evolução de bacias sedimentares; ambientes tectônicos
convergentes, divergentes e transcorrentes; mecanismos distensionais;
modelos de rifteamento; tipos de bacias e margens compressionais,
transcorrentes e transformantes; Sedimentação, subsidência, variação do nível
do mar e preenchimento sedimentar. Estratigrafia de sequências. Ciclos e
eventos estratigráficos; Estilos estruturais; geometria de bacias. Evolução
termomecânica de bacias sedimentares; Métodos de Mapeamento de Bacias.
1) Dados Gerais sobre a Disciplina
GEO-365 Análise de Bacias, Créditos: 3, Carga Horária: 45 h; teoria: 30 h,
prática: 15 h.
Pré-requisitos: GEO-306 Geologia Estrutural I, GEO-312 Estratigrafia.
2) Objetivos
Esta disciplina tem como objetivo principal familiarizar o estudante com os
novos conceitos e técnicas em Análise de Bacias Sedimentares.
3) Programa de Curso.
• Unidade 1- Conceitos Fundamentais
Defiinição de bacia e relações entre processos formadores de bacias e bacias resultantes. Tipos de classificação e Modelos 
de origem de bacias.
• Unidade 2 - Ambientes Tectônicos Convergentes, Divergentes e Transcorrentes
Classificação de bacias sedimentares segundo a tectônica de placas, relacionadas a: movimentos divergentes de placas (sag
intracratônicas, rifts continentais, rifts abortados ou aulacógenos; rifts proto-oceânicos; margens passivas); movimentos 
convergentes de placas: foreland, fore-arc; back-arc; trincheira e bacias acrescionais; bacias strike-slip. Sistema global de 
classificação de bacias sedimentares.
• Unidade 3 - Sedimentação, Subsidência e Variação do Nível do Mar
Mecanismos de tectônica e subsidência. Curvas de subsidência. Distinção entre variações do nível do mar global, regional e 
local. Estratigrafia de Sequências (ES) vs análise de bacias: conceitos básicos de Estratigrafia de Seqüências; Ciclos e 
eventos estratigráficos.
• Unidade 4 - Modelamento de Bacias
Mecanismos distensionais. Modelos de rifteamento, Subsidência mecânica versus termal. Rifteamento ativo vs. Passivo. 
Magmatismo e distensão. Complexos de Núcleos Metamórficos. Arquitetura de Bacias Sedimentares Distensionais.
• Unidade 5 – Análise Termo-Mecânica de Bacias Sedimentares
Noções de back-stripping ou descarregamento sedimentar. Subsidência mecânica versus termal. Princípios de modelagem 
Termo-Mecânica de bacias sedimentares. Aplicações. Exercícios práticos.
• Unidade 6 - Métodos de Mapeamento de Bacias
Fontes de dados geofísicos (sensoriamento remoto, perfis elétricos/radioativos de poço, linhas sísmícas, gravimetria, 
magnetometria, paleomagnetismo, etc.). Apresentação dos dados e interpretações. Mapas e Seções estratigráficas. Noções 
básicas de balanceamento de seções. 
• Unidade 7 – Evolução Tectônica das Bacias Sedimentares do Nordeste Brasileiro.
Discussão dos principais modelos de abertura do Atlântico Sul, com ênfase nas bacias intracontinentais (riftes) do NE 
Brasileiro e da margem Equatorial, enfocando a evolução no tempo e no espaço das principais bacias afro-brasileiras.
OBS.: A referência básica para esta disciplina será o livro Basin analysis: Principles and Applications (Allen, P.A. e Allen, 
J.R., 2005). Há uma edição mais nova, porém ainda não disponível para consulta.
CAPÍTULOS PARA SEMINÁRIOS: Allen & Allen (2005)
CAPÍTULOS PARA SEMINÁRIOS: Allen & Allen (2005)
4) Procedimentos Didáticos
Aulas expositivas com transparências, data-show, uso do quadro negro/branco, além de seminários
.
5) Critérios de Avaliação e distribuição da carga horária.
CRONOGRAMA DE PROVAS:
1ª avaliação – Prova teórica, após as unidades 1 e 2
2ª avaliação – Prova teórica, após as unidades 3 e 4;
3ª avaliação – Avaliações dos seminários sobre os capítulos do livro 
Basin Analysis de Allen e Allen (2005) e exercícios práticos;
4ª avaliação para aqueles que não obtiveram médias acima 7,0 nas 
avaliações anteriores. A data será de acordo com a resolução 273/81 
do CONSEPE. A freqüência mínima de comparecimento às aulas é 
de 75% (resol. 004/88 do CONSEPE).
6) Referências Bibliográficas
Allen, P. A. and Allen, J. R, 1990. Basin Analysis, Principles and Applications, Blackwell Scientific Publications, 443p.
Allen, P.A. and Allen, J.R. 2005 Basin Analysis, Principles and Applications, Blackwell Scientific Publications, 2nd. Edition.
Angevine, C. L. and Paul L.Heller, 1990. Quantitative Sedimentary Basin Modeling. AAPG Continuing Education Course Note Series #32. 132p.
Brenner, R. L.; McHargue, T. R., 1988. Integrative Stratigraphy: concepts and applications. Prentice Hall New, Jersey. 419p.
Busby, C. J; Ingersoll, R. V., 1995. Tectonics of Sedimentary Basins, Blackwell Science, 579p.
Buchanan, P.G. and D.A. Nieuwland. 1998. Modern Developments in Structural Interpretation, Validation and Modelling Series: GSL Special
Publication 99.
Colunas Estratigráficas das Bacias Sedimentares Brasileiras - Boletim de Geociências da Petrobrás, V. 8, n. 1, p. 1-249, Jan./Mar. 1994.
Cordani, U.G.; Brito Neves, B.B.; Fuck, R.A.; Porto, R.; Thomas Filho, A.; Cunha, F.M.B., 198., Estudo preliminar da integração do Pré-Cambriano
com os eventos tectônicos das bacias sedimentares brasileiras. Ciência-técnica-petróleo. Seção Exploração de petróleo, 15: 1-70.
Davis, Jr., R.A., 1983. Depositional Systems: A Genetic Approach to sedimentary Geology. Englewood Cliffs, Prentice-Hall. 669 p.
Figueiredo, A.M.; Gabaghia, G.P., 1986. Sistema classificatório aplicado às bacias sedimentares brasileiras. Revista Brasileira de Geociências, 16:
Katz, B. J., 1991. Lacustrine Basin Exploration-Case Studies and Modern Analogs. AAPG-Memoir 50.
Lambiase, J. J. 1990. A model for tectonic control of lacustrine stratigraphic sequences in continental rift basins. AAPG - Memoir 50: 265-276.
Landon, S., 1994. Interior Rift Basins. AAPG- Memoir 59, 276 p.
Mohriak, W. and M. Talwani, 2000, Geophysical Monograph 115, 354 p.
Price, Raymond A.(Editor), 1984. Origin and Evolution of Sedimentary Basins and their Energy and Mineral Resourses. Geophysical Monograph 48,
IUGG Volume 3, 202 p.
Raja Gabaglia, G.P. e Milani, E.J. (coord.) Origem e evolução de bacias sedimentares.Rio de Janeiro: Ed.Gávea. Serviço de Recursos Humanos da
Petrobras – Centro de Desenvolvimento de Recuros Humanos Sudeste. 1991. 415p.
Tankard, A. J., R. SuÝrez Soruco, and H.J. Welsink. 1995. Petroleum Basins of South America
AAPG - Memoir 62, 800 p.
Teixeira, W.; Toledo, M.C.M.; Fairchild, T.R.; Taioli, F. 2003. Decifrando a Terra. Oficina de Textos, 2000. 2ª. Reimpressão.558p.
Vail, P.R.; Mitchum, R.M.; Thompson, S., 1977. Global cycle of relative changes of sea level. In: PAYTON, C.E. (ed.). Seismic statigraphy; aplications
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Van Wagoner, J.C.; Mitchum, R.M.; Campion, K.M.; Rahmanian, V.D., 1990, Siliciclastic sequence stratigraphy in well logs, cores, and outcrops:
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Walker, R.H., 1983. Facies models. Toronto, Geological Association of Canada 211 p. (Geoscience Canada, reprint. series, 1).
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Weedon, G.P., 1991. The spectral analysis of stratigraphy time series. In: G. Einsele, W. Ricken,and A. Seilacher (eds.)., Cycles and events in
stratigraphy: Berlim, Springer-verlag, p. 840-854.
UNIDADE I: INTRODUÇÃO
CONCEITOS FUNDAMENTAIS: RESUMO
Fonte: Allen e Allen (2005)
• Bacias: Locais de subsidência prolongada na superfície da Terra.
• Mecanismos principais de subsidência: ocorrem no interior de uma camada relativamente rígida, 
resfriada termicamente (litosfera)
• Litosfera: composta de placas em movimento relativo entre si  bacias sedimentares existem e 
evoluem devido à movimentação das placas tectônicas.
• O interior da Terra é composto de várias zonas de composição e reologia diferentes.
• Principais zonas composicionais: crosta, manto e núcleo, sendo que a crosta é composta de rochas 
com densidades relativamente baixas, recobertas por sedimentos. Entretanto, não há 
necessariamente correspondência entre divisões mecânicas e reológicas e as zonas 
composicionais.
• Um limite reológico fundamental ocorre entre a litosfera e a astenosfera subjacente.
• A litosfera é suficientemente rígida para conter algumas placas relativamente coesas. Base marcada 
por uma isoterma característica de ≈ 1300º C, sendo denominada litosfera termal ou ainda litosfera 
mecânica.
• A porção superior da litosfera termal pode armazenar stresses elásticos por longos períodos de 
tempo: é a litosfera elástica.
• A litosférica coninental tem perfil de resistência com a profundidade que sugere a presença de uma 
zona fraca e dúctil na crosta inferior, separando uma crosta superior quebradiça (brittle) do manto 
superior  estrutura “sanduíche de geléia”.
• Já a litosfera oceânica não possui esta camada de baixa resistência; a resistência aumenta com a 
profundidade até uma zona de transição quebradiça-dúctil no manto superior.
• A movimentação relativa entre as placas produz deformação, vulcanismo e sismicidade, 
concentradas ao longo dos seus limites  limites divergentes (p.ex. centros de espalhamento das 
dorsais meso-oceânicas); limites convergentes (associados a zonas de grande encolhimento 
crustal) e limites conservativos (caracterizados por deformação de rejeito direcional (strike-slip).
• Premissa da tectônica de placas: deformação concentrada ao longo dos limites das placas. Porém: 
a litosfera continental deforma-se longe dos limites das placas e parece comportar-se ao longo do 
tempo geológico mais como camadas viscosas do que como guias rígidos de stress.
Do ponto de vista histórico, os estudos sobre as bacias 
foram desenvolvidos sob diversos pontos de vista 
(p.ex. sequências estratigráficas e suas relações com 
as flutuações do NM (Sloss: 1950, 1963), 
geossinclíneos (Kay, 1947; Auboin, 1965) e mais 
recentemente, segundo os conceitos da tectônica de 
placas (Dickinson, 1974; Ingersoll, 1988).
TECTÔNICA E SEDIMENTAÇÃO
Fonte: MIT
Tectônica e clima são os controles mais importantes sobre a sedimentação, 
porém a tectônica tem importância muito maior do que o clima. Os efeitos 
relevantes da tectônica, diretos ou indiretos, incluem:
• Natureza do sedimento;
• Taxa de suprimento sedimentar;
• Taxa de deposição;
• Ambiente deposicional;
• Natureza das rochas-fonte;
• Natureza das sucessões verticais (empilhamento).
Na verdade, a tectônica afeta o clima, através de efeitos de grande escala como a 
distribuição de oceanos e continentes, e locais, como o barramento de chuvas 
por cadeias de montanhas.
Por sua vez, a sedimentação afeta a tectônica, embora numa escala bem menor, 
principalmente por aumentar a carga litosférica sobre a bacia.
Reverso da moeda: O melhor jeito de investigar a paleotectônica é levantar o 
registro sedimentar de uma bacia. A disposição dos tipos de sedimentos, suas 
espessuras, e paleocorrentes numa bacia constitui evidência da existência e 
localização de áreas elevadas de crosta criada pelo tectonismo.
O QUE É NECESSÁRIO SABER SOBRE BACIAS SEDIMENTARES:
(Fonte: MIT)
• Quais eram a forma e as dimensões de uma 
bacia, e como estas mudaram à medida que a 
bacia estava sendo preenchida?
• O substrato da bacia era constituído por crosta 
continental ou oceânica?
• Quais eram os tipos e proporções dos 
sedimentos que preencheram a bacia?
• Quais eram as fontes do sedimento? E quais 
eram as vias de transporte destes sedimentos 
até os locais de deposição?
• Qual foi a história do preenchimento sedimentar 
dessa bacia?
• Qual foi o ambiente tectônico geral da bacia?
OBSERVAÇÕES PRÁTICAS SOBRE AS 
BACIAS (Fonte: MIT)
• Somente é preservado o registro em subsuperfície de uma bacia. 
Bacias expostas à superfície são submetidas a destruição e 
erosão  perda do registro litoestratigráfico. Ironia: a 
subsuperfície possui o melhor registro, mas é a mais difícil de se 
ter observações satisfatórias;
• Como se obtêm dados das bacias sedimentares? Os meios são 
relativamente poucos: mapeamento de superfície, testemunhos e 
geofísica (principalmente sísmica);
• Para se obter informações destes dados e responder às 
perguntas feitas anteriormente, são realizados procedimentos 
padronizados descritivos e muito interpretativos. Veremos 
primeiro os descritivos, passando para os mais interpretativos: 
seções transversais estruturais, seções estratigráficas, mapas de 
isópacas, mapas de litofácies, mapas de razão, mapas de 
paleocorrentes e mapas de granulometria.
PROCEDIMENTOS DESCRITIVOS PARA SE OBTER 
INFORMAÇÕES SOBRE AS BACIAS (Fonte: MIT)
• Seções mestras transversais (estruturais): Usando a superfície atual do terreno 
como datum mais natural (referenciado ao nível do mar), construa numerosas 
seções transversais detalhadas através da bacia para mostrar sua geometria e o 
preenchimento sedimentar;
• Seções estratigráficas: Construa um gráfico numa linha transversal à bacia, 
tendo como eixo vertical o tempo, mostrando as correlações temporais de todas 
as principais unidades litoestratigráficas  aparecerão hiatos na sedimentação 
(não-deposição ou erosão). Pode usar como referência também uma camada 
representando um evento deposicional notável (p.ex.: camadas de carvão, de 
cinzas vulcânicas, folhelho de ampla distribuição na bacia com amarração 
micropaleontológica)  linhas de tempo;
• Mapas de isópacas: Tendo um horizonte estratigráfico notável próximo ao topo 
da seção como datum, faça um mapa de contorno mostrando isópacas (locais 
de mesma espessura total sedimentar) na bacia;
• Mapas de litofácies: Para um dado tempo ou uma série de tempos, desenhe um 
mapa mostrando a distribuição de tipos de sedimentos que foram depositados 
naquele(s) tempo(s); também são conhecidos como mapa de isólitas
(específicos para cada tipo de litologia: mapa de insólitas de arenito, de 
folhelho, de calcário, etc.);
EXEMPLO DE SEÇÃO ESTRATIGRÁFICA (Fonte: Dias, 2005)
PROCEDIMENTOS DESCRITIVOS/INTERPRETATIVOS PARA SE 
OBTER INFORMAÇÕES SOBRE AS BACIAS (cont.; Fonte: MIT)
• Mapas de razão: Computam-se as razões entre litologias (p.ex.: razão 
arenito/folhelho), integradas numa seção ou restritas a algum intervalo de 
tempo, plotando-se um mapa de contorno com os valores obtidos;
• Mapas de paleocorrentes: Para um dado tempo ou uma série de tempos, 
desenhe um mapa mostrando as direções das paleocorrentes em uma bacia 
naquele(s) dado(s) tempo(s); (ver observações adiante);
• Mapas de granulometria: Para o preenchimento total da bacia média vertical) 
ou para algum intervalo estratigráfico ou de tempo, desenhe um mapa que 
mostre a distribuição areal da granulometria sedimentar. Isto é especialmente 
útil para bacias conglomeráticas.
• Outro procedimento interpretativo é fazer diagramas qualitativos ou 
semiquantitativos mostrando a evolução do ambiente deposicional-
paleogeográfico-paleotectônico da bacia, por meio de mapas e seções. Estes 
podem variar desde diagramasesquemáticos (cartoons) até representações 
detalhadas em escala.
• Nas últimas décadas, procedimentos computacionais conhecidos como 
backstripping foram desenvolvidos para “remover” a deposição numa bacia 
sedimentar  restauração da bacia em uma série de configurações no 
passado, removendo uma camada sedimentar de cada vez no tempo e 
ajustando a compactação, subsidência e mudanças no nível do mar.
• Pode-se então reconstruir a configuração de uma bacia ao longo do 
tempo, talvez por fazer perfis transversais palinspásticos (mostram a 
localização anterior de feições geológicas, corrigindo para algum 
movimento crustal ocorrido) para vários intervalos de tempo. De 
certa forma, esta será a melhor coisa em sua posse: um filme com 
intervalos de tempo para todo o desenvolvimento da bacia.
• Deve-se sempre ter cuidado com o exagero vertical das seções 
transversais de uma bacia. Estas seções são sempre feitas com 
grande exagero vertical (tipicamente entre 10:1 e 100:1). Isto ocorre 
devido ao fato de que, em escala verdadeira, a maioria das bacias 
apresenta acumulações relativamente delgadas (centenas a poucos 
milhares de metros) de sedimentos dispersos por distâncias de 
dezenas a centenas de quilômetros.
• Para que estas relações sejam vistas adequadamente no perfil 
transversal, é preciso que as seções tenham grande exagero vertical. 
Perfis feitos com cuidado mostram as duas escalas, mas os 
diagramas esquemáticos (cartoons) frequentemente omitem estas 
escalas.
PROCEDIMENTOS DESCRITIVOS/INTERPRETATIVOS PARA SE 
OBTER INFORMAÇÕES SOBRE AS BACIAS (cont.; Fonte: MIT)
OBSERVAÇÕES SOBRE PALEOCORRENTES (Fonte: MIT)
Tem-se feito bastante esforço para desenvolver modos de se imaginar as trilhas de 
dispersão de sedimentos nas bacias. Um destes meios é medir as paleocorrentes
registradas localmente nas rochas, para se identificar a direção do meio de 
transporte (corrente de vento ou de água) que atuou em algum tempo passado sobre 
os sedimentos.
O conhecimento das paleocorrentes é útil para resolver problemas regionais e locais 
nas bacias sedimentares. Localmente as direções das paleocorrentes podem ser 
úteis para prever (direta ou indiretamente) a forma e orientação dos corpos 
sedimentares (p.ex. canais de arenito), com aplicação óbvia na Exploração do 
petróleo. Sob o ponto de vista regional, as direções de paleocorrentes podem ajudar 
a definir paleotaludes e áreas-fonte de suprimento sedimentar para a bacia.
Entre os modos de se obter direções de paleocorrentes, podem ser citados, entre os 
mais importantes:
• Estratificações cruzadas (cuidado com as 3D!);
• Formas de leito;
• Orientação de clastos (melhor indicador: imbricação de clastos);
• Marcas de sola;
• Lineações de partição.
Atenção: Cuidado com medições em camadas basculadas. As medidas de 
paleocorrentes feitas nestas camadas devem ser rotacionadas de volta à horizontal 
usando rede estereográfica ou programa de computador, se as camadas não 
estiverem muito deformadas (> deformação  > incerteza).
CRITÉRIOS DE 
CLASSIFICAÇÃO DAS BACIAS 
SEDIMENTARES
Critérios de classificação das bacias sedimentares (Allen e Allen, 2005)
As bacias sedimentares são classificadas principalmente de acordo com:
1) Substrato litosférico:
• Continental
• Oceânico
• Transicional
2) Posição de acordo com o limite da placa:
• Intracratônica
• Margem de placa
3) Tipo de movimento de placa mais próximo da bacia:
• Divergente
• Convergente
• Transformante
Mecanismos de formação das bacias sedimentares (Allen e Allen, 2005)
São poucos, mas todos os mecanismos podem ocorrer durante a evolução 
de uma bacia:
• Consequências isostáticas de mudanças na espessura 
crustal/litosférica: Causadas mecanicamente pelo estiramento crustal ou 
puramente termal, como por resfriamento e subsidência da litosfera 
oceânica à medida que esta se afasta dos centros de espalhamento 
oceânicos;
• Carregamento (e Descarregamento) da litosfera  deflexão ou 
deformação flexural e consequentemente subsidência (e soerguimento) 
como nas bacias de antepaís (foreland);
• Fluxo viscoso do manto  subsidência/soerguimento não permanente 
(“topografia dinâmica”
PROCESSOS FORMADORES 
DAS BACIAS SEDIMENTARES
Do ponto de vista de processos litosféricos, as bacias podem ser 
subdivididas em dois grandes grupos:
• Bacias formadas por estiramento litosférico (suíte rifte/drifte) e
• Bacias formadas principalmente por flexura da litosfera 
continental e oceânica.
•O QUE É ANÁLISE DE BACIAS?
- Os estudos das bacias sedimentares enfatizam a 
sequência estratigráfica e o estilo estrutural das 
rochas sedimentares. A análise de bacias disseca 
um determinado item do estudo da bacia para ver 
como funciona (Magoon e Dow, 1994). São 
estudados os modelos de formação e evolução 
das bacias, seus mecanismos de formação, seu 
preenchimento e estilos deposicionais 
sedimentares.
ANÁLISE DE BACIAS é o estudo integrado de bacias 
sedimentares como entidades geodinâmicas (Allen & Allen, 
2005). O sistema geodinâmico envolvendo o 
desenvolvimento de uma bacia deve incluir também os 
processos de exumação de rocha, erosão e transporte 
sedimentar nas áreas-fonte das bacias sedimentares.
Para se entender uma bacia como uma entidade 
geodinâmica, necessita-se a compreensão da integração 
entre o manto, litosfera, oceanos, atmosfera e a superfície 
do terreno.
As deformações litosféricas importantes para o 
desenvolvimento de uma bacia são o estiramento
(stretching) e a flexura.
• O suprimento sedimentar para uma bacia constitui mais do que 
uma condição limitante.
• A carga sedimentar fornecida pelo entorno em erosão de uma 
bacia (catchment: área de drenagem) é a ligação de sistemas de 
processos intimamente inter-relacionados e governados por um 
amplo espectro de mecanismos geradores:
• Tectônica: afeta a topografia da bacia de captação e a 
subsidência da bacia;
• Clima: afeta o intemperismo e a erosão, assim como os 
ambientes deposicionais e os produtos sedimentares;
• Mudanças no nível de base: afetam a incisão dos rios e o 
transporte e a acomodação sedimentar nas bacias.
• Para se entender uma bacia como uma entidade geodinâmica 
necessário avaliar a interação entre o manto, litosfera, oceano, 
atmosfera e superfície do terreno  INTEGRAÇÃO ENTRE O 
GEOFÍSICO E O ESTRATÍGRAFO (Allen e Allen, 2005)
• PARA QUE SERVE A ANÁLISE DE BACIAS? 
- É o passo inicial no estudo quantitativo das potencialidades petrolíferas de uma bacia, 
bem como de outras mineralizações importantes (Pb, Zn, U, Li, B, entre outras).
- Qualquer mapa de acumulações de petróleo mostra um padrão de agrupamento 
(clusters). Geralmente as províncias petrolíferas estão em acumulações sedimentares 
com >1 km de espessura (bacias sedimentares sensu strictu)  zonas de subsidência 
notável (Bally e Snelson, 1980), porém bancos carbonáticos acumulados sobre crostas 
oceânicas elevadas, arcos cratônicos, etc. ficam “fossilizados” no registro geológico.
- Entretanto, as bacias sedimentares situadas em locais de subsidência prolongada e 
substancial são extremamente importantes.
- No caso do petróleo, a Análise de Bacias fornece os meios para identificação e 
interpretação corretas dos processos tectônicos e termais que controlaram a evolução 
da bacia, bem como a geometria e fácies sedimentares contidas no preenchimento 
sedimentar da bacia. Este é o primeiro e mais importante passo na construção de 
modelos geológicos que apoiam a avaliação dos plays.
- Play: Percepção ou modelo de como um reservatório potencialmente produtor, um 
sistema de carga de petróleo, uma rocha selante regional e trapa podem combinar-se 
para produzir uma acumulação de petróleo num dadonível estratigráfico. A previsão de 
rochas geradoras, reservatórios, selantes e trapas necessita a compreensão da 
evolução estratigráfica e estrutural das sequências deposicionais no interior de uma 
bacia. Esta compreensão é dada pela Análise de Bacias.
- Embora a avaliação básica do recurso petrolífero seja o play, o conceito de sistema 
petrolífero é uma ferramenta poderosa para o(a) geólogo(a) do petróleo organizar suas 
pesquisas. O sistema petrolífero abrange o volume da rocha geradora matura e todas as 
vias de migração, rochas reservatório, selantes e trapas que podem ser carregadas com 
o petróleo gerado  acumulações de óleo e/ou gás. Os sistemas petrolíferos podem ser 
usados para ajudar a descrever e prever a abundância, localização geográfica e habitat 
das ocorrências de petróleo numa bacia. Isto pode ser particularmente útil para 
hierarquizar províncias exploratórias relativamente imaturas (Allen e Allen, 2005).
-A localização das bacias sedimentares e seus mecanismos formadores 
estão intimamente associados à movimentação de fatias crustais discretas 
(individualizadas), relativamente rígidas, cujo conjunto representa o limite 
termal resfriado da Terra, e com o fluxo convectivo do manto subjacente. A 
“casca” externa da Terra abrange um número relativamente pequeno 
destas placas finas, relativamente rígidas, e que apresentam movimentos 
relativos entre si.
-Estes movimentos do manto mobilizam forças nos limites das placas; 
essas forças podem ser transferidas a distâncias consideráveis pelo 
interior das placas, de modo que as bacias sedimentares existem num 
ambiente de tensões (stresses) geradas pela movimentação das placas.
-As placas litosféricas são a manifestação na superfície de uma convecção 
térmica lenta no manto, e estão submetidas a tensões térmicas 
diferenciais ao longo de suas bases  Consequentemente, o manto e a 
litosfera não operam como sistemas independentes.
-Evidências espetaculares da interação entre os processos mantélicos e a 
litosfera: erupções vulcânicas e expressão topográfica (intumescência) 
acima de plumas que ascenderam da fronteira núcleo-manto. Expressões 
menos espetaculares do fluxo do manto são percebidas na subducção de 
fatias resfriadas da crosta oceânica no limite crosta oceânica-continente 
(Allen e Allen, 2005). 
ANÁLISE DE BACIAS
• UNIDADE – 1: CONCEITOS FUNDAMENTAIS
• MODELOS DE ORIGEM DE BACIAS
ANÁLISE DE BACIAS
INTRODUÇÃO
Em Geologia Estrutural, estudamos o produto final da deformação de materiais extremamente 
heterogêneos. 
Nós estudamos a deformação (strain) e as rotações de deslocamentos rotacionais, as quais 
representam o produto final da deformação. Nós nunca observamos diretamente os esforços 
(stress) ou as forças responsáveis pela deformação.
Tipos de estudos em Geologia Estrutural:
(1) Observacional: Descrição da geometria e orientações de estruturas individuais e suas 
relações com outras estruturas, como também a relação temporal entre elas.
(2) Experimental: O objetivo é aprender como os processos acontecem na natureza (stress
vs. strain).
Problemas: (1) Na natureza quase nunca sabemos importantes fatores como P, T, tempo, 
fluidos , etc; 
(2) Taxas de deformação são muito mais lentas na natureza (10-12 a 10-18 seg-1) do 
que em laboratórios (10-6 a 10-8 seg-1).
(3) Teórico: Aplicação das leis da Mecânica e da Termodinâmica através de análises 
analíticas e numéricas.
Francis Bacon, 1620
Antecedentes da Teoria da Tectônica de Placas (Szatmari, 
1990 in Raja Gabaglia & Milani, 1990) e Tassinari, 2003 in
Teixeira et al., 2003).
• 1929 – 4ª. Edição do livro de Wegener, incluindo trabalhos de outros cientistas, 
como:
- Argand (1922): desintegração do Gondwana e formação dos Himalaias e 
Platô do Tibete (colisão Índia x China, subducção do N da Índia sob a China);
- Staub (1924): formação dos Alpes durante o Terciário (colisão África x 
Europa);
- Joly (1925): Geração radiativa de calor  Temperaturas significativamente 
maiores sob os continentes;
Daly (1926): America do Norte deslizou em tempo relativamente recente sobre 
crosta submersa do antigo Oceano Pacífico;
Holmes (1926, 1927): A convecção térmica do manto transportaria os 
continentes;
- Du Toit (1927): comparação da geologia da África do Sul e Brasil durante 
viagens de campo.
Infelizmente Wegener não conseguiu explicar fisicamente como os continentes rígidos 
moviam-se sobre uma camada também rígida (crosta oceânica), sem esmigalhar-se 
pelo atrito e sua teoria caiu no esquecimento. Ele ainda desconhecia a
ASTENOSFERA, que possui propriedades plásticas. Wegener morreu em 1930.
AS COLUNAS ASCENDENTES SÃO TÃO LARGAS 
QUANTO AS DESCENDENTES (CÉLULAS DE 
CONVECÇÃO SÃO SIMÉTRICAS AO REDOR DOS EIXOS 
HORIZONTAIS)
CASO DA TERRA: CALOR POR DESINTEGRAÇÃO RADIOATIVA (U, Th, K NO MANTO; 
NÃO HÁ LIMITE TÉRMICO INFERIOR NEM COLUNAS ASCENDENTES; FORA DAS 
COLUNAS DESCENDENTES, TODO O FLUIDO ESTÁ EM ASCENSÃO. COLUNAS 
DESCENDENTES ESTREITAS, ALIMENTANDO-SE DA LITOSFERA (CAMADA 
DELGADA PRÓXIMA AO LIMITE TÉRMICO SUPERIOR). ASSEMELHA-SE MAIS AO 
MODELO DE CONVECÇÃO TÉRMICA DA TERRA, MAS...
•A LITOSFERA (MATERIAL DESCENDENTE) É SÓLIDA E NÃO LÍQUIDA 
PRESERVAÇÃO DE SUA FORMA TABULAR; NÃO HÁ COLUNAS DESCENDENTES E 
SIM SUBDUCÇÃO DE PLACAS;
•O MATERIAL SUBLITOSFÉRICO (PLUMA) AO APROXIMAR-SE DA SUPERFÍCIE, 
ROMPE A LITOSFERA, FORMANDO-SE RIFTS QUE EVOLUEM PARA CADEIAS 
MESO-OCEÂNICAS;
•EMBORA PREDOMINE A GERAÇÃO DE CALOR NO INTERIOR DO MANTO PELA 
DESINTEGRAÇÃO RADIOATIVA, O NÚCLEO LÍQUIDO TAMBÉM CONTRIBUI COM 
CALOR (PELA RADIAÇÃO OU CALOR RESIDUAL DA ÉPOCA DA FORMAÇÃO DA 
TERRA A PARTIR DE PLANETÉSIMOS ORIUNDOS DO COLAPSO DA NEBULOSA 
SOLAR HÁ 4,6 BILHÕES DE ANOS)  RESULTADO: PRESENÇA DE COLUNAS 
ASCENDENTES LOCALIZADAS (PLUMAS), MODIFICANDO E POSSIVELMENTE 
ACELERANDO A TECTÔNICA DE PLACAS.
•OUTRAS HIPÓTESES: ORIGEM DAS PLUMAS EM CROSTA OCEÂNICA ANTIGA, 
SUBDUZIDA NO MANTO (Nelson et al., 1987 apud Szatmari, 1990). 
•DESCONSIDERANDO-SE AS PLUMAS, O PADRÃO DE CONVECÇÃO DO SEGUNDO 
TIPO TRANSFORMA-SE (C/ RESTRIÇÃO DA RIGIDEZ DA LITOSFERA SÓLIDA), NO 
PARADIGMA DA TECTÔNICA DE PLACAS (Fig. 3), ~ idéia de Hess. A convecção do 
manto não apenas transporta as placas, mas o movimento das placas é a própria 
convecção  Inserção contínua de corpos frios no manto e zona de separação 
sempre ocupada por magmas oriundos do manto sublitosférico.
PARADIGMA DA TECTÔNICA DE PLACAS
u
Fonte: Salamuni (UFPR)
TIPOS DE LIMITES DE PLACAS E SEUS RESULTADOS 
Fonte: McGill University
A interação das placas gera os principais tipos de ambientes 
tectônicos:
Seqüência idealizada de interações na tectônica de placas: (1) Rifteamento; (2) 
Formação da cadeia meso-oceânica; (3) Formação de um oceano; (4) Princípio 
de uma subducção; (5) subducção da cadeia meso-oceânica; (6) colisão 
continental. (Turcotte e Schuster, 1982, apud Szatmari, 1990).
Fonte: Salamuni (UFPR)
REGIMES TECTÔNICOS 
DISTENSIONAIS
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
REGIMES TECTÔNICOS 
DIRECIONAIS
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: JPB (2017) In: Tectônica strike-slip e oblique-slip: 
<www.files.ethz.ch/structuralgeology/jpb/files/english/5wre
nch.pdf>. Acesso em: 8 set. 2018
FALHAS TRANSFORMANTES CONTINENTAIS
TIPOS DE SISTEMAS DE REJEITO DIRECIONAL (strike-slip) 
EVIDENCIADOS PELA TECTÔNICA DE PLACAS ATUAL
Fonte: JPB (2017) In: Tectônica strike-slip e oblique-slip: 
<www.files.ethz.ch/structuralgeology/jpb/files/english/5wre
nch.pdf>. Acesso em:8 set. 2018
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
REGIMES TECTÔNICOS 
CONVERGENTES
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
CONSTITUIÇÃO E 
PROPRIEDADES FÍSICAS DA 
TERRA
A crosta 
oceânica 
pode atingir 
até 28 km de 
espessura 
no oeste do 
Oceano 
Pacífico!
ENVOLTÓRIO DE TENSÕES DIFERENCIAIS SUPORTÁVEIS
COMO SE FORMAM?
MECANISMOS DE FORMAÇÃO DE BACIAS
Fonte: McGill Univ.
Principais mecanismos para subsidência/soerguimento regional:
• Isostático: alterações na espessura crustal ou litosférica;
• Carregamento (loading): por camadas de empurrão (thrust
sheets), empilhamentos vulcânicos, sedimentação;
• Efeitos dinâmicos: fluxo astenosférico, convecção do manto, 
plumas. 
COMO SÃO FEITAS AS BACIAS? Fonte: MIT
De certa forma, a origem das bacias sedimentares relaciona-se a como se cria o relevo da Terra. 
São apenas algumas formas, de acordo com vários autores. De acordo com o MIT, os relevos (e 
as bacias) podem ser criados de duas formas/escalas:
• Local: Bacias pequenas porém profundas, criadas por falhamentos de pequena escala 
(lateralmente centenas a milhares de metros)  bacias intermontanas (p.ex. Vale da Morte, 
EUA). Relevo nesta pequena escala tende a não ser compensado isostaticamente (a rigidez 
flexural do terreno é grande demais para ser afetada pela carga sedimentar da bacia). Um 
novo relevo não é criado necessariamente por falhamentos com rejeito de mergulho (dip-
slip); batentes ou degraus (steps) ao longo de falhas de rejeito direcional (strike-slip faults) 
tendem a produzir pequenas bacias do tipo pull-apart.
• Regional: O relevo da bacia pode ser criado mecanicamente em escala regional por dois 
importantes meios: termal, flexural ou uma combinação de ambos. As bacias podem ser 
criadas pela orogênese, em terra ou no mar, por vulcanismo.
• Termal: Se a litosfera é aquecida por baixo, expande-se ligeiramente  torna-se menos 
densa (fig. 11.1 – MIT). Esta litosfera menos densa ajusta-se isostaticamente para 
flutuar mais acima na astenosfera soerguimento crustal (crustal uplift) na superfície 
da Terra. Se a litosfera retorna à sua temperatura original, há uma subsidência de volta 
ao nível original (torna-se mais densa novamente)
COMO SÃO FEITAS AS BACIAS? Fonte: MIT (cont.):
Subsidência termal
Entretanto, se houve alguma erosão enquanto a crosta estava 
elevada (figura 11.2 – MIT): A crosta fica afinada em algum ponto e 
espessada em outro, onde houve deposição, p.ex. muito distante, 
como na foz de um sistema fluvial  quando a crosta resfria 
novamente, subside para uma posição mais abaixo do que onde 
estava originalmente  criação de uma bacia disponível para 
receber sedimentos.
COMO SÃO FEITAS AS BACIAS? Fonte: MIT (cont.):
Subsidência termal
Acontece que a magnitude do rebaixamento crustal por este mecanismo 
é menor do que a observada frequentemente em bacias que são 
consideradas como tendo sido geradas termalmente (figura 11.3). 
Propôs-se então (e aceito generalizadamente) que em muitos casos o 
afinamento extensional da litosfera acompanha o aquecimento.
Então, com o novo resfriamento, a elevação do topo da litosfera é menor 
do que antes do seu aquecimento e extensão. Esta forma de subsidência 
tem sido invocada para explicar muitas bacias sedimentares. 
COMO SÃO FEITAS AS BACIAS? Fonte: MIT (cont.):
Subsidência Flexural
Outro mecanismo importante formador de bacias ocorre quando é 
posta uma grande carga sobre uma área da litosfera (fig. 11.4 – MIT). 
Esta nova carga força a litosfera a subsidir por ajustamento 
isostático. Porém, como a litosfera possui considerável rigidez 
flexural, a litosfera adjacente também é arqueada para baixo. A região 
entre a carga situada no alto e a litosfera no denominado “campo 
distante” (far field) é deprimida, formando então uma bacia. Este 
modelo tem sido utilizado para explicar as feições das bacias de 
antepaís (foreland basins), as quais são formadas à frente das 
grandes fatias de empurrão (thrust sheets) que se movem afastando-
se de áreas orogênicas em direção à litosfera cratônica não 
deformada.
MECANISMOS DE 
COMPENSAÇÃO ISOSTÁTICA
NA FORMAÇÃO DE BACIAS
PROCESSOS ISOSTÁTICOS
Fonte: McGill University
PROCESSOS ISOSTÁTICOS (Cont.) Fonte: McGill University
MECANISMOS DE SOERGUIMENTO/SUBSIDÊNCIA (FORMAÇÃO 
DE BACIAS): PROCESSOS DE CARREGAMENTO
Fonte: McGill University
MECANISMOS DE SOERGUIMENTO/SUBSIDÊNCIA (FORMAÇÃO 
DE BACIAS): PROCESSOS DE CARREGAMENTO (cont.)
Fonte: McGill University
MECANISMOS DE SOERGUIMENTO/SUBSIDÊNCIA (FORMAÇÃO 
DE BACIAS): PROCESSOS DINÂMICOS
Fonte: McGill University
MODELOS DE 
COMPENSAÇÃO ISOSTÁTICA 
“Representação esquemática dos processos de subsidência mecânica e térmica. No caso de
subsidência mecânica local (A), apenas o bloco submetido à carga subside, ao passo que na regional
(B), uma grande área sofre flexura. Nos eventos termais apenas (C), a quantidade de subsidência que
ocorre por resfriamento é igual à quantidade de soerguimento relacionada ao aquecimento da crosta.
Para que uma bacia seja criada por processos termais é necessário então que outros processos (D)
atuem em conjunto (p. ex., erosão, afinamento da crosta, etc.)2.” (Souza-Lima e Hansi Jr., 2003).
CLASSIFICAÇÃO DAS 
BACIAS SEDIMENTARES
- Assunto complexo, controverso e variado. Será feita apenas uma 
introdução necessária, porque não se enquadra nos objetivos deste 
curso.
GEOSSINCLINAIS
• Conceito desenvolvido no final do Século XIX (Hall, 1859 e Dana, 
1873) para explicar a existência de espessas sucessões de 
rochas sedimentares no que se conhece hoje como cinturões 
orogênicos.
• Geossinclinal: Termo criado por Dana (1873). Grande bacia geológica 
alongada que recebe a sedimentação de milhares de metros de 
espessura provinda das áreas positivas laterais. Numa definição 
semelhante, seria “uma feição semelhante a uma grande calha ou 
bacia que encurvaria para baixo a crosta terrestre, na qual se 
acumularia grande espessura de rochas sedimentares e vulcânicas.” 
Geralmente, mas não sempre, estas acumulações seriam deformadas 
numa fase posterior do mesmo ciclo geológico no qual foram 
depositadas. 
• Segundo a teoria de origem e evolução das geossinclinais
(Auboin,1965), por reações isostáticas e com tectônica 
proeminentemente vertical, uma geossinclinal evoluiria 
para geanticlinal com a formação de cadeias de montanhas, como os 
Alpes, quando os esforços passariam a ser de compressão lateral, 
levando às deformações e metamorfismo sinorogênico seguidos de 
empurrões com extensas falhas de cavalgamento (nappes) em 
direção às áreas estáveis cratônicas.
Fonte: Prof. Eduardo Salamuni (Geotectônica – Tectônica Global) disponível em: 
<http://docplayer.com.br/27919055-Aula-2-teoria-geossinclinal.html>.
GEOSSINCLINAIS
Há uma certa correspondência entre o conceito de geossinclíneo e o que se considera 
hoje como bacias sedimentares. Este conceito foi desenvolvido para entender as 
regularidades de sedimentação nas faixas orogênicas. Durante décadas, na América 
do Norte e na Europa, este conceito foi extremamente detalhado, com várias e 
complexas classificações e terminologias.
Problema: os geólogos reconheciam tipos distintos de preenchimentos de bacias 
associados a cinturões orogênicos e históricoscaracterísticos de deformação 
subsequente destes preenchimentos sedimentares, porém ninguém sabia realmente o 
significado tectônico dos geossinclíneos.
A aceitação universal da tectônica de placas forneceu um arcabouço racional para 
interpretar o desenvolvimento e a história das bacias sedimentares denominadas 
anteriormente geossinclíneos. A tectônica de placas simplesmente tornou obsoleto o 
conceito de geossinclíneo. 
O termo, apesar de obsoleto face ao modelo geodinâmico atual e fartamente provado 
de tectônica de placas, ainda é usado no sentido de identificar áreas negativas de 
extrema mobilidade da crosta terrestre; além disso, os estudos de "geossinclinais" 
teve o mérito de sistematizar muitos aspectos importantes da geometria das estruturas 
orogênicas. (Autor: M. Winge, in: http://sigep.cprm.gov.br/glossario/index.html).
GEOSSINCLINAIS (cont.)
CLASSIFICAÇÃO DE BACIAS SEDIMENTARES Fonte: MIT
As bacias sedimentares podem ser classificadas de acordo com 
vários critérios, desde os mais descritivos aos mais genéticos:
• Natureza do preenchimento sedimentar (mais descritivo)
• Geometria
• Paleogeografia
• Ambiente Tectônico (mais genético)
Atualmente as bacias sedimentares são classificadas pelo 
critério tectônico (Tectônica de Placas). A classificação é 
medianamente fácil para as bacias modernas (aquelas ainda em 
seu ambiente tectônico original), porém é bem mais difícil para 
as bacias mais antigas (aquelas que perderam o vínculo com o 
ambiente tectônico original).
Necessita-se então de boas descrições e caracterizações, mesmo 
se não for usado algum tipo de classificação formal.
Fonte: MIT
CRITÉRIOS PARA CLASSIFICAÇÃO DE BACIAS SEDIMENTARES 
Fonte: McGill University
CRITÉRIOS PARA CLASSIFICAÇÃO DE BACIAS SEDIMENTARES 
Fonte: McGill University
CRITÉRIOS PARA CLASSIFICAÇÃO DE BACIAS SEDIMENTARES 
Fonte: McGill University
CRITÉRIOS PARA CLASSIFICAÇÃO DE BACIAS SEDIMENTARES: 
CLASSIFICAÇÃO DE ALLEN & ALLEN (2005)
Fonte: McGill University
CLASSIFICAÇÃO DE BACIAS SEDIMENTARES SEGUNDO KLEMME (1980), 
CONFORME A POSIÇÃO DESTAS EM RELAÇÃO ÀS PLACAS TECTÔNICAS (Souza-
Lima e Hansi Jr., 2003, modif. de Raja-Gabaglia e Figueiredo, 1990)
UNIDADE 2:
AMBIENTES TECTÔNICOS 
DIVERGENTES, 
CONVERGENTES E 
TRANSCORRENTES
BACIAS EM LIMITES DE 
PLACAS DIVERGENTES
Classificação de bacias relacionadas a movimentos 
divergentes de placas (Allen e Allen, 2005)
- Bacias sag intracratônicas;
- Bacias rift continentais;
- Rifts abortados (ou aulacógenos);
- Rifts proto-oceânicos;
- Bacias de margens passivas.
LIMITES DE PLACAS DIVERGENTES
BACIAS RIFTE: CARACTERÍSTICAS PRINCIPAIS (McGILL UNIV.)
BACIAS RIFTE: CARACTERÍSTICAS PRINCIPAIS (McGILL UNIV.)
BACIAS RIFTE: RIFTES ATIVOS E RIFTES PASSIVOS (McGILL UNIV.)
BACIAS RIFTE: RIFTES ATIVOS E RIFTES PASSIVOS (McGILL UNIV.)
BACIAS RIFTE: CARACTERÍSTICAS PRINCIPAIS (McGILL UNIV.)
RIFTEAMENTO E EVAPORITOS (McGILL UNIV.)
BACIAS RIFTE (MIT, 2007)
• Localização e ambiente tectônico: no interior da litosfera continental, 
em crátons (Fig. 11.5 – MIT)
• Processos tectônicos e sedimentares: Extensão litosférica num 
cráton, atribuída ao aquecimento sublitosférico regional, causa 
grandes riftes. Alguns destes riftes continuam a abrir e eventualmente 
tornam-se bacias oceânicas, cujo substrato é mais crosta oceânica do 
que continental. A descrição de bacia aqui aplica-se ao estágio inicial 
de rifteamento. Em outros casos, os riftes deixam de se abrir 
totalmente em bacias oceânicas (talvez alguns riftes adjacentes e 
paralelos tornam-se o rifte principal) e permanecem embasados em 
crosta continental afinada ao invés de nova crosta oceânica. Ex. 
moderno: rift valleys do leste da África.
• Suprimento sedimentar dos altos adjacentes ao rifte (blocos altos 
basculados) geralmente abundante, embora nos riftes do leste da 
África a encosta está distante das terras altas e, surpreendentemente, 
há pouco fluxo sedimentar para as bacias do rifte.
• Dimensões e formas: dezenas de km de largura e poucos milhares de 
km de comprimento.; bacias longas, estreitas e lineares.
• Preenchimento sedimentar: Sedimentos siliciclásticos grossos a 
finos, geralmente não marinhos, frequentemente marinhos, com 
intercalações de basaltos. 
ALGUNS TIPOS DE BACIAS (MIT, 2007)
BACIAS RIFTE OCEÂNICAS (MIT, 2007)
• Localização e ambiente tectônico: em oceano estreito e em início de 
abertura (fig. 11-6 – MIT);
• Processos: Estas bacias são um tipo transicional entre bacias rifte
intracontinentais já vistas e bacias de margens passivas, que serão 
vistas a seguir. As bacias rifte oceânicas já apresentam grande 
largura para começar a ter como substrato a crosta oceânica, mas 
ainda são estreitas que o ambiente ainda é não marinho ou, se 
marinho, tem circulação restrita. Ex. modernos: Mar Vermelho e o 
Golfo de Aden. Nas bacias antigas, o preenchimento sedimentar é 
recoberto por sedimentos de margem passiva, depositados 
posteriormente durante a abertura do oceano.
• Dimensões e forma: dezenas a poucas centenas de km de largura; 
até poucos milhares de km de comprimento;
• Preenchimento sedimentar: vulcânicas máficas e sedimentos 
siliciclásticos grossos a finos não marinhos, como nas bacias riftes
intracratônicas já descritas, passando acima e lateralmente a 
depósitos evaporíticos e lacustres, sedimentos finos marinhos, 
frequentemente ricos em metais devido à atividade hidrotermal na 
dorsal de espalhamento. 
BACIAS RIFTE OCEÂNICAS (MIT, 2007): Mar Vermelho
EVOLUÇÃO DAS BACIAS RIFTE OCEÂNICAS ATÉ BACIAS DE MARGEM 
PASSIVA (MIT, 2007)
BACIAS DE MARGEM 
PASSIVA
BACIAS DE MARGENS PASSIVAS (MIT, 2007)
• Localização e ambiente tectônico: Ao longo de margens passivas 
continentais, aproximadamente sobre a transição entre as crostas 
continental e oceânica formadas pelo rifteamento e abertura total do 
oceano  bacias oceânicas (figs. MIT 11-6 e 11.7).
• Processos: Como uma bacia oceânica abre-se por espalhamento, a 
zona de aquecimento e afinamento extensional da crosta continental 
em qualquer lado de uma bacia oceânica subside lentamente por 
resfriamento. Os sedimentos, tanto os siliciclastos derivados da terra 
quanto os carbonatos gerados in situ, recobrem esta transição em 
subsidência da crosta continental para a oceânica com uma cunha 
sedimentar  plataforma continental e talude (na teoria do 
geossinclinal, seria o miogeoclíneo). A subsidência é acentuada pelo 
carregamento da deposição sedimentar  arqueamento pronunciado 
para baixo da margem continental. A deposição não ocorre então 
numa geometria bacinal, mas a base deposicional é distintamente 
côncava.
BACIAS DE MARGENS PASSIVAS (McGILL UNIV.)
• Forma e dimensões: retas, frequentemente com irregularidades 
consideráveis no detalhe; poucas centenas de km de largura, 
milhares de km de comprimento.
• Preenchimento sedimentar: Extensa sedimentação siliciclástica
marinha rasa e carbonática de plataforma espessando para o mar, 
recobrindo e superpondo-se a depósitos das fases rifte e de abertura 
inicial. Estes sedimentos passam gradual ou abruptamente para 
sedimentos finos marinhos profundos do talude e da elevação 
continentais. Frequentemente gradam ou interdigitam-se em direção 
ao mar aberto para depósitos marinhos profundos de siliciclastos
grossos e finos ou carbonatos ressedimentados, sob a forma de 
turbiditos, formando leques submarinos na base do talude e 
preenchendo as partes mais profundas da bacia oceânica  planícies 
abissais. Também ocorre deposição de vasas (oozes) carbonáticasde foraminíferos, cocólitos, pterópodes, e silicosas de radiolários e 
diatomáceas (OBS.: este tipo de vasa ocorre principalmente abaixo da 
profundidade de compensação da calcita - ~4000 m, onde ocorre 
dissolução de testas calcárias dos foraminíferos, p.ex.), além de 
argilas castanhas e vermelhas de origem vulcânica e eólica e cinza-
escuro/pretas quando ricas em matéria orgânica  geradoras do 
petróleo).
BACIAS DE MARGENS PASSIVAS (MIT, 2007; continuação)
BACIAS DE MARGENS PASSIVAS (MIT, 2007)
BACIAS DE MARGENS PASSIVAS (McGILL UNIV.)
MECANISMOS DE SUBSIDÊNCIA DAS BACIAS DE MARGENS PASSIVAS 
(McGILL UNIV.)
MECANISMOS DE SUBSIDÊNCIA DAS BACIAS DE MARGENS PASSIVAS 
(McGILL UNIV.)
MECANISMOS DE SUBSIDÊNCIA DAS BACIAS DE MARGENS PASSIVAS 
(McGILL UNIV.)
TAXAS DE SUBSIDÊNCIA DAS BACIAS DE MARGENS PASSIVAS (McGILL 
UNIV.)
MORFOLOGIA E SEDIMENTAÇÃO DAS BACIAS DE MARGENS PASSIVAS 
(McGILL UNIV.)
MORFOLOGIA E SEDIMENTAÇÃO DAS BACIAS DE MARGENS PASSIVAS 
(McGILL UNIV.)
DEFORMAÇÃO DA SEDIMENTAÇÃO DAS BACIAS DE MARGENS 
PASSIVAS (McGILL UNIV.)
DEFORMAÇÃO DA SEDIMENTAÇÃO DAS BACIAS DE MARGENS 
PASSIVAS (McGILL UNIV.)
DEFORMAÇÃO DA SEDIMENTAÇÃO DAS BACIAS DE MARGENS 
PASSIVAS (McGILL UNIV.)
DEFORMAÇÃO DA SEDIMENTAÇÃO DAS BACIAS DE MARGENS 
PASSIVAS (McGILL UNIV.)
BACIAS AULACÓGENO
AULACÓGENOS (MIT, 2007)
• Localização e ambiente tectônico: estendem-se das margens em direção 
ao interior do cráton;
• Processos tectônicos e sedimentares: representam um 3º. braço 
abortado de uma junção tríplice de riftes, da qual dois braços 
continuaram a evoluir, abrindo-se para formar uma bacia oceânica. Em 
ambientes modernos, aulacógenos terminam em margens continentais 
passivas. Ex.: Calha de Benoue (sob o rio Congo). Eventualmente o 
oceano fecha-se, formando uma faixa orogênica, de modo que em 
antigos ambientes os aulacógenos terminam numa faixa orogênica (p.ex. 
bacias preenchidas pelo Pahrump Group, Nevada e Califórnia –
Proterozóico);
• Dimensões e forma: alongada, estreita e linear; dezenas de km de 
largura e várias centenas de km de comprimento.
CARACTERÍSTICAS DAS BACIAS DE AULACÓGENOS (McGILL UNIV.)
BACIAS EM LIMITES DE 
PLACAS CONVERGENTES
EVOLUÇÃO DA SUBSIDÊNCIA DAS BACIAS DE MARGENS 
COMPRESSIONAIS (McGILL UNIV.)
EVOLUÇÃO DA SUBSIDÊNCIA DAS BACIAS DE MARGENS 
COMPRESSIONAIS (McGILL UNIV.)
•Bacias de antepaís (foreland) – tipos periférica e retro-arco;
•Fossas oceânicas e bacias acrescionais;
•Bacias de ante-arco (forearc basins) e 
•Bacias de retro-arco (backarc basins).
Classificação de bacias relacionadas a movimentos 
convergentes de placas (Allen e Allen, 2005)
FOSSAS (TRENCHES) – MIT (2007)
• Localização e ambiente tectônico: no oceano abissal, na linha do 
arqueamento para baixo inicial da placa da crosta oceânica subduzida, 
numa zona de subducção (Figuras 11.7 e 11.8 – MIT)
• Processos tectônicos e sedimentares: (1) sedimentos pelágicos de mar 
aberto (principalmente argila abissal castanha e oozes orgânicas) são 
transportadas para a fossa e situam-se sob sedimentos delgados a 
espessos depositados na própria fossa. (2) o que acontece com os 
sedimentos trazidos para a fossa ou nela depositados? Enquanto 
estiverem no interior da fossa são pouco deformados, porém durante 
muito tempo. Ou são raspados da placa em descida para formar uma 
cunha acrescionar , cuja estrutura varia desde (a) material misturado 
caoticamente numa mélange de subducção, até uma sucessão bem 
regular imbricada de camadas em subcavalgamento (undertrhusted 
sheets) mergulhando em direção ao arco (obs.: as camadas de 
cavalgamento tornam-se mais novas para baixo, porém no interior de 
uma dada placa o sedimento é mais novo para cima), ou (b) são 
arrastadas zona de subdução abaixo. A extensão deste último processo é 
controversa, mas já foram descritos casos a respeito;
• Forma e dimensões: longa e estreita (dezenas de km de largura, 
milhares de km de comprimento), arqueada, com o lado convexo 
voltado para a placa subduzida chegando.
• Preenchimento sedimentar: Varia desde camadas delgadas 
(centenas de metros de espessura) de sedimentos pelágicos 
(lamas abissais finas e cinzas vulcânicas) até espessos 
depósitos (milhares de metros) de sedimentos siliciclásticos 
grossos derivados dos arcos e vulcanoclásticos; também leques 
locais depositados perpendicularmente ao eixo da fossa ou 
corpos oblongos semelhantes a leques, dispostos paralelamente 
ao eixo da fossa.
FOSSAS (TRENCHES) – MIT (2007)
FOSSAS (TRENCHES) – MIT (2007)
FOSSAS (TRENCHES) – MIT (2007)
BACIAS FOSSA/TALUDE (TRENCH-SLOPE BASINS) – MIT (2007)
• Localização e ambiente tectônico: na borda interna (em direção 
ao arco) da zona de subducção das fossas (figuras 11.7 e 11.8 
MIT)
• Processos tectônicos e sedimentares: bacias são formadas como 
áreas baixas, com contornos fechados, entre lâminas de 
empurrão adjacentes na cunha acrescionar em crescimento. O 
dobramento sedimentar próximo à superfície na cunha 
acrescionar também pode ser um fator no desenvolvimento de 
bacias. Estas bacias interceptam parte dos sedimentos carreados 
como correntes de turbidez vindas das porções mais antigas 
elevadas do complexo acrescionar, ou de uma parte mais distante 
do próprio arco.
• Dimensões e forma: pequenas (não mais do que alguns km de 
largura, dezenas de km de comprimento; frequentemente 
menores), lineares e alongadas paralelamente à fossa.
• Preenchimento sedimentar: siltes e lamas marinhas profundas 
sedimentadas diretamente sobre a bacia ou escorregadas para as 
bacias, vindas de porções mais elevadas no talude; também 
siliciclastos mais grossos fornecidos do talude mais acima por 
correntes de turbidez. 
BACIAS RELACIONADAS A 
ARCOS DE ILHAS
RESUMO DAS BACIAS RELACIONADAS A ARCOS DE ILHAS (McGILL UNIV.)
DIVISÃO DAS BACIAS RELACIONADAS A ARCOS DE ILHAS 
VULCÂNICAS (McGILL UNIV.)
BACIAS DE ANTEARCO (FORE-ARC BASINS) – MIT (2007)
• Localização e ambiente tectônico: Nas zonas de subducção (figs. 11.7 e 
11.8); entre o complexo soerguido de subducção no bordo interno da 
fossa e o arco vulcânico (no caso de subducção oceano-oceano), ou o 
continente cavalgante (no caso de subducção oceano-continente).
• Processos tectono-sedimentares: À medida que ocorre a subducção, 
forma-se uma área relativamente baixa, geralmente abaixo do nível do 
mar, entre o arco externo mais alto, soerguido pela subducção e o arco 
vulcânico interno construído pelo magmatimo de subducção. Antigos 
exemplos destas bacias de ante-arco são passíveis de ser isolados 
tectonicamente de áreas originalmente adjacentes. Depois da colisão 
arco-continente, pode ser formada uma outra variação de bacia de 
ante-arco entre o arco externo e o continente cavalgante. Estas bacias 
também são passíveis de preenchimento vindo principalmente das 
terras altas do continente tectonicamente ativo. Uma colisão posterior 
continente-continente dificultaria uma reconstrução direta do ambiente 
tectônico formador.
• Dimensões e forma: Desde dezenas a mais de 100 km de largura e até 
milhares de km de comprimento, arqueadas;
BACIAS DE ANTEARCO (FORE-ARC BASINS) – MIT (2007)
• Preenchimento sedimentar: Depósitos não marinhos 
siliciclásticos fluviais a deltaicos, situados na margem 
em direção ao arco passam em direção ao mar para 
siliciclastos marinhos profundos, principalmente 
depósitos de fluxo de gravidade, todos intercalados 
com fluxos vulcânicos derivados do arco e 
piroclásticos. A espessura da seção pode atingir muitos 
milhares de metros.
BACIAS DE ANTEPAÍS 
(FORELAND BASINS)BACIAS DE ANTEPAÍS (FORELAND BASINS) – MIT (2007)
• Localização, ambiente tectônico e processos: Há dois tipos de bacia de 
antepaís (foreland basin): Bacias foreland de retroarco (formadas sobre 
crosta continental estável por carga exercida por lâminas de empurrão 
(thrust sheets) movendo-se em direção ao interior do continente como 
resultado de compressão e encurtamento crustal numa zona de 
subducção oceano-continente; e Bacias foreland periféricas, formadas 
após colisões continente-continente pela carga da crosta continental da 
placa subduzida pelo desenvolvimento de lâminas de empurrão na 
crosta continental da placa subduzida dirigida afastando-se da zona de 
subducção (fig. MIT 11.7 e 11.8). Ambos os tipos tendem a ser 
assimétricos, com suas partes mais profundas mais próximo das 
lâminas de empurrão superpostas. Tendem a migrar com o tempo 
afastando-se do arco ou da zona de sutura. Estas bacias são 
preenchidas por sedimentos derivados das áreas montanhosas 
associadas à compressão e ao cavalgamento.
• Forma e dimensões: dezenas a poucas centenas de km de largura, 
centenas a milhares de km de comprimento, frequentemente com 
desenvolvimento variável ao longo de seu comprimento, comumente 
arqueadas, refletindo a geometria da subducção. 
• Preenchimento sedimentar: Siliciclastos fluviais grossos, 
principalmente leques aluviais, afinando e diminuindo de 
espessura ao se afastarem do arco ou sutura. 
Frequentemente passam a sucessões marinhas rasas de 
arenito e folhelho se o nível do mar for alto o suficiente 
para inundar a bacia.
Espessuras até vários milhares de metros. A fácies 
clássica molasses (conglomerados não marinhos) é
depositada nas bacias de antepaís
BACIAS DE ANTEPAÍS (FORELAND BASINS) – MIT (2007)
BACIAS DE ANTEPAÍS - FORELAND (McGILL UNIV.)
RESUMO DAS BACIAS DE ANTEPAÍS – FORELAND
(McGILL UNIV.)
MECANISMO FORMADOR DAS BACIAS DE ANTEPAÍS –
FORELAND (McGILL UNIV.)
CLASSIFICAÇÃO DAS BACIAS DE ANTEPAÍS – FORELAND 
(McGILL UNIV.)
EXEMPLO DE BACIA DE ANTEPAÍS – FORELAND (McGILL UNIV.)
EXEMPLO DE BACIA DE ANTEPAÍS – FORELAND (McGILL UNIV.)
EXEMPLO DE BACIA DE ANTEPAÍS – FORELAND (McGILL UNIV.)
MAPA DO TOPO DO EMBASAMENTO
EXEMPLO DE BACIA DE ANTEPAÍS – FORELAND (McGILL UNIV.)
MAPA PALEOGEOGRÁFICO
PERFIL DE BACIA DE ANTEPAÍS – FORELAND (McGILL UNIV.)
MAPA DE ISÓPACAS DE BACIA DE ANTEPAÍS – FORELAND 
(McGILL UNIV.)
RESUMO DA SEDIMENTAÇÃO DE BACIAS DE ANTEPAÍS –
FORELAND (McGILL UNIV.)
DEFORMAÇÃO DA SEDIMENTAÇÃO DE BACIAS DE ANTEPAÍS –
FORELAND (McGILL UNIV.)
BACIAS INTRACRATÔNICAS
BACIAS INTRACRATÔNICAS (McGILL UNIV.)
PRINCIPAIS CARACTERÍSTICAS DAS BACIAS 
INTRACRATÔNICAS (McGILL UNIV.)
PRINCIPAIS CARACTERÍSTICAS DAS BACIAS 
INTRACRATÔNICAS (McGILL UNIV.)
PRINCIPAIS CARACTERÍSTICAS DA SEDIMENTAÇÃO DAS 
BACIAS INTRACRATÔNICAS (McGILL UNIV.)
PRINCIPAIS CARACTERÍSTICAS DAS BACIAS 
INTRACRATÔNICAS (MIT, 2007)
• Localização e ambiente tectônico: áreas não orogênicas nos crátons;
• Processos tectônicos e sedimentares: bacias sem conexão evidente 
com a tectônica de placas. Considera-se que reflitam subsidência 
termal extremamente lenta (tempo: 100 M.a.) após um evento de 
aquecimento sob a litosfera continental. Porém, as razões para a 
depressão abaixo do nível crustal original ainda não são entendidas. A 
erosão durante o soerguimento termal parece não ocorrer, como visto 
no estiramento litosférico. Dúvidas: a litosfera tornou-se mais densa na 
área sob a bacia? A litosfera foi afinada por “erosão” subjacente? 
Qualquer que seja a razão, a subsidência subsequente pode ser 
modelada muito bem pelo resfriamento e ajuste isostático. 
• A subsidência é tão lenta que parece não ter ocorrido depressão da 
superfície da litosfera  ambientes deposicionais são em sua maioria 
os mesmos encontrados nos entornos da bacia; a diferença é a maior 
espessura. 
• Estas sucessões sedimentares são mais completas; há menos e 
menores diastemas (breves interrupções na sedimentação, com pouca 
ou nenhuma erosão antes do reinício da sedimentação)  a bacia 
permaneceu sob a água, enquanto as áreas em torno estavam emersas;
PRINCIPAIS CARACTERÍSTICAS DA SEDIMENTAÇÃO DAS 
BACIAS INTRACRATÔNICAS (MIT, 2007; cont.)
• Forma e dimensões: arredondadas, equidimensionais; diâmetros 
de centenas de km.
• Preenchimento sedimentar: sedimentos cratônicos de águas 
rasas (carbonatos, folhelhos, arenitos) mais espessos em 
sucessões mais completas do que nas áreas adjacentes do 
cráton, porém ainda relativamente finas (centenas de metros). 
PRINCIPAIS CARACTERÍSTICAS DAS BACIAS 
INTRACRATÔNICAS (McGILL UNIV.)
MAPA DE BACIA INTRACRATÔNICA TÍPICA (McGILL UNIV.)
BACIAS TRANSCORRENTES
(strike-slip)
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Salamuni (UFPR)
Souza-Lima e Hansi Jr., 2003
CARACTERÍSTICAS PRINCIPAIS DAS BACIAS STRIKE-SLIP ou 
PULL-APART (Fonte: MIT, 2007)
Localização e ambiente tectônico: Localmente ao longo das principais falhas de rejeito direcional
(strike-slip) ou transformantes, tanto na crosta continental quanto na crosta oceânica (Figura 11-9 
MIT).
Processos tectônicos: Se a falha strike-slip é escalonada em batentes (step-overs), ou mais
encurvada do que retilínea, o movimento ao longo dela tende a produzir tensão onde o sentido da 
curvatura e o movimento são tais que as paredes da falha são afastadas uma da outra  regime 
transtracional, ou então uma compressão, onde o sentido da curvatura e o movimento são tais que
as paredes da falha são apertadas uma contra a outra  regime transpressional). Nos segmentos
tensionais, são formados espaços (gaps) ou bacias, que são preenchidas por sedimentos
produzidos da crosta elevada adjacente BACIAS STRIKE-SLIP / PULL-APART.
Forma, dimensões: Forte tendência para forma romboidal nas bacias pull-apart. Forma varia desde
aproximadamente equidimensional, no início de sua formação, para alongada posteriormente. 
Larguras variam entre alguns km a poucas dezenas de km; comprimentos variam de alguns km a 
várias dezenas de km. Algumas bacias são ainda menores do que isto.
Preenchimento sedimentar: Bacias de crosta continental são as mais significativas
sedimentologicamente, são preenchidas por espessas sucessões de sedimentos clásticos grossos
a finos, não marinhos a marinhos, frequentemente como leques aluviais passando a depósitos
lacustres ou para depósitos de ambientes marinhos restritos. Em alguns casos, espessos
turbiditos marinhos preenchem as porções distais da bacia. Geralmente há uma brusca variação
lateral de fácies, e as espessuras das unidades litológicas podem não exceder muito suas
extensões laterais, ou ser ainda menores. A deposição é contemporânea à elongação da bacia 
CAUTELA com a espessura total da seção medida, computada por medições camada-por-camada
da seção. 
TRANSPRESSÃO VERSUS TRANSTRAÇÃO 
(Fonte: Salamuni – UFPR)
Fonte: Modificado de Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National
University, Taiwan
• Margens da bacia são desencontradas;
• Assimetria longitudinal e lateral;
• Subsidência rápida episódica;
• Mudanças faciológicas laterais abruptas e discordâncias locais;
• Contrastes marcantes na estratigrafia, geometria das fácies e discordância 
entre diferentes bacias na mesma região.
• Importância econômica: petróleo, energia geotermal, cobre (porphyry-copper).
• Formadas por regime tectônico transtracional
• Sedimentação informa linhas de tempo para os eventos de falhamento e 
extensão.
Características das bacias de rejeito direcional 
(strike-slip basins)
Importância das bacias strike-slip (pull-apart) para o petróleo
•Modelo estudado: Mar Morto.
• Afinamento da crosta em bacias pull-apart pode gerar carregamento diferencial da 
crosta e facilitar a subida de diápiros salinos, uma trapa bem conhecida para o 
petróleo.
• Deformação intensa, deposição sedimentar e subsidência rápidas nas bacias pull-
apart geram numerosas trapas estratigráficas e estruturais, aumentando suas 
viabilidades como reservatórios de petróleo.
• O regime extensional raso das bacias pull-apart também facilita o alojamento de 
rochas intrusivas félsicas com grande mineralização de cobre (porphyry copper). 
Considera-se que seja o principal controle estrutural sobre o depósito gigante de 
Escondida, no Chile.
• Campos geotérmicos estão localizados em regiões de pull-apart pela mesma razão 
(alto fluxo de calor associado aos magmas em ascensão) 
Importância das bacias strike-slip (pull-apart) para o 
mineralização de cobre e energia geotérmica
Bacias pull-apart (Fonte: MIT, 2007)
Fonte: Salamuni (UFPR, modif. de 
Crowell, 1974)
ESQUEMA SIMPLIFICADO DE UMA BACIA STRIKE-SLIP OU PULL-
APART. Fonte: Salamuni (UFPR, modif. de Crowell, 1984)
Fonte: Salamuni (UFPR) modif. Allen & Allen (1990)
Bacias pull-apart (Fonte: MIT, 2007)
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
SAF = San Andreas Fault
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
Área demarcada na 
figura: ver próximo slide
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
Restraining bend:a bend that obstructs movement along the strike of the fault.
Releasing bend: a bend that facilitates movement along the strike of the fault.
Fonte: Cunningham & Mann (2007)
Fonte: Salamuni (UFPR)
ESTRUTURAS EM FLOR
ESTRUTURAS EM FLOR
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
Fonte: Salamuni (UFPR)
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
Fonte: Dr. Andrew T. Lin, Institute of Geophysics, Central National University, Taiwan
BACIAS BRASILEIRAS
Fonte: Fundação Phoenix (2003)
Fonte: Fundação Phoenix (2003)
BACIAS BRASILEIRAS E SUAS FASES EVOLUTIVAS
Fonte: Fundação Phoenix (2003)
RECONSTRUÇÃO PALEOGEOGRÁFICA DAS SEQUÊNCIAS SIN-RIFT, 
TRANSICIONAL EVAPORÍTICA E PLATAFORMA CARBONÁTICA NA 
PLATAFORMA CONTINENTAL BRASILEIRA (Fonte: Chang et al., 1992)
Fonte: Fundação Phoenix (2003)
CORRESPONDÊNCIA ENTRE AS BACIAS DAS 
MARGENS DO ATLÂNTICO SUL
Fonte: Ceraldi e Green (2016)
CORRELAÇÃO ENTRE AS BACIAS DE 
CAMPOS (BRASIL) E KWANZA (ANGOLA)
Fonte: Ceraldi e Green (2016)
Sabato Ceraldi, T., Hodgkinson, R. A. & Backe, G. (eds) Petroleum Geoscience of the 
West Africa Margin. Geological Society, London, Special Publications, 438, 
http://doi.org/10.1144/SP438.10 # 2016
CORRELAÇÃO ENTRE AS BACIAS DE 
CAMPOS (BRASIL) E KWANZA (ANGOLA)
Fonte: Ceraldi e Green (2016)
EXEMPLOS DE BACIAS X
HABITATS TECTÔNICOS
IMPORTÂNCIA DAS FALHAS DE REJEITO DIRECIONAL NO 
TRAPEAMENTO DO PETRÓLEO (David Paige, 2018)
Disponível em: <https://www.linkedin.com/groups/104901/104901-6432768099363233794?midToken=AQFQMEmqtk6RgA&trk=eml-
b2_anet_digest_of_digests-hero-12-view%7Ediscussion&trkEmail=eml-b2_anet_digest_of_digests-hero-12-view%7Ediscussion-null-
324dxe%7Ejktt4roq%7E9g-null-
communities%7Egroup%7Ediscussion&lipi=urn%3Ali%3Apage%3Aemail_b2_anet_digest_of_digests%3Blxn74NSeQ6KRdaLYmcbj6g%
3D%3D>. Acesso em: 15 ago. 2018
IMPORTÂNCIA DAS FALHAS DE REJEITO DIRECIONAL NO 
TRAPEAMENTO DO PETRÓLEO (David Paige, 2018)
David Paige: Falhas strike-slip são o ajuste mais raso ao 
movimento de placas profundo e extensivo (deriva continental) 
 pode-se esperar extensas mudanças na estratigrafia. Em 
muitos casos pode haver pouca mudança vertical e as quebras 
são perturbadas pela migração pré-empilhamento da seção 
sísmica. Em resumo: a interpretação das falhas necessita de 
estudo humano inteligente que utiliza ferramentas visuais.
Observação pessoal: como em qualquer outro tipo de 
falhamento, os reservatórios podem ser trapeados lateralmente 
por rochas selantes, porém neste tipo de falhamento o 
trapeamento é na horizontal. 
Evolução 
esquemática de 
bacias rift para 
margens passivas9, 
2. Os eventos 
mostrados ilustram, 
p. ex., os 
mecanismos que 
originaram as 
bacias da margem 
leste brasileira.” 
(Souza-Lima e Hansi 
Jr., 2003)
MODELOS DISTENSIONAIS PARA A 
FORMAÇÃO DE BACIAS
PA
Fonte: Joe Vu (8/12/2008). Disponível em: 
<https://upload.wikimedia.org/wikipedia/en/6/63/Pure_Shear_Vs_Simple_Shear.jpg>
CISALHAMENTO SIMPLES VERSUS CISALHAMENTO PURO
EVOLUÇÃO 
DA ABERTURA 
DO ATLÂNTICO 
SUL
Fonte: Boyd et al. 
(2015)
Presalt Carbonate 
Evaluation for 
Santos Basin, 
Offshore Brazil
PETROPHYSICS 
56(6):577 
December 2015
FINAL 
DA
UNIDADE 2