III. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira 95

A Fig. III.4 mostra um conjunto de mapas derivados dainteração de dados aéreos, terrestres, marinhos e de satélite(batimetria e gravimetria). A Fig. III.4a apresenta o mapabatimétrico da margem continental brasileira, a Fig. III.4bapresenta o mapa de anomalias free-air e a Fig. III.4c o mapade anomalias Bouguer. Esses mapas caracterizam as principaisfeições fisiográficas da margem, em particular, (i) o centro

de espalhamento atual entre a placa sul-americana e a placaafricana, localizado muito mais próximo da linha de costa namargem equatorial do que na margem sudeste; (ii) a direçãoaproximadamente leste–oeste ao longo da margem equatorial,associada a falhamentos transformantes; e (iii) o sistema deriftes da margem leste brasileira, com eixos longitudinais dedireção aproximada N–S, aproximadamente ortogonais à

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Parte I – Geologia96

direção do eixo de espalhamento meso-atlântico. Outrasimportantes feições geomorfológicas mencionadas por Jinnoe Souza (1999) correspondem à Cadeia Vitória–Trindade, oLineamento de Florianópolis, o Alto do Rio Grande e o Platôde São Paulo, que é caracterizado por uma larga província dediápiros de sal na região sudeste e com estreitamento nadireção norte. Os mapas de métodos potenciais permitemcaracterizar importantes altos vulcânicos, montes submarinose diversos lineamentos estruturais que serão discutidosposteriormente. O mapa de anomalia Bouguer tambémidentifica os depocentros da fase rifte (em cores frias,azuladas), a crosta transicional (em tons de verde) e a crostaoceânica (em cores quentes, de vermelho a violeta).

Alves et al. (1997) identificam três principais zonas defraturas na margem leste brasileira: a Zona de Fratura deMartin Vaz, cujo prolongamento para leste vai coincidir com oMonte Almirande Saldanha, a Zona de Fratura do Rio de Janeiro,cujo prolongamento para oeste vai coincidir com o lineamentode alcalinas na região de Cabo Frio (Sadowski e Dias Neto,

1981), e a Zona de Fratura de Rio Grande – Lineamento deFlorianópolis, que separa as bacias de Santos e Pelotas.

As bacias de Santos e Campos estão localizadas no Platôde São Paulo, a mais importante feição fisiográfica da margemsudeste brasileira (Ponte et al. 1977; Ponte e Asmus, 1978;Ponte et al. 1980; Asmus, 1982; Kowsmann et al. 1982; Palma1984). A Fig. III.5 mostra um mapa de detalhe da batimetriae da topografia continental da região leste–sudeste do Brasil,destacando algumas das principais feições morfológicas etectônicas já referidas, particularmente os lineamentosvulcânicos que adentram a região de crosta oceânica, como oAlto do Rio Grande e a cadeia Vitória–Trindade.

Uma das principais feições observadas no Atlântico Sulcorresponde ao alinhamento NW que se estende desde a regiãocontinental (como Alto do Paranaíba, separando as Bacias doParaná e São Francisco, Cordani et al. 1984), e atinge a regiãoda plataforma continental nas proximidades do Alto de CaboFrio, entre as bacias de Santos e Campos (Fig. III.6). Esselineamento (designado como Cruzeiro do Sul, Souza et al.

Figura III.5 – Mapa topográ-fico-batimétrico com princi-pais feições geomorfológicasda região sudeste brasileira

Figure III.5 – Topographic-bathymetric map with maingeomorphological features ofthe southeastern Brazilianregion

III. Bacias Sedimentares da Margem Continental Brasileira 97

1993) continua para SE através de várias intrusões ígneas e,em crosta oceânica, é caracterizado por feições tectônicasextensionais interpretadas como riftes intra-oceânicos. Szatmarie Mohriak (1995) caracterizam feições extensionais ecompressionais como associadas à movimentação da placasul-americana durante a deriva continental, com uma rotaçãono sentido anti-horário entre a cadeia de Vitória–Trindade e aregião do Alto do Rio Grande.

A maior inflexão leste–oeste ao longo da margemcontinental leste brasileira localiza-se ao longo do Estado doRio de Janeiro, entre as bacias de Campos e Santos. A deflexãodo limite pré-aptiano dessas bacias, que em geral tem direçãoNE, é marcada, na província de Cabo Frio, por ampla atividademagmática com vulcanismo e intrusões alcalinas datadas doCretáceo Superior até o Terciário Inferior (Mohriak et al. 1990c;Misuzaki e Mohriak, 1992). Mais ao norte, a cadeia de Vitória–Trindade (Figs. III.5 e III.6), de direção leste–oeste, constituiimportante feição vulcânica cuja origem provavelmente estáassociada a plumas ou pontos quentes do manto (Gibson etal. 1994).

Na região adjacente ao Complexo Vulcânico dos Abrolhosocorrem vários montes submarinos, principalmente na planícieabissal, como, por exemplo, o Monte Submarino Besnard naBacia do Espírito Santo. Alguns altos vulcânicos atingem onível de mar constituindo ilhas (e.g., Santa Bárbara, MartinVaz e Trindade). Na plataforma continental da Bacia do EspíritoSanto destaca-se a ocorrência de pequenas ilhas na regiãonorte de Abrolhos, em particular a Ilha de Santa Bárbara,onde afloram arenitos cretácicos a terciários cobertos porrochas ígneas e vulcânicas (Cordani, 1970).

O Complexo Vulcânico de Royal Charlotte constitui o limiteentre a Bacia de Cumuruxatiba e a Bacia de Jequitinhonha.Na região nordeste brasileira também destacam-se várioslineamentos E–W e NW–SE ao largo das bacias da Bahia,Sergipe, Alagoas e Pernambuco–Paraíba. Essas feições estãoassociadas a montes submarinos e cones vulcânicos cujadatação radiométrica apresenta idades de Cretáceo Superior(Cherkis et al. 1989).

Nesta mesma área destacam-se a ocorrência das zonasde fraturas e os lineamentos de Bode Verde e Ascensão (Mello

Figura III.6 – Mapa tectônicosimplificado da região sudestebrasileira

Figure III.6 – Simplified tectonicmap of the Brazilian southeasternregion

Parte I – Geologia98

e Palma, 2001). Na margem equatorial também ocorremlineamentos de intrusões vulcânicas relacionados à CadeiaFernando de Noronha e às zonas de falhas transformantes deRomanche e São Paulo. Nesses lineamentos ocorrem váriosmontes submarinos ou afloramentos na forma de ilhasvulcânicas (Sichel et al. 2001).

Na margem leste–sudeste (Platô de São Paulo) a tectônicade sal foi responsável pela formação de mini-bacias e grábensde evacuação de sal, expressos na batimetria comoirregularidades deprimidas no fundo do mar, enquanto intrusõesígneas e massas vulcânicas (e.g., Monte Submarino AlmiranteSaldanha na Bacia de Campos e Monte Submarino Jean Charcotna Bacia de Santos) produzem contornos circulares positivosna batimetria (Fig. III.5 e Fig. III.6).

Evolução geodinâmica damargem continental

O modelo geral adotado para a formação das bacias da margemcontinental e do Oceano Atlântico baseia-se em conceitostectonofísicos propostos por McKenzie (1978), que admite umestiramento litosférico e afinamento da crosta e litosfera,durante a fase rifte, e, posteriormente, uma fase desubsidência termal associada ao resfriamento da anomaliatérmica da astenosfera. O estiramento litosférico que resultouno afinamento crustal e subida do manto é caracterizado porrefletores profundos imageados na base da crosta, como, porexemplo, na região oeste da Bacia de Campos (Mohriak et al.1990b).

O afinamento crustal é bem calibrado por dados sísmicose de métodos potenciais. Os dados de anomalia free-airmostram uma faixa de anomalias gravimétricas positivas (até80 mGal) na região da plataforma continental da margemsudeste, próximo ao limite pré-Aptiano das bacias de Santose Campos (Mohriak et al. 1990b). Essa feição coincide com aocorrência de feições antiformais na base da crosta,interpretadas como associadas a afinamento litosférico e subidado manto ou aprisionamento de material ultrabásico na baseda crosta (underplating). Localmente, o soerguimento inicialda descontinuidade de Mohovicic - Moho coincide com a falhade borda dos riftes marginais (Mohriak et al. 1990b, Meislinget al. 2001), enquanto em outras regiões o soerguimento daMoho ocorre em águas profundas (e.g., Sergipe–Alagoas,Mohriak et al. 1995a). Exemplos de linhas sísmicas profundasmostrando estruturas crustais que marcam a transição para omanto superior podem ser analisadas em Mohriak et al.(1990b), Mohriak et al. (1998b), Mohriak et al. (2000), Bassettoet al. (2000) e Gomes et al. (2000).

Modelos Evolutivos

O estudo da evolução tectono-sedimentar das baciassedimentares do Atlântico Sul tem recebido importantecontribuição de modelos conceituais derivados de observaçõesgeológicas e geofísicas de outras bacias sedimentares. Asbacias de margem divergente e transformante brasileira sãocaracterizadas por uma seqüência evolutiva que apresentaalgumas semelhanças e diferenças quando são comparadascom bacias análogas em diferentes províncias do OceanoAtlântico (Cainelli e Mohriak, 1999a). Entretanto, em linhasgerais, a evolução das bacias de margem continental segueuma seqüência de eventos que permite a proposição de modelosgeodinâmicos no contexto da tectônica de placas que podeser útil na avaliação de seu potencial exploratório.

Modelos evolutivos da margem divergente

A evolução seqüencial do Atlântico Sul, em sua margemdivergente, é marcada por cinco principais fases com diferentespadrões de tectônica e sedimentação (Cainelli e Mohriak, 1998;Cainelli e Mohriak, 1999b). A primeira fase é marcada peloinício de processos extensionais, que subseqüentementelevaram à separação entre os continentes sul-americano eafricano. O modelo conceitual para esta fase admite umpequeno soerguimento astenosférico e um afinamentolitosférico regionalmente distribuído, com falhas incipientesna crosta superior controlando depocentros locais associadosa uma deposição sedimentar ampla e pouca espessa (Fig.III.7a).

O início da fase seguinte, que é caracterizada por umaumento do estiramento litosférico, coincide com extrusão delavas basálticas, logo seguida por grandes falhas afetando acrosta continental e resultando na formação de semi-grábens(Fig. III.7b), que são preenchidos por sedimentos continentaislacustrinos (Neocomiano–Barremiano). Ao final do episódiode rifteamento, há um novo aumento da extensão litosférica,que é marcado por grandes falhas que rotacionam os blocosde rifte anteriormente formados (Fig. III.7c), sendo entãocobertos por sedimentos menos rotacionados. O centro deespalhamento meso-Atlântico, responsável pela incepção decrosta oceânica, provavelmente intrude a crosta ao final dosepisódios de rifteamento, e, em algumas bacias, as primeirasmanifestações de espalhamento oceânico estão associadas avulcanismo sub-aéreo, responsável pela formação de espessascunhas de refletores mergulhantes para o mar (seaward-dippingreflectors – SDR), conforme observado em linhas sísmicasregionais (Hinz, 1981; Mutter et al. 1982; Mutter, 1985; Mohriaket al. 1995a).

O possível mecanismo para este episódio envolve afocalização do estiramento litosférico, anteriormente distribuído